Геологічна будова дна Світового океану

Геологічна будова дна Світового океану

  Океанічна земна кора складається з двох основних шарів. Верхній шар – це ущільнені осадові породи, потужність яких різко перевищує декілька кілометрів. Середня потужність океанічних осадків – від 300 до 1000 м. Але є місця, де їх дуже мало ( лише декілька метрів), або й зовсім немає, як на серединно-океанічних хребтах. В окремих западинах їхня потужність сягає кількох кілометрів, а під водами Мексиканської затоки – більш як 15000 м. Товща осадових відкладів залежить від рельєфу дна, процесів змиву та перенесення гірських порід із материків та кількості вапнякових нагромаджень.

   Швидкість відкладення осадів на дні різна(від декількох міліметрів до 100 мм за тисячі років ) і залежить від відстані до материків, кліматичних умов, підводної вулканічної діяльності.

   Другий шар океанічної кори – базальтовий, складений темними щільними виверженими (тобто такими, що утворилися при остиганні магми) основними породами. Його потужність на континентах досягає 40 км, за його межами -  від 3 до 10 км.

    Після встановлення особливостей земної кори під океанами вчені стали поділяти її на два типи: континентальний и океанічний.

     Відмінність між двома типами земної кори досить значна, перехід між ними поступовий. Тому вирізняють ще два перехідні типи:

а) субокеанічний, що має більшу від океанічного товщу осадової оболонки - 15-25 км ( окраїнні та внутрішні моря );

б) субконтинентальний, який, крім осадової, має гранітно-базальтову оболонку потужністю 15-20 км (великі океанічні острови, та острівні дуги ).

Перший тип характерний для окраїнних і внутрішніх морів, другий – для великих океанічних островів та острівних дуг.

Під серединно-океанічними хребтами земна кора дуже тонка, має меншу щільність, інші магнітні властивості, посилені теплові потоки і має специфічну будову. Тут виділяється тонкий шар пухких осадів, а нижче слідкує “другий шар” зі швидкостями поздовжніх хвиль 3,5 – 6 км/с. Потужність цього шару мінлива – від декількох сотень метрів до 3 км. Під цим шаром залягають породи підвищеної щільності зі швидкостями поздовжніх хвиль 6,5-7 км/с. На відміну від  перших двох шарів, які мають переривчасте  поширення, океанічний шар просліджується скрізь. Вздовж осьової частини хребта ( у рифтовій долині ) через розломи мантійна речовина виходить на поверхню земної кори, застигає і твердіє. Мантія Землі в океані знаходиться нижче базальтового шару. Встановлено, що такі процеси повторюються багато разів і щоразу магма виливається на поверхню дна, створюючи базальтову кору.  Завдяки підняттю розплавленої речовини у рифтовому розломі Серединно-Атлантичного хребта відбувається безперервне розширення дна океану і віддалення один від одного Євразійського і Північноамериканського материків приблизно на 2-3 см за рік, Гавайські острови зі швидкістю 6,5 см за рік, Австралія і Північна Америка віддаляються один від одного на 1-2 см за рік.

     Світовий океан – безперервна водна оболонка земної кулі, над якою виступають елементи суші – материки і острови та яка має спільний сольовий склад.

     Океан – частина Світового океану, яка розміщена між материками, має великі розміри, самостійну циркуляцію вод і атмосфери та особливий гідрологічний режим.

Море – це невелика частина океану, яка врізається в сушу чи відмежована від нього берегами материків, півостровами та островами і має певні геологічні, гідрологічні та інші риси, що суттєво відрізняються від рис океану.

    Затока – це частина океану чи моря, що врізається в сушу і слабо відмежована від океану чи моря (наприклад, Гвінейська в Атлантичному, Аляска в Тихому, Бенгальська в Індійському океані). Затока за гідрологічним режимом мало відрізняється від прилеглого моря чи океану.

     Бухта – невелика затока, що чітко відділена мисами чи островами від океану чи моря, добре захищена від вітрів (наприклад, Севастопольська і Цемеська в Чорному морі, Золотий Ріг, Находка –в Японському морі.

     Лиман – затока, що відокремлена від моря піщаною косою (пересипом), в якій є вузька протока, котра з’єднує лиман з морем. Частіше лиман – це затоплена частина ділянки річкової долини, найближчої до моря (наприклад, Дніпровський, Дністровський). На гідрологічний режим лиману значною мірою може впливати річка, яка в нього впадає.

     Лагуна – це мілководна частина океану (моря), що відокремлена від нього баром, косою, кораловим рифом; часто з’єднується з морем вузькою протокою або декількома протоками.

     Губа – затока, що глибоко врізається в сушу (наприклад, Чошська в Баренцовому морі, Обська в Карському).

     Фіорд – вузька та глибока морська затока з високими крутими берегами (наприклад, Согнефіорд  у Норвезькому морі).

     Протока – водний простір, що розділяє дві ділянки суші та з’єднує окремі океани і моря чи їхні частини. Наприклад, Беріногова протока з’єднує Тихий та Північний Льодовитий океани і розділяє Азію та Америку,протока Лаперуза між островами Сахалін і Хоккайдо з’єднує Охотське та Японське моря.

3.1. Рельєф дна Світового океану

Для загальної характеристики розподілу глибин  дна океанів  використовується  батіграфічна крива . За допомогою батіграфічної кривої виділяють такі основні елементи рельєфу дна океану:

1) підводну окраїну материків (81.5 млн км2 або 22.6 % площі дна Світового океану), яка поділяється на   материковий (континентальний) шельф (0-200 м), материковий (континентальний) схил (200-2500-3000 м)  і материкове (континентальне) підніжжя (3000-3500-4000 м) ;

2)               перехідна зона ( площею 30.6 млн км2, 8.47% ):

2.1.              улоговини окраїнного глибоководного моря;

2.2.              острівні дуги;

2.3.              глибоководні жолоби;

3) ложе океану (2 500-6 000 м), яке займає найбільшу площу   ( 193.8 млн км 2 , 53.65% площі  дна):

3.1.              океанічні улоговини;

океанічні підняття;4)  серединно-океанічні хребти ( 55.3 млн км2, 15.31%)

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).

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.

     Морська вода — це виключно однорідний розчин, до складу якого входить 96,5% води, 3,5% солей, незначна кількість завислих твердих частинок, розчинених газів і органічних сполук.

Солоність — це кількість розчинених твердих мінеральних речовин (солей), виражених в грамах, в 1 кг морської води. Тисячна частка величини називається проміле і позначається знаком ‰. Наприклад, якщо солоність океанічної води 35‰, то виходить, що в 1 кг цієї води міститься 35 г розчинених речовин.

Густина морської води — це її маса в одиниці об’єму (в 1 м3), вимірюється в кг/м3. В океанографії для зручності було введено поняття умовної густини [(Г. м. в. – 1)  1000]. Наприклад, густина морської води при температурі 0°С і солоності 35‰ дорівнює 1,028126, а її умовна величина становить 28,13 кг/м3. Співвідношення ваги одиниці об’єму морської води за будь-якої температури до ваги одиниці об’єму дистильованої води за тієї самої температури  називається питомою вагою морської води, яка визначається так само, як і умовна густина.

Температурний режим океану

Однією з найважливіших фізичних характеристик морської води є її температура. Головним джерелом теплової енергії є сонячна радіація.

Інші джерела теплової енергії це:

- енергія припливів і відпливів;

- внутрішнє тепло Землі;

- тепло, яке утворюється при окисленні органічних речовин, інших хімічних реакціях;

- тепло, яке виділяють радіоактивні речовини, що знаходяться в океанах і морях;

- теплообмін поверхневих шарів вод океанів і морів з атмосферою;

- конденсація вологи;

- випадіння теплих опадів;

- теплі течії;

- виділення скритої теплоти при льодоутворенні.

Охолоджується вода:

- при випаровуванні;

- при випромінюванні теплової енергії в атмосферу;

- при конвективному теплообміні між морем і атмосферою;

- при випадінні холодних опадів;

- при перемішуванні поверхневих шарів з глибинними холодними     водами;

- при згоні поверхневих теплих вод вітрами;

- внаслідок холодних течій.

Зміна температури води океану в часі.  Зміна температури води в часі залежить головним чином від зміни кількості сонячної радіації. У зв’язку з цим розглядається добовий і річний хід температури води. Окрім того, на добові і річні зміни температури води впливають погодні і гідрологічні умови, від яких залежать процеси випромінювання, випаровування, перемішування вод.

  Добові коливання температури води на поверхні океану незначні (0,2–0,3°С), найбільша їх амплітуда в районі тропіків (0,4–0,6°С), а до полюсів вона зменшується. Добовий максимум у відкритому океані зазвичай настає через 2–3 год. пополудні, мінімум — після сходу Сонця (біля 4–7 год. ранку).

Поблизу берегів температура води протягом доби інколи змінюється на декілька градусів внаслідок вітрового згону поверхневої теплої води і надходження з глибини більш холодної. На глибинах 25–30 м коливання добових температур практично припиняється.

   Річні зміни температур відрізняються від добових більш значними амплітудами і поширенням коливань температури до значних глибин. У річному ході температура поверхні більшої частини океану в північній півкулі досягає максимуму в серпні і мінімуму в лютому, а в південній півкулі — відповідно в лютому і серпні.

  Річна амплітуда на екваторі 1°С, в тропіках — не більше 3°С, в полярних широтах 4–5°С. Незначні вони в Арктиці та Антарктиці.

  Найбільші річні зміни температури води спостерігаються в помірних широтах: у північній півкулі вони досягають 12°С, а в південній досягають 7°С. Ця різниця пояснюється різним співвідношенням води і суходолу.

На температуру морської води великий вплив чинить нерівномірне нагрівання суші, тому в морях нічна амплітуда температури більша, ніж в океанах у цих же широтах. Найбільші річні амплітуди в морях характерні для середніх широт і можуть досягати 20°С і більше, як, наприклад, у Чорному морі.

1. У генетичному відношенні, тобто за походженням, лід підрозділяють на три  класи:

* морський;

* материковий (глетчерний);

* річковий.

Морський лід утворюється з морської води, коли її температура знижується до температури замерзання. Він може бути поверхневим, тобто утвориться в  поверхневому шарі води, і внутрішньоводним. Характерною властивістю льодів цього класу є наявність у них солей, що попадають із морською водою.

Материковий (глетчерний) лід утворюється зі снігу на суші й при обламуванні сповзаючих льодовиків попадає в океан у вигляді айсбергів, їхніх уламків і так званих крижаних островів. Цей лід прісний, містить порівняно мало домішок і має в більшості випадків блакитнуватий колір. Основна маса материкового льоду попадає у Світовий океан від антарктичних льодовиків. У меншій кількості він зустрічається в Північному Льодовитому океані, звідки течіями виноситься в північну частину Атлантичного океану.

Річковий лід утворюється в річках і течіями, переважно під час весняного льодоходу, виноситься в море. Цей лід містить дуже багато домішок,  він значно тонкіший від материкового льоду й зовсім прісний. Основна маса річкового льоду зустрічається в морях Північного Льодовитого океану, куди він виноситься водами річок. Протягом літа практично весь річковий лід тане.

2. За характером рухомості поділяється на   нерухомий і рухомий (дрейфуючий).

а) До нерухомого льоду відносять :

Припай - морський лід, прикріплений до берега або мілини, для якого характерні лише вертикальні коливання при змінах рівня. Цей лід може утворюватися на місці при замерзанні морської води або в результаті промерзання дрейфуючого льоду. Ширина й довжина припаю можуть бути до сотень кілометрів.  Такий багаторічний припай зустрічається біля берегів Гренландії й Антарктиди, його товщина іноді більше 3 м. Найбільш поширений припай в окремих морях Північного Льодовитого океану. Припай може зламуватися й переходити в дрейфуючий лід.

Крижаний заберег – початкова стадія формування припаю; утворюється   біля берега, складається із ніласу або склянки, може бути завширшки 100-200 м

Стамухи - це окремі торосисті льодові утворення на дні, які мають великі вертикальні розміри. Висота підводної частини стамух – 20-25 м, надводної – 10-15 м. Часто стамухи утворюють систему паралельних берегових валів льоду й сприяють утворенню припаю.

Лід на березі  - накопичення льоду на пологому схилі.

Шельфовий льодовик – це велика плитоподібна маса льоду, завтовшки до 1000 м, зовнішній край якого знаходиться на плаву в зону шельфу, має рівну або слабко хвилясту поверхню, утворюється в результаті тривалого накопичення материкових льодовиків, що виступають у напрямку до моря. Шельфові льодовики поширені в Антарктиді, де займають 1380 тис. км2. Перший за величиною  на материку шельфовий льодовик Росса – утворює берегову межу у вигляді безперервної стіни довжиною біля 750 км і площею приблизно до 400 тис. км2.