___________________________________________________________________________________________ 

 

 

шельфом (англ. shelf - уступ). Його прорізають багаточисельні затоплені, напівпоховані більш пізніми донними відкладами, річкові долини.

На шельфах, що знаходяться в зоні недавніх четвертинних зледенінь, виявлені різноманітні сліди рельєфоутворюючої діяльності давніх льодовиків - шліфовані скелі, «баранячі лоби», крайові морени. Відповідно значно поширені і стародавні континентальні відклади. Все це свідчить про те, що шельф ще зовсім недавно був суходолом і став частиною морського дна в результаті новітнього затоплення колишньої прибережної смуги водами океану внаслідок підйому рівня Світового океану після закінчення останнього зледеніння.

На шельфі протікає діяльність різноманітних сучасних рельєфоутворюючих агентів. На берегах морів на першому місці стоїть абразійна та акумуляційна діяльність морського хвилювання. Важливий фактор сучасного рельєфоутворення - діяльність морських припливів. Велику рельєфоутворюючу та геологічну діяльність на шельфах тропічних та екваторіальних морів здійснюють рифобудівники - коралові поліпи та вапнякові водорості.

Особливий інтерес представляють широкі шельфи, що примикають до великих прибережних рівнин, у межах яких знайдені і розробляються нафтогазоносні родовища. Нерідко ці родовища продовжуються і в межах шельфу, що пояснюється спільністю геологічної будови шельфу і прилеглого суходолу. Зараз вже відомо багато прикладів інтенсивної розробки нафтогазоносних родовищ на шельфі.

Не менший практичний інтерес мають рибні багатства шельфу. Зараз більше половини рибного вилову припадає на шельфові глибини. Шельф має великі ресурси у відношенні запасів будівельних матеріалів.

Материковий схил.

Шельф з боку океану окреслений морфологічно вираженою межею - бровкою шельфу, за якою зразу ж починається різке збільшення крутизни схилу дна. Ця зона різкого збільшення глибини в межах від 100 - 200 і до 3000 - 3500 м отримала назву материкового схилу. Характерна особливість рельєфу материкового схилу - різка розчленованість долиноподібними формами - підводними каньйонами. Частіше всього це продовження під водою річкових долин. Припускається, що вони мають комплексне походження. Первісна їх поява, можливо, пов’язана з тектонічними розломами, а подальша розробка каньйонів вже продовжується суспензійними (турбідітними) потоками, що утворюються під час підводних зсувів. Сповзаючий матеріал рухається по схилу з великою швидкістю (70 - 90 км/год.) на сотні кілометрів, еродуючи морське дно.

Гравітаційні процеси на материковому схилі в своїй сукупності являють собою важливіший механізм пересування осадового матеріалу з шельфу і верхньої частини схилу на великі глибини. Генезис материкового схилу в значній мірі пов’язаний з тектонікою скидів, що проявляється тут достатньо яскраво. Це явище пов’язано з тим, що материкам у цілому притаманні висхідні вертикальні рухи земної кори, а ложу океану - прогинання, опускання. У ряді випадків спостерігається ступінчастий профіль материкового схилу, що можна пояснити розвитком ступінчастих скидів. Така картина, наприклад, дуже характерна для Патагонського шельфу в Атлантичному океані. Окремі уступи материкового схилу можуть бути сильно розвинутими у ширину. Вони отримали назви краєвих плато.

Практичний інтерес вивчення материкового схилу поки що обмежується задачами рибальства. Останнім часом стало відомо, що материковий схил має дуже значне населення і що багато видів промислових риб виловлюються якраз тут. Рибопромислове освоєння материкового схилу розвивається зараз у дуже швидкому темпі, особливо в зв’язку з введенням 200-мильної «зони економічних інтересів» приморських держав.

Материкове підніжжя. Частіше за все це хвиляста похила рівнина, що прилягає до основи материкового схилу і відділяє останній від ложа океану. Це найбільша акумулятивна форма рельєфу дна океану. Походження цієї рівнини пов’язано з накопиченням величезних мас осадового матеріалу, що переміщується гравітаційними процесами та течіями. Особливо яскраво це проявляється в районах величезних конусів виносу турбідітних потоків, прив’язаних до гирла підводних каньйонів.

Найбільш потужні конуси виносів мають гирла підводних каньйонів, розташованих поблизу гирл крупніших річок з величезним твердим стоком, таких як Ганг, Інд, Міссісіпі, Конго (Заїр).

До материкового схилу відноситься також діяльність донних абісальних течій, які переміщують вздовж материкового підніжжя величезні маси завислого та напівзавислого осадового матеріалу (абісаль від грец. - безодня). З цього матеріалу будуються величезні донні акумулятивні форми, так звані осадові хребти (Блейк-Багамський хребет і ін.). Таким чином, притік осадового матеріалу, з якого формується материкове підніжжя, відбувається також і по дну паралельно ізобатам, по шляху прямування донних абісальних течій. Окрім того, великі маси осадового матеріалу випадають із водної товщі.

Отже, в сукупності підводна окраїна материка може розглядатись як гігантський масив «континентальної тераси», яка є важливішим зосередженням осадового матеріалу на дні океану. Завдяки акумуляції осадів у її межах, вона має тенденцію до висунення в океан, «наповзанню» на периферійні ділянки океанічної кори.

Перехідні зони.

На більшій частині периферії Атлантичного, Індійського і всього Північного Льодовитого океану підводні окраїни материків безпосередньо контактують з ложем океану. На периферії Тихого океану, в районах Карибського моря і моря Скотія, а також на північно-східній окраїні Індійського океану виявлені інші, більш складні системи переходу від океану до континенту. Так, на всьому протязі західної окраїни Тихого океану від Берингового моря до Нової Зеландії між підводними окраїнами материків і ложем океану лежить обширна перехідна зона. Вона складається з:

- улоговин глибоководних окраїнних морів,

- обмежуючих їх підводних хребтів, увінчаних вулканічними островами (так званими острівними дугами),

- глибоководних жолобів - вузьких, дуже глибоких депресій, до яких належать найбільші глибини океану.

Моря, що відділяються острівними дугами, як правило, глибокі, нерідко дно їх нерівне, часто гористе, потужність донних відкладів у таких морях невелика. У деяких морях дно ідеально рівне, а потужність осаду перевищує 2 - 3 км. Отже, накопичення осадів є головним чинником вирівнювання рельєфу шляхом захоронення корінних нерівностей.

Острівні дуги - це підводні хребти, увінчані вулканами, багато з яких - діючі. Характерно, що більше 70% діючих вулканів належать якраз острівним дугам. Найбільш крупні з хребтів виступають над рівнем моря і утворюють острови (Курильські острови з їх діючими вулканами та ін.).

Є перехідні області, де не одна, а декілька острівних дуг. Інколи різні за віком дуги зливаються одна з одною, утворюючи крупні масиви острівного суходолу. Найкрупнішим острівним масивом є Японська острівна дуга. Цікаво, що під такими крупними масивами нерідко виявляється земна кора континентального типу.

Важливою географічною та геологічною рисою перехідної зони є, поряд з інтенсивною вулканічною діяльністю, висока ступінь сейсмічності. Тут поширені як глибокофокусні (глибина > 300 км), так і середньофокусні (50 - 300 км) землетруси.

Серединно-океанічні хребти.

Серединно-океанічні хребти були виявлені зовсім недавно, в 50 - 60 роках XX століття. Система серединно-океанічних хребтів простягається через всі океани. Починається вона в Північному Льодовитому океані (хребти Гаккеля, Книповича, Мона і Кольбейнсей) і продовжується в Атлантичному океані, де утворює Серединно-Атлантичний хребет, який можна прослідкувати до острова Буве в південній Атлантиці.

Далі йде Африкансько-Антарктичний хребет. Він огинає підводну окраїну Африки і йде в Індійський океан під назвою Західно-Індійського хребта. В центральній частині Індійського океану система серединно-океанічних хребтів утворює три гілки. Одна з них - це вже названий Західно-Індійський хребет, друга, що йде на північ - Аравійсько-Індійський хребет і третя, що йде на південний схід - Центральноіндійський хребет.

Вивчення рельєфу серединно-океанічних хребтів показує, що це по суті ціла система окремих нагірь, що складаються в свою чергу з цілого ряду хребтів. Ширина такого нагір’я може досягати 1000 км, а загальна протяжність всієї системи перевищує 60 тис. км. В цілому, це сама грандіозна гірська система на Землі, рівної якій по масштабах нема на суходолі.

Для осьової частини системи притаманна рифтова структура - вона розбита розломами того ж простирання, що й хребти. Ці розломи утворюють депресії - так звані рифтові долини, які в свою чергу перетинаються поперечними жолобами. У більшості випадків жолоби більш глибокі, ніж рифтові долини і якраз тут знаходяться максимальні глибини в зоні серединно-океанічних хребтів. По обидва боки від рифтової зони простираються флангові зони системи. Вони також мають гірський рельєф, але менш розчленований і менш різкий, ніж у рифтовій зоні. Низькогірний рельєф периферійних частин флангових зон поступово переходить в горбистий рельєф ложа океану. На серединних хребтах багато підводних вулканів. Тут створюється особливий тип земної кори з підвищеною щільністю і рухом матеріалу з мантії на поверхню. Цей тип земної кори деякі вчені називають рифтогенальним.

Таким чином, кожній з виділених планетарних морфоструктур притаманний особливий тип земної кори: підводним окраїнам материків - материковий, ложу океану - океанічний, перехідній зоні - геосинклинальний, серединно-океанічним хребтам - рифтогенальний. Серединно-океанічним хребтам притаманні також інтенсивний вулканізм та високий ступінь сейсмічності.

Структура серединно-океанічних хребтів по простяганню неоднорідна. Ділянки з різко вираженою рифтовою структурою чергуються з величезними випуклостями, де пануючим типом геодинаміки є вулканізм. Тут виникають крупні лавові плато, до яких належать основні групи вулканів. В Атлантичному океані такими районами є Ісландія, Азорське плато, острови Тристан-да-Кунья та Гоф. Вулканізм по складу магми - виключно базальтовий з ультраосновними породами.

Сейсмічність серединно-океанічних хребтів має свої специфічні риси. Тут поширені виключно поверхневі землетруси з глибинами центрів утворення не більше 30 - 50 км.

Ложе океану.

Рельєф ложа океану характеризується поєднанням обширних улоговин та розділяючих їх піднять. Дно улоговин відрізняється майже повсюдним поширенням горбистого рельєфу або ж рельєфу абісальних пагорбів. Під абісальними пагорбами розуміють невеликі підводні підвищення, часто від 1 до декількох десятків кілометрів у поперечнику і висотою від декількох десятків до 500 м. Вони утворюють скупчення, що що займають величезні площі.

Вважається, що абісальні пагорби - вулканічні утворення. Це або невеликі вулкани, або шлакові конуси, або дрібні інтрузії, в яких магма не досягла поверхні і застигла в земній корі у вигляді пластів, жил, баколітів і батолітів. Майже повсюди вони плащеподібно вкриті донними відкладами. Там, де осади вкривають суцільним шаром нерівності корінного ложа, утворюються плоскі абісальні рівнини. Вони зустрічаються досить рідко і займають не більше 8% площі дна улоговин.

Над дном улоговин височіють підводні гори. Під цим терміном розуміють гори або (у більш рідких випадках) вершини на підводних хребтах, що стоять окремо. Підводні гори, як і абісальні пагорби, мають переважно вулканічне походження. Деякі з них настільки високі, що виступають над рівнем моря і утворюють вулканічні острови.

Місцями в межах ложа океану виявляються долини, інколи довжиною в декілька тисяч кілометрів. Їхнє утворення з припущенням можна пов’язати з діяльністю придонних течій і турбідітними потоками. Підняття ложа океану і генетично і морфологічно неоднорідні. Більшість з них лінійно орієнтовані, тому їх прийнято називати океанічними хребтами (на відміну від серединно-океанічних хребтів). У більшості випадків їх вершини увінчані вулканами. Такий, наприклад, Гавайський хребет, гребінь якого утворює ряд вулканічних гір.

Ложе океану асейсмічно, тобто тут, як правило, не буває землетрусів. Однак у деяких хребтах і навіть окремих горах часом проявляється сучасний вулканізм (Гавайський хребет та ін.). Найхарактернішою рисою рельєфу і тектоніки ложа океану є зони океанічних розломів (наприклад, зони розломів у східній частині Тихого океану).

Солоність і деякі фізичні властивості морської води.

Світовий океан - основне вмістилище гідросфери. Морська вода - сама поширена речовина на поверхні Землі, дуже складний хімічний розчин, в якому є близько 60 компонентів, причому співвідношення цих компонентів відрізняється дивовижною постійністю. Сумарний вміст твердих розчинених речовин в 1 кг морської води, виражений в проміллях (‰), називається солоністю води.

Тільки 13 елементів Таблиці Менделєєва (Cl, S, C, Sr, Na, K, Mg, Br, B, Si, F, Rb, N) знаходяться у воді в кількості більше 0,1 мг/л. Виділяється дуже великий вміст окремих компонентів (CI - 19 500 мг/л, Na - 10 833, Mg - 1 311, S - 910 мг/л). Окрім мінеральних елементів у морській воді присутня також органічна речовина - близько 2 мг/л. У цілому солоність - достатньо стабільна характеристика вод океану. Середня солоність Світового океану коливається від 32 до 37 ‰ на поверхні і від 34 до 35 ‰ у придонних шарах води.

Солоність і температура води визначають щільність води. Середня щільність морської води більше одиниці, найвища характерна для поверхневого шару в тропіках і придонних вод на великих глибинах. Остання обставина пов’язана не стільки з солоністю, скільки з температурою води, яка в придонних шарах у відкритому океані дуже низька - біля 2 - 4 °С, а в арктичних та антарктичних водах має навіть від’ємні температури.

По теплоємкості вода поступається тільки рідкому аміаку та водню. Завдяки високій теплоємкості вона довго зберігає свої температурні характеристики. А так як температура найбільшої щільності солоної води нижче нуля, конвекційний процес безмежний, відбувається широкий обмін газами та розчиненими речовинами між поверхневими та глибинними водами.

Водний баланс Світового океану.

Щорічно з поверхні океану випаровується 505 тис. км3 води. Прибуткову частину балансу складають атмосферні опади - 458 тис. км3 і річковий стік з материків - 47 тис. км3, а також підземний стік. При загальному об’ємі гідросфери, близькому до 1420 млн. км3, лише дуже невелика частина (близько 0, 04%) приймає участь у кругообігу води, але й цього достатньо, щоб здійснювати величезний вплив на всі фізико-географічні процеси на планеті.

У геологічному минулому рівень Світового океану багаторазово мінявся. Це знайшло своє відображення в трансгресивних та регресивних серіях відкладів, залишених океаном на материках. Саме ці відклади в основному і утворюють осадовий чохол материкових платформ. У четвертинний час за рахунок зледенінь та дегляціацій рівень води мінявся в межах від -100 до +10 м. У регресивні фази стояння рівня води океану, що співпадали в цілому з льодовиковими епохами, шельф ставав у більшості своїй суходолом, і на ньому формувались комплекси субаеральних форм рельєфу.

Рівень океану, близький до сучасного нульового рівня, досяг близько 6 тис. років тому в результаті післяльодовикової трансгресії. Інструментальні спостереження (період порядку 200 років) показують, що рівень Світового океану щорічно підвищується, причому в біжучому столітті швидкість підйому рівня океану - близько 1,2 мм/рік. Це свідчить про незбалансованість бюджету прибутку і видатку води в океані.

Термічний режим океану.

Як відомо, хід температури повітря над океаном відрізняється значно меншими амплітудами температур, ніж над суходолом. Добові зміни температури води на більшій частині поверхні океану складає 0,5 - 1°С, річна амплітуда - декілька градусів (5 - 10°С, в залежності від широти).

Найбільш теплі води - в екваторіальній зоні, де максимальні річні температури 26 - 28°С. У цілому екваторіальні та тропічні води чітко окреслюються ізотермою 25°С і лише східні окраїни Атлантичного і Тихого океанів виділяються більш низькими температурами.

Середня температура води океану - 17,5°С. Самий теплий по цьому показнику - Тихий океан (19,4°С), самий холодний - Північний Льодовитий (-0,75°С). Східні райони океанів у екваторіально-тропічній зоні холодніші західних. У помірному поясі в Атлантиці співвідношення зворотнє: більш тепла вода у східної окраїни.

З глибиною температура води падає, причому на деякій глибині (від 100 до 700 м) виразно виділяється шар з дуже різким градієнтом температур, так званий головний термоклин. Нижче головного термоклину температура води знижується дуже повільно, досягаючи у придонних шарах 1 -2,5°С. В арктичних і приантарктичних водах придонні температури від’ємні: від -0,2°С до -1,3°С.

Льодовий режим Світового океану визначається тим, що на більшій частині його поверхні температура води на протязі всього року вище точки замерзання солоної води, тому кригоутворення можливе лише в полярних широтах. У помірних широтах сезонний льодовий покрив установлюється лише в небагатьох, переважно мілководних морях.

В Антарктиці характерно широке розповсюдження шельфових льодовиків. Відламування краю цього льодовика призводить до утворення плаваючих «крижаних гір» - айсбергів. В Арктиці утворення айсбергів пов’язано з відламуванням країв вивідних льодовиків. Завдяки величезній масі і великій теплоемкості води айсберги можуть зберігатись дуже довго і здатні досягати в Північній півкулі - 50°, а в південній - навіть 30°широти.

Поверхнева циркуляція вод Світового океану.

У головних рисах поверхнева циркуляція визначається загальними законами циркуляції атмосфери, які в свою чергу в значній мірі обумовлені обертанням Землі навколо своєї осі. У зв’язку з цим так звані постійні течії Світового океану називають геострофічними (від ge - Земля, strophe - обертання).

Пасатна атмосферна циркуляція викликає в обох півкулях у субекваторіальних зонах утворення пасатних течій, що перетинають океан зі сходу на захід. При підході пасатної течії до суходолу вона розгалужується. Гілки, що спрямовуються на південь у Північній півкулі і на північ у Південній, живлять екваторіальні течії, які на протилежність пасатним спрямовані із заходу на схід.

Гілка північної пасатної течії, що прямує на північ, живить самостійну течію, яка також поступово під дією сили Каріоліса і західних потоків повітря перетворюється в течію, що перетинає океан із заходу на схід (наприклад, Північно-Атлантична течія).

При підході до східної окраїни океану пасатна течія також роздвоюється, даючи початок теплій течії, яка спрямовується вздовж краю океану на північ, і холодній течії, скерованій на південь.

У південній півкулі південна гілка утворюється при роздвоєнні пасатної течії і формує потік теплих вод, спрямованих на південь.

Ще південніше, в поясі суцільного водного простору, що оперізує Землю в межах 40 - 50° південної широти, під дією притаманній цим широтам західної повітряної циркуляції виникає потужна трансокеанічна течія Західних Вітрів, яка поблизу закінчень південних материків утворює відгалуження у вигляді холодних течій - Перуанської, Бенгельської та Західно-Австралійської.

У цілому течії створюють систему кругообігів циклонічного та антициклонічного характеру, що закономірно з півночі на південь змінюють один одного. В північній частині Атлантичного океану в одному з таких кругообігів приймає також участь стік холодних вод із Північного Льодовитого океану, в південній - циркуляційний кругообіг утворюють антарктичні води під впливом місцевої циклонічної циркуляції повітряних мас.

Межі між кругообігами утворені так званими гідрологічними фронтами, які являють собою зони розподілу з різко вираженими градієнтами гідрологічних характеристик. Розподіл течій на поверхні океану обумовлюють в одних зонах збігання потоків, а в інших - їх розбігання. Перші називаються зонами конвергенції, другі - зонами дивергенції.

В зонах конвергенції створюється надлишок води, який викликає занурення вод на глибину. В зонах же дивергенції розбігання поверхневих потоків створює сприятливі умови для висхідних рухів глибинних вод. Ці зони підіймання глибинних вод на поверхню називаються зонами апвелінгу, а сам процес - апвелінгом. Зони апвелінгу виникають також у результаті дії потужних згінних вітрів, які систематично видаляють прогріті поверхневі води і створюють умови для здіймання холодних глибинних вод.

Завдяки пасатам і пасатним течіям західні периферійні райони океанів отримують більше води, ніж східні. Екваторіальна течія не в змозі вирівняти ці розбіжності. В результаті в підповерхневому шарі глибин виникає відтік надлишків води, направлений з заходу на схід. Утворюються своєрідні підповерхневі течії. Вони існують в Індійському, Тихому і Атлантичному океанах. Це течії Кромвелла, Тареєва і Ломоносова.

Хвильові рухи в океані.

Серед різноманітних рухів, яким підпорядкована водна товща океану, важливе місце займають хвильові рухи, а серед них - вітрове хвилювання та припливно-відпливні рухи.

Під впливом повітряних потоків на поверхневому шарі морської води виникають коливальні хвильові рухи. Це і є вітрове хвилювання. Інтенсивність хвильового руху оцінюється енергією хвиль, яка знаходиться в прямій квадратичній залежності від висоти хвилі. Чим більш сильний і усталений вітер, тим значніше хвилювання.

У відкритому морі хвилювання може бути уподібнене руху часток по кругових замкнутих орбітах, особливо тоді, коли вітер уже стих, а коливальний рух води ще продовжується, але в більш упорядкованому вигляді. Такі хвилі називаються хвилями брижів, або просто брижі.

Інтенсивність хвилювання визначається інтенсивністю вітру, отже відмінності в інтенсивності та характері вітрового хвилювання мають зональні риси. Найбільш буремними є зони західної циркуляції і тут же вплив вітрового хвилювання на береги найбільш значний.

Зони дії пасатів характеризуються помірним вітровим хвилюванням, але і в них досить широко представлені хвилі брижів, джерелами яких є сильні вітрові хвилювання зон західної повітряної циркуляції. Екваторіальна зона відрізняється найбільш слабким вітровим хвилюванням.

Періодичні припливно-відпливні рухи води в океані, обумовлені силами тяжіння Місяця та Сонця, також представляють собою хвильові рухи. Ці хвилі дуже великої довжини і великого періоду. В залежності від ряду умов у різних районах узбережжя Світового океану відзначаються напівдобові та добові припливи. Крім того, розрізняються правильні та неправильні припливи. Найбільш поширені неправильні припливи, тобто такі, при яких тривалість припливу та відпливу неоднакова. Як за звичай, тривалість припливу менше, ніж відпливу. Це визначається нерівністю швидкостей припливних та відпливних течій.

Енергія припливної хвилі, як і вітрової, визначається квадратом висоти хвилі. Висота припливу в різних районах океану неоднакова. У відкритому океані вона дещо більша 1 м, а в узбережній смузі, де на висоту припливу величезний вплив мають зміни глибин моря та конфігурація