Підводна окраїна материків

Материковий (континентальний) шельф – це підводна окраїна материків та великих островів, що має відносно вирівняну поверхню і материковий тип будови земної кори. У геологічному відношенні шельф – це безпосереднє продовження материкових платформ. Схил і підніжжя становлять перехідну зону від материкової земної кори до океанічної.

Межі шельфу проводять вздовж берега та перегину поверхні (брівка шельфу) до материкового схилу. Вона находиться на глибині від 55 (біля берегів Південної Америки) до 500 м (біля Антарктиди ). Якщо чіткого перегину немає, межу проводять ізобатою 200 м.

Ширина шельфу різна — від 1 до 1300 км. Найбільша шельфова зона у Північного Льодовитого океану – 37% його площі (4.9 млн км²) , в Атлантичному океані – 9.9% (9.2 млн км²), у Тихому – 5.7% (10.2 млн км²), в Індійському - 4.2 % (3.1 млн км²). Найбільша ширина (1200 км) – у Північному Льодовитому океані вздовж північних берегів Євразії, у зоні якого знаходиться багато окраїнних морів, таких як Біле, Балтійське; шельфовими є також Азовське, Жовте та ін. моря, в Атлантичному океані вздовж берегів Європи та Північної Америки, а також у берегів Патагонії. Найменша ширина шельфу – уздовж західних берегів Північної та Південної Америки. Загальна площа, що зайнята шельфами становить 8% дна Світового океану.

Виникнення шельфів пов’язане з підвищенням рівня Світового океану в пізньочетвертинний період і з новітніми тектонічними рухами, що обумовили недавнє занурення окраїн материкових платформ. Найбільш поширені шельфи трансгресивного походження – затоплені морем окраїни материкових рівнин. На них зустрічаються релікти континентального рельєфу: затоплені річкові долини, льодовикові, денудаційні і навіть карстові форми.

За геоморфологічними ознаками шельфи можна поділити на ряд типів:

1.Шельфи, що облямовують материкові області четвертинного

зледеніння. У період максимальних заледенінь коли рівень океану знижувався, ці шельфи були сушею. Вони мають значну ширину. Для цього типу шельфу характерні банки, розташовані по його зовнішньому краю. Береги таких шельфів несуть також на собі сліди стародавнього заледеніння.

2. Шельфи з витягнутими піщаними банками. Розташовані вони у низинних рівнинних узбережжях, що не піддавалися заледенінню. Банки і пологі гребні створюють хвилястий характер підводної рівнини.

3. Шельфи, що пов’язані з впливом сильних прибережних течій. Ці шельфи вузькі, а місцями відсутні зовсім. У смугах сильних течій осадконакопичення незначне і дно шельфів має скелястий характер. Проте на сусідніх ділянках шельфу дно вкрите піском і гравієм, що перенесені цими течіями (наприклад, у східного узбережжя Північної Америки).

4. Шельфи перед дельтами великих річок. Вони мають доволі значну ширину, характеризуються наявністю плоских терас, поблизу дельт річок укриті мулистими відкладами; на них зустрічаються підводні долини і дельти.

5. Шельфи тропічних морів із кораловими рифами.

6. Вузькі скелясті шельфи вздовж гірського узбережжя.

7. Відокремлені шельфи – ділянки дна, які за глибиною і будовою є типовими шельфами, але відокремлені глибокими вибоїнами від тих, що примикають до берега шельфів (банка Флемінг-Кап на схід від Ньюфаундленда).

Якщо шельфи розглядати як певний географічний комплекс, що залежить від характеру водойми і його взаємодії з мілководдям, то можна виділити п’ять основних географічних типів шельфів:

Акваторія – неглибоке внутрішньоматерикове море, яке не має безпосереднього зв’язку зі Світовим океаном. На дні переважаючим є уламковий матеріал, принесений з материка. Води добре прогріваються (улітку) і перемішуються, багаті на розчинений кисень. У зв’язку з цим в акваторії відбувається швидке окислення органічної речовини і фіксація в осадах фосфору і марганцю (Азовське море).

2.Шельфи глибоких середземноморських морів (Чорного, Середземного, Червоного) характеризуються складною будовою водних мас.

Верхні більш прісні води у Чорному морі лежать на більш холодній і більш солоній глибинній водній масі. Вертикальний обмін у зв’язку з цим ускладнений, глибинні води недостатньо забезпечуються киснем. Розвивається сірководневе зараження глибинних горизонтів, життя в яких припиняється. Органічні речовини, що потрапляють сюди, відновлюються до вуглеводнів, а сульфати – до сірководню.

У морях тропічних країн – Середземному і Червоному – існує інший режим. Сильне випаровування підвищує солоність поверхневих вод, і вони, занурюючись вниз, створюють конвективне перемішування і збагачення киснем усієї водної маси.

3.Шельфи окраїнних морів, відокремлених острівними дугами.

Водообмін морів з океаном обмежений завдяки вузькості проток (Охотське, Японське, Східнокитайське та ін.). Шельфи являють собою широкі платформи, що примикають до берегів материка; у бік острівних дуг шельфи різко переходять у глибоководні улоговини.

4.Шельфи відкритих окраїнних морів. Моря мають вільний водообмін з

океаном (Баренцове, Карське, Лаптєвих та ін.). Ці моря мають незначні глибини зі складним рельєфом дна. Шельфи їх досягають значної ширини. Завдяки значному річковому стоку тут спостерігається чітка стратифікація: опрісненні поверхневі води лежать на глибинній більш важкій солоній воді. Перемішування води на шельфі відбувається за рахунок припливної хвилі, що вільно надходить з океану.

5.Шельфи океанічного узбережжя. Характер його залежить від геологічної структури суші, що прилягає. В області глибинних течій, направлених до таких шельфів, відбувається підняття глибинних вод і винесення поживних речовин в область фотичного шару.

Шельфам притаманний переважно рівнинний рельєф дна, із поступовим зниженням до континентального схилу. Але є шельфи з виступами, терасами, пагорбами, западинами, давніми річковими долинами тощо.

Материковий (континентальний) схил (200- 2500, 3000 м) — це частина підводної окраїни материка між шельфом і материковим підніжжям. Нахил поверхні схилу змінюється залежно від геологічної будови досить помітно. Середній нахил її становить 4°87^’, максимальний—до 3—7°( інколи до 30є, а мінімальний—до 1°, характеризується також різким розчленуванням рельєфу: наявністю частих довгих і глибоких каньйонів, терас, зсувів. На схилі нерідко виникають каламутні потоки, а в нижній частині нагромаджуються осади (теригенні або органогенні, переважно карбонатні).

Зона материкового схилу досягає значної ширини ( до 2 тис. км) і характеризується розчленованим рельєфом. Характерна форма рельєфу материкового схилу - підводні каньйони. Виникнення каньйонів може бути обумовлено різними причинами. Це або тектонічні форми, або результат діяльності стародавніх материкових річок, чи, на кінець, підводні ерозійні утворення, що виникли під дією густинних течій, збагачених дрібнозернистим матеріалом, і лавиноподібних оповзнів, які переходять у мулові потоки на похилій поверхні материкового схилу.

Великі підводні каньйони розташовані біля Багамських островів, на захід від Каліфорнії, на північ від Ісландії, на захід від Португалії і Франції, у Беринговому морі та в багатьох інших місцях.

Підводні каньйони починаються здебільшого на зовнішньому шельфі. Багато з них є продовженням наземних річкових долин: Конго, Сенегалу, Нігеру, Оранжевої (Африка), Амазонки, Парани, Оріноко, Сан-Франциску (Південна Америка); Міссісіпі, Св. Лаврентія, Юкону, Колумбії, Колорадо (Північна Америка).

Окремі каньйони сягають 3—5 км глибини і врізаються в континентальний схил на 1000 м, як перед гирлом Св. Лаврентія, Параною чи навіть до 1500 м—перед гирлом Конго. Каньйони мають V-подібний або U-подібний поперечний переріз, завширшки у верхній частині до 10—18 км, іноді до 50 км.

Чимало каньйонів проходять дном океанів, не маючи початку на шельфі; їх називають серединно-океанічними. За розмірами вони найрізноманітніші. Два велетні-каньйони виявлені в Північній Атлантиці. Один із них — Північно-Західний проходить від Девісової протоки до паралелі 40° пн. ш. і простягається на 3200 км, огинаючи континентальний схил Північної Америки. Його ширина від 2 до 9 км, а глибина врізу досягає 200 м. Уздовж нього простягаються прируслові вали. Виходить, що під океаном — величезна підводна ріка. Як вона утворилась і діє — ще до кінця не визначили.

Недавно в східній частині Північної Атлантики океанографи відкрили каньйон Морі. Він звивається по дну на 2600 км до Азорських островів.

Особливий інтерес на материковому схилі викликають жолоби. Як правило, вони поглиблюються від берега в море і здебільшого продовжують на материковому схилі міжгірні улоговини суші. Деякі жолоби простежуються і на материковій обмілині у вигляді підводних річкових долин та фіордів.

На материковому схилі розвинені акумулятивні процеси – накопичення батальних відкладів. Переважно ці осади теригенного походження ( синій, коричневий, червоний мули), у тропіках – біогенного (коралові мули) мулу.

У межах материкового схилу активно проявляються тектонічні процеси, характерні сейсмічні явища і сучасний вулканізм.

У ряді місць на материковому схилі простежуються крайові плато – подібні шельфу, але на значній глибині (1000-2000 м), відокремлені від прибережних шельфів частиною материкового схилу. До їхнього числа відносяться плато Блейк біля Атлантичного узбережжя Північної Америки, Іберійське й Новозеландське. Біля Атлантичного узбережжя США на материковому схилі виражені ступені – свого роду структурні тераси. Ф.Шепард вважає, що структурні тераси материкового схилу мають скидний характер, інколи типу “континентальної флексури” Ж.Буркала, тобто, це вигин земної кори, обумовлений різною направленістю вертикальних рухів материкової платформи (підняття) і ложе океану (опускання).

У Тихому океані біля Каліфорнійського узбережжя і в деяких інших районах підводна окраїна материка дуже роздроблена розломами. Оскільки за своєю будовою ця зона не відноситься ні до підводного шельфу, ні до схилу, вона отримала особливу назву “континентальне облямування” або “континентальний бордерленд”. Основні риси рельєфу, літології і геологічної структури бордерленда близькі до рис прилягаючого континенту. Це або занурена частина континенту, або ділянка морського дна, що притерпіла значних змін, у результаті яких він став частиною континенту .

Материкове (континентальне) підніжжя (3000- 3500- 4000 м)— це межа між материковим схилом та ложем океану з глибинами до 4000 м, де відкладається потужна товща пухких порід. Вона являє собою акумулятивну, хвилясту похилену рівнину. Це найбільша акумулятивна форма рельєфу дна океану. Походження цієї рівнини пов’язано з накопиченням величезних мас осадового матеріалу, що переміщуються гравітаційними процесами та течіями. Особливо яскраво це проявляється в районах величезних конусів виносу потоків, прив’язаних до гирла підводних каньйонів. Найбільш потужні конуси виносів мають гирла підводних каньйонів, розташованих поблизу гирл великих річок зі значним твердим стоком , таких як Ганг, Інд, Конго (Заїр), Міссісіпі. Його ширина досягає декількох сот кілометрів. Для материкового підніжжя характерний значний шар осадових відкладів (до 3 км), переважного теригенного походження.

Хоча дотепер здійснено величезний обсяг геофізичних, геологічних і геоморфологічних досліджень, сучасні дрібномасштабні оглядові батиметричні карти відтворюють лише основні риси рельєфу дна океанів і морів. У багатьох районах він складніший, ніж на суходолі. Це пояснюється меншою активністю руйнування рельєфу під водою.

Перехідна зона

У межах типової перехідної зони розташовуються: глибоководна улоговина окраїнного моря, острівні дуги (внутрішня і зовнішня) і глибоководний жолоб. Існують і відхилення від цієї схеми. Так, уздовж Тихоокенічного узбережжя Центральної і Південної Америки є тільки один із перерахованих елементів – глибоководний жолоб, роль острівних дуг виконують передові ланцюги Анд, а окраїнні моря відсутні.

Виділяють чотири типи перехідних зон:

1.Західнотихоокеанічний класичний тип, у якого добре виражені всі три елементи: улоговина окраїнного глибоководного моря, острівна дуга і глибоководний жолоб. Він характерний для Алеутської, Курило-Камчатської, Японської, Східно-Китайської, Філіппінської, Маріанської і Тонга-Кермадекської областей.

2.Східнотихоокеанічний тип, для якого характерний тільки один елемент – глибоководний жолоб; острівну дугу замінюють молоді гірські ланцюги на березі континенту.

3.Індонезійський тип, який відрізняється значною складністю. Острівні дуги тут петлеподібно вигнуті, зазвичай їх декілька. Жолоби розташовані не тільки із зовнішнього боку дуг, але і всередині всієї області.

4.Середземноморський тип із різко вираженим реліктовим характером глибоководних морських улоговин, з перевагою материкових областей. Глибоководні жолоби відсутні або слабко виражені.

Улоговини окраїнного моря – це значні за площею замкнуті зниження дна з порівняно пологими схилами та плоским дном. Улоговини мають вирівняну поверхню з могутнім шаром осадів на дні (Берингове, Охотське моря), горбистий гірський рельєф (підняття Ямато), для них характерна сейсмічність.

Острівні дуги – лінійно орієнтовані гірські споруди, що відділяють улоговини окраїнних морів від глибоководних жолобів. Основою острівних дуг є підводні хребти (завширшки 40-400 км, довжиною до 1000 км і більше), переважно вулканічні, із численними вершинами, які виступають над рівнем моря у вигляді пасма чи “гірлянди” островів (наприклад, Алеутські, Курильські, Японські острови). Зазвичай, дуги орієнтовані паралельно глибоководним жолобам, дугоподібні. Для острівних дуг характерні різкі диференційовані гравітаційні та магнітні поля, підвищені значення теплового потоку, активний вулканізм і сейсмічність.

Глибоководні жолоби – довгі та вузькі поглиблення дна з дуже крутими схилами (5-6⁰ у верхній частині схилів, 15-20⁰ - в нижній). Довжина глибоководних жолобів досягає декількох тисяч кілометрів, ширина – десятки і сотні кілометрів (не більше 150 км), в їх межах знаходяться найбільші глибини Світового океану (Маріанська западина – 11 022 м).

Описані форми рельєфу характерні для Тихого океану і мають обмежене поширення в Атлантичному і Індійському океанах. Тихий океан майже повністю оточений крайовими острівними жолобами; тільки найбільш великих жолобів у ньому нараховується більше десяти (табл. 3.1 ).

Таблиця 3.1

Глибоководні жолоби Світового океану

Глибоководні жолоби зазвичай розташовані із зовнішнього боку острівних дуг (наприклад, Алеутський, Філіппінський, Курило-Камчатський жолоби) або простягаються вздовж гірського узбережжя (наприклад, Перуанський, Чилійський жолоб). Тільки западина Романш знаходиться посередині океану. Області розвитку глибоководних жолобів відзначаються високою сейсмічністю, часто – виявленням вулканічної діяльності. Дно глибоководного жолоба часто плоске, є областю інтенсивного осадконакопичення (потужність пухкого осадового покриву може досягати 2-3 км), а в місцях розташування глибинних розломів схили інколи прямовисні.

Ложе океану

Ложе океану займає найнижчий (крім глибоководних жолобів) рівень земної поверхні —від 4000 до 5000—6000 м глибини, розташований між материковим підніжжям та серединно-океанічними хребтами і є одним з основних елементів рельєфу дна. Ложе складене земною корою океанічного типу і характеризується слабкими вертикальними рухами — на зразок платформ на континентах. У рельєфі переважають плоскі хвилясті та горбисті акумулятивні рівнини. Між ними — підняття різних типів і походження: широкі плоскогір'я, ланцюги гір і окремі гори .

Основними геоморфологічними елементами ложа океану є улоговини. Дно їх розташоване на значних глибинах (5-6 км). В Атлантичному океані улоговини проходять двома рядами по обидва боки від серединного хребта. Найбільші з них – Північноамериканська, Бразильська, Аргентинська, Іберійська, Канарська, Гвінейська, Ангольська, Капська.

В Індійському океані виділяють Агульяс, Мозамбіцька, Мадагаскарська, Сомалійська, Аравійська, Центральна, Крозе, Західноавстралійська, Африкансько-Антарктична і Австрало-Антарктична улоговини. У Тихому океані – Північно-Західна, Центральна, Південна, Перуанська, Беллінгсгаузена. У Північному Льодовитому океані – улоговини Нансена, Макарова, Бофорта.

Розрізняють два типи рельєфу океанічних улоговин: абісальні плоскі рівнини і рівнини з пагорбкуватим рельєфом – абісальні пагорби. Останні – це куполоподібні підняття, височиною від 50 до 1000 м і шириною від 1 до 10 км. Найбільш типова висота пагорбів 300 м. Абісальні рівнини – це ідеально вирівняні простори з ухилом менше 1:1000. Ущільненість цих районів пов’язана з активним осадконакопиченням ( піски, алеврити, пелагічні осадки).

Своєрідним елементом рельєфу ложе океану є також похилі рівнини острівних шельфів, що прилягають до підніжжя великих хребтів і плато. У Тихому океані вони розташовані біля вулканічних хребтів центральної частини, в Атлантичному – біля підніжжя плато Сьєра-Леоне і Зеленого Мису.

До позитивних форм рельєфу ложа океану відносяться хребти, які дуже відрізняються від серединних. О.К.Леонтьєв називає їх – океанічними кряжами. До хребтів і височин такого типу відносяться: в Атлантичному океані – хребет Китовий, височина Бермудська, Азорська, Ріо-Гранде. В Індійському океані – хребти Маскаренський, Мадагаскарський, плоскі височини (плато) Крозе, Кергелен. У Тихому океані хребтів такого роду мало: Кокосовий (поміж Галапагоськими островами і Панамою), Західночилійський (біля південного узбережжя Чилі).

У рельєфі океанічного дна вирізняють також вулканічні конуси. Вони, як і на суходолі, формою схожі на зрізаний конус і сягають у висоту кількох кілометрів.

Під час спостережень за виверженням одного з підводних вулканів у Тихому океані вчені бачили, як із конуса, що здійнявся на 2,5 км, викидалися розжарена мантійна речовина, попіл, вулканічні бомби і пісок. Температура води, що виверга­лася, сягала +300 °С. Світлий шлейф від вулкана тягнувся за течією на 200 км.

Ізольовані плосковершинні підводні гори, зазвичай, вулканічного походження, називають гайотами. Вважається, що вирівнювання вершин зумовлене абразією чи денудацією з наступним опусканням давніх вулканічних островів у води океану. Найбільше їх у Тихому океані. З деяких вершин у Тихому океані було піднято шматки коралових рифів віком понад 70 млн років (крейдового періоду), а це значить, що вулканічні гори утворилися ще раніше.

У Тихому океані зустрічаються підводні вулканічні ланцюги з окремими вершинами. Інколи ущільнені вершини підводних гір являються основою для будови коралових островів. Такі гірські підняття особливо чисельні в Тихому океані.

Значна кількість вулканічних гір розміщена на великих підняттях океанічного дна, а на поверхню виступають у вигляді групи островів. Це, наприклад, Маршаллові, Гавайські, Полінезійські, Алеутські, Курильські острови. Гавайські острови утворені величезними шпилястими вулканами, що належать до найбільших на Землі [ 9 ].

В Атлантичному океані розташовані архіпелаги вулканічних островів: Азорські, Канарські, Малі Антильські, Бермудські, Кабо-Верде, Трістан-да-Кунья та ін.

В Індійському океані такого ж походження острови Сейшельські, Крозе, Мальдівські, Андаманські та ін.

Серединно-океанічні хребти

Серединно-океанічні хребти— це великі підводні гірські споруди, здебільшого посередині океанів. Це мегатектонічний елемент рельєфу Землі з особливою структурою земної кори. Серединні хребти являють собою єдину систему, що охоплює всю планету; вона має не тільки надзвичайну довжину, але і займає велику площу (55.3 млн км²).Загальна довжина всіх серединно-океанічних хребтів складає біля 75 тис. км.

Наприкінці 20-х pp. XX ст. було відкрито Серединно-Атлантичний і Східно-Тихоокеанський хребти. Наявність подібних хребтів в Індійському океані та їх нерозривність між океанами з'ясувалися наприкінці 50-х pp. Важко навіть уявити гірську систему, що простягається через усі океани на 65 000 км, ширина її до 2000 км, а висота переважно від 1 до 3 км. Середину більшості хребтів, як уже зазначалося, прорізають глибокі ущелини — рифтові долини.

Серединно-Атлантичний хребет простягається на 20 000 км від островів Шпіцберген до Антарктиди. У південній півкулі між 40 і 60 пд.ш. простяглося майже суцільне кільце підводних піднять. Неподалік від острова Трістан-де-Кунья відмежовується на північ Атлантичний серединно-океанічний хребет (Південний і Північний), який простягається вздовж осі Атлантичного океану. На північ від Ісландії він іде в бік шельфу архіпелагу Шпіцберген (у вигляді Ісландсько-Ян-Майенського хребта і хребта Мона) і продовжується в Північному Льодовитому океані (хребет Гаккеля).

Інше відгалуження від Південного гірського поясу відмічається в Індійському океані на північ від улоговини Крозе. Тут простирається Центральноіндійський хребет, що переходе в Аравійсько-Індійський. Останній просліджується до Аденської затоки. На північ простирається Австрало-Антарктичний хребет. Третє меридіональне розгалуження відмічено у Тихому океані, де від Південнотихоокеанічного підняття відходить Східнотихоокеанічний хребет, який просліджується до Каліфорнійської затоки і виходить на сушу Каліфорнійського узбережжя. На північ від екватора уся ця споруда має назву плато Альбатрос.

Поперечний профіль серединно-океанічних хребтів - це валоподібне підняття шириною в сотні, а інколи і тисячі кілометрів. Загальна риса більшості хребтів – наявність рифтової долини (зони розлому по осі підняття). По обидва боки рифтової долини піднімаються два рифтових хребта, до яких із зовнішнього боку примикають пояси розчленованого глибокого рельєфу (роздроблені плато). Якщо ширина рифтової долини досягає 100-150 км, то в її центральній частині зазвичай закладається нова рифтова долина.

Серединні океанічні хребти складаються з декількох поздовжніх пасм. Цікава ще одна їх особливість — наявність численних поперечних розломів, із якими також пов'язані глибокі підводні каньйони. Крім того, вздовж цих поперечних розломів виявлені горизонтальні зміщення блоків земної кори від осі основного хребта в різні боки на відстань від 33 до 650 км. Наприклад, уздовж розломів Віма і Чейн, на думку дослідника дна Атлантики О. Ільїна, вісь серединного хребта зсунулася на 325 км, Рейк'янес — на 370 км, а Романш — на 650 км.

Отже, потужний потік інформації принципово змінив уявлення про геологічну будову і рельєф дна Світового океану.