Основні структурні елементи океанів
Світовий океан займає понад 361 млн.км2 чи 70,8% земної поверхні. З цього близько 23% припадає на підводні окраїни континентів, які складені корою континентального або перехідного типу. Інша частина побудована корою океанічного типу, у якій виділяється три головних шари:
верхніх осадочний, потужність якого змінюється від сотень метрів в океанічних котловинах до 10 км на континентальних окраїнах; його вік повсюдно не давніший ранньоюрського часу;
середній базальтовий (2-3 км), складений переважно толеїтовими базальтами у вигляді лавових потоків, силів і дайок;
нижній (3-5 км), складений повнокристалічними породами основного й ультраосновного складу – габро, піроксенітами, серпентинізованими перидотитами.
У будові океанів розрізняють три головних структурних елементи: серединно-океанічні хребти, океанічні плити і підводні окраїни чи перехідні зони.
Серединно-океанічні хребти розташовані у центральних частинах океанів і утворюють єдину систему довжиною понад 60 тис. км. Їхня ширина досягає 1 тис. км, висота над абісальними рівнинами океанів 2,5-3 км. У поперечному перерізі хребтів виділяється три зони: флангові, гребеневі й осьові.
Флангові зони складають більшу частину хребтів, вони складені базальтами, перекритими малопотужним шаром осадків, потужність яких збільшується до підніжжя хребтів.
Гребеневі зони шириною до 50-100 км становлять найбільш піднесену частину хребтів, де осадочний шар практично відсутній. Морфологічно вони являють собою зближені ланцюги підводних хребтів, розділених вузькими долинами, звичайно приуроченими до поздовжніх систем розломів.
Осьові зони представлені вузькими (20-30 км) щілиноподібними рифтами глибиною до 1,5 км з невисоким поздовжнім підняттям у центральній частині. Останнє є зоною виливу сучасних базальтів. Рифтові долини розбиті серією поздовжніх тріщин, часто зяючих, до яких приурочені виходи рудоносних гідротерм.
Серединно-океанічні рифти є зонами активного розсуву і новоутворення океанічної кори. Вони характеризуються підвищеною сейсмічністю і високим тепловим потоком. За умови інтенсивної магматичної діяльності рифтові структури можуть змінюватися горстами, що спостерігається на Східно-Тихоокеанському піднятті, в Австрало-Антарктичному хребті, Серединно-Атлантичному хребті на південь від Ісландії та ін.
Серединно-океанічні хребти розітнуті серією трансформних розломів, які зміщують їх осьові частини на відстань до сотень кілометрів. Деякі з таких розломів перетинають не тільки хребти й океанічні плити, але і продовжуються в межі континентів, які обрамлюють океани.
Амплітуди вертикальних переміщень по них можуть досягати кількох кілометрів, іноді в їхній площині утворюються грабеноподібні розсувні западини або системи насувів. Прикладами таких розломів можуть бути структури ПС частини Тихого океану: Мендосино, Маррей, Кларіон, Кліппертон; розлом Оуен в ПЗ частині Індійського океану; розлом Чарлі-Гібса у Північній Атлантиці та ін.
На перетині таких розломів з серединно-океанічними хребтами виникають найбільші вулканічні споруди, наприклад, острови Ісландія, Азорські, Вознесення, Тристан-да-Кунья в Атлантиці; Сен-Поль і Амстердам в Індійському океані; Пасхи в Тихому.
Океанічні плити - абісальні рівнини глибиною 5-6 км між підніжжями серединних хребтів і окраїнами континентів. Вони вкриті малопотужним (100-200 м) шаром осадків: радіолярієвим мулом, глибоководними глинами, пелагічними карбонатами.
Рельєф дна нерівний, виділяється ряд внутрішньоплитних піднять (Шацького, Хесса у Тихому океані, Брокен в Індійському), які розділяють западини, часто зустрічаються вулканічні гори, нерідко з рифовими вапняками (гайоти). У межах піднять потужність земної кори дещо зростає. З ними збігаються лінійні (Гавайські, Канарські, Коморські) чи ізометричні (Мадейра, Зеленого Мису, Бермудські) вулканічні архіпелаги й острови.
Характерна також блокова будова за участю розривних порушень (Мальдівський хребет в Індійському океані, Китовий хребет в Атлантиці). Особливим типом внутрішньоокеанічних піднять є мікро- континенти з корою субконтинентального типу: Сейшельський архіпелаг в Індійському океані, Новозеландське плато в Тихому, хр. Ломоносова в Північному Льодовитому океані.
Характерною рисою ложа океану є його смугаста будова з відмолодженням як осадочного шару, так і базальтів, що його підстилають, у напрямку до осьових частин серединно-океанічних хребтів. Це підкреслюється смугастим розташуванням магнітних аномалій паралельно осям хребтів і послідовним збільшенням віку залишкової намагніченості від осьових частин хребтів до підніжжя континентів.
Перехідні зони чи підводні окраїни континентів представлені двома типами: пасивними (атлантичний тип) і активними (тихоокеанський тип) окраїнами.
Пасивні окраїни переважно розвинуті на окраїнах Атлантичного, Індійського і Північного Льодовитого океану, крім ділянок Антильської і Південно-Антильскої острівних дуг Атлантичного океану і Зондськой дуги Індійського океану. Вони простежуються уздовж границі континентальної і океанічної земної кори і характеризуються відсутністю сейсмічності та вулканізму. В їх будові розрізняються зона шельфу, континентальний схил і континентальне підніжжя, іноді – крайові плато.
У межах континентального схилу відбувається виклинювування гранітно-метаморфічного шару і зміна кори континентального типу океанічною. Осадочний чохол представлений потужними (до 10-12 км) товщами теригенних відкладів, які є продуктами ерозії близького континенту, характерні також бар’єрні рифи і поклади солей. Характерним типом акумулятивних утворень континентального підніжжя є турбідити чи фліш.
З часом завдяки нагромадження осадочного матеріалу і його літифікації пасивні окраїни зміщуються у бік океану, нарощуючи площу шельфу.
Активні окраїни характерні для обрамлення Тихого океану (крім узбережжя Антарктиди і Нової Зеландії), а також для Антильської і Південно-Антильської дуг Атлантичного і Зондської дуги Індійського океанів.
На відміну від пасивних окраїн, вони високосейсмічні і характеризуються інтенсивним вулканізмом. В їх структурі найважливіше значення мають глибоководні жолоби, острівні дуги і крайові моря.
Глибоководні жолоби відокремлюють океанічне ложе від острівних дуг або окраїнно-континентальних вулканічних поясів (останнє характерно для андійського підтипу). Вони представлені вузькими вигнутими асиметричними западинами V-образної форми глибиною до 8-11 км.
Жолоби простягаються на тисячі кілометрів уздовж зовнішнього краю вулканічних дуг. Часто з боку океану вони облямовані крайовими валами з підняттям до 500 м. З глибоководними жолобами співпадає вихід на поверхню сейсмофокальної зони Заварицького-Беньофа. Острівні дуги становлять протяжні ланцюги активних вулканічних споруд уздовж окраїн океанів (Курильська та ін.).
Приокеанічні схили виповнені багатокілометровими товщами осадків, часто інтенсивно складчастих, лускатої будови. Хребти складені продуктами вулканічних вивержень, переважно андезитами, рідше базальтами, дацитами і ріолітами вапняно-лужної серії. Розрізняють енсіматичні дуги, які виникли на океанічній корі (Алеутська, Маріанська) та енсіалічні дуги, що утворилися на континентальній корі (Японська, Ново-Каледонська).
Окраїнні моря становлять собою глибоководні басейни з корою океанічного типу, але потужним осадочним чохлом (до 10 тис. м). Вони відділені від світового океану ланцюгом островів. Їх шельфи складені континентальною корою, яка також присутня у вигляді окремих блоків у центральних частинах деяких морів (наприклад, банка Ямато Японського моря). Рельєф дна часто порізаний, однак як осьовий рифт, так і трансформні розломи, які є характерними для серединно-океанічних хребтів, тут відсутні. Проте в крайових морях розвинуті вузькі лінійні грабени і щілиноподібні депресії. Вони косо орієнтовані стосовно острівних дуг, і, ймовірно, пов’язані з розломами.
Особливим типом активних окраїн є окраїни андійського типу, де система крайових морів відсутня, глибоководні жолоби примикають безпосередньо до континентальної окраїни, а замість системи вулканічних острівних дуг розвинуті крайові вулканічні пояси. Прикладом таких структур є Тихоокеанська окраїна Південної Америки, облямована Перуансько-Чилійським глибоководним жолобом.
