Континентальний схил має нахил від 3 до 6–7, місцями до 10–15о і опускається до глибин понад 2000 м (місцями понад 3500 м). У багатьох випадках у нього ступінчастий профіль, що, очевидно, пов’язане з розривами. Характерними елементами рельєфу тут є підводні каньйони, які починаються в межах шельфу або на його краю і простягаються до підніжжя схилу. Глибина їхнього врізу інколи перевищує 1 км. Борти круті або майже вертикальні. Переважна їх більшість підводного походження, хоча деякі з них ніби продовжують занурені річкові долини.
Континентальне підніжжя – це полого похилена, іноді слабко хвиляста рівнина, яка переходить у вирівняні простори океанського ложа. Ширина його досягає десятків і сотень кілометрів. У межах підніж нагромаджується величезна кількість морських осадів, потужності яких у багато разів перевищують потужності осадів в океанах. Глибини тут сягають 2,0–2,5 до 3,5 тис. м і більше.
Глибоководні жолоби облямовують острівні дуги (Курило-Камчатську, Алеутську, Індонезійську та ін), однак розвинуті також уздовж молодих гірських споруд на краю Американського континенту (у західній частині Тихого океану). Це порівняноно вузькі (близько 100 км по поверхні) асиметричні прогини великої довжини, які розвиваються вздовж розломів. Їхні глибини становлять 7–8 км, а найглибші з них перевищують 10–11 км (Маріанський, Курило-Камчатський, Філіппінський жолоби).
Ложе Світового океану розташоване на глибинах 3,5–6,0 тис. м. Воно займає близько половини території океану. В рельєфі переважають плоскі та горбисті абісальні рівнини (океанські платформи – таласократони), розділені між собою хребтами і висотами різного походження. Широкий розвиток мають підводні вулканічні форми – конусо-, щитоподібні, які нерідко формують цілі вулканічні ланцюги. Особливо багато їх у Тихому океані (гайоти). Інколи такі форми увінчні кораловими рифами.
Серединно-океанічні хребти утворюють єдину планетарну систему, загальна протяжність якої становить близько 60 тис. км. Це найважливіший геоморфологічний елемент дна Світового океану. Наліпше вивчений Серединно-Атлантичний хребет. здовж його осьової частини простягається глибока рифтова долина, обмежена розломами. Її дно опущене до глибини 3,5–4 км, а обмежувальні борти містяться на глибинах близько 2 км. Місцями вони виступають на поверхню у формі островів. Ширина рифтової долини варіює від 25 до 50 км. Серединно-океанські хребти перерізані численними розломам, по яких окремі блоки кори переміщені на значні відстані в горизонтальному напрямі (трансформні розломи). З хребтами пов’язані землетруси, вулканізм, високий тепловий потік. У цих зонах утворюється і нарощується новоа земна кора.
Морфологія дна морів. Окраїнні та внутрішньоконтинентальні моря поділяють на улоговинні та плоскі. Улоговинні пов’язані з рухливими ділянками земної кори. До цього типу належать Охотське, Японське, Берингове, моря Малайського архіпелагу; із внутрішньоконтинентальних – Середземне, Чорне та ін. Для них характерною особливістю є значна тектонічна активність, пов’язана з інтенсивними рухами земної кори, землетруссами, інколи тут виявляється активний вулканізм. У рельєфі їхнього дна можна виділити ті ж головні елементи, що і в океані: шельф, континентальний схил з підніжжям, глибоководні рівнини (2000–4000 м). До плоских морів належать Північне, Балтійське, Біле, Баренцове та інші, глибини в більшості з яких не перевищують глибину шельфу. По суті, це опущені під воду ділянки континенту, тому їх називають
епіконтинентальними.
Загальна солоність морської води визначена кількістю розчинених у ній речовин, її виражають в проміле, або вагових процентах. У поверхневих шарах океанів та окраїнних морів солоність води коливається від 32 до 37‰. На глибині близько 100 м солоність переважно стала і становить у
51
середньому 35‰. У внутрішньоконтинентальних морях солоність варіює в набагато ширших межах.
Головний хімічний склад океанських вод визначений небагатьма компонентами, зокрема катіонами: Na+, Mg+2, Са+2, K+, Sr+2 та аніонами Cl -, SO4-2, HCO3-, Br, H3BO3. У сольовому складі океанської води різко переважають хлориди (NaCl - близько 78%, MgCl2 - 9,3%, KCl – 22%), на другому місці є сульфати (MgSO4 - 6,6 %, CaSO4 – 3,5%), карбонати та інші сполуки становлять менше 1%.
Завдяки інтенсивній циркуляції води в океані майже всюди міститься вільний кисень, який підтримує життя як у поверхневих шарах води, так і на глибині. З атмосфери у воду надходить також вуглекислий газ. Вміст кисню та вуглекислого газу регульований температурним режимом. Чим нижча температура, тим більше вода може розчинити цих компонентів, що, видповідно, впливає на процеси розчинення хімічних сполук та осадження.
У деяких улоговинних морях, які з’єднані з океаном неглибокими протоками, водообмін утруднений, і вода може розшаровуватись за солоністю. За цих умов вертикальна циркуляція не відбувається. В Чорному морі на глибині 150–175 м вода значно збіднена киснем, інтенсивно виявляється життєдіяльність анаеробних бактерій, унаслідок чого з’являється сірководень. Такий же аномальний режим простежується і в деяких глибоких улоговинах Балтійського моря.
Органічний світ морів і океанів надзвичайно різноманітний. Переважна частина організмів живе лише у водах із нормальною солоністю. Це так звані стеногалінні форми. Проте є велика кількість організмів, які здатні переносити зміни солоності і навіть жити в опріснених водоймах. Такі організми називають евригалінними. Стеногалінні форми представлені коралами, голкошкірими, придонними форамініферами, брахіоподами та ін. евригалінні – це деякі водорості, риби, двостулкові та черевоногі молюски.
За умовами існування та пересування морські організми поділяють на три великі групи: бентосні (бентос), планктонні (планктон) і нектонні (нектон).
Бентосні організми існують на дні водойм. Серед них виділяють сидячий бентос – організми прикріплені до дна, або які лежать на ньому, і рухливий бентос – коли організми пересуваються по дну. Рослинний світ тут представлений водоростями. Серед тваринних організмів у зоні шельфу (саме тут найліпші умови для значного розвитку бентосних форм) переважають моховатки, черв’яки, губки, представники ракоподібних, корали, брахіоподи, численні молюски та ін.
Планктонні організми пасивно плавають, їх переміщують течії. До них належать найпростіші одноклітинні морські організми (зоопланктон) серед яких найбільше значення для утворення морських осадів мають форамініфери з вапняковистими мушельками та радіолярії – дрібні мікроскопічні організми з кременистим кістяком. Є також рослинний планктон (фітопланктон), до якого належать діатомові водорості, вміщені в кременисту оболонку, а також коколітофориди з карбонатним панцирем. Велетенська концентрація планктонних організмів простежується у верхніх шарах Світового океану (до 200 м). Їхній просторовий розподіл пов’язаний з кліматичними умовами: одні живуть у холодних водах, а інші – у теплих. Відмираючи, вони осідають на дно й утворюють карбонатні та кременисті осади. До планктонних належать також пасивні плаваючі молюски – птероподи – з карбонатною мушелькою.
Нектонні організми вільно плавають у воді. До них належать усі морські хребетні, а із бесхребетних – головоногі молюски. Деякі із планктонних організмів відкритого моря називають пелагічними, на відміну від бентосних.
Цілком очевидною є і величезна геологічна роль організмів у процесах морського осадонагромадження. Після відмирання їхні кістячки осідають на
52
дні, утворюючи так звані біогенні осади, або стають значною домішкою до осадів іншого походження.
Руйнівна робота моря
Руйнівна діяльність моря пов’язана з рухом води, який виникає під час дії вітру та припливно-відпливних течій. Вона особливо активно виявляється в прибережній зоні (берег та прилегла до нього смуга морського дна). Сила удару хвиль під час великих штормів в океанах досягає 38, ау внутрішніх морях 15 т/м2. Шторми поступово руйнують берегові тверді гірські породи, внаслідок чого берег відступає. Таку роботу моря називають абразією. Найінтенсивнішого руйнування зазнають береги, складені осадовими породами, а меншого – ті, що складені магматичними породами. Руйнуванню дуже сприяє тріщинуватість порід, а також уламки, які утворюються зі зруйнованих порід. Уламки під час рухоу стираються, поступово перетворюючись у гальку, гравій, пісок та дрібніші часточки, які підсилюють руйнівну дію морських хвиль. Поступовий відступ берега формує слабко нахилену підводну абразивну терасу.
Швидкість відступу берегів різна і залежить від складу гірських порід та сили хвилювання, іноді вона досягає декількох метрів за рік, особливо в сипких та слабозцементованих породах. Проте інтенсивність та швидкість розмивання берега значно зменшується в разі широкого пляжу.
Прибійна хвиля, руйнуючи берег, водночас переміщує матеріал головно до берега. За малих кутів нахилу продукти руйнування біля зрізу води формують пляжі. Далі швидкість нагромадження уламкового матеріалу може перевищити швидкість його руйнування прибійними хвилями, і тоді утворюється акумулятивний берег. Отже, розрізняють абразивні та
акумулятивні береги.
Неоднаково діють руйнівні процеси у різних кліматичних умовах. Холодний клімат сприяє фізичному руйнуванню скельних порід, і перевідкладені утворення мало чим хімічно будуть відрізнятися від первинних (зруйнованих) скель. Мало зміниться і їхній мінеральний склад – хоча це здебільшого будуть зовсім інші породи. Наприклад, руйнуючись десь у приполярних краях, гранітні берегові скелі дадуть початок утворенню специфічних гравелітів або пісковиків, які за мінеральним та хімічним складом будуть близькі до материнських гранітів. Цілком протилежні процеси простежуються в умовах вологого тропічного клімату. Тут буде переважати хімічне звітрювання, пов’язане з руйнуванням найменш стійких мінералів, а отже, уже в процесі утворення кори звітрювання хімічний і гранулометричний склад новоутворень зміниться. До цього долучиться і біогенний процес, а також активні хімічні реакції під час перенесення матеріалу теплими, насиченими киснем і органікою біжучими водами та водами басейну, де відкладаються осади. Як наслідок, за мінеральним і хімічним складом новоутворена осадова порода буде зовсім іншою, ніж материнська. Дуже важко за таких умов виявити джерело постачання матеріалу (область знесення).
Поперечне та поздовжнє переміщення уламкового матеріалу та утворення прибережних акумулятивних форм. Морське хвилювання виконує значну роботу: переносить і акумулює матеріал у береговій зоні. Хвилі подрібнюють і змучують матеріал та надають йому руху. Від швидкості прибійного потоку залежить те чи інше сортування матеріалу та утворення низки берегових акумулятивних форм. Короткі й швидкі струмені води за незначної глибини викидають в прбережні ділянк грубші частинки (гальку, гравій, грубий пісок), а тонший матеріал переміщають униз далі від берега. Якщо зворотний потік значно слабший, ніж прибійний, то на пляжі
53
формується береговий вал асиметричного профілю з крутим береговим схилом і пологішим морським. Крім берегових валів і пляжів, простежуються і підводні вали, які простягаються вздовж берега у вигляді невисоких пасм, що складені переважно піщаним матеріалом.
Найбільшими акумулятивними формами, що простягаються вздовж берега, є бари. Геоморфологічно це великі переважно піщані пасма, які утворюються внаслідок поперечного переміщення матеріалу донних відкладів до берега водойми. Вони також можуть містити гальковий, гравійно-піщаний і уламково-черепашковий матеріал, який надходить з моря. Деякі з них повністю складені черепашковим детритом, інколи досягають декількох сотень кілометрів довжини і за значної ширини вивищуються на 15–30 м. Такі бари місцями повнністю відшнуровують великі затоки – лагуни, у яких пізніше виникають специфічні умови осадонагромадження, цілком відмінні від умов відкритого моря. Наприклад бар Арабатська Стрілка довжиною близько 200 км відділяє Сиваську лагуну від Азовського моря. Великі бари протяжністю в сотні кілометрів відомі в Мексиканській та Австралійській затоках.
Серед барів виділяють підводні, острівні та берегові. Підводні бари – це асиметричні пасма з крутим береговим схилом. Вани виникають на ділянках різкого зменшення глибини, де знижується енергія хвиль, що веле до акумулювання осадового матеріалу. Так виникли Одеська та Євпаторійська банки Чорного моря. Острівні бари утворюються з підводних у поцесі їхнього переміщення до берега та виходу гребеня з-під рівня води. Берегові бари виникають унаслідок приєднання острівного бара до берега і часто мають форму пересипу, який відділяє від моря мілководні затоки, лагуни, однак відрізняється від них тим, що складений переважно матеріалом, принесеним з морського дна.
У випадку, коли хвилі підпливають до берега під певним кутом, простежується не поперечне, а вздовжберегове переміщення матеріалу. Найбільша швидкість його переміщення відповідає куту 45о. І, як, наслідок у разі зміни напряму берега утворюються прибережні акумулятивні форми – коси. Вони можуть досягати значної довжини: Тендерівська коса на Чорному морі має понад 90 км. Інколи коси простягаються до протилежного берега, і тоді утворюється замкнута акумулятивна форма – пересип, яка відокремлює лагуну від моря.
Акумуляція осадів у різних зонах Світового океану
Поряд з руйнуванням море веде і величезну творчу роботу – акумуляцію осадів. Складний процес осадонагромадження називаються
седиментацією, або седиментогенезом. У море матеріал надходить з континентів різними шляхами. Загальна маса його за рік становить близько 25,53 млрд. т, у тому числі: принесений ріками – 18,53; вітрами – 1,6; льодовиками – 1,5; від абразії – 0,5; в розчинах – 3,2.
Крім того, надходить приблизно 2–3 млрд. т вулканогнного матеріалу, і 1,82 млрд. т біогенного осадонагромадження (планктонні і бентосні організми).
За походженням та речовинним складом виділяють такі типи осадів: теригенні, що утворюються внаслідок руйнування гірських порід; хемогенні, що випадають з води хімічним шляхом; органогенні, або біогенні, які утворюються внаслідок нагромадження кістякових та покривних решток організмів. Серед них виділяють карбонатні та кременисті (і зрідка інші); полігенні – результат дії багатьох факторів; вулканогенні – пов’язані з діяльністю підводних та надводних вулканів. Походження різних типів осадів та їхній характер пов’язані з різними факторами, а закономірності їхнього поширення – передусім з кліматичною зональністю.
У морях та океанах виділяють декілька зон з різними умовами осадонагромадження: літоральна, або прибережна, де відбувається
54
затоплення і осушення в припливно-відпливному циклі; мілководна, або субліторальна (неритова), – відповідає області шельфа; глибоководна, або батіальна – материковий схил та його підніжжя; абісальна, або найглибших частин – відповідає ложу Світового океану і віддалена від суші. Для кожної з зон характерні певні організми, пристосовані до існування в цьому середовищі, – це так званий біоценоз.
Осади літоральної зони. Їхні особливості зумовлені періодичним осушенням території осадонагромадження та інтенсивним хвилюванням. Тут формуються різноманітні осади, які змінюються на дуже коротких відстанях: біля високих скельних берегів часто простежуються нагромадження брилових уламків, добре обточених гальок, пісків різної зернистості. А на захищених ділянках, у затоках, відкладаються піщані і тонкі мулисті осадии. В прибійній смузі матеріал сортується за питомою вагою, внаслідок чого після штормів місцями утворюються прошарки, збагачені важкими мінералами. За береговими валами, в низинах можуть бути добрі умови для заболочування та розвитку торфовищ, які надалі за відповідних умов перетворюються у вугілля (переважно в умовах поміркованого клімату). Самі ж берегові вали можуть бути складені також органогенним детритом: черепашковим або водоростевим.
Осади зони шельфу ліпше відсортовні завдяки хвилям, діяльність яких відчувається до глибини 100 м і більше. Близькість суші сприяє нагромадженню тут головно уламкового теригенного матеріалу.
За гранулометричним складом теригенні осади поділяються на чотири групи: грубоуламкові – псефіти, до них належать брили, валуни, галька і гравій; піщані – псаміти; алевритові – алеврити; глинисті – пеліти. Кожна з груп розділена ще за розміром частинок, що переважають.
Залежно від динаміки басейну, схилу поверхні дна та віддаленості від берега відкладаються різні теригенні осади. В багатьох випадках відбувається механічне розділення матеріалу за розмірами зерен. На ділянках з порівняно значним нахилом у прилеглій до пляжу частині басейну відкладається грубий гальковий матеріал, гравій (рінь), який глибше змінюють піски, а ще далі від берега – грубоалевритові мули, які поступово переходять у дрібноалевритові, далі – алеврито-пелітові мули континентального схилу. У внутрішньоконтинентальних морях межа між пісками й алевритовими мулами проходить приблизно на глибинах 20–50 м, опускаючись в океанах місцями до 80–100 м і глибше.
Крім теригенних пісків, у межах субліторалі місцями розвинуті черепашково-детритові піски, складені перетертими уламками панцирів та кістяків різних, переважно тваринних організмів.
Органогенні, або біогенні, осади. В зоні шельву дуже поширені є органогенні осади, які утворюються з донних організмів, що для побудови панцирів та кістяків використовують вуглекислий кальцій. Найцікавіші з них є коралові рифи. Вони постійно ростуть у висоту, використовуючи для цього відмерлі форми. Їхні колонії нагадують розгалужені дерева та кущі. До рифоутворювальних належать також вапнякові водорості й інші організми.
Сучасні корали живуть винятково в тропічних та субтропічних водах. Вони розвиваються лише за певних умов: 1) температура води не нижче 18–19о; найліпші ж умови розвитку коралового біоценозу при 23–25°; 2) прозора чиста морська вода нормальної або близької до неї солоності з насиченням киснем і вапном; 3) глибина не більше 50–60 м
За формою виділяють три види коралових рифів
1.Берегові, або рифи облямування. Вони є ніби продовженням берега.
2.Бар’єрні рифи простягаються вздовж берега і відмежовані від нього мілкими затоками (кораловими лагунами). Найяскравішим прикладом такої форми є Великий Бар’єрний риф, що простягається вздовж північно-східного берега Австралії майже на 2 000 км при середній ширині 150 км і потужності до 150 м. Від материка він
55