5.10. Рельєф океанічного дна

Океан покриває дві третини земної поверхні, тому дослідження океанічного дна є важливою умовою для розуміння природи Землі в цілому. Проте інтенсивне вивчення дна Світового океану почалося порівняно недавно — в п'ятдесяті роки XX ст. Це стало можливим завдяки розробці і застосуванню нових методів геологічних і геофізичних досліджень. Так, на сучасних океанографічних науково-дослід­них кораблях здійснюють автоматичну акустичну реєстрацію глибин з допомогою ехолота, ведуться вимірювання сили тяжіння, геомагніт­ного поля, теплового потоку. Одержані результати були покладені в основу дальшої розробки вчення про історію розвитку земної кори.

Рельєф дна складається з таких елементів: 1) материкова об­мілина (шельф), з глибинами від 0 до 200 м, є продовженням під поверхнею моря прибережної частини материка; 2) материковий схил (глибиною до 2500 м) — більш стрімка частина дна океану, пере­хідна від шельфу до ложа океану; 3) ложе океану глибиною від 2500 до 6000 м; 4) глибоководні западини і жолоби (розломи земної кори) з глибинами понад 6000 м.

Здавалося б, що океан повинен бути найглибшим десь у своїй середній частині. Насправді це не так. Як показала радіолокаційна зйомка рельєфу океанічного дна, найбільші глибини знаходяться по­близу суші на краю океану. Центральні райони мають менші глиби­ни. Так само розміщені на материках високі гірські хребти: за дея­ким винятком (наприклад, Гімалаї) вони знаходяться не на середині материків, а на їх окраїнах, звернених до глибоководних жолобів.

Таке парадоксальне розміщення глибоководних западин, обмілин і гірських хребтів тісно пов'язане з умовами утворення материків і дна океанів. Багато жолобів знаходиться вздовж західної та південно-східної окраїн Тихого океану. Вздовж материкового боку океа­нічних жолобів знаходяться острівні і континентальні дуги, де відбу­ваються сильні землетруси і вулканічні виверження. Слід зауважи­ти, що океанічні жолоби і острівні дуги завжди зустрічаються разом, і це свідчить про їх активний сучасний розвиток.

Серед основних елементів підводного рельєфу дна Світового океану особливо цікавими є серединно-океанічні хребти. Це теж пояси су­часного гороутворення, але на відміну від геосинкліналей гори тут виростають не на стику материків і океанів, а, як правило, в межах поширення океанічної кори.

Серединні хребти — величезні підняття літосфери заввишки 3,5—4 тис. м і завширшки 800—3500 км в центральних частинах всіх океанів загальною протяжністю понад 60 тис. км (тобто в півтора раза довше екватора). Характерна риса цих хребтів — наявність в кожному з них глибокої ріфтової ущелини глибиною до 1 км, яка розташована в осьовій лінії хребтів. Системи жолобів і гряд, які тягнуться паралельно центральному хребту, одержали назву ріфтових зон. Найбільш виражені вони в Атлантичному та Індійському хребтах. У поперечному напрямі хребти перерізають глибокі розри­ви, в тому числі трансформні розломи, за якими окремі частини або блоки гір нерідко взаємозміщені на сотні кілометрів.

Ріфтові зони характеризуються високою сейсмічністю і вулканіч­ною активністю. Сейсмічність пов'язують з виходом на поверхню через ріфтові розломи мантійної речовини. Оскільки цей процес триває безперервно, відбувається спрединг (розсування) океанічного дна від герединно-океанічних хребтів у бік глибоководних жолобів, які зна­ходяться поблизу материків.

У теорії розсування, або спредингу, океанічного дна стверджуєть­ся, що океанічне дно розірване розломами глобальної системи сере­динно-океанічних хребтів і роз'єднані сегменти кори рухаються у протилежні боки від осьового ріфту. Швидкість переміщення дна становить 1—8 см на рік. Досягнувши приблизно через 200 млн. років окраїн континентів і глибоководних жолобів, кора поступово пересувається вниз, під материкову кору і, можливо, знову повер­гається в мантію.

Дуже популярна нині теорія спредингу океанічного дна підкріпле­на цілим рядом фактів. Основні з них такі. Серединно-океанічні хребти майже не мають осадових відкладів, отже вони за віком дуже молоді. Позитивні аномалії сили тяжіння над підводними хребтами свідчать про наявність під ними важких порід. Осьовий ріфт обме­жений парними системами магнітних аномалій з різною полярні­стю. Безпосередньо над ріфтовими розломами спостерігається підви­щений тепловий потік, зумовлений виходом у цих місцях на поверх­ню мантійної речовини.

Є й інші вагомі докази спредингу. Океанічна кора значно молод­ша за материкову, її гірські осадові породи не старші за юрський вік. При цьому вік відкладів зростає, а їх товщина збільшується у міру віддалення від серединно-океанічних хребтів. Встановлено переміщен­ня тропічних коралових рифів разом з океанічним дном у бік кон­тинентів, що теж підтверджує горизонтальні рухи океанічної кори.

Система серединно-океанічних хребтів приурочена не тільки до океанічного дна — вона поширюється і на материки. Так, вважають, що Каліфорнійська затока, Червоне море, Аденська затока, ріфтові долини Східної Африки, озеро Байкал належать до структур ран­нього поділу кори в тих місцях, де починається формування середин­но-океанічних хребтів або де вони пересікаються з континентами.