Усі книги і методички

Розділ 1. Загальна характеристика Світового океану

Однією з актуальних проблем людства є всебічне засвоєння Світового океану з його мінеральними і харчовими ресурсами. Такі дослідження направлені на вивчення геофізичних полів, рельєфу дна, течій, гідрологічних характеристик води, вплив океану на клімат, флори, фауни тощо. Не менш важливим є значення океану як транспортного середовища і рибного промислу, прокладання трубопроводів і кабелів по морському дну.

Якщо материки в основному розділені між собою, то водна оболонка Землі створює безперервний простір, що називається Світовим океаном. Відомо, що Світовий океан займає 70,8% площі поверхні Землі. Середня глибина його складає 3795 м. Найбільша глибина знаходиться в Маріанській западині і дорівнює 11022 м. Єдиного підходу до розподілу Світового океану на зони поки не існує. Звичайно, такий розподіл виконують за особливостями гідрологічного режиму, фізико-географічною ознакою та за обмеженістю окремих частин Світового океану материками, островами і підводними височинами. Світовий океан умовно розділяють на чотири частини: Тихий, Атлантичний, Індійський і Північний Льодовитий океани. Характеристики океанів представлені в табл. 1.1.

Таблиця 1.1

Характеристики складових Світового океану

До океанів віднесені відповідні сектори Антарктиди, а також прибережні моря, які складають у сумі 3% маси і 10% площі Світового океану. Об’єм води Світового океану становить 1420 млн. км3, тобто майже 94% всіх вод гідросфери нашої планети. Маса води оцінюється величиною 1,42.1021 кг, що складає біля 1/4200 маси Землі і ця кількість є сталою.

Кругообіг води в природі відбувається під впливом випромінювання Сонця і гравітації. З поверхні океану щорічно випаровується біля 520000 км3 води і така сама кількість води у вигляді опадів падає на поверхню нашої планети. В атмосфері Землі знаходиться біля 12300 км3 води, кількість якої змінюється протягом року. В водах океану розчинено в середньому 3,5% солей і ряд газів. В верхніх шарах океану при рівновазі з атмосферою в 1 л води є в

7

середньому 50 мл СО2, 13 мл N2, 2-8 мл О2, 0,32 мл А2 і мала кількість інших благородних газів. Середнє значення солоності в морях і океанах представлені в табл. 1.2.

Густина і солоність морських вод залежить від температури води, яка у свою чергу залежить від температури атмосфери, опадів. На рис. 1 приведені графіки змін солоності, кількості опадів, випаровування води, густини і температури води та повітря над Атлантичним океаном у меридіональному перерізі. В даному випадку, дані про густину морських вод, обчислені як функції температури і солоності.

В табл. 1.3 приведені середні значення температури приповерхневих вод в океанах і морях. Зміна температури з глибиною залежить від кліматичних умов. Температура і солоність морської води впливають на швидкість звуку у воді, яка є важливою характеристикою при вимірюваннях глибин моря, ехолокації тощо. Дані про залежність швидкості звуку у воді від температури t і солоності S представлені в табл. 1.4.

Таблиця 1.3

Температура води в океанах і морях

8

гідрологічного режиму. Моря розрізняють за наступними ознаками: за розташуванням, за глибиною, за формою рельєфу дна.

За розташуванням моря розділяють на середземні, околишні та міжострівні. Середземні моря (Середземне, Карибське) розташовані між материками і з`єднуються з океаном одною або декількома протоками. Внутрішні моря (Чорне, Балтійське) розташовані в межах одного материка та з`єднуються з океаном одною або декількома протоками. Околишні моря (Берингове, Охотське) неглибоко вдаються в сушу. Міжострівні моря (Бланда, Сулу) відокремлюються від океану островами.

За глибиною моря розрізняють на глибоководні та мілководні. Глибоководні моря мають глибини до декількох тисяч метрів (Чорне, Охотське, Японське); мілководні – до декількох сотень метрів (Баренцове, Північне, Балтійське).

За формою рельєфу дна моря розрізняють на басейнові та плесові. Перші мають глибоку замкнену котловину, чітко обмежену підводним порогом. У других – глибина постійно збільшується з віддаленням від берега. Глибоководні моря, як правило, басейнові, мілководні – плесові.

Більш мілкими підрозділами океану є протоки, затоки, лагуни, фіорди та бухти. Протока – відносно вузька частина океану (моря), оточена двома частинами суходолу та з`єднує різні водні частини. Затока - частина океану (моря), що вдається в сушу і слабо відділена від основного водного басейну, внаслідок чого її режим мало відрізняється від режиму основного басейну. Лагуна – акваторія, постійно або тимчасово відділена від океану (моря) косою. Фіорд – вузька та глибока затока з високими берегами. Бухта – невелика затока, відділена мисами або островами від основного басейну та має специфічний режим.

1.1. Походження океанів

Вік найдавніх порід, які виявлено на океанічних западинах, становить біля 200 мільйонів років. Породи, які знаходять на материках, оцінюються віком більше 3 мільярдів років. Існують різні гіпотези щодо природи та походження материків і океанів. Широкого розповсюдження набула теорія мобілізма. Суть цієї теорії базується на гіпотезі про дрейф континентів, яку в 1912 році сформулював німецький учений-геофізик Вегенер. Згідно цієї гіпотези основні рухи, які формують лік Землі, – горизонтальні. В далекі часи, приблизно 300 млн. років тому назад, на Землі існував єдиний континент – Пангея і єдиний океан – Пангаласа. З плином часу цей материк почав розколюватись і розповзатись. Спочатку утворились два нових праконтиненти: Гондвана (Африка, Південна Америка, Індія, Австралія і Антарктида) і Лавразія (Євразія і Північна Америка). Пізніше ці праматерики розкололись, розповзлись і зайняли сучасне положення. Це переміщення привело до

10

виникнення Атлантичного, Індійського і “Австралійського” океанів (останній знаходиться в стадії зародження).

З рухом материків, а точніше з рухом тектонічних плит, пов’язана наявність гігантських тріщин в океанічному дні, які проходять по середині підводних хребтів, що опоясують Землю і називаються рифовими долинами. Так, наприклад, рифова долина в Атлантичному океані має місцями глибину 1,5 км і ширину 15 км. Тектоніка плит є більш впевненою науковою концепцією, ніж інші гіпотези, оскільки вона може передбачити факти, які можна перевірити зі спостережень. Зв’язок із спостереженнями забезпечує два кількісних моменти цієї теорії: геометрична точність і надійне визначення часу. Геометрична точність базується на геометричних ідеях, які лежать в основі гіпотези. Перша з них полягає в тому, що Земля має певну шарову будову. Її зовнішній шар – літосфера, представляє собою сферичну тверду і жорстку оболонку товщиною біля 80 км, а в її середині мають місце невеликі деформації. Друга геометрична ідея полягає в тому, що літосферна оболонка розбита приблизно на десять блоків, кожен із яких має достатню жорсткість, і всі ці блоки або плити рухаються одна відносно іншої.

Важливий етап у розвитку плит пов’язаний з детальним дослідженням меж між плитами і точним розділом їх на три типи: жолоби, хребти, трансформенні розломи. Жолоби – це межі, де плити сходяться; хребти – це межі, де плити розходяться; трансформенні розломи – це межі, де плити рухаються як дотичні одна до іншої у горизонтальному напрямі. Третя геометрична ідея виникла внаслідок відкриття аналогії між прямими на площині і колами на сфері. Ця ідея базується на тому, що плити переміщуються під дією майже постійного моменту сил на протязі десятків мільйонів років, а їх рух відбувається за колами, положення яких можна визначити за геометричними та геофізичними даними. Щоб описати положення цих кіл, необхідно використати координати так званих полюсів обертання, які лежать у центрі кіл, що описуються плитами.

Друге революційне перетворення тектоніки плит пов’язано з вимірюванням часу. Як відомо, визначення віку порід на ранніх етапах розвитку геології стало використання окам’янілості. Наступний стрибок щодо визначення віку порід пов’язаний із застосуванням радіоактивних ізотопів. До 1960 року геологи за допомогою цих двох методів установлювали вік більшості континентальних областей. Але про вік найдавніших океанічних басейнів було відомо дуже мало. Оцінки часу їх утворення коливались від докембрія (біля 600 млн. років тому назад) до пізнього мезозою (біля 70 млн. років). Третій стрибок у визначенні віку поверхні Землі наступив у 60-х роках ХХ століття, коли геофізики відкрили, що вік океанічного дна можна визначити шляхом вивчення магнітного поля океану. Новий метод датування давав можливість оцінювати швидкість процесів тектоніки плит набагато точніше ніж за даними попередніх досліджень тектоніки континентів.

11

На основі теперішніх даних можна стверджувати, що сучасні океани є морфоструктурами молодого віку, а не реліктами давніх океанів, які виникли одночасно з походженням і утворенням Землі. Це підтверджують дані результатів буріння океанічних свердловин. На основі цих даних вік порід океанічного дна не перебільшує післямезозоя.

1.2. Рельєф дна Світового океану

За даними сучасних морських карт можна відзначити, що рельєф дна океанів та морів, як і рельєф суходолу, характеризується складністю та різноманітністю форм. На дні океанів є гірські масиви, глибокі западини, плато та рівнини. Для значних територій характерним є тектонічний та вулканічний рельєф. На великих глибинах знаходяться ділянки зі слідами розмивів. На пологих схилах розвинуто сповзання осідань та накопичення біля їх підніжжя великих осадових шлейфів.

В межах Світового океану виділяють чотири основних елементи будови земної кори:

1)підводний край материка;

2)перехідна зона;

3)серединно-океанічні хребти;

4)ложе океану.

Ці елементи називають мегаелементами, мегаформами або мегарельєфом. Мегаформи складаються з макроформ, до яких відносять материкову мілину, материковий схил, материкове підніжжя, острівні дуги, глибоководні западини і котловини, підводні плато, хребти тощо. Мезорельєф або середні форми рельєфу, які є частинами макроформ, мають протяжність десятків і сотень кілометрів. До них відносять підводні гори, пагорби, долини, каньйони тощо. До мікрорельєфу відносять дрібні форми рельєфу дна, які мають протяжність до сотень метрів. До них відносять дрібні пасма, бари і загреби. В даний час стали розрізняти і нанорельєф дна, до якого відносять найдрібніші форми рельєфу дна – піщані брижі, дрібні улоговини. Розглянемо коротко характерні особливості мега- і макроелементів рельєфу дна Світового океану.

Підводний край материка складається з материкової мілини – шельфу, материкового схилу і материкового підніжжя. Загальна площа підводного краю 73,6 млн. км2, що складає біля 20% площі дна Світового океану. У Північному Льодовитому океані підводний край материка займає майже половину всієї акваторії, у Тихому – не більше 5%.

До основних типів земної кори в межах Світового океану відносять материкову (континентальну), субматерикову та океанічну кору. Переліченим типам земної кори в океанах відповідають три основних категорії рельєфу дна (рис. 2): материковий шельф (підводний край материка), перехідна зона (материковий схил та острівні дуги), ложе Світового океану.

12

Прибережна мілководна рівнинна зона Світового океану називається континентальним шельфом (шельф від англійського shelf – виступ, мілина) або материкова мілина. Шельф, як підводний край материків, має багато спільного з материками. З боку материків шельф обмежує берегова лінія. За його зовнішню границю приймають таку ділянку, де відмічається різке збільшення кутів нахилу дна, що свідчить про перехід до материкового (континентального) схилу. Звичайно це спостерігається на глибині біля 200 м, через те 200-метрову ізобату приймають за зовнішню границю шельфу. В деяких районах перехід від шельфу до континентального схилу відбувається на значно більших глибинах. Так в Баренцовому морі - це глибини 350-400 м, в Охотському – 1000 м. Тому існують і інші визначення зовнішньої межі шельфу: 500-метрова ізобата, 200-мильна віддаль від берегової лінії тощо.

Рис. 2. Основні категорії рельєфу

Шельфова зона займає біля 29 млн. км2, що складає майже 8% усієї площі Світового океану. Глибина і ширина шельфу значно коливаються. Середня ширина шельфу складає 78 км, середня глибина – 132 м, середній нахил 0,1°, а в зонах локального пониження або підняття зростає до 25'. В окремих районах шельф простягається до глибин у 600 метрів і більше, але є дуже мілководні шельфи з глибиною до 20 метрів. Ширина шельфу досягає 1000-1400 км в морях Північного Льодовитого океану, а у Світовому океані є райони, де ширина шельфу досягає лише 2-4 км. Материкова кора в області розвитку шельфу має товщину 35-40 км та вміщує типові для материків гранітний і підстилаючий його базальтовий шари. Найбільш розповсюдженою формою рельєфу шельфу є рівнина, яка поволі спускається в сторону океану.

Діяльність людини головним чином розповсюджена в шельфовій зоні. В ній найбільш інтенсивне судноплавство, рибний та тваринний промисел, зона активних інженерно-геологічних, гідрологічних та інших досліджень. В шельфовій зоні багатьох держав світу в даний час проводять інтенсивну розробку нафтових та газових родовищ, рудних корисних копалин.

13

Материковий схил є підводною основою материків. Ця зона займає майже 15% площі Світового океану, а саме – 55 млн. км2. Верхня границя схилу співпадає з зовнішньою границею шельфу. За його нижню границю приймають ту ділянку дна, на якій кути нахилу материкового схилу у порівнянні до кутів нахилу ложа океану різко змінюються. Звичайно такий перехід спостерігається на глибинах біля 3000 м. Ширина материкового схилу складає біля 90 км, кути нахилу його поверхні – від 3° до 20°, а у берегів вулканічних і коралових островів та поблизу берегів, складених корінними породами, – 40-45°. Товщина земної кори в зоні материкового схилу зменшується з віддаленням від шельфової зони і доходить до мінімального значення – 8 км (в Тихому океані – 4-6 км).

Материкове підніжжя представляє собою похилу, слабохвильову рівнину, яка знаходиться між материковим схилом і абісальною рівниною (абісальна рівнина визначається як область океанічного ложа, нахил якої не перевищує 0,001°). Іноді розрізняють верхню і нижню (глибоководну) частини материкового підніжжя. Ширина материкового підніжжя до 1000 км, глибина

–2-5 км, нахил – біля 0,1°, а у верхній його частині – 0,5°. Про існування материкового підніжжя стало відомо лише 40-50 років тому назад.

Перехідна зона займає 10% всієї акваторії океану. Найбільш повно вона представлена в Тихому океані. Класичним типом перехідних зон є Алеутська, Курило-Камчатська, Японська, Східно-Китайська тощо. В них є улоговина краю глибоководного моря, острівна дуга і глибоководний жолоб (глибоководні жолоби або абісальні западини мають глибину 7-11 км, ширина їх не перевищує 20 км, а протяжність може сягати 1000 км). Для східноокеанського типу характерним є глибоководний жолоб. В Середземному морі відмічаються глибоководні морські улоговини. Аналогічна ситуація спостерігається в Мексиканській затоці, Чорному і Каспійському морях. В даний час нараховують біля 30 глибоководних жолобів. Серед них – Маріанська западина, яка знаходиться на найбільшій глибині океану – 11022 м.

Серединно-океанічні хребти – підняття земної кори, складені з вулканічних порід – базальтів, займають площу 53 млн. км2, що складає біля 15% площі Світового океану. Перший такий хребет було виявлено в 50-х роках минулого століття в Атлантиці у зв’язку з прокладанням телеграфного кабелю. Геофізичні дослідження, які були проведені 40 років тому назад показали, що система підводних хребтів є особливим елементом Землі. Їх характерна форма

–хвилеподібне підняття шириною порядку 1000 км із сильно розчлененими гірськими схилами і високим гребенем із відносною глибиною біля 2 км та шириною 15-60 км. Це глибоке пониження називається рифовою долиною, яка характеризується підвищеною сейсмічністю та вулканізмом. Тепловий потік у рифовій зоні в 5-6 разів вищий, ніж у сусідніх океанічних улоговинах. В Серединно-Індійському і в Серединно-Атлантичному хребтах виділяється рифова зона з глибокими рифовими долинами. Для Серединного хребта

14

Тихого океану чітко виражена рифова долина на північ від паралелі 20°. Хребет перетинають широкі розломи, вздовж яких є великі горизонтальні зсуви. Серединно-океанічний хребет в Північному Льодовитому океані (Арктичний хребет) виявлено завдяки широким дослідженням гідрографів колишнього СРСР, на честь яких рифова зона названа Долиною гідрографів.

Ложе океану – це підводний простір, який пролягає між материками і серединно-океанічними хребтами на глибинах більше 3-4 км (середня глибина біля 5 км). Ложе океану займає біля 277 млн. км2, що складає 77% площі Світового океану, або майже 55% усієї поверхні Землі. Найбільш важливими формами рельєфу океанічного ложа є абісальні рівнини, океанічні плато, океанічні хребти, вали і глибоководні жолоби. Характерними особливостями ложа океану є широкий розвиток рівнинного рельєфу, наявність великих гірських піднятть і підвищень, не пов’язаних із серединними хребтами. Для ложа океану властиві океанічні донні осадки, а особливо – глибоководна червона глина. Характерною особливістю ложа океану також є тип земної кори, в якій відсутній гранітний шар.

Океанічні плато представляють форму рельєфу, підвищену над навколишнім дном на декілька сотень метрів із розмірами в плані до декількох сотень кілометрів. Як правило плато мають глибини біля 2500 м.

Океанічні вали – це серединні підняття, які представляють собою широкі зводи з пологими схилами, вершини яких ускладнені розривами і конусами вулканів.

Усі форми рельєфу дна Світового океану, як і суходолу, прийнято розділяти на три основних типи: геотектури, морфоструктури та морфоскульптури. В основу такого поділу покладено розміри форм рельєфу та їх походження. До геотектур відносяться материки та океанічні западини, що відносяться до додатних та від’ємних форм рельєфу земної кори. До геотектур відносять також крупні гірські системи, платформні рівнини і западини морів. Тектонічні утворення меншого порядку – гірські хребти, кряжі, плато, височини, низовини, западини – називаються морфоструктурами. Геотектури та морфоструктури є поверхнями, на яких розвивається рельєфоутворююча і геологічна діяльність. Результатом цієї діяльності є створення форм, що називаються морфоскульптурами.

Особливостями океанічних геотектур є:

1)мала товщина земної кори (до 4-5 км), інша густина та жорсткість порід, із яких вона складена;

2)простий повтор морфоструктур в основному лінійного типу, утворення яких пов`язано з протяжними однозначними рухами земної кори;

3)мілкі розривні деформації, що виникають як результат більш активної реакції на тектонічні рухи;

4)розвиток вулканізму в зонах розломів та інших ділянках дна;

5)наявність систем океанічних хребтів;

15

6)інтенсивний процес ендогенного рельєфоутворення;

7)підпорядкованість скульптурних форм структурним.

На сучасному рівні рельєф дна Світового океану вивчений нерівномірно і не більше ніж на 15%. Найбільш вивченою його частиною є материковий шельф. З великою детальністю вивчені окремі ділянки серединно-океанічних хребтів, підводних гір та інші підняття.

1.3. Фізичні поля Землі в океані

Під фізичним (або геофізичним) полем Землі розуміють простір, у якому виявляються дії певних сил, що пов’язані із земною речовиною, його рухом і фізико-хімічними процесами, які відбуваються у її надрах. На формування геофізичних полів впливають Сонце, Місяць та інші космічні тіла. Практично геофізичні поля можна просліджувати до тих меж, коли можна виявити їх характеристики з вимірювань за допомогою спеціальних приладів.

Геофізичні поля проявляються в різних середовищах, в тому числі і в океані. Основними геофізичними полями, які можна спостерігати в океані, виділяють такі: гравітаційне поле Землі, стаціонарне геомагнітне, електричне і геомагнітне поля, сейсмічне поле, природне акустичне поле тощо.

Гравітаційне поле Землі як відомо, є найбільш впливовим і відіграє важливу роль в живій і неживій природі. Вивчення гравітаційного поля Землі почалось більше як 200 років тому назад і в даний час продовжується прискореними темпами. Це пояснюється тим, що різні характеристики гравітаційного поля використовують для вивчення фігури Землі і її внутрішньої будови, для розрахунку траєкторій штучних супутників Землі. Гравітаційне поле Землі прийнято ділити на нормальну і аномальну частини. Нормальне гравітаційне поле відповідає простій моделі, яка є близькою до реальної Землі. За фігуру такої моделі приймають еліпсоїд обертання. Аномальне поле характеризує деталі реального гравітаційного поля Землі. Взагалі гравітаційне поле Землі характеризується дуже складним щодо географічного розподілу аномалій в глобальному і регіональному масштабах. Сучасна морська гравіметрична апаратура дозволяє вимірювати аномалії сили ваги з точністю до 0,1-0,3 мГал, що дає можливість вивчати глибинну будову дна морів та океанів, а також виконувати пошуково-розвідувальні роботи на нафту і газ в межах шельфової зони. Значення аномалій у вільному повітрі в океанах мають порядок 20-30 мГал, іноді, але дуже рідко, досягають величини 100 мГал і більше. Зі збільшенням глибини аномалії сили ваги зменшуються приблизно на 11 мГал на 1 км глибини. За даними результатів гравіметричних вимірювань відома максимальна додатня аномалія – 669 мГал (вулкан Мауна Кеа на Гавайських островах, а максимальна від’ємна – 338 мГал (Пуерто-Ріко).

Середньоквадратичне значення перевищень геоїда над загальним земним еліпсоїдом – 33 м. Узагальнені профілі поверхні геоїда на паралелях, які

16