2.1.2. Рельєф дна та донні відклади Світового океану

Найкрупніші (планетарні) форми рельєфу твердого тіла Землі зобов’язані своїм походженням внутрішнім силам планети (тектонічним процесам), які одночасно є основою розвитку різних типів земної кори. В межах Світового океану представлені всі типи земної кори: материковий, перехідний (геосинклінальний), океанічний та рифтогенний.

Материковий тип характеризується значною потужністю — в середньому 35 км, в окремих частинах до 70 км. Включає осадовий, гранітний та «базальтовий» шари. Потужність першого від 0 до 20 км, другого до 30-35 км, третього — 15-20 км. Склад порід останнього слабо вивчений.

Океанічний тип характеризується середньою потужністю 5-10 км. Тут немає гранітного шару. Осадовий шар невеликий.

Геосинклінальний, або перехідний, тип характеризується складною будовою і неоднорідністю. Тут можна виділити три основних елементи: кора котловин глибоководних окраїнних морів, острівних дуг та зовнішніх глибоководних западин (жолобів).

Рифтогенний тип відноситься в основному до серединно-океанічних хребтів. Його склад та будова ще не зовсім досліджені. Він характеризується підвищеними (порівняно з базальтовим шаром) швидкостями розповсюдження пружних хвиль.

Кожному типу земної кори відповідає одна комплексна планетарна форма рельєфу (або комплексна макроструктура):

1) материки;

а) надводна частина;

б) підводна частина;

2) ложе океану;

3) геосинклінальні пояси (або зони переходу від материків до океанів, перехідні зони);

3) планетарна система серединно-океанічних хребтів та рифтів.

Підводну частину материків називають їх підводною окраїною. Вона включає:

1) шельф;

2) материковий схил;

3) материкове підніжжя;

4) бордерленди та мікроконтиненти.

Шельф це прибережна відносно мілководна частина морського дна. В сторону океану (моря) він закінчується брівкою. Її середня вагова глибина складає 133 м. Зона шельфу змінюється разом із змінами берегової лінії внаслідок змін рівня океану. Рельєф шельфу переважно рівнинний.

Материковий схил це відносно вузька зона морського дна, що характеризується кутами нахилу 5-7^о досить часто 15-20^о а іноді 50^о та більше (уступи). Він часто східчастий. Сходинки можуть утворювати крайові плато. Він також порізаний десятками тисяч (планетарною системою) підводних каньйонів. Глибини їх врізу можуть досягати 2000 м. Вважають, що більшість з них має тектонічне походження (розломи, тріщини). Але важливу роль грають також так звані намулові потоки, певною мірою подібні до селевих потоків на суходолі.

Материкове підніжжя як правило виражене нахиленими, деколи хвилястими та горбастими, рівнинами. Вони біля материкового схилу мають кути нахилу до 2-5^о, а потім, в сторону ложа океану, поступово стають все більш пологими. Тут сконцентровані найбільші осадові відклади океану (до 3-5 км). Тут розташований прогин земної кори. Наноси — осади поступають з шельфу та материкового схилу. Потужність кори материкового типу тут значно зменшується.

На деяких ділянках підводна окраїна материка настільки подрібнена тектонічними розривами, що тут практично неможливо розрізнити шельф, схил та підніжжя. Такі ділянки отримали назву «бордерленди». В межах океанів деколи зустрічаються підвищення (надводні та підводні), що складені корою материкового типу. Але вони з усіх боків оточені корою океанічного типу і не відносяться до перехідних зон. Їх називають мікроконтинентами.

Перехідні зони (геосинклінальні області) включають:

1) глибокі котловини окраїнних морів;

2) острівні дуги;

3) глибоководні западини (жолоби).

Перехідні зони бувають різних генетичних типів, що відображається також в особливостях морфології.

Це зони великої тектонічної активності, проявів сейсмічності та вулканізму, що пов’язано з процесами субдукції (піддвигу) літосферних плит.

Між серединно — океанічними хребтами та підводними окраїнами материків і перехідними зонами, на глибинах 3-6 км розташовані величезні ділянки ложа океану. Ця планетарна форма рельєфу вивчена ще недостатньо, а її складові не класифіковані. Можна назвати океанічні котловини, величезні хребти, вали, височини, розломи, нахилені рівнини острівних шельфів, окремі підняття, вулканічні гори та інше.

Серединно — океанічні хребти утворюють загальнопланетарну систему. Це глибово — виливні, сильно розчленовані розломами гірські споруди. Їх поперечний переріз вказує на наявність осьової рифтової долини, двох рифтових хребтів та смуг розчленованого глибового рельєфу. Вважають, що це зони спредінгу (розсування, розтікання) літосферних плит. Тут виявлені лінійні виливи магми.

На завершення слід зауважити, що рифтогенні зони океанів у ряді випадків мають своє продовження на материках. Це вказує на єдиний тектонічний механізм їх виникнення та розвитку. Поряд з власно серединно — океанічними хребтами вони можуть бути представлені рифтовими морями (Червоне море), тріщинами — западинами та рифтовими озерами на материках.

На океанічному (морському) дні постійно відбуваються процеси накопичення донних відкладів. Але їх інтенсивність змінюється у просторі в значних межах. Найбільше відкладів накопичується в геосинклінальних прогинах та прогині материкового підніжжя. У відповідності до характеру первинного матеріалу, з якого утворюються відклади, їх поділяють на теригенні та органогенні (біогенні). До теригенних відносять продукти розмиву суходолу — наноси річок та продукти абразії (розмиву берегів хвилями та течіями). Вони відкладаються ближче до суходолу і займають майже чверть дна океану. Органогенні відклади формуються з твердих залишків планктону. Особливими є еолові частки (принесені вітром з суходолу), вулканогенні, хемогенні (конкреції) та космічні (пил, магнітні кульки та інше).

Загальний об’єм постачання осадів в океан зовнішніми джерелами в теперішній час оцінюється в 25-27 млрд. тон на рік. З них 16-17 млрд. тон на рік — наноси річок; 2 млрд. тон — еоловий перенос; 2 млрд. тон — вулканогенні частки; 1 млрд. тон — абразія берегів; 1 млрд. тон — перенос айсбергами. Об’єм поступання космічного матеріалу оцінюють приблизно в 10 млн. тон на рік.

Теригенні наноси сортують за крупністю. Біля берегів відкладаються валуни, галька, гравій, крупний пісок; далі дрібний пісок. Супіски та намули (алеврит), а також глинисті частки (пеліт) можуть бути винесені на великі глибини. Основна маса теригенних відкладів представлена намулами різного кольору, який залежить від первинних часток та умов на дні.

Найбільш розповсюдженими органогенними відкладами є вапнякові та кремнієві. Перші з них представлені глобігериновими та птероподовими намулами, а другі — діатомовими (помірні та полярні широти) та радіолярієвими (екваторіальні широти).

Хемогенні відклади — наслідок біохімічних процесів. Вони представлені залізомарганцевими та фосфоритними конкреціями.

Різні за походженням відклади формуються одночасно, тому вони мають змішаний склад. Прикладом може бути глибоководна червона глина, що складається з вулканогенних, космогенних часток, а також з алюмосилікатів органічного походження. Нею вкрито понад 25% площі дна океану.

Вивчення донних ґрунтів необхідно для вирішення багатьох наукових та практичних питань.