Морська геоморфологія
МОРСЬКА́ ГЕОМОРФОЛО́ГІЯ — розділ геоморфології, об’єктом дослідження якого є рельєф морського дна. Прикладне значення М. г. — у визначенні інтенсивності змін рельєфу мор. дна (під впливом ендоген. та екзоген. процесів) з метою оцінки придатності різних форм рельєфу для морегосп. діяльності та використання інформації про рельєф мор. дна для пошуку корис. копалин. Вивчення мор. берегів і прибереж. мілководь почалося здавна, зокрема фінікійцями, греками та римлянами у зв’язку з розвитком мореплавства. У 2-й пол. 15 — на поч. 16 ст. італ. вчений, живописець і скульптор Леонардо да Вінчі досліджував дію хвиль та мав чітке уявлення про існування поздовж. переміщень берег. нанесень. У 1830-х рр. британ. природознавець Ч.-Р. Дарвін розробив теорію утворення корал. рифів. М. г. сформувалася в 1950-х рр. і складалася з відокремлених наук. напрямів дослідж.: берег. смуга моря, хвилі та течії в шельф. зоні, дно океанів і морів. Найбільш вагомий внесок у розвиток М. г. зробили британ. вчені В. Баск, К. Кінґ, рос. вчені В. Зенкович, О. Лісіцин, В. Шулейкін, амер. вчені Д. Кеннет, В. Манк, О. Філліпс, укр. вчений Є. Шнюков та ін. На початк. етапі розвитку дослідженнями була охоплена лише берег. зона моря. В Україні зазначений напрям розвивали в Одес. університеті, зокрема динаміку берег. схилів вивчав І. Зелінський, проблеми інж. геодинаміки — Є. Черкез, берегознавства — Ю. Шуйський. На поч. 1970-х рр., коли було збудовано наук. експедиц. флот, почалися широкомасштабні дослідж. рельєфу дна Світ. океану. В Україні мор. дослідж. здійснювали на суднах АН УРСР (під наук. керівництвом Є. Шнюкова), в галуз. лаб. Мінгео СРСР при Одес. університеті (наук. кер. — Г. Ткаченко) та фахівцями підприємств «Одесморгеологія» і «Кримгеологія». Факторами впливу на рельєф мор. дна є ендогенні й екзогенні процеси. Найбільшими формами рельєфу нашої планети є геотектури, гол. з яких — материки, океанічні западини, що виникли під впливом ендоген. процесів. На сучас. етапі розвитку Землі Світ. океан займає 71 % її поверхні. Згідно з результатами матем. моделювання, в далекому минулому об’єм Землі міг бути суттєво меншим, а поверхня складалася виключно з континент. кори. Нині більша частина земної поверхні представлена океаніч. корою, що в 5 разів тонша за континентальну й за питомою вагою важча, тому ложе океану на 3–6 км нижче континентів. При утворенні базальт. кори в результаті дегазації мантії утворився океан, що й заповнив пониження рельєфу, представленого океаніч. типом кори. Структурами нижчого рангу є морфоструктури (в океані — це серединно-океанічні хребти, абісал. рівнини, океанічні жолоби тощо), у виникненні яких гол. роль також належить ендоген. процесам. Від 2-ї пол. 20 ст. вчені вважають, що формування й трансформація морфоструктур генерується процесами, пов’язаними з рухами тектоніч. плит, підтвердженими методами супутник. геодезії. Нижчі за рангом морфотектури в океані: акумулятивні берег. форми — піщані о-ви, коси, пересипи, перейми; підводні акумулятивні форми — банки, бари. Донедавна вважалося, що зазначені морфотектури в океані формуються винятково екзоген. факторами, тобто типовими для р-ну їхнього розташування вітр. умовами, що генерують еолове перенесення з суходолу, транспорт та відкладення наносів течіями й хвилевими процесами в морі. Варто зауважити, що це положення ще в 1970-х рр. піддавали критиці укр. геологи та геофізики. На збіги в просторі ліній. акумулятив. форм у Чорному та Азов. морях із грабенами на суходолі вказували деякі укр. вчені, а в морі це було підтверджено результатами мор. геофіз. робіт підприємства «Одесморгеологія», опублікованих 1970. Пізніше на такі збіги, виявлені за результатами оброблення супутник. інформації, у наук. публікаціях звертали увагу укр. вчені Інституту геол. наук НАНУ (Київ). Водночас теор. обґрунтування впливу ендоген. процесів на утворення та трансформацію мор. морфотектур не існувало.
На поч. 21 ст. завдяки досягненням укр. вчених виникли підстави для перегляду уявлень щодо винятково екзоген. генезису зазначених мор. морфотектур. На базі експерим. даних доведено, що вертикал. рухи тектоніч. блоків можуть бути швидкоплинними, високоамплітудними, реверсними та різнонаправленими. Стало можливим визнати, що вздовж рухливих меж тектоніч. блоків (що згідно з теорією К. Тяпкіна не тотожно глибин. тектоніч. розломам земної кори) існують умови для вертикал. міграції флюїдів, що в мор. середовищі трансформують траєкторії руху течій, що транспортують наноси, зменшують їх швидкість вздовж ліній. зон підвищеної проникненості літосфери. За таких умов майже за всіх напрямків руху наносів уздовж зон підвищеного проникнення, відповідно до закону Стокса, будуть локально відкладатися наноси та генеруватися спочатку підводні, а з часом і надводні акумулятивні форми мор. рельєфу. Зазначена теза підтверджена результатами фіз.-статистич. моделювання в р-ні Тендрів. коси (Чорне море) та матем. гідродинаміч. моделювання літодинаміч. процесів у зоні підвищеної проникненості земної кори. Таким чином, завдяки результатам дослідж. укр. вчених були усунені протиріччя літодинаміч. екзоген. гіпотези формування мор. акумулятив. форм, що була висунута у свій час В. Зенковичем, і сформувалася гібридна екзо-ендогенна теорія формування мор. акумулятив. форм мор. дна. Існують й ін. механізми впливу блок. будови земної кори на рельєф шельф. зони морів. Згідно з гол. положеннями геодинаміки, в умовах відповід. типів геодеформацій суміжні блоки рухаються у вертикал. площині у різному напрямку. Блоки на мор. дні, що підіймаються, чергуються з блоками, що занурюються. Якщо тектонічні блоки, що підіймаються, розташовані в прибереж. зоні моря, то під час шторму, за рахунок специфіки прояву рефракції поверхневих хвиль, різке зменшення глибини над блоками призводить до викривлення фронту хвиль таким чином, що в межах такого блоку хвильова енергія різко збільшується, а на суміж. ділянках (з обох боків) — зменшується. Можуть скластися такі умови, коли акумулятивні пересипи не розмиваються, на відміну від корін. обривистих берегів, матеріал розмиву яких відкладається в р-нах пересипів, що очікувано повинні б розмиватися. У тропіч. зоні океану на рельєф мор. дна впливають не тільки літодинамічні, а й біол. процеси. Тому в тропіках значна площа мор. дна представлена корал. рифами, що визнані рельєфоутворювал. фактором. Особливості простор. розподілу корал. рифів до недавнього часу не мали пояснень. Нині завдяки результатам дослідж. укр. вчених, виконаних під наук. керівництвом В. Михайлова, стало відомо, що зовн. межа корал. рифів часто має прямолінійну форму, що збігається з азимутами блок. подільності земної кори. Ті флюїди, що в р-нах із піщаним дном створюють літодинамічні умови для формування акумулятив. морфотектур, у тропіч. зоні створюють оптимал. умови для рельєфоутворення біол. шляхом, насичуючи водну товщу вздовж зон підвищеної проникненості земної кори біоген. речовинами. Укр. вчені встановили, що рельєфоутворювал. фактор корал. рифів суттєво залежить від кислотності води океану. В зонах високої проникненості земної кори, де флюїди характеризуються високою кислотністю, формуються прямолінійно витягнуті бухти з азимутами простягання. Рельєфоутворювал. фактор корал. рифів контролюється ендоген. процесами. Тому в Атлантич. океані, де за рахунок підвод. вулканізму води кисліші, площі, зайняті корал. рифами, значно менші, ніж у Тихому та Індій. океанах, де кислотність нижча. Ендогенні процеси також впливають і на рельєф мор. дна глибоковод. частини Світ. океану. Завдяки планктону дно глибин. р-нів Світ. океану покрито товстим шаром біоген., переважно карбонат. матеріалу. Товщина зазначених біоген. донних відкладень може бути понад кілометр. Нині, коли збільшуються викиди в атмосферу вуглекислого газу, зростає і кислотність Світ. океану, відбувається розчинення біоген. карбонат. відкладень мор. дна і, відповідно, зменшується товщина донних відкладень мор. дна. Тобто в умовах танення льодовиків та підвищення рівня Світ. океану, а також збільшення концентрації СО2 в атмосфері одночасно відбувається розчинення донних осадів і зміни рельєфу дна Світ. океану через збільшення його глибини.
Рекомендована література
- Зенкович В. П. Основы учения о развитии морских берегов. Москва, 1962;
- Ткаченко Г. Г. та ін. Про роль диз’юнктивної тектоніки у формуванні берегової лінії і морфології основних ділянок акваторії Чорного та Азовського морів // Геологія узбережжя і дна Чорного та Азов. морів у межах УРСР. К., 1970. Вип. 4;
- Каплин П. А. Новейшая история побережий Мирового океана. Москва, 1973;
- Геофизика океана. Т. 1. Геофизика океанского дна. Москва, 1979;
- Удинцев Г. Б. Рельеф и строение дна океанов. Москва, 1987;
- Гожик П. Ф., Шуйский Ю. Д., Гранова А. К. Направленность развития берега между Днестровским лиманом и дельтой Дуная. К., 1988;
- Шуйский Ю. Д., Выхованец Г. В. Экзогенные процессы развития аккумулятивных берегов в Северозападной части Черного моря. Москва, 1989;
- Черкез Е. А. и др. Оползни северо-западного побережья Черного моря, их изучение и прогноз. К., 1993;
- Перерва В. М., Лялько В. И., Шпак П. Ф. Новые данные о разломно-блоковой структуре северо-западного шельфа Черного моря по данным аэрокосмических исследований (в связи с нефтегазоносностью) // ГЖ. 1994. № 4;
- Сафьянов Г. А. Геоморфология морских берегов. Москва, 1996;
- Учитель И. Л. и др. Основы неогеодинамики. О., 2000;
- Гладких І. І. та ін. Формування погодних умов в морських та прибережних районах. О., 2007;
- Михайлов В. И. и др. Современные изменения уровня Черного моря как основа стратегии строительного освоения прибережий. О., 2010;
- Михайлов В. И., Капочкина А. Б., Капочкин Б. Б. Взаимодействие в системе литосфера–гидросфера. О., 2010;
- Учитель И. Л., Капочкин Б. Б. Смена парадигмы современной геодинамики и сейсмотектоники. Саарбрюккен, 2014.
Завантажити статтю
