ГЕОМОРФОЛОГІЧНА ЗОНАЛЬНІСТЬ ДНА СВІТОВОГО ОКЕАНУ ТА ЙОГО ГЕОФІЗИЧНА ХАРАКТЕРИСТИКА

Тривалий час уявлення про геологію базувались виключно на матеріалах континентів. Океанічні западини трактувались як пусті простори, своєрідні провали між складно-побудованими материками. Завдяки дослідженням, проведеним за останні 40-50 років XX ст., геологія по-справжньому стає наукою про Землю, охоплюючи геологічні явища як на материках, так і в океанах.

Загальна площа Світового океану складає 361,22 млн.км², що становить 78% поверхні нашої планети; його середня глибина – 3729 м, максимальна – 11022 м (Маріанський жолоб). Аналіз рельєфу морського і океанічного дна дозволяє виділити наступні геоморфологічні провінції: підводні окраїниконтинентів, перехідні зони, ложе океанів і серединно-океанічні хребти.

Підводні окраїни континентів займають 80,61 млн.км² або 22,4% загальної площі Світового океану. За характером геологічних процесів у межах цих зон їх поділяють на пасивні і активні.

Пасивні перехідні області (континентальні пасивні окраїни або окраїни атлантичного типу) характерні для Атлантичного, Індійського та Північного Льодовитого океанів за винятком тих ділянок, де розвинені острівні дуги та глибоководні жолоби. Вони мають внутрішньоплитне положення і відзначаються низькою сейсмічною та вулканічною діяльністю, що є свідченням відсутності відносних переміщень континентальних та океанічних фрагментів літосфери. До складу цієї геоморфологічної провінції входять три зони: шельф, материковий схил і материкове підніжжя.

Шельф – це підводна рівнина навколо материків, що відзначається пологим нахилом та простягається від берегової лінії до глибини 100-300 м. Границя, де різко збільшується крутизна дна, називається зовнішнім контуром шельфу. Глибина моря вздовж цієї границі змінюється від 200 до 600 м. В геоморфологічному відношенні шельф – це продовження прибережних материкових рівнин.

Утворення сучасного шельфу пов'язують із таненням льодовиків четвертинного зледеніння, яке розпочалось 10-15 тис.років тому. В цей час рівень Світового океану був значно нижчим від сучасного. Загальне підняття рівня Світового океану за рахунок вивільнення води із четвертинних льодовиків привело до затоплення прибережних материкових рівнин. Поряд з цим в утворенні шельфу значну роль відіграв тектонічний фактор. Нахил шельфу в бік океану і наявність тектонічних порушень вказують на тенденцію занурення крайових частин континентів. Середня ширина шельфу – 65-80 км, вона може змінюватися від кілометра 1000-1500 км. Площа шельфу складає 31,08 км² або 8,6% поверхні Світового океану. Його рельєф характеризується уступами, терасами, підводними підняттями, жолобами. Загальним для шельфових зон Світового океану є наявність реліктового субареального рельєфу. Формування шельфу – це результат сумісної діяльності морської трансгресії та абразії, тектонічних опускань і осадкоутворення.

Материковий схил починається на глибинах 200-600 м різким перегином дна. Середні кути в його межах складають 3-4⁰ , максимальні - 45⁰ . На ділянках різкого нахилу розсипчасті осади сповзають під дією сили тяжіння, відслонюючи скелясті породи. Материковий схил як і шельф – порівняно вузька ділянка океанічного дна. Його ширина змінюється від 8-10 км до 250-270 км, площа дорівнює 24,5 млн. км² або 6,8% від площі Світового океану. Висота схилу складає в середньому 3-6 км (острівні дуги) іноді перевищує 10 км (Маріанська острівна дуга). Рельєф представлений чергуванням крутих уступів, незамаскованих сучасними осадами. Важливою формою рельєфу є система поперечних підводних каньйонів – глибоко врізаних V-подібних долин, по яких з континентів поступає велика кількість уламкового матеріалу. Вони часто продовжують сучасні річкові долини великих рік.

Материкове підніжжя виділяють як самостійну геоморфологічну форму підводного рельєфу. Це нахилена слабохвиляста рівнина, розташована в основі материкового схилу, ширина якої змінюється від 200 до 1000 км. Її площа складає 25,9 млн.км² або 7,1% площі Світового океану. Нижня границя знаходиться на глибині 5 км. Поперечний профіль має форму ввігнутої кривої, яка виположується в бік океану. Кути нахилу у верхній частині підніжжя складають перші градуси. Вирівнювальний рельєф ускладнюється системою пагорбів висотою від 10-20м до 200-300 м. Саме тут відбувається інтенсивне накопичення осадового матеріалу, що зноситься з континентів. У зв'язку з цим акумулятивні процеси майже повністю згладжують тектонічні форми рельєфу. Деколи у формуванні рельєфу материкового підніжжя значну роль відіграють підводні і надводні вулкани з широким розвитком лавових покривів. Тому розглядаються два типи рельєфу материкового підніжжя: акумулятивний і структурно-тектонічний.

Розглянута геоморфологічна провінція Світового океану характерна для узбережжя Атлантичного океану і називається атлантичним типом окраїн. Вона також характерна для Північного Льодовитого океану і західного сектору Індійського океану. Інша геоморфологічна будова характерна для азіатського узбережжя Тихого океану.

Перехідна зона найбільш виразно прослідковується вздовж північного і західного узбережжя Тихого океану (від берегів Аляски до Нової Зеландії). Ширина перехідної зони досягає 4 тис.км, простагання 12 тис.км. Вона складається з глибоководних котловин окраїнних морів; підводних і острівних дуг; глибоководних жолобів, які відділяють перехідні зони від абісальних рівнин океанів. Загальна площа цих зон складає 30,62 млн.км² або 8,5% від загальної площі Світового океану. Рельєф перехідної зони складається з великої кількості островів, розділених протоками і внутрішніми морями.

Океанське ложе – це велика за площею частина дна Світового океану. Воно займає 194,81 млн.км² або 54%. В складі рельєфу виділяються глибоководні рівнини, що розділяються підводними океанічними підняттями.

Глибоководні рівнини розташовуються між материковими підніжжями (атлантичний тип окраїн) або глибоководними жолобами (тихоокеанський тип) і системою серединно-океанічних хребтів в межах глибин від 4 до 6 км. Розрізняють плоскі та горбисті рівнини. Крім підводних гір, горбів, валів рельєф глибоководних рівнин ускладнений уступами і жолобами, пов'язаними за своїм походженням з діяльністю великих розломів.

Океанічні підняття ділять на глибоководні рівнини на окремі котловини. Форма піднять різна – від ізометричних до лінійно-витягнутих хребтів, вона визначається розломами, які їх обмежують. Рельєф розчленований перепадом висот до 2 км і більше.

До мікрорельєфу дна відносяться дрібні форми океанічного дна, що не перевищують декількох метрів. Виділяють три основних типи мікрорельєфу: ерозійний, біогенний і хемогенний. Ерозійний тип спостерігається на підводних хребтах та підняттях дна. Біогенний мікрорельєф проявляється на поверхні дна у вигляді борозен, валів, горбів. Це результат діяльності риючих донних організмів. Найбільше він розвинутий на материкових схилах і на дні океанічних котловин. Хемогенний мікрорельєф є результатом хімічних процесів, що проходять на дні океану і утворюють на поверхні твердих порід або невеликих уламків характерні кірки діоксиду марганцю та інших елементів. Утворюються так звані залізо-марганцеві конкреції, що створюють хемогенний рельєф.

Для вивчення будови океанічного дна застосовуються гравіметричні, магнітні, сейсмічні методи та методи вивчення теплового поля.

Гравіметричний метод вперше був застосований у 1923 році для дослідження Атлантичного океану. Регіональні геофізичні дослідження розпочалися в період 1957-1959 рр. Зараз проводяться паралельно і детальні дослідження акваторій морів. Найбільш дослідженим у геофізичному відношенні є Атлантичний океан.

Материкова окраїна характеризується плавним і закономірним наростанням значень сили тяжіння від суші до відкритого океану. Мінусові значення в прибережній зоні збільшуються в районі континентального схилу і материкового підніжжя. Океанічні котловини характеризуються відносно спокійним полем сили тяжіння, значення якого коливається від + 2,5×10^-3 - +4,5×10^-5 м/с² . Вважається, що в цих районах земна кора знаходиться в стані, близькому до ізостатичної рівноваги. Серединно-океанічні хребти виділяються відносно невеликими значеннями поля сили тяжіння. При цьому мінімальне значення мають осьові частини хребтів, що відповідають рифтовій долині. Найбільш напруженим є гравітаційне поле перехідної зони, що вказує на наявні суттєві відхилення від ізостатичної рівноваги. Мінімальні значення сили тяжіння характерні для глибоководних жолобів складають менше 2×10^-4 м/с². Перед жолобами і в їх тиловій частині гравітаційне поле зростає до + 4×10^-3 м/с² і більше. Це пояснюється суттєвим стисненням земної кори перед глибоководними жолобами і в їх тиловій частині в результаті зіткнення літосферних плит і заглиблення океанічної кори під материкову.

Магнітне поле - це одна з найбільш інформативних характеристик дна Світового океану і відрізняється від магнітного поля континентів простою і закономірною будовою, системою "зебрових" лінійних аномалій, які не мають аналогів на континентах. Вперше такі аномалії магнітного поля були встановлені над серединно-океанічними хребтами, а пізніше в прилеглих глибоководних котловинах. Світовий океан характеризується такими особливостями магнітного поля:

- структура поля складається із впорядкованої системи почергових лінійних позитивних і від'ємних аномалій, витягнутих паралельно до осей серединно-океанічних хребтів;

- однотипні аномалії розташовуються на однаковій відстані від осьової зони хребтів, утворюючи білатеральну систему симетрії;

- лінійно-паралельна структура магнітного поля ускладнюється поперечними зміщеннями аномалій, яким відповідають трансформні розломи.

Така різноманітність магнітного поля Світового океану пояснюється наявністю в земній корі океану магнітоактивного шару, утвореного в результаті розширення дна океанів та під впливом інверсій магнітного поля Землі. Його формування могло пройти за рахунок поступлення розплавленої магнітної речовини в зону гребеня серединно-океанічного хребта. При пониженні температури нижче точки застигання, речовина набуває залишкової намагніченості.

У зв'язку із зміною закономірних лінійних позитивних і від'ємних смуг, що чергуються між собою, було виявлено припущення, що магнітне поле планети періодично зазнає інверсії, тобто проходить зміна його знаку. Ширина смуг магнітних аномалій знаходиться у відповідності до швидкості розширення океанічного дна. Максимальна ширина смуг аномалії спостерігається для Східно-Тихоокеанського підняття, що пояснюється найбільшою швидкістю розсування – до 10 см/р. Мінімальну ширину смуг має Північний Льодовитий океан, швидкість розсування якого не перевищує 2 см/р. У зв'язку з цим, границі смуг магнітних аномалій розглядаються як ізохрони, тобто лінії однакового віку земної кори. Це підтверджено за допомогою глибоководного буріння.

Магнітне поле глибоководних жолобів та окраїнних морів дещо відрізняється. Лінійні аномалії океанічного ложа перетинають вісь жолоба і на відстані близько 50 км прослідковуються під приострівним схилом жолоба. Окраїнні моря характеризуються лінійним орієнтуванням магнітних аномалій, спрямованих під гострим кутом до острівних дуг. Воно не має симетричної будови.

В багатьох районах Світового океану магнітне поле не відрізняється від магнітного поля континентів. Так, будова магнітного поля перехідної зони Тихого океану і прилеглих областей Азіатського континенту суттєво відрізняються. Припускають, що більш складне магнітне поле континентів має інтегральний характер і базується на впливі гранітного шару, який відсутній в океанах.

Перші заміри теплового потоку у Світовому океані були проведені у 1947 році вченим Буллардом. Зараз проведено більше 4000 таких замірів. На основі отриманих даних висунуто гіпотезу про приблизну рівність значень середнього теплового потоку в океанах і на континентах. Припускають, що зміна рівноваги теплового потоку океанів і континентів, яка підтримується за рахунок глибинного тепла, що поступає з мантії океанів, залежить від вмісту радіоактивних елементів: у континентальні корі він більший, ніж в океанічній. Сьогодні рівність теплових потоків континентів і океанів підтримується за рахунок глибинного тепла, що поступає з мантії океанів. Найбільш спокійне теплове поле – в областях океанічних западин, де мінімальне значення фіксується в глибоководних жолобах, а максимальне – в межах острівних дуг та окраїнних морів.

Виникнення аномально низького теплового поля глибоководних жолобів пов'язується із зануренням в цих місцях океанічної кори під континентальну. "Холодна" кора потрапляє у відносно нагріту мантію, що призводить до пониження величини теплового потоку. При подальшому зануренні плити і її прогріві вище 700⁰ C на глибині 80-100 км, осадові і базальтові породи починають плавитись та витискатись вверх, утворюючи гарячі діапіри. Додаткове тепло утворюється також і за рахунок тертя. За глибинним жолобом проходить різке збільшення теплового потоку, яке припадає на острівні дуги та окраїнні моря, розташовані між ними і континентами.

Вивчення сейсмічності дна океанів – важливе джерело інформації про будову земної кори і мантії, про процеси, які відбуваються в надрах Землі. Вперше сейсмічні явища були зареєстровані американськими вченими у 30-40 роках минулого століття. Подальше удосконалення сейсмічної апаратури та розвиток сейсмологічних досліджень Світового океану дали уявлення про сейсмічність морів та океанів. Виявляється, що більша частина океанічного дна є асейсмічною, підземні поштовхи локалізуються в областях глибоководних жолобів з острівними дугами та в рифтовій долині океанів. Виділяють два типисейсмічної активності Світового океану. Перший – характерний для периферії Тихого океану і пов'язаний з глибоководними жолобами та суміжними острівними дугами. В цьому сейсмічному поясі концентрується більше 80% всієї сейсмічної енергії земної кулі. Для нього характерним є наявність великої кількості сильних поверхневих землетрусів, висока сейсмічна активність на глибинах сотень кілометрів. Гіпоцентри поштовхів на глибинах більше 100 км утворюють гігантські сколи, які падають під материк та заглиблюються до 700 км. В рельєфі океанічного дна вони представлені глибоководними жолобами. При цьому віддалення від жолобів до континентів приводить до закономірного зростання фокусів землетрусів. Проекція фокусів землетрусів на вертикальну площину, перпендикулярну до жолоба, показує існування заглиблення материкової плити, що занурюється на глибину спочатку під невеликим кутом, а потім під кутом 45⁰, а з глибини декількох сотень кілометрів – до 90⁰.

Другий тип – характерний для рифтових зон та серединно-океанічних хребтів. Тут концентруються дрібно-фокусні землетруси, з епіцентром на глибинах до 70 км. Їх сейсмічна енергія складає близько 5% всієї сейсмічної енергії земної кулі. Постійна повторюваність землетрусів серединно-океанічних хребтів вказує на високу сейсмічну активність рифтових долин.

Сейсмічними дослідженнями встановлена горизонтальна і вертикальна неоднорідність верхньої мантії. В зонах серединно-океанічних хребтів, острівних дуг встановлено запізнілий вступ поздовжніх хвиль, що допускає наявність існування різних типів мантії, які змінюються на коротких відстанях (до 100 км). Особливо неоднорідною є мантія в перехідній зоні Тихого океану. Під острівними дугами мантія зазнає розущільнення, а під глибоководними западинами – ущільнення. Вертикальна неоднорідність верхньої мантії проявляється в існуванні декількох астеносферних шарів з пониженою в'язкістю речовини та, відповідно, пониженою швидкістю розповсюдження сейсмічних хвиль.

Вивчення сейсмічності океанічного дна дозволяє визначати напрямок напруг, виділяти структури, що виникли в результаті стиснення і розтягування, встановлювати напрямки руху блоків земної кори. Зусилля розтягування характерні для серединно-океанічних хребтів, а стиснення – для острівних дуг. У відповідності до цього земна кора розчленовується на декілька великих пластин літосфери, границі яких мають різні геодинамічніумови.

Внутрішні, великі за площею частини Світового океану мають відносно стійкий геодинамічний режим. Виходячи із ідеї спредінгу, океанічну літосферу можна розділити на створену в кайнозої і в мезозої. Кайнозойська літосфера складається з діючих осей спредінгу, а мезозойська - з відмерлих осей спредінгу. При вивченні континентальної кори були виявлені викопні границі літосферних плит за офіолітовими комплексами, характерними для острівних дуг та активних континентальних окраїн. В зв'язку з цим виникає новий напрям в історичній геології, метою якого є вивчення рухів літосферних плит і розподіл геодинамічних умов у минулі геологічні епохи.

ЛЕКЦІЯ 9