Тема 6.

Планетарные черты земной поверхности.

Происхождение материков и океанов

 

Происхождение материков и океанов
Географические гомологии
Развитие материков и океанов
Рельеф земной поверхности
Происхождение названий материков и океанов
Морфологические характеристики материков
Гидросфера и мировой океан
Структура гидросферы
Океаносфера
Рельеф дна Океана
Гипсографическая кривая
Физико-химические свойства морской воды
Солёность
Движение воды в океанах и морях
Волнения
Классификации морских течений
Общая схема циркуляции поверхностных вод Океана
Тепловые машины В.В. Шулейкина
Жизнь в Мировом Океане
Вопросы для самостоятельной работы

 

Происхождение материков и океанов

 

По Г.Н. Каттерфельду (1962), Земля является трёхосным кардиоидальным (сердцевидным) эллипсоидом вращения. Эта форма обусловлена влиянием приливного торможения в теле Земли, на которые накладываются пульсационные колебания, связанные с неустойчивостью механического и физико-химического равновесия внутри планеты. Это проявляется в уменьшении полярного сжатия Земли. При этом уменьшение объемного сжатия южного полушария происходит быстрее, чем северного. Причиной неодинаковой скорости изменения объёмного и полярного сжатий северного и южного полушарий могут быть асимметричные силы вращения, тормозящие сжатие северного полушария и ускоряющие сжатия южного.

Образование материков и океанов на Земле связано с возникновением спутника Земли - Луны, которое происходило ещё в догеологический этап развития Земли. Тогда эти планеты находились на очень близком расстоянии друг от друга.

Приливообразующая сила Луны обусловила сильную начальную деформацию тела Земли. Твёрдый прилив в виде двух горбов сообщил Земле удлинённость, направленную к Луне. По третьему закону Ньютона оба приливных выступа Земли притягивают Луну. Притяжение ближайшего выступа производит ускорение, а дальнего - замедление движения Луны по орбите. Поскольку влияние ближайшего к Луне выступа сильнее, то поступательное движение Луны ускоряется, и она начинает удаляться от Земли. Орбита Луны как бы развёртывается во времени и пространстве, подобно спирали.

С удалением Луны вытянутость планеты и неоднородность распределения масс в долготном направлении постепенно стали уменьшаться, поскольку неустойчивая трёхосная фигура Земли стремилась приобрести более устойчивую форму. При выравнивании фигуры Земли возникли компенсационные тектонические движения, приведшие к заложению Тихого океана и материка Африки. Такой вывод вытекает из того, что ось трёхосного земного эллипсоида совпадает с осью Великий (Тихий) океан - Африка. Таким образом, Тихий океан - Африка - это две мегаформы (впадина - выступ), которые являются древнейшими неровностями земной поверхности. Возникновение этих мегаформ послужило толчком к дальнейшему усложнению рельефа Земли.

В ходе этого процесса по периферии Тихого океана возникло кольцо компенсационных поднятий. Оно представлено материками Евразии, Австралии, Антарктиды и обеих Америк.

По периферии материка Африки возникли компенсационные впадины Индийского и Атлантического океанов. Сложилась общая асимметрия Африканского (восточного) и Тихоокеанского (западного) полушарий. В процессе формирования этой асимметрии были заложены основные эпейрогенические (греч. эпейрос материк) - и талассогенические (греч. таласса океан) центры земной поверхности.

Скорость вращения Земли неуклонно уменьшается. По этой причине уменьшается полярное сжатие Земли. В экваториальных широтах мантии свойственны нисходящие движения. Умеренные широты от 35╟ до 71╟, максимум на 62╟ в северных широтах - имеют тенденцию к поднятию, а на тех же широтах в южном полушарии наблюдаются компенсационные опускания.

Вот почему, сопоставляя северное и южное полушария, Каттерфельд выделяет 62╟ - северную эпейтрогеническую (наибольшей протяжённости материков) и южную талоссогеническую (наибольшей протяжённости океанов) параллели. Северному кругу соответствует пояс поднятия, южному - пояс опускания земной коры.

Особенно сильные напряжения, вызванные замедлением вращения Земли, свойственны литосфере на 35-тых широтах северного и южного полушарий. Именно здесь образовались разломы земной коры. Здесь наблюдается наибольшая тектоническая активность литосферы. 35-е параллели выделяются как орогенические (греч. орос - гора). В северном полушарии к этой широте приурочен альпийский горный пояс, а в южном ему соответствует пояс сбросовых морских котловин, вулканизма и землетрясений.

Кругополярные параллели 71╟ выделяются как северная и южная теоретические границы между северными материками и полярным океаном, южным океаном и полярным материком.

Эпейрогенические меридианы 75╟ з. д. и 105╟ в. д. - это физическая, а не условная, как меридиан Гринвича, граница между западным и восточным полушариями Земли. Это круги наибольшей протяжённости материков. Площади материков убывают по обе стороны от этих меридианов.

Критические меридианы 30╟ в. д. и 165╟ з. д. проходят через центры Африки и Тихого океана. Это секторы наибольшего отступания геоида от сфероида.

Асимметрия рельефа обоих полушарий и расположение эпейрогенических параллелей определили положение эпейрогенических центров. В них находились ядра роста будущих материков: антарктический (90 j ); африканский - (0 j , 30 l ); сибирский (62 j , 105 l ); скандинавский (62 j , 75 l ).

Таким образом, в северном полушарии наблюдается три центра образования древних материков, в южном - только два - антарктический и африканский. При этом образование антарктического материка связано с общей антиподальностью северного и южного полушарий, а африканского - с антиподальностью западного и восточного. Отсутствие самостоятельных эпейрогенических центров в пределах Южной Америки и Австралии косвенно указывает на особое происхождение этих материков, возможно, образовавшихся в результате раздробления некогда единого континентального массива Гондваны с древним ядром вблизи эпейрогенического центра (0 j , 30 l ).

Из океанов самостоятельными талассогеническими центрами обладают - Тихий (с центром (0 j , 165 l ), в полюсе океанического западного полушария, и Северный Ледовитый океан - с центром 90 j . К этим первичным океанам должен быть присоединен и Южный океан, расположенный вдоль талассогенической параллели 62╟. Эти данные могут свидетельствовать о вторичной природе Атлантического и Индийского океанов, чьё расположение как бы нарушает первичную планетарную закономерность эпейро-таллосогенеза. Сочетанием эпейро-таллосогенических кругов и центров объясняются географические гомологии, то есть подобия и соответствия в расположении и очертании материков у океанов и их частей.

Географические гомологии

Географические гомологии - это подобия и соответствия в расположении и очертании материков у океанов и их частей.

Материки и океаны атиподальны:

Северный Ледовитый океан - Антарктида, Северная Америка - Индийский океан, Африка и Евразия - Тихий океан. В 19 из 20 случаев наблюдается такая закономерность. Исключения: южная оконечность Анд ложится на территорию Китая.

Противоположность полушарий:

Западное и южное полушария - океанические (площадь океанов больше площади материков); восточное и северное - материковые (площади южных материков меньше площади северных).

 

Соотношение площадей материков и океанов (в %)

 

 

Вся Земля

Суша

Океан

100

29,2

70,8

Северное полушарие

39,3

60,7

Южное полушарие

19,1

80,9

 

 

Клиновидность материков:

Причина заключается в нарастании океаничности к югу и нисходящих движений в экваториальной плоскости земного эллипсоида литосферы.

Попарность материков.

Причина в попарном соединении - нарастание материков вдоль эпейрогенических меридианов и параллелей.

Меридианальный перекос
Меридианально вытянутые планетарные формы располагаются S-образно.

Все северные материковые массы смещены к западу относительно южных, или южные к востоку относительно северных. Причина меридионального перекоса объясняется смещением магнитных полюсов или, точнее, перемещением материков относительно оси вращения.

Допускается, что в протерозое Северный полюс находился в центральной части Северной Америки, в кембрии - в середине Тихого океана. В протерозое полюс мигрировал по Тихому океану через Гавайские острова к Восточной Азии, к мезозою он достиг побережья Охотского моря, в палеогене был на Чукотке и, наконец, занял современное положение.

При перемещении полюсов, естественно, смещались и линии тектонических движений. В северном полушарии при восходящих движениях литосферы все участки земной коры смещались к западу относительно южных участков, а в южном полушарии, наоборот, все участки земной коры при нисходящих движениях смещались к востоку относительно соответствующих им северных участков.

Вторичные гомологии (соответствия и подобия в расположении частей материков и океанов) объясняются гипотезой дрейфа или раздвижения плавающих материков.

 

Развитие материков и океанов

 

Имеются две группы гипотез:

базификации;
новой глобальной тектоники или тектоники литосферных плит.

Гипотезы базификации основаны на представлениях о последовательности развития земной коры. Эволюционный ряд земной коры построен по принципу перехода вещества от простого к сложному:

кора океанических платформ - кора океанических хребтов - кора переходного типа желобов и океанических островов - кора складчатых горных поясов и материкового типа - материковая кора платформ.

Здесь явно прослеживается стадиальность, приводящая к постепенному преобразованию океанической коры, как первичной, через геосинклинальный этап в материковую вторичную кору, с сокращением площадей океанической коры и нарастанием участков континентов.

Гипотезу базификации разработали тектонисты А.Д. Архангельский, В.В. Белоусов и М.В. Муратов.

В.В. Белоусов например, предполагал, что первоначально материковый тип коры преобладал на всём земном шаре. Образование океанов, по его мнению, началось в конце палеозоя, когда расплавленные породы мантии внедрялись в материковую кору, утяжеляя, преобразовывали материковое вещество. Под тяжестью внедрившихся пород происходило опускание частей материков и нарастание площади океанов.

Океанические впадины окончательно оформились в конце мела (около 65 млн. лет назад), хотя процесс океанизации в срединных океанических хребтах продолжается и в наши дни. Наблюдается постепенное наступление океана на континентальные обрамления. Образование материковой коры тоже может быть во время океанизации, когда при подплавлении накапливаются мощные толщи вулканических и осадочных пород, которые могут участвовать в формировании гранито-метаморфического слоя.

Исследователи допускают, что в истории Земли могла быть не одна, а несколько эпох океанизации, закономерно сменявших периоды нарастания континентальной земной коры.

Гипотезы новой глобальной тектоники или тектоники литосферных плит (плавания континентов) получили распространение в начале 1960-х гг., когда были открыты срединные рифтовые хребты в океаническом дне - места восходящего движения мантийного вещества и океанизации земной коры. Такое восхождение может быть и под континентами. Это тоже зоны рифтообразования (исп. рифт трещина) - Великие Африканские озёра, озеро Байкал.

Эти открытия объяснили ряд парадоксальных фактов. Парадокс заключается в том, что дно океана моложе самого океана и обрамляющих его материков. Возраст самых древних пород, найденных в южной части Тихого океана, составляет 80-85 млн. лет, а возраст материковых пород на Балтийском щите определён в 3,6-3,7 млрд. лет. При этом по данным Н.М. Страхова, материки на 90 % состоят из пород, имеющих океаническое происхождение.

Анализ палеомагнитных данных позволил оценить скорость разрастания океанического дна от 19 см в год (Тихий океан) до 0,5 см в год в Северном Ледовитом океане. Скорости разрастания океанического дна непостоянны во времени, и в целом процесс спрединга (англ. раздвижение) происходит во времени неравномерно, прерывисто.

При раздвижении океанического дна происходит перемещение континентов, точнее, перераспределение поверхности материковой суши и океанического дна. На одних участках они удаляются друг от друга, на других сближаются. Необходимо учитывать, что движения происходят не в строго горизонтальном направлении, а по сфероиду, относительно так называемых полюсов разрастания, критических точек литосферы. Уход океанической коры под материковую осуществляется в зоне коры переходного типа (океанические острова - глубоководные желоба), в зоне Беньофа. Здесь происходит поддвиг и постепенное засасывание океанической коры под континентальную (субдукция).Поддвигаемая плита тормозится трением, изгибается и деформируется. Одновременно в процессе вулканизации на поверхность изливается андезитовая магма, которая наращивает тело островной дуги, часто отделяющей материковую область от океанической.

Рифты (срединные океанические хребты), зоны субдукции, трансформные разломы (секущие срединные хребты) служат естественными границами отдельных участков земной коры. Это геологические структуры первого порядка - самые крупные, названные литосферными плитами. Они меняются: в результате увеличения площади океанов при спрединге или, напротив, увеличения площади материков, вследствие поглощения части плит в процессе субдукции.

В результате меняются соотношения площадей материков и океанов на протяжении всей геологической истории. Как выглядели материки и океаны 200, 180, 135, 65 миллионов лет назад по Дицу и Холдену, видно на рисунке.

Рельеф земной поверхности

 

Поверхность литосферы состоит из материков и океанических впадин. Материк - понятие геологическое и геоморфологическое. Оно означает большие выступы поверхности литосферы в противоположность океаническим впадинам. Материки имеют подводное продолжение (материковую отмель). Материковый склон принадлежит одновременно материку и океанической впадине. Частью материка являются и материковые острова. Материков шесть: Евразия, Африка, Северная Америка, Южная Америка, Австралия и Антарктида.

 

Континент (от лат. continents - непрерывный, сплошной) - это большой, непрерывный массив суши, не разделённый морем. Континентов четыре: Старый Свет, Новый Свет, Австралия и Антарктида. Остальная суша, не включённая в континенты, следовательно, принадлежит островам. Весь смысл термина "континент" в том и состоит, чтобы быть противопоставленным понятию "остров". Противоположность этих понятий относительна, различие между ними чисто количественное, но так как самый большой остров (Гренландия) в четыре раза меньше самого малого континента (Австралия), то целесообразность такого подразделения не вызывает сомнений.

Старый Свет -Евразия и Африка, Новый Свет составляют обе Америки.

Вся суша состоит из континентов и островов.

Сушу условно делят на части света. Часть света - понятие исторической традиции. В отличие от материков и континентов, части света охватывают всю сушу, то есть в том числе и океанические острова, каждый из них должен быть отнесён к какой-либо части света. Частей света шесть (Европа, Азия, Америка, Австралия, Антарктида) или семь, если в качестве особой части света называть Океанию - острова Тихого океана, не "тяготеющие" равно ни к одной из остальных частей света. Деление на части света имеет практический смысл для всемирных географических описаний, атласов, справочников, как основание для группировок государств, единиц административно-территориального деления и природных или политических рубежей. Качественного содержания эти "части света", конечно, не имеют.

Для чёткого усвоения этих понятий необходимо уяснить ещё такие положения:

  1. надводная поверхность материков делится на две части - континентальную и островную;
  2. континентальные части надводной поверхности материков, не разделяемые водами Мирового океана, составляют один континент;
  3. граница между континентами не может проходить на суше;
  4. граница между материками на суше проходит по перешейкам: Панамскому и Суэцкому;
  5. площадь континента есть сумма континентальных частей надводных поверхностей, входящих в этот континент материков;
  6. любая часть света (если не считать таковой Океанию) состоит из континентальной и островной частей;
  7. суммарная площадь океанических островов равна площади суши минус площадь надводной поверхности материков.

 

Происхождение названий материков и океанов

 

Азия - от ассирийского Asi - восход (Солнца, восток), в противоположность Irib или Ereb - мрак (закат Солнца, запад).

 

Европа. Слова "Азия", "Европа" как названия материков возникли во времена греческой культуры.

 

Африка - у древних египтян и греков называлась Ливией. Позже римляне стали называть её Африкой по имени племён афри, или африкос - земля афри; впоследствии, когда был открыт морской путь вокруг Африки, это название распространилось на весь материк.

 

Австралия - лат. аustralis - южный. Материк так называется с 1798 г. Это название дал английский мореплаватель Флиндерс. До этого до XVI в. его называли Terra Australis incognito - неизвестная южная земля. В 1606 г. Виль Янц называл её Новой Голландией, Тасман - Земля Ван-Димена, в 1700 г. Джеймс Кук присвоил название Новый Южный Уэльс.

 

Антарктида, Антарктика - южная полярная, от греческих слов anti - против, arcticos - северный (от arctos - медведь).

 

Америка - имеются две версии. 1. От амеррик - названия племени, обитавшего на побережье оз. Никарагуа - в горной области Сьера-Амеррик. Это племя привлекло внимание испанцев, которые считали, что на его земле добывают золото. 2. По имени Америго Веспуччи, учвстника одной из экспедиций и подробно описавшего новые земли. Название существует с 1507 г. Его материку дал Мартин Вальдземюллер в книге "Введение в космографию" для Центральной и Южной Америки. На Северную Америку название распространил Герхард Меркатор в 1538 г. С XVI в. это название утверждается за обоими материками.

 

Атлантический океан. Название впервые встречается у греческого историка Геродота (V в. до н. э.) - "море за столбами Геракла (Атланта)". Римлянин Плиний (I в. н. э.) дал ему имя Океанус Атлантикус. В разное время разные авторы называли Западный океан, Северное море, Внешнее море. С середины XVII в. вся акватория океана стала называться Атлантическим океаном.

 

Тихий океан. В 1513 г. испанский конкистадор Бальбоа пересёк Панамский перешеек и вышел на берег неведомого океана. Так как воды простирались к югу, то океан назвали Южный. В 1520 г. Фернандо Магеллан пересёк океан от Огненной Земли до Филиппинских островов в хорошую погоду, почему океан получил имя Тихий. В XVIII в. по предложению французского географа Ж.Н. Бюаша самый большой океан назвали Великим. На русских картах вплоть до 1917 г. употреблялось название, данное землепроходцами - Восточный океан.

 

Индийский океан. Древние греки называли западную часть океана Эритрейским морем - "Красным морем" (эритрос греч. красный). В IV в. до н. э. во времена Александра Македонского звучало "Индикос - Пелагос" - Индийское море. В I в. н. э. римлянин Плиний дал название Океанус Индикус - Индийский океан.

 

Меланезия (греч. мелас чёрный, несос - остров) - черноостровье. Такое название предложено европейцами во второй половине XIX в. за чёрный цвет кожи населения. Сейчас это острова и архипелаги в юго-западной части Тихого океана.

 

Микронезия (греч. микрос - малый, несос - остров) - малые острова в западной части Тихого океана к северу от экватора.

 

Полинезия (греч. полис много, несос острова) - многоостровье. Острова и архипелаги в центральной части Тихого океана.

 

Морфологические характеристики материков

 

Прослеживается вертикальная закономерность изменения рельефа - ступенчатость. Выявлена: 1) планетарная ступенчатость: материковые выступы - океанические впадины; 2) ступенчатость материков; 3) ступенчатость океанов.

Ступенчатость материков заключается в расположении низменностей, возвышенностей, плоскогорий, гор, нагорий. Причины: геологическая история и геологическое строение земной поверхности определяют расположение низменностей, возвышенностей и гор. Следствием ступенчатости является горизонтальная зональность и поясность природных процессов и явлений, высотная поясность.

 

Морфологическая вертикальная ступенчатость материков и океанов в м:

0-100 - низменность,

100-200 - равнина,

200-400 - возвышенность,

400-3000 - плоскогорье (поверхности плоские, как равнины, и высокие, как горы),

до 1000 - низкие горы,

1000-2000 - средние горы,

2000-5000 - высокие горы,

свыше 5000 - высочайшие

свыше 3000 - нагорье (горы на горах).

0-200 - материковая отмель,

200-2000 - материковый склон,

2000-6000 - ложе Мирового океана,

свыше 6000 - абиссальные желоба.

 

Острова бывают материковые (на шельфе и материковом склоне); океанические (на океаническом дне); вулканические и коралловые (береговые, барьерные рифы, атоллы)

 

Гидросфера и мировой океан

 

Структура гидросферы

 

Масса воды, содержащаяся в земной коре, достигает огромной величины - 2,30 ∙ 1021 кг, то есть составляет около 8,9 % всего вещества земной коры. Эта вода образует сплошную оболочку - гидросферу, охватывающую Землю. Её структура зависит от взаимодействия с литосферой, атмосферой, водами суши или Мирового океана.

 

Таблица 6.1

 

Распределение воды в географической оболочке и в земной коре, а также интенсивность её обмена (по М.М. Ермолаеву, 1975)

 

Части географической

оболочки или земной

коры

Формы нахождения

воды

Масса воды

1018 кг

Интенсивность

обмена, годы

Поверхностные воды

Океаны и моря

1374,613

3000,0

 

Ледники

22,0

8600,0

 

Озёра

0,230

10,0

 

Пары воды в атмосфере

0,014

0,027

 

Вода в речных руслах

0,001

0,032

Поверхностные горизонты земной коры

Почвенная влага

0,082

1,00

 

Подземные воды

интенсивного водообмена

4,00

330,0

 

Подземные воды

замедленного водообмена

56,0

5000,0

Воды земной коры

Физически и химически связанная вода континентальной коры

700,0

Геологические

периоды

 

Физически и химически связанная вода океанической

коры

140,0

 

 

 

Из таблицы видно, что основная масса воды (96,4 %) сосредоточена в двух объектах: 59,8% находится в Мировом океане, а 36,6% составляют подземные воды, находящиеся в литосфере в физически или химически связанном состоянии.

Воды различных частей гидросферы отличаются друг от друга не только формами нахождения в географической оболочке и физическим состоянием, но и химическим составом.

 

Океаносфера

 

На морскую поверхность из общей поверхности земного шара 510 млн. км2 приходится 361 млн. км2, на сушу - 149; в процентном соотношении это 70,8 и 29,2, или, приведя его к единице, - 2,43 : 1. В пространстве моря оказываются на первом месте после атмосферы, охватывающей водную поверхность и сушу. Однако, если принять среднюю глубину Океана в 4000 м, то толщина водной массы Океана составляет только 1/1593 часть земного радиуса (6378 км), объём же морских вод составляет 1/800 часть общего объёма земного шара. Мировой Океан охватывает земной шар непрерывной оболочкой, части же суши между собой не связаны.

 

Подразделения Мирового Океана. Основанием для разделения Мирового Океана на отдельные океаны служат следующие признаки: 1) конфигурация береговой линии материков, архипелагов и островов; 2) рельеф дна; 3) самостоятельные системы океанических течений и атмосферной циркуляции; 4) характерные особенности горизонтального и вертикального распределения физико-химических свойств воды.

Вдающиеся в сушу более или менее обособленные части океана называют морями. По Ю.М. Шокальскому, моря разделяются на средиземные и окраинные. В свою очередь средиземные делятся на междуматериковые (Средиземное море) и внутриматериковые.

 

Средиземные моря обычно глубоко вдаются в сушу, с океанами соединены узкими проливами, не допускающими особо широкого водообмена этих морей с океанами. Они богаты островами, обладают характерными чертами гидрологического режима. Проливы невелики, температура воды в морях от некоторых глубин однообразна. Пример: Средиземное море между Евразией и Африкой.

 

Таблица 6.2

 

Морфология Мирового Океана

 

 

Океаны

Поверхность

Объём,

тыс. м3

Средняя

глубина,

м

Наибольшая

глубина, м

 

тыс. км2

%

     

Тихий

179679

50

723699

4028

11034 (11022)

Атлантический

93363

25

337699

3926

9219

Индийский

74917

21

291945

3897

7450

Северный Ледовитый

13100

4

16980

1205

5220

Мировой Океан

361059

00

1370323

3795

11034

 

Межостровные моря окружены более или менее тесным кольцом островов (Целебесское, Банда, Сулу). Гидрологический режим межостровных морей определяется степенью свободного водообмена через проливы между островами.

Залив - часть океана или моря, более или менее глубоко вдающаяся в сушу. Границы заливов проводятся большей частью условно: или по прямой линии между мысами, принятыми за входные в залив, или по условно выбранной линии равных глубин - изобате. По форме заливы бывают округлыми (Бискайский, Гвинейский), воронкообразными (Двинской), вытянутыми (Калифорнийский, Фанди), разветвлёнными (Сиднейский).

В зависимости от происхождения, строения берега, формы и размеров заливы называют фьордами (фиордами), лиманами, лагунами и губами. Заливы небольших размеров, защищённые от волнений и ветров, выступающими в море мысами, называются бухтами.

Проливы соединяют моря между собой, узкие части океана или моря, расположенные между двумя участками суши. Характеризуются своеобразным гидрологическим режимом и особой системой течения. По характеру течений выделяются проточные и обменные проливы. В проточных заливах течение направлено в одну сторону, как в реке (Флоридский), а в обменных наблюдаются встречные течения: в верхних слоях в одну сторону, в нижних - в другую, у одного берега в одну сторону, у другого - в другую (проливы Лаперуза, Дэвисов).

 

Рельеф дна Океана

 

Разделение дна Океана по глубине, м:

Материковая отмель (шельф) - 0-200

Материковый склон - 200-3000

Ложе - 3000-6000

Глубоководные (абиссальные)

котловины (желоба) - свыше 6000

 

 

Материковая отмель (шельф) - прибрежная часть морей и океанов, лежащих между берегом и материковым склоном. Она простирается в среднем до изобаты 200 м, но в её пределах встречаются глубины свыше 500 м. Материковые отмели отличаются обычно незначительным уклоном дна: угол наклона редко превышает 2╟, средний угол равен 0╟10', то есть она практически горизонтальна. Рельеф материковой отмели тесно связан с рельефом прилегающей суши. У гористых берегов, как правило, материковая отмель узкая, а у равнинных побережий она меняется в широких пределах. Так, у Атлантических берегов Пиренейского полуострова, восточных берегов Африки, тихоокеанских берегов Японских островов, восточных берегов Камчатки и во многих других местах ширина материковой отмели составляет всего 15-45 км. Вдоль северных берегов Евразии ширина материковой отмели достигает сотен километров. Многие моря целиком располагаются в пределах материковой отмели (Баренцево, Карское, Восточно-Сибирское). Наибольшей ширины материковая отмель достигает в Баренцевом и Южно-Китайском морях - 1200-1300 км.

Образование материковой отмели связано, в основном, с опусканием отдельных участков суши. Подтверждением этого служит нахождение в пределах материковой отмели подводных долин, береговых террас, ископаемого льда, вечной мерзлоты, остатков наземных организмов и т. п.

 

Материковый склон - наклонная поверхность дна морей и океанов, соединяющая внешний край материковой отмели с ложем Океана. Материковый склон имеет довольно большие углы наклона (в среднем 4-7╟), иногда доходящие до 20-40╟. Такие углы наклона обычны у берегов коралловых, вулканических островов, причём у коралловых островов встречаются углы большей величины, почти вертикальные склоны - обрывы. Крутые материковые склоны приводят к тому, что на участках максимального наклона дна массы рыхлых осадков под действием силы тяжести сползают на глубины. В этих участках может быть обнаружено оголённое скалистое дно.

Рельеф материкового склона сложен. В ряде случаев дно материкового склона бывает изрезано узкими глубокими ущельями-каньонами. Они часто бывают у крутых скалистых берегов. Но каньонов нет на материковых склонах с пологим наклоном дна, а также там, где с внешней стороны материковой отмели имеются цепи островов, или подводных рифов. Каньон, расположенный против устья реки Миссисипи, прорезает материковую отмель на расстоянии 48 км, каньон Конго - на 130 км, каньон Инда - на 113 км. Вершины многих каньонов примыкают к устьям существующих ныне или древних рек. Поэтому каньоны рассматриваются как подводное продолжение затопленных русел рек опускающихся берегов.

Но каньоны имеют большое падение по продольному профилю - 40-100 м на 1 км, в то время как падения больших рек редко превосходят 2-3 м на 1 км. Это обстоятельство, а также глубокое проникновение некоторых каньонов в твёрдые породы (граниты) заставляет обратиться к тектонической гипотезе их происхождения.

Другим характерным элементом рельефа материкового склона являются подводные террасы. Таковы подводные террасы Японского моря, расположенные на глубине от 700 до 1200 м.

 

Ложе Мирового океана следует за материковым склоном. Отличается незначительными углами наклона, в среднем они составляют 20-40'. Оно занимает 75,9 % всей площади Мирового Океана. В ложе встречаются впадины глубиной свыше 6000 м. Их площадь не более 1,2 %. Кроме них, характерны глубоководные хребты. Рельеф дна океана не менее сложен, чем рельеф суши. Срединные океанические хребты представляют собой пояса современного горообразования. Система срединных океанических хребтов включает сплошное кольцо поднятий в южном полушарии на 40-60╟ ю. ш. От него на север отходят три хребта, простирающиеся меридионально, в каждом океане: Срединно-Атлантический, Срединно-Индийский и Восточно-Тихоокеанский.

 

Срединный Атлантический хребет имеет длину более 20 тыс. км. Он S-образно протягивается от южных поднятий, пересекает Исландию, Шпицберген и, вероятно, продолжается в Северном Ледовитом океане рядом хребтов, в том числе и хребтом Ломоносова. В среднем он поднимается до глубин в 2000-3000 м, а на севере - до 600 м, имея высоту 3-4 км, что соответствует высоким горам на материках. Наиболее высокие его вершины образуют острова: Буве, Тристан-да-Кунья, Вознесения, Сан-Паулу, Азорские.

 

Срединный Индийский хребет известен под двумя названиями: южная его часть называется Западно-Индийским, а северная - Аравийско-Индийским хребтом. Он протягивается на 6000 км от Южного поднятия до Аравийского моря. Вершинами его являются архипелаги островов западной половины Индийского океана.

В Тихом океане роль срединного хребта играет Восточно-Тихоокеанское поднятие, простирающееся в общем до 120╟ з. д. от Южного поднятия до берегов Калифорнии и через неё до островов Королевы Шарлотты. Это огромная система хребтов, чьи вершины образуют многие острова, в том числе и Гавайские. Здесь имеются вулканы Мауна-Лоа и Килауэа. Первый погружён основанием на глубину 4600 м, а его высота над уровнем морем составляет 4166 м. Таким образом, над морским дном поднимается на 8766 м, почти до уровня Джомолунгмы.

 

Срединные океанические хребты - это высокие (3-4 км) массивы с корой переходного типа. Вдоль по оси они разбиты глубокой долиной трещинного происхождения - рифтом. Поэтому и сами хребты называются рифтовыми. Относительно происхождения рифтовых хребтов существуют две гипотезы. По одной - это современные геосинклинали, в которых начинается новая стадия развития земной коры и рельефа Земли. Другая гипотеза объясняет образование рифтов-разломов горизонтальными смещениями блоков земной коры. Образование срединных хребтов связано с процессами, протекающими в мантии Земли.

Между срединными океаническими хребтами находятся глубоководные (абиссальные) котловины - равнины. Одни из них плоские, другие волнистые с амплитудой высот до 1000 м. Одна котловина отделена от другой хребтами.

В Атлантическом океане таких котловин четыре: Северо-Африканская, Северо-Американская, Бразильская и Ангольская. В Тихом их пять: Северо-Восточная, Северо-Западная, Центральная, Южная и Чилийская. В Индийском их три: Сомалийская, Центральная и Западно-Австралийская. У берегов Антарктиды котловины таковы: Африкано-Антарктическая, Австралийско-Антарктическая и котловина Беллинсгаузена.

В Северном Ледовитом океане нет глубоководных впадин, но, как и в других океанах, есть подводные хребты. Срединный хребет Ломоносова проходит от Новосибирских островов к Гренландии. Глубины здесь составляют 1000-2000 м. Хребет делит океан на две котловины: Канадско-Сибирскую и Гренландско-Европейскую. Между Гренландией и Шпицбергеном располагается порог Нансена с глубинами около 1500 м. Он отделяет Центральный Арктический бассейн от Гренландского и Норвежского морей.

Около 2 % океанического дна занимают глубоководные (свыше 6000 м) впадины - абиссальные жёлоба. Известно свыше 22 глубоководных впадин, из них 17 находятся в Тихом океане.

 

Морские отложения - осадочные образования, формирующиеся на дне морей и океанов. Обычно они представляют собой сложный комплекс твёрдых частиц различного происхождения: терригенных, образующихся путём разрушения горных пород, биогенных, являющихся скелетными и покровными остатками морских организмов, хемогенных, образующихся путём химических процессов, протекающих на морском дне. В морских отложениях присутствуют также органические вещества и осаждённые минеральные коллоиды.

По условиям образования морские отложения делятся на литоральные (образуются в пределах шельфа), батиальные (в пределах материкового склона) и абиссальные (глубоководные, в пределах ложа океана).

 

Мелководные (литоральные) отложения формируются в условиях высокой подвижности водной среды и обильного притоки терригенного материала с материков; имеют терригенный состав и значительные размеры составляющих их частиц (валуны, галечник, пески), в некоторых случаях бывают почти нацело состоящими из биогенных частиц (рдкуша, кораллы) или хемогенных компонентов (оолитовые, глауконитовые пески).

 

Батиальные отложения представлены обычно илистыми песками и песчаными илами терригенного происхождения. Абиссальные отложения разделяются на следующие группы: красная океаническая глина - глинистый ил преимущественно терригенного состава, карбонатные и кремнистые глубоководные илы (глобигериновый, птероподовый, диатомовый, радиоляриевый), имеющие в основном биогенное происхождение. Породы морского генезиса составляют до 90 % осадочной оболочки Земли.

Для глубоководных отложений характекрны микроконкреции диаметром до 0,2 мм, оолиты - шаровидные или эллипсоидальные образования из углекислой извести, окислов железа, марганца, образуются в процессе осадконакопления; глаукониты - силикаты, богатые железом, песчаные известняки. На больших пространствах глубоководного дна встречаются железо-марганцевые конкреции размером до 20 см. Конкреции содержат в высоких концентрациях никель, медь и кобальт. они представляют большой промышленный интерес.

В Атлантическом, Тихом и Индийском океанах на глубинах 3500-5000 м формируются глобигериновые илы (глобигерины - одноклеточные морские животные-корненожки). Глобигериновый ил - это карбонатный илистый песок или песчаный ил светлой, почти белой, окраски. На глубинах свыше 3500 м отлагается птероподовый ил (птероподы или крылоногие- планктонные животные голые или с нежной известковой раковиной).

 

На глубинах свыше 4000 м встречается радиоляриевый ил, состоящий из кремнистых остатков раковин радиолярий. В холодных водах океанов распространён диатомовый ил жёлто-серого цвета, состоящий из панцирей диатомовых водорослей.

 

Интенсивность осадкообразования. Накопление осадков на дне океанов и открытых морей протекает довольно медленно - до 2 см в 1 тыс. лет. Скорость образования донных отложений во внутренних морях значительно выше. В Чёрном и Баренцевом морях она в 10-15 раз больше, чем в океане.

Средняя толщина слоя осадков на дне океана обычно составляет 2-4 км, в некоторых районах она значительно больше. Так, в Мексиканском заливе слой осадков достигает 15 км, а в южной части Каспийского моря - 25 км. По характеру морских грунтов можно судить о многих составляющих гидрологического режима морей и океанов.

 

Гипсографическая кривая

 

Располагая гипсометрическими картами суши и батиметрическими картами Мирового океана, можно подсчитать площади участков суши и моря, расположенные между соответствующими изогипсами и изобатами. Эти данные позволяют построить гипсографическую кривую земного шара, которая показывает соотношение площадей этих участков относительно площади всего земного шара.

Средний уровень земной поверхности твёрдый (эллипсоида) составляет 2430 м.

Средний уровень земной поверхности (геоида) находится на 2600 м.

Средняя глубина океана равна 3880 м.

Средняя высота суши составляет 840 м.

 

Физико-химические свойства морской воды

Морская вода обладает рядом специфических особенностей. она является универсальным растворителем: в ней способен растворяться любой химический элемент. Вода имеет наибольшую среди жидкостей теплоёмкость, больше тепла требуется и на её испарение. Ниже описываются некоторые физико-химические характеристики морской воды.

 

Солёность

Солёность воды определяется количеством солей, содержащихся в 1000 г морской воды и исчисляется в промилле (промилле - это тысячная доля какой-либо величины, например, грамм в килограмме; обозначаются ┴). Сравнительная характеристика солености речных и морских вод дана в табл. 6.3.

 

Происхождение солей. Приход солей осуществляется за счёт растворения пород, слагающих дно океана, поступления с речным стоком. Расход происходит в результате поглощения солей водорослями и животными организмами, а также потерь их при разбрызгивании и испарении. Баланс солёности положителен: океан становится солонее. Но благодаря огромному объёму морских вод полный солевой обмен в океане совершается в 110 млн. лет. Поэтому практически воды океана имеют постоянный солевой состав: 35 г на 1 л. или 35┴ (3,5%) - средний состав морской воды.

 

Географическое распределение солёности. В различных частях океана солёность воды неодинакова. Она зависит: 1) от количества пресной воды, приносимой реками и атмосферными осадками; 2) от количества воды, испаряющейся с поверхности океана. Сильное испарение повышает солёность воды. У экватора солёность меньше средней (около 31 ┴): в этих частях океанов в течение всего года выпадают сильные дожди, а испарение уменьшено в связи с большой влажности воздуха и обычному в этих широтах облачному покрову. Наибольшая солёность наблюдается на 20-30 широтах, соответствующих зонам пустынь на материках. Здесь постоянно дуют сухие ветры (пассаты) и происходит сильное испарение, почти совершенно отсутствует облачный покров и осадки. Солёность морской воды в некоторых местах поднимается до 37,9 ┴. В умеренных и холодных поясах солёность меньше, чем в жарком, в полярных областях она падает до 32-30 ┴. В морях, соединённых с океаном широкими и глубокими проходами, солёность близка к солёности океана; во внутренних морях она может сильно колебаться. Наиболее солёную воду - 41 ┴ - имеет Красное море, лежащее в субтропических широтах между горячими пустынями Аравии и Северной Африки. Наоборот, Балтийское море, находящееся в умеренных широтах с большой облачностью и большим количеством осадков, получающее много пресной воды, имеет очень небольшую солёность. В западной части Балтийского моря солёность воды составляет 15 ┴, а в Финском заливе падает до 1-2 ┴.

 

Таблица 6.3

 

Состав растворённых солей в океанических и речных водах

(по В.Н. Степанову)

 

 

Химические вещества

Воды океана, в %

Речные воды, в %

NaCl

77,8

 

MgCl2

10,9

 

всего хлориды

88,7

5,2

MgSO4

4,7

 

CaSO4

3,6

 

K2SO4

2,5

 

всего сульфаты

10,8

9,9

CaCO3 карбонаты

0,3

60,8

Прочие вещества

0,2

24,8

 

Способы определения солёности. Физические: а) по плотности воды при определённой температуре (ареометрический); б) по измеренному коэффициенту преломления воды (оптический); в) по электропроводности. Химические: а) проведение химического анализа воды; б) измерение количества одного какого-нибудь химического элемента, обычно хлора, с дальнейшим вычислением по нему других элементов, имея в виду, что солевой состав вод океана постоянен.

Этот способ наиболее распространённый, поскольку содержание хлора определить проще, чем содержание других элементов. Эмпирическое соотношение между солёностью Мирового океана и содержанием хлора, установленное Международной Комиссией по изучению моря: S = 1,80655 Cl, где S - хлорный коэффициент. Для определения солёности по хлору используют специальную таблицу. Для внутренних морей эта формула непригодна. Нужны специальные формулы для каждого побережья отдельно.

 

Замерзание морской воды. Повышенная концентрация солей увеличивает плотность океанических вод и определяет различия в расслоении и перемешивании океанических вод и вод суши. В пресноводных бассейнах (реках, озёрах), как известно, температура воды при наибольшей плотности равна 4 ╟C, и поэтому при дальнейшем охлаждении перемешивание воды не происходит, а при достижении 0 ╟C начинается замерзание и образование ледяного покрова. Отсюда становится понятной причина того, что озёра и реки обыкновенно не промерзают до дна. В солоноватоводных бассейнах по мере увеличения количества растворённых солей понижается температура наибольшей плотности. При солёности 24,7 ┴ она становится равной температуре замерзания - в данном случае 1,3 ╟C. Поэтому в водах с меньшей солёностью процессы протекают так же, как и в пресных водоёмах. Такая солёность наблюдается в Чёрном, Азовском, Каспийском, Белом, южных частях Карского, Лаптевых и Восточно-Сибирском морях. При солёности, превышающей 24,7 ┴, точка замерзания воды оказывается выше температуры воды при наибольшей плотности.

Таблица 6.4

 

Соотношение температуры замерзания, солёности и плотности морской воды

 

Солёность воды, ┴

t замерзания, ╟C

t наибольшей плотности, ╟C

20

-1,1

-0,3

24,7

-1,35

-1,35

25

-1,35

-1,4

30

-1,6

-1,5

35

-1,9

-3,5

40

-2,2

-4,5

 

Следовательно, ледообразование в океане начинается значительно раньше достижения водой наибольшей плотности. А раз так, то перемешивание вод способно распространяться на любую глубину, и происходит проветривание (насыщение кислородом) огромной их толщи.

При отсутствии перемешивания воды и при недостатке кислорода не могло бы происходить окисление органических и неорганических веществ глубинных и придонных вод, а также в донных осадках. Жизнь в океане была бы возможна только в самых верхних слоях.

Активное перемешивание вод океана приводит к тому, что в планетарный обмен энергии и веществ вовлекается вся толща его вод. Поглощая или выделяя тепло, влагу и газы, она поддерживает динамичное равновесие в природе, свойственное каждому данному циклу развития планетарных процессов.

 

Цвет морской воды колеблется между зелёным, голубым и яркосиним. Цвет воды зависит от физических свойств. Так, более солёная и тёплая вода имеет более интенсивный голубой цвет, тогда как холодная и менее солёная - более зеленоватый. Над глубокими местами цвет воды голубой, над менее глубокими - зелёный.

Синий цвет воды объясняется тем, что красные и оранжевые лучи спектра поглощаются преимущественно на незначительной глубине. Голубые и фиолетовые лучи проникают на большую глубину, а когда отражаются от поверхности, вода кажется синей. При незначительной глубине наряду с голубыми лучами отражаются также красные и оранжевые лучи, дающие совместно зелёный цвет.

 

Движение воды в океанах и морях

 

Как известно из курса физики, поверхность раздела двух сред, находящихся в покое, ровная и плоская. В случае, если хотя бы одна из них движется, то разделяющая их поверхность принимает волнообразный характер, причём размеры волн зависят от скорости движения и разности плотностей обеих сред.

Движение воды бывает трёх видов:

1. Волны - частицы воды колеблются около некоторой точки равновесия вверх - вниз, вправо - влево, а в горизонтальном направлении распространяется лишь форма движения;

2. Течения - частицы воды перемещаются в горизонтальном направлении, часто на громадное расстояние;

3. Приливы и отливы занимают промежуточное положение, поскольку они представляют собой вертикальное изменение уровня и связанные с ним течения обусловливают также горизонтальное перемещение водных масс.

Для зоны взаимодействия суши и моря сформированы понятия:

 

1. Береговая полоса - некоторое пространство борьбы между литосферой, гидросферой и атмосферой;

2. Берег - некоторая полоса, зона соприкосновения морских вод с сушей. В сторону суши берег простирается до границы распространения воды на максимальном уровне (волнения, приливы), который называется береговой линией, или береговой чертой;

3. Побережье - идет за береговой линией. Это полоса суши, которой присущи черты рельефа, созданные морем, или полоса, подверженная влиянию океана (моря).

 

Волнения

 

Волны представляют собой периодические колебания частиц воды около положения их равновесия (вверх и вниз от среднего уровня). Эти колебания объясняются нарушением равновесия водной поверхности под воздействием внешних сил (например, ветра) и способностью воды восстанавливать нарушенное равновесие.

К причинам волнообразования в морях и океанах относятся: а) ветер, возбуждающий ветровые волны; б) приливы, вырывающие длинные приливные волны; в) изменения атмосферного давления, воздающие стоячие волны - сейши; г) землетрясения и извержения вулканов, вызывающие особо длинные волны - цунами. Движущиеся суда создают особые - корабельные волны.

Волны, образованные на поверхности и в самом верхнем слое, называются поверхностными, в отличие от внутренних волн, возникающих на некоторой глубине и не заметных на поверхности моря.

Волны, существующие под непосредственным воздействием вызывающих их сил, называются вынужденными, а волны, продолжающие существовать по инерции и после того, как вызывающая их сила прекратила своё действие, называются свободными волнами.

Различают поступательные и стоячие волны. У поступательных волн (например, ветровых) существует видимое перемещение формы волны; у стоячих волн (типа сейш) такого перемещения нет.

 

 

Шкала оценки волнения моря, озера и водохранилища

 

Баллы

Признаки степени волнения

0

Гладкая поверхность

1

Рябь и небольшие волны

2

Небольшие гребни волн начинают опрокидываться, но белой пены ещё нет

3

Местами на гребнях опрокидывающихся волн появляется белая пена - "барашки"

4

Волны принимают хорошо выраженную форму, "барашки" образуются повсюду

5

Появляются гребни большой высоты, их пенящиеся вершины занимают большие площади, ветер начинает срывать пену с гребней волн

6

Гребни образуют длинные валы штормовых волн. Пена начинает вытягиваться полосами

7

Длинные полосы пены покрывают склоны волн и местами достигают их подошвы

8

Пена сплошь покрывает склоны волн, поверхность становится белой, только местами видны свободные от пены участки

9

Вся поверхность покрыта плотным слоем пены, воздух наполнен водяной пылью и брызгами, видимость уменьшена

 

 

На форму волны и скорость её распространения влияет глубина моря. В связи с этим различают короткие волны, у которых отношение глубины моря к длине волны более 0,5, а также длинные волны, у которых это отношение меньше 0,1. Когда отношение глубины моря к длине волны лежит в диапазоне 0,1-0,5 и волны находятся в переходной стадии, они называются волнами мелководья. Примеры коротких волн - ветровые, длинных - цунами и сейши. У волны различают гребень и подошву. Скорость перемещения гребня волны называется скоростью волны.

 

Классификации морских течений

 

Морские течения подразделяются:

  1. По происхождению, то сеть по факторам, их вызывающим. Они бывают: 1) плотностные (градиентные), 2) дрейфовые и ветровые, 3) сточные (стоковые), 4) бароградиентные, 5) приливо-отливные, 6) компенсационные.
  2. По районам происхождения: тёплые или холодные.
  3. По продолжительности или устойчивости: 1) постоянные, идущие из года в год в одном и том же направлении с некоторой средней скоростью; 2) временные течения, вызываемые переходящими причинами и изменяющие своё направление и скорость в зависимости от времени действия и величины образующей силы; 3) периодические, меняющие своё направление и скорость в соответствии с периодом и величиной приливообразующих сил.
  4. По физико-химическим характеристикам - солёные и пресные, тёплые и холодные. Причём абсолютная величина температуры и солёности для характеристики течения не имеет значения.

 

Общая схема циркуляции поверхностных вод Океана

 

Последовательная зональная смена макроциркуляционных систем (крупномасштабная система движений) является общей закономерностью планетарной циркуляции вод.

В соответствии с зональным распределением солнечной энергии по поверхности планеты и в океане, и в атмосфере создаются однотипные и генетически связанные циркуляционные системы. Перемещение водных и воздушных масс определяется общей для атмо- и гидросферы закономерностью: неравномерным нагреванием и охлаждением поверхности Земли. От этого макроциркулярные системы более или менее симметрично располагаются по обе стороны от экватора.

От него в низких широтах возникают восходящие токи (циклонические вихри) и убыль масс, в других - высоких широтах развиваются нисходящие токи, происходит увеличение масс (воды, воздуха), что характерно для антициклональных вихревых систем. Взаимодействие этих систем и есть циркуляция, движения атмо- и гидросферы.

В тропических областях характер движений антициклонический, то есть течения движутся по часовой стрелке, а в умеренных и субполярных широтах течения образуют круговорот, направленный против часовой стрелки, то есть имеют циклонический характер. И циклонические, и антициклонические вихри в океане соответствуют климатическим минимумам и максимумам атмосферного давления.

Антициклонические и циклонические круговороты в каждом полушарии связаны между собой таким образом, что одни и те же потоки (течения) являются одновременно периферийной частью двух круговоротов. Например, Североатлантическое течение является северной ветвью тропического круговорота и одновременно южной ветвью циклонического круговорота умеренных и субполярных широт. Благодаря этому круговороты взаимодействуют между собой. Поэтому воды и переносимые ими различные вещества (соли, взвеси и т. д.) способны, переходя из системы в систему, перемещаться по всей протяжённости океана. Перенос масс, обмен энергии и вещества в приповерхностном слое океана происходит в основном в широтном направлении. Межширотный обмен осуществляется за счёт меридионального обмена на периферии квазистационарных круговоротов вод. В низких широтах вдоль западных берегов океана происходит вынос лёгких тропических вод в умеренную зону. В умеренных же и субполярных широтах, наоборот, более плотные воды переносятся вдоль западных побережий, а менее плотные воды умеренного и тропического поясов выносятся вдоль восточных берегов в высокие широты Мирового Океана. Создающееся таким образом различие плотностей воды в меридиональном направлении увеличивает интенсивность пограничных течений в прибрежных частях антициклонических и циклонических систем.

Одни и те же макроциркуляционные системы сохраняются в течение круглого года. Для сезонной изменчивости циркуляции вод характерно небольшое смещение в холодное время года в меридиональном направлении (в зиму северного полушария - к северу, в лето северного полушария - к югу), а также усиление интенсивности циркуляции в результате увеличения термических контрастов между тропическими и полярными широтами.

Установлено, что непосредственное воздействие ветра ограничивается верхним слоем толщиной около 30-50 м. Уже в подповерхностном слое между 50-100 и 200-300 м, решающую роль играет плотностная (вертикальная) циркуляция.

В океане скорость вертикальных движений меньше горизонтальных примерно на три-пять порядков, а в атмосфере - приблизительно на два-три порядка. Но значение их велико, поскольку благодаря им происходит обмен поверхностных и глубинных вод энергией, солями и питательными веществами.

Наиболее интенсивный вертикальный обмен осуществляется в зонах конвергенции (схождения) и дивергенции (расхождения) потоков водных масс. В зонах конвергенции наблюдается погружение водных масс, в зонах дивергенции - подъём их к поверхности, называемый апвелингом. Зоны дивергенции формируются в областях циклонических круговоротов, где центробежные силы разносят воды от периферии к центру и возникает подъём вод в центральной части круговорота. Дивергенция возникает у берегов и там, где преобладает ветер с суши (сгон поверхностных вод). В антициклональных системах и в тех прибрежных зонах, где господствует ветер с океана, происходит опускание вод.

Распределение зон конвергенции и дивергенции однотипно в различных океанах. Несколько севернее экватора располагается экваториальная конвергенция. По обе стороны от неё по ложбинам тропических циклонических систем протягиваются тропические дивергенции, затем по осям субтропических антициклонических систем - субтропические конвергенции. Высокоширотным циклоническим системам соответствуют полярные дивергенции, гребню арктического круговорота воды соответствует арктическая конвергенция.

Это идеальная (осреднённая) схема поверхностных течений океана. Реальная, конкретная ситуация гораздо сложнее, поскольку течения меняют скорость, интенсивность, а иногда и направление. Некоторые из них временами исчезают. Океанические потоки имеют сложную структуру. Подобно рекам, они меандрируют, образуя завихрения меньших размеров (300-400 км в диаметре).

Структура поверхностных океанических течений, захватывающих верхние сотни метров, в основных чертах совпадают со структурой атмосферной циркуляции. Исключение составляют западные течения, замыкающие круговороты и идущие необязательно по ветру, плюс межпассатные противотечения. Следовательно, в природе существует более сложная, нежели простая, связь ветер - океанические течения. Действительные противотечения. Общее количество солнечной энергии, поглощаемой Мировым Океаном, определено в 29,7∙1019 ккал/год, что составляет почти 80% всей радиации, достигающей поверхности планеты (36,5∙1019 ккал). К тому же Океан является главным аккумулятором солнечного тепла; в нём содержится почти в 21 раз больше того количества тепла (76∙1022 ккал), которое ежегодно поступает от Солнца к поверхности Земли. В десятиметровом слое океанических вод тепла в 4 раза больше, нежели во всей атмосфере.

Около 80% солнечной энергии, поглощаемой Мировым Океаном, расходуется на испарение - 26,8∙1019 ккал/год, что составляет всего 3% тепла, накопленного Мировым Океаном. На турбулентный теплообмен с атмосферой уходит остальная часть поглощаемой солнечной радиации - 2,7∙1019 ккал/год. Это лишь 0,4% общего теплосодержания Океана. Сопоставляя величину приходно-расходных сумм теплообмена через поверхность Мирового Океана с его теплосодержанием, придём к выводу, что ежегодно в такой обмен с атмосферой вовлекается поверхностный слой толщиной около 50 м. Теплообмен наиболее деятельной 200-метровой толщи вод осуществляется через 3-4 года. То есть распределение энергии в значительной степени зависит от структуры океанических течений (Гольфстрим несёт в 22 раза больше тепла, чем все реки земного шара).

 

Атмосферные движения вынуждены приспосабливаться к структуре океанических движений, поэтому океанические и воздушные течения образуют единую систему, возникающую в результате приспособления их друг к другу.

 

Тепловые машины В.В. Шулейкина

 

Речь идёт о тепловых машинах географической оболочки.

 

Тепловой машиной называют систему, в которой тепловая энергия превращается в механическую. Каждая тепловая машина состоит из двух основных элементов - нагревателя и холодильника, которые связываются между собой потоком вещества - теплоносителя. Благодаря разности температур теплоноситель перемещается от нагревателя к холодильнику, а вместе с ним переносится и теплота, при этом часть теплоты расходуется на движения теплоносителя.

Наиболее крупной тепловой машиной в географической оболочке является система экватор - полюсы (атмосфера - гидросфера - литосфера). Её называют тепловой машиной перового рода. С ней связаны наиболее масштабные движения в атмосфере.

Различия в нагревании материков и океанов приводят к возникновению тепловых машин второго рода. С ними связано возникновение муссонов в умеренных и субтропических широтах.

В географической оболочке существует множество других тепловых контрастов: внутренний водоём - окружающая его суша; горы - равнины; ледники - поверхности безо льда и т. п. В каждом таком случае можно говорить о своего рода тепловой машине, в которой происходит преобразование части тепловой энергии в механическую.

Коэффициент полезного действия (КПД) тепловых машин в географической оболочке невелик. Только 1-2 % солнечной энергии усваиваемой земной поверхностью переходит в механическую энергию (для паровых турбин он составляет 22 %, в двигателях внутреннего сгорания поднимается до 35 %). Это объясняется как небольшой разницей температур нагревателей и холодильников, так и большими потерями энергии на теплообмен с окружающей средой. В качестве элементарных тепловых машин можно рассматривать вертикальные конвентивные ячейки (кольца) циркуляции - циклоны и антициклоны. Распространение циклонов и антициклонов характеризуется определёнными закономерностями. Этим закономерностям соответствует и распределение осадков.

Взаимодействие атмосферно-океаническое составляет малый влагооборот; атмосферно-материковое - внутриматериковый влагооборот. Это части большого единого океаническо-атмосферно-литосферного влагооборота.

 

Жизнь в Мировом Океане

 

В океанах и морях развивается разнообразная растительная и животная жизнь (150 тыс. видов животных и 100 тыс. видов растений). По условиям существования в океане выделяют две биохоры (области с одинаковыми условиями существования): толща воды - пелагиаль, и дно - бенталь. Бенталь подразделяется на прибрежную часть с глубинами не более 200 м - литораль и глубинную - абиссаль. Толщу воды над литоралью называют нерической областью пелагиали.

Органический мир океана делят, исходя из способности собственного движения на три группы: планктон, нектон и бентос.

 

Бентос составляют организмы, прикреплённые к морскому дну или ползающие по дну (черви, моллюски и водоросли). Организмы, произвольно плавающие в воде при помощи органов движения, образуют нектон (киты, дельфины и рыбы). А организмы, которые пассивно носятся по воле стихии, составляют планктон (бактерии, грибы, водоросли и простейшие).

В океане так же, как и на суше, одни организмы могут питаться неорганическими веществами, создавая органическое вещество. К ним относятся растения и прототрофные организмы. Это продуценты или производители. Другие существуют за счёт потребления органического вещества. Это - консументы или потребители. К ним относятся животные. Есть ещё и третья группа - редуценты, разлагающие минеральные остатки растений и животных, переводя их в состояние, доступное для использования организмами.

В океане зелёные растения могут развиваться там, где освещение достаточно для фотосинтеза (до глубин 200 м).

Животные, не нуждаясь в свете, заселяют всю толщу океана до самых больших глубин. Но их развитие зависит от развития растений, являющихся для них первичной продукцией. В верхних слоях воды встречаются зелёные, голубые, бурые и красные водоросли. Одни из водорослей прикрепляются ко дну, образуя целые заросли или подводные леса, другие водоросли входят в состав планктона. Водоросли, получая питательные вещества из воды, почти нацело состоят из хлорофилловой ткани. Поэтому они накапливают в себе большое количество питательных веществ и именно поэтому в океане масса растительного вещества равна массе животных организмов, питающихся растениями и поедающих друг друга. На суше растительная масса более чем в 1000 раз превосходит массу животных.

В растительном мире океана преобладает фитопланктон (phyton - греч. растение), населяющий верхний 100-метровый слой воды. Им питается большинство животных. Поэтому места обильного развития фитопланктона - это места повышенного плодородия, богатые жизнью вообще.

Распределение жизни в океане подчиняется законам глубинной поясности и широтной зональности.

Животные, не нуждаясь в свете, заселяют всю толщу океана до самых больших глубин. Рыбы опускаются до глубины 7230 м, губки - 8610 м. На этих глубинах обитают иглокожие, кольчатые черви, шестилучевые кораллы. Среди обитателей моря - "живые ископаемые" - целаканты (латимерии), рыбы, жившие 400 млн. лет назад (в девоне).

Абсолютные запасы фитомассы в Океане, по сравнению с сушей, невелики. Они приблизительно в 200 раз меньше запасов фитомассы на суше. Если сравнивать концентрации живого на суше и в океане на единицу площади, то на суше она в 1000 раз больше, чем в Океане.

Годовая продукция (прирост биомассы) фитомассы оценивается в 170∙109 т (7% её суммарных запасов), что составляет свыше 30000% от её среднего суммарного запаса в данный момент. Морские организмы имеют большую скорость воспроизводства. Кит рождает одного детёныша в год, палтус, треска производят 6-9 млн. икринок, одна диатомея в четыре дня даёт потомство в 140 млрд. особей.

Общие запасы живого вещества по массе на суше во много раз превышает массу живого вещества Мирового океана. Однако если сопоставить только животные организмы, что их масса в океане окажется значительно большей, чем на суше. Количество биомассы на 1 м2 в океане не превышает 15 кг, а на суше достигает 125 кг/м2 и более (тропические леса).

 

Вопросы для самостоятельной работы

  1. Почему, когда и как возникли материки и океаны?
  2. В чём заключается гипотеза критических дуг? Как она объясняет современное положение материков и океанов?
  3. Назовите главные географические гомологи.
  4. Как гипотезы базификации и тектоники литосферных плит объясняют развитие материков и океанов?
  5. В чём различие понятий "материк", "континент", "часть света"?
  6. Объясните происхождение названий материков и океанов.
  7. В чём заключается горизонтальная и вертикальная ступенчатость земной поверхности?
  8. Как распределяется вода в географической оболочке? Какой воды больше всего и меньше всего на земном шаре?
  9. Что такое океаносфера? Назовите и охарактеризуйте её части.
  10. Опишите строение рельефа дна океана.
  11. Назовите морские отложения и их генетические типы.
  12. Что такое гипсографическая кривая? Её значение, построение и анализ.
  13. Как изменяется солёность морской воды и каковы закономерности её географического распределения?
  14. Как замерзает морская вода?
  15. Назовите формы движения морской воды.
  16. Какие существуют классификации морских течений?
  17. Как выглядит общая схема макроциркуляции вод в Мировом Океане?
  18. Что такое тепловые машины географической оболочки?
  19. Охарактеризуйте географическое распределение жизни в Мировом океане.