Реферат на тему:
Cвітовий океан (географія, природа, загальна характеристика)
Океан дуже довгий час розділяв людей, що проживали на різних материках.
Потім він став головною ланкою, що об’єднала людство. І ще й зараз
головні перевезення вантажів виконуються морськими суднами.
Слово “Океан” прийшло до нас від імені давньогрецького бога Оheanoz,
володаря водної стихії. Так стародавні греки називали безперервну водну
оболонку Землі, що немовби величезна ріка обтікала світ з усіх боків.
Звідси й з’явилося поняття “Світовий океан”.
Справедливо інколи кажуть, що нашу планету правильніше було б називати
не Землею, а Океаном. І справа не тільки в тому, що вода покриває майже
3/4 поверхні земної кулі і в Світовому океані зосереджено 96,5% всієї
вологи планети.
Із поверхні Світового океану щорічно випаровується близько 500 . 10?
км?, що складає 86% усієї вологи, що поступає в атмосферу. І тільки
решту 14% дає суходіл.
Океан поглинає основну масу сонячної енергії. На одиницю його поверхні
припадає майже в 2 рази більше сонячної радіації (90 ккал/см2 за рік),
ніж у межах суходолу (50 ккал/см? за рік).
У Світовому океані зосереджено 7,3 . 10?? ккал тепла. Однак у теплообмін
з атмосферою залучається тільки 4% накопиченого тепла (3,0 . 10?°
ккал/рік). Оскільки тепло- та вологообмін є головними чинниками, що
визначають клімат земної кулі, зі Світовим океаном пов’язано формування
та зміни природи всієї нашої планети. Ось чому всі проекти покращати
клімат великих масивів суходолу опираються на збільшення притоку тепла
та вологи з прилеглих океанічних акваторій. Необхідні зміни тепло- та
вологообміну припускається отримати за рахунок впливу на процеси, що
відбуваються у Світовому океані.
Видатний кліматолог О.І. Воєйков зазначав, що теплі морські течії
являються “трубами водяного опалення” планети. Тільки один Гольфстрім
несе у 22 рази більше тепла, ніж всі річки земної кулі. Завдяки теплу,
що він переносить, такий сприятливий клімат Європи. Під впливом
північної гілки Гольфстріму, що обігріває Скандинавію, в продовж всього
року виявляється доступним для суден Мурманський порт, у той час як
Маріупольський порт на Азовському морі, що знаходиться на 2500 км на
південь, замерзає на 2 місяці.
У Світовому океані розчинена велика кількість газів і солей. Якщо добути
з води всі солі, то ними можна вкрити поверхню суходолу шаром завтовшки
біля 200 м.
Кисню в океані в два рази більше, ніж азоту. Їх співвідношення у воді 1
: 2, в той час як у повітрі 1 : 4. Достаток кисню та солей – сприятлива
основа для розвитку життя. Тому життя, як вважають еволюціоністи, не
тільки виникло в океані, але й виявилось більш розвинутим, ніж на
суходолі.
Мінеральні ресурси зовсім не обмежуються розчиненими солями. Їх багато і
в донних відкладах. Особливо важливі мінеральні поклади материкової
відмілини. Тут зосереджені і основні біологічні ресурси. Звідси та
гострота і напруженість у відношенні поділу шельфу, бажання багатьох
держав оголосити своїми територіальними водами прибережну 200 – мильну
зону, в той час як раніше всіх задовольняла навіть 3 -, 6 -, у крайньому
випадку 12 – мильна смуга.
Морські промисли з давніх-давен служили важливою галуззю господарської
діяльності людини. Але величезні резерви біологічних ресурсів Світового
океану ще слабо освоєні. Морські промисли ще слабо розвинуті і
добувається тільки те, що вдається знайти в прибережних океанічних
просторах. І це в той час, коли з 63 класів тварин, відомих на земній
кулі, в океанах нараховується 51 клас від найдрібніших одноклітинних до
гігантських китів.
Вже зараз розвивається морське фермерство для розведення риб, морських
ссавців, безхребетних і водоростей. Тільки таким шляхом можна
забезпечити продуктами харчування з кожним роком зростаюче населення
Землі.
На початку нашої ери на планеті нараховувалось лише 200 – 250 млн.
чоловік. За 16 століть населення земної кулі зросло вдвічі, а вже на
рубежі 20 століття воно досягло 1,5 млрд., у 1975 р. – 4 млрд., зараз –
близько 6 млрд. чоловік. Населення земної кулі росте головним чином за
рахунок країн Південної Азії, Африки та Південної Америки, що
розвиваються.
Приріст населення у цих країнах значно випереджає збільшення кількості
матеріальних благ. Однак ця обставина не причина, а тільки наслідок
багатьох соціальних та культурних чинників. У розвинутих країнах високий
рівень культури, медичних знань та духовних потреб сприяє обмеженню
зростання населення.
Розрахунки показують, що при тих темпах розвитку промисловості, які
досягнуті зараз, корисні копалини суходолу будуть вичерпані порівняно
швидко. Споживаються вони людиною в мільйони раз швидше накопичення і
утворення в надрах Землі. Уже зараз використовуються в промисловості,
сільському господарстві та медицині майже всі хімічні елементи.
За даними акад. О.П. Виноградова, в наші дні видобувається біля 20 т
мінеральної сировини на 1 людину за 1 добу. Тільки за останні три
десятиліття було вилучено близько 70% нафти та газу, отриманих за весь
час експлуатації надр Землі, 50% заліза, майже 40% вугілля. Щорічно
мільйони промислових підприємств, електростанцій, автомобілів, літаків,
тепловозів, суден, сотні мільйонів житлових будинків спалюють більше 5
млрд. т вугілля та нафти і більше 1 трильйона кубометрів газу.
Вважається, що все зростаюча потреба в технічній сировині буде в значній
мірі задовольнятись за рахунок мінеральних багатств, що залягають на дні
Світового океану та величезної маси хімічних елементів, розчинених у
його водах. На дні Світового океану, що в 2 рази перевищує територію
суходолу, зосереджено величезні багатства, які, по суті, тільки-но
починають використовуватись. Хоча промислові концентрації багатьох
корисних копалин у межах материків значно вище, ніж у воді, на суходолі
вони швидко виснажуються.
У Світовому океані концентрація хімічних елементів відновлюється за
порівняно короткий час за рахунок великої рухомості води. Видобування
деяких розсіяних елементів із водного розчину вже зараз нерідко
вигідніше переробки гірських порід. Тому використання хімічних ресурсів
Світового океану буде весь час зростати.
У Світовому океані зосереджені величезні, по суті кажучи, невичерпні
енергетичні ресурси. Це в першу чергу паливо для атомних електростанцій:
уран, радій, важка вода. Вже почала використовуватись енергія припливів.
Робляться спроби освоїти енергію хвиль, морського прибою, течій тощо.
Цими гострими проблемами аж ніяк не вичерпується та роль, яку океан
відіграє в житті та господарській діяльності людини. Можна також
нагадати про перспективи використання опріснених морських вод для
задоволення “водної спраги” планети. Ускладнюються задачі навігаційного
забезпечення зростаючого флоту, що займається морськими промислами,
перевезенням масових вантажів, пасажирів, охороною територіальних вод.
Зараз жодна держава, якою б вона малою чи великою не була, не може
обмежитись вивченням природи тільки своєї країни. Запаси природних
ресурсів та їх розміщення, темпи їх відновлення, а також формування
навколишнього середовища залежить від процесів, що протікають на обширах
планети, а нерідко і всієї земної кулі. Цим і визначається прагнення до
проведення глобальних досліджень об’єднаними силами та засобами багатьох
держав світу.
Головна задача освоєння Світового океану полягає в тому, щоб на базі
його величезних природних ресурсів створити таке ж високо розвинуте
господарство, як і на суходолі, і яке буде основою існування людства.
Морські промисли, подібно мисливству, повинні бути замінені гарно
організованим морським фермерством. Воно потрібно також для вирощування
і культивації водоростей, молюсків і ракоподібних. Рибальство буде
повністю витіснене рибоводством. Морське тваринництво дозволить
розводити морських котиків, каланів, тюленів, моржів і китів.
Таким способом може бути отримана значна кількість продуктів харчування,
кормів для домашньої худоби та птиці, а також різноманітна сировина для
багатьох видів промисловості. Морська енергетика, морська хімія, морська
гірничо-видобувна та переробна промисловості стануть важливими галузями
господарської діяльності людей.
Все це дозволить різко збільшити світове виробництво предметів
споживання та забезпечити зайнятість зростаючому населенню планети. Буде
побудована велика кількість морських поселень і морських промислових
міст, де будуть працювати акванавти, зайняті господарським освоєнням
океану та освоєнням його багатств. Розширення комплексних досліджень
Світового океану буде сприяти забезпеченню засобами існування населення
планети, що швидко зростає та розвивається.
Історія підрозділів Світового океану починається з глибокої давнини і
тісно пов’язана з розвитком людських знань про водну оболонку планети.
Такі поняття як «океан», «море», «затока», «протока», існують з глибокої
давнини. Незважаючи на те, що розподілом Світового океану займались
багато вчених та організацій, єдиної, всіма визнаної класифікації до
цього часу винайти не вдалося. Це пояснюється тим, що визначення меж у
відкритому океані зустрічає значні труднощі.
Можна було б подумати, що в крайньому разі у відношенні до кордонів, що
проходять по берегах материків і островів, повинна існувати повна
ясність. Здавалося б, важко винайти щось більш обґрунтоване, ніж
берегова лінія. Але, виявляється, і в цьому немає єдиної точки зору.
Значно більш важким є визначення морських кордонів окремих частин
Світового океану. За такі пропонувалось приймати меридіани та паралелі,
області найбільшого відчленування від суміжних районів, зокрема підняття
дна, окремі гідрофізичні характеристики, а також різні умовні лінії, що
проведені по тим чи іншим міркуванням.
Все це призвело до того, що з плином часу в розподілі Світового океану
склалась значна плутанина. Вона визначилась не тільки різними підходами,
але й історично в результаті того, що досить подібним частинам Світового
океану давали різні терміни. Так, наприклад, цілком однотипні простори,
розташовані по обидві сторони півострова Індустан, в одному випадку
названі морем (Аравійським), в іншому – затокою (Бенгальською). Те ж
саме можна сказати у відношенні інших об’єктів, що лежать поруч:
Червоного моря й Перської затоки, Карибського моря й Мексиканської
затоки тощо. Навряд чи має сенс поділяти практично єдиний басейн на два
моря: Норвезьке й Гренландське. Очевидно, також немає сенсу називати
окремі частини Середземного моря окремими морями, а не його затоками.
Називають же затоками і куди більші за розмірами акваторії, ніж
середземні моря: Гудзонова, Бенгальська, Аляскинська, Мексиканська тощо.
Існують достатньо обґрунтовані міркування і про те, щоб Північний
Льодовитий океан вважати середземним морем. Можна було б навести ще
багато прикладів невдалого та неправильного поділу Світового океану.
Але чи так вже це важливо і чи є взагалі сенс займатись цим питанням?
Справа, виявляється не тільки в тому, що всяке упорядкування має цілком
визначене самостійне наукове значення. Без цього неможливе
взаєморозуміння. Воно пов’язане, головним чином, із забезпеченням флотів
(торговельного, військового, промислового, пасажирського тощо)
навігаційними посібниками. Невизначеність меж і назв окремих частин
Світового океану вельми ускладнює «нарізку» морських карт, складання
повідомлень мореплавцям, лоцій, атласів тощо. Ось чому з розвитком
мореплавства та морських промислів, що мало місце в XVII – XIX ст.ст.,
виникло прагнення встановити точно визначені офіційні межі різних частин
Світового океану й уточнити їх найменування.
У літературі по морезнавству існує декілька визначень терміну «Світовий
океан». Так, засновник не тільки вітчизняної, але й світової океанології
академік Ю.М. Шокальський Світовим океаном називав загальну сукупність
усієї водної оболонки, що охоплює земну кулю безперервним шаром води.
Близько до цього дано визначення і в працях багатьох інших авторів. Слід
відзначити, що водам Світового океану притаманний специфічний розвиток
гідрофізичних, гідрохімічних, геологічних і біологічних процесів, значно
відмінних від тих, що характерні для інших оболонок нашої планети.
По мірі уточнення знань про поширення води та суходолу на нашій планеті,
накопичення даних по морфології Світового океану та його частин все
більше ускладнювалось питання про поділ Світового океану і пропонувались
все нові і нові класифікації. Перший крок у цьому напрямку було зроблено
Лондонським географічним товариством. Спеціально призначена комісія
розробила класифікацію, яка була прийнята у 1845 р. Вона засновувалась
на тому, що межі океанів були проведені по полярних колах і меридіанах
південних околиць материків. Разом з тим були визначені та розмежовані
такі поняття як «океан», «море», «затока» і «протока».
Подальший розвиток мореплавства та накопичення нових даних обумовили
розробку нової офіційної класифікації. Питання про це було піднято
російським Гідрографічним товариством, представник якого Ю.М.
Шокальський на XI Міжнародному судноплавному конгресі, що відбувся в
1908 р. у Петербурзі, вказав на необхідність об’єднання зусиль по
забезпеченню судноплавства. У результаті обговорення було створено
Міжнародне гідрографічне бюро, яке в публікації 1923 р. подало новий
варіант розподілу Світового океану. Згодом цей розподіл двічі дещо
перероблявся і після затвердження Міжнародними конференціями видавався
двічі: спочатку у 1937 і потім у 1953 роках. В останньому варіанті було
вирішено відмовитись від виділення Південного Льодовитого океану,
виділено декілька нових морів. Ця так звана Міжнародна гідрографічна
класифікація заснована на традиціях у найменуваннях окремих об’єктів, що
вже встоялись, і прагненні проведення морських меж по прямих лініях. За
такі приймаються меридіани та паралелі, тому що вони найбільш прості і
тому найбільш зручні для навігаційних посібників.
Із деякими змінами Міжнародна гідрографічна класифікація була прийнята і
в Радянському Союзі. В офіційному пораднику, окрім меж океанів, морів і
заток, наводиться навігаційно-географічна термінологія, що вживається
при складанні різноманітних посібників для мореплавців.
Невдоволення гідрографічними класифікаціями спонукало вчених до розробки
таких підрозділів Світового океану, в яких межі окремих його частин були
б якомога ближче до їх природних рубежів. Тому поряд з офіційними
підрозділами, назви яких у значній мірі носять формальний характер,
продовжують розроблятись наукові класифікації з метою найбільш точного і
правильного відображення природних умов. Треба сподіватись, що з
посиленням міжнародного співробітництва в кінцевому результаті буде
знайдено якісь компромісні рішення, що можуть задовольнити різноманітні
вимоги та інтереси.
Тільки наприкінці XIX ст. після виявлення контурів Антарктиди було
остаточно встановлено розподіл води та суходолу на нашій планеті. Це, а
також велика кількість промірів дна дозволило отримати перші достовірні
цифри про площі та об’єми Світового океану та основних його частин. На
протязі майже століття ці дані весь час уточнювались. Порівняння перших
і останніх результатів показало незначне розходження в цифрах. Деяке
зменшення об’ємів вод по розрахунках останніх років пояснюється тим
відкриттям обширних підводних хребтів та плато, знання про які раніше
були обмежені. За останні 50 років величина об’єму води Світового
океану, по останнім уточненням, зменшилась на 2%. Така ж тенденція
прослідковується й по окремих океанах.
Води морів та океанів покривають 70,5% поверхні нашої планети. Це у 2,5
рази більше площі суходолу. У північній півкулі Світовий океан займає
61% поверхні Землі, а в південній – 81%.
На частку Тихого океану припадає майже 50% поверхні Світового океану і
трохи більше половини всієї маси його вод. Це разом з тим і найбільш
глибокий океан. Переважаючі глибини від 3000 до 6000 м займають 78,9%
його площі. На моря припадає близько 18% загальної площі цього океану.
Тут знайдена й сама найбільша глибина Світового океану. У 1957 р.
радянським дослідним судном «Витязь» у Маріанському жолобі була виміряна
глибина в 11022 м.
Друге місце по своїх розмірах займає Атлантичний океан, у якого площа і
об’єм вод складають близько 1/4 по відношенню до Світового океану; на
переважаючі глибини (3000 – 6000 м) тут припадає 71,3%. Загальна площа
морів від усієї акваторії океану – близько 16%. Найбільша глибина у 8742
м виміряна в жолобі Пуерто-Рико.
Індійський океан стоїть на третьому місці. Його площа і об’єм дещо
перевищують 1/5 від усього Світового океану в цілому. Переважаючі
глибини (3000 – 6000 м) складають 75,7%. Загальна площа морів цього
океану – 15% від усієї площі океану. Максимальна глибина 7209 м
зареєстрована в Зондському жолобі.
Значно менше інших океанів – Північний Льодовитий океан. Його площа
складає 4,1%, а об’єм – 1,2% від усього Світового океану. Тут
переважають глибини від 0 до 200 м, що складають 42,3%. Глибини більше
3000 м складають лише 16,7%. На частку морів тут припадає близько 52%
всієї поверхні цього океану. Виходячи з таких відмінних від інших
океанів морфометричних характеристик, багато вчених вважають цю водойму
середземним морем Атлантичного океану. Сама найбільша глибина Арктичного
басейну – 5440 м.
Загальна площа морів складає 18% від усієї поверхні Світового океану, а
маса води в них – 10% від об’єму. Середній розмір акваторії моря трохи
більше 1 000 000 км2, а середній об’єм біля 1800000 км3. Межі змін
розмірів морів дуже великі. Для окраїнних морів і заток дані, що
приводяться в літературі, можуть суттєво розрізнятись по причині
умовності кордонів їх відкритої частини. Сама велика площа (4592 . 103
км2) і об’єм (14 513 . 103 км3) у Аравійського моря. Його акваторія
тільки в три рази менше дзеркала Північного Льодовитого океану, тоді як
маса вод була майже така ж. Якщо вважати, що розміри Аравійського моря
завищені за рахунок віднесення на південь межі з відкритим океаном, то
найбільшим по площі виявиться Коралове море (4068 .103 км2), а по об’єму
– Тасманове море (10 960 . 103 км3). Ці моря теж ненабагато менші
Північного Льодовитого океану, по площі – в 3,5 рази, по об’єму – майже
70% усієї маси його вод. Саме маленьке по площі море – Мармурове (12000
км2), а по об’єму – Азовське (300 км3).
У Тихому океані 19 морів (не враховуючи декілька зовсім маленьких у
Зондському архіпелазі) і дві крупних затоки (Аляскінська та
Каліфорнійська). Саме велике море, як уже казалось, по площі – Коралове,
а по об’єму – Тасманове. Найменше по акваторії – море Балі (40 . 103
км2), а по об’єму – Жовте море (16 . 103 км3).
У Атлантичному океані 13 морів і великих заток, що мають розміри морів
(Гудзонова, Мексиканська, Біскайська та Гвінейська затоки). Найбільше з
морів – Карибське (площа – 2 777 . 103 км2, об’єм – 6 745 .10 км3). Воно
є й найбільшим середземним морем Світового океану. Саме маленьке море
Атлантики – Мармурове.
В Індійському океані 8 морів і великих заток (Перська, Бенгальська і
Велика Австралійська затоки). Найбільше море – Аравійське (площа – 4592
. 103 км2, об’єм – 14513 . 103 км3), саме маленьке – Червоне (460 . 103
км2 при об’ємі 182 . 103 км3), особливо мало води в Перській затоці (103
км3 при площі 240 . 103 км2).
У Північному Льодовитому океані 9 морів, із яких саме найбільше –
Норвезьке (площа – 1383 . 103 км2, об’єм – 2408 . 103 км3), а найменше –
Біле (площа – 90 000 км2, об’єм – 4 400 км3).
Вельми різноманітні розміри мають і протоки Світового океану. Самою
широкою та глибокою є протока Дрейка. Її найменша ширина досягає 890 км,
а максимальна глибина – 5248 м. Найдовша протока – Мозамбікська. При
протяжності в 1670 км її найменша ширина складає 420 км, а максимальна
глибина – 3520 м. Самою вузькою із найбільш відомих і відвідуваних
проток є Босфор. Найменша ширина цієї протоки – 700 м. Самою мілководною
судноплавною протокою вважається Керченська, мінімальна глибина якої у
ходовій частині всього лише 5 м.
Але слід мати на увазі, що на світі є значно вузькіші та мілководніші
протоки та гирла, що сполучають лагуни й лимани з морем, а також протоки
між островами в деяких архіпелагах.
Рельєф дна визначає значний вплив на процеси, що відбуваються в глибинах
вод Світового океану. Незважаючи на успіхи, досягнуті останнім часом,
дно океанів досліджено ще явно недостатньо, а головне, вкрай
нерівномірно. Місцями на величезних обширах південної півкулі немає
жодного проміру. Однак наявних даних достатньо для визначення загальних
закономірностей будови дна, характеру рельєфу дна океанів та морів. По
цим матеріалам створено велику кількість карт самого різного виду та
призначення.
Саме загальне уявлення про характер рельєфу дна Світового океану дає
батиграфічна крива, що показує розподіл дна океану по різних ступенях
глибини. Однак ступені глибин не відображують у більшості випадків
безпосередньо рельєф дна Світового океану.
На дні Світового океану можуть бути виділені наступні найкрупніші
елементи – геотекстури, або планетарні морфоструктури: підводні окраїни
материків, перехідна зона, ложе океану та серединно-океанічні хребти.
Вони виділяються на основі корінних відмінностей у будові рельєфу
твердої земної поверхні і різних типів земної кори.
Планетарні морфоструктури дна Світового океану підрозділяються на
мегаморфоструктури, або морфоструктури другого порядку. Підводні окраїни
материків складаються з:
а) шельфу,
б) материкового схилу,
в) материкового підніжжя.
Перехідні зони діляться на перехідні області, кожна з яких представлена:
а) улоговиною окраїнного або середземного моря,
б) острівною дугою,
в) глибоководним жолобом.
Ложе океану складається з океанічних улоговин та океанічних піднять
різних типів. Серединно-океанічні хребти підрозділяються в свою чергу на
рифтові та флангові зони.
Будова земної кори під Світовим океаном.
Відомо, що земна кора під материками і під ложем океану побудована
неоднаково. Тип земної кори, характерний для материків, називається
материковим. Потужність материкової кори в середньому біля 35 км. Вона
складається з трьох шарів. Верхній шар змінної потужності – осадовий.
Нижче йде так званий гранітний шар, утворений з порід, в яких пружні
хвилі поширюються зі швидкістю близько 6 км/с. Потужність його 15 – 17
км. Він підстилається так званим «базальтовим шаром», що складається з
більш щільних порід (швидкість поширення пружних хвиль 6,5 – 7,2 км/с).
Земна кора під ложем океану називається океанічною корою. Її потужність
в середньому в 5 раз менше потужності материкової кори, тобто дорівнює
приблизно 7 км. При цьому (середні цифри) верхній шар – осадовий
товщиною біля 1 км. Пружні хвилі в ньому поширюються зі швидкістю 1,5 –
4,0 км/с. Його підстилає «другий шар», товщина якого також біля 1 км,
але він складається з більш щільних порід. Ще нижче залягає базальтовий
шар товщиною близько 5 км.
Материкова кора широко розповсюджена під океаном. Вона складає всю
підводну окраїну материків. Океанічна кора, як уже згадувалось, складає
тільки ложе океану. Особливі типи земної кори притаманні перехідним
зонам та серединно-океанічним хребтам.
Підводні окраїни материків. Шельф.
Відносно вирівняну і відносно мілководну частину морського (океанічного)
дна, що прилягає до берега моря чи океану, називають шельфом (англ.
shelf – уступ). Його прорізають багаточисельні затоплені, напівпоховані
більш пізніми донними відкладами, річкові долини.
На шельфах, що знаходяться в зоні недавніх четвертинних зледенінь,
виявлені різноманітні сліди рельєфоутворюючої діяльності давніх
льодовиків – шліфовані скелі, «баранячі лоби», крайові морени.
Відповідно значно поширені і стародавні континентальні відклади. Все це
свідчить про те, що шельф ще зовсім недавно був суходолом і став
частиною морського дна в результаті новітнього затоплення колишньої
прибережної смуги водами океану внаслідок підйому рівня Світового океану
після закінчення останнього зледеніння.
На шельфі протікає діяльність різноманітних сучасних рельєфоутворюючих
агентів. На берегах морів на першому місці стоїть абразійна та
акумуляційна діяльність морського хвилювання. Важливий фактор сучасного
рельєфоутворення – діяльність морських припливів. Велику
рельєфоутворюючу та геологічну діяльність на шельфах тропічних та
екваторіальних морів здійснюють рифобудівники – коралові поліпи та
вапнякові водорості.
Особливий інтерес представляють широкі шельфи, що примикають до великих
прибережних рівнин, у межах яких знайдені і розробляються нафтогазоносні
родовища. Нерідко ці родовища продовжуються і в межах шельфу, що
пояснюється спільністю геологічної будови шельфу і прилеглого суходолу.
Зараз вже відомо багато прикладів інтенсивної розробки нафтогазоносних
родовищ на шельфі.
Не менший практичний інтерес мають рибні багатства шельфу. Зараз більше
половини рибного вилову припадає на шельфові глибини. Шельф має великі
ресурси у відношенні запасів будівельних матеріалів.
Материковий схил.
Шельф з боку океану окреслений морфологічно вираженою межею – бровкою
шельфу, за якою зразу ж починається різке збільшення крутизни схилу дна.
Ця зона різкого збільшення глибини в межах від 100 – 200 і до 3000 –
3500 м отримала назву материкового схилу. Характерна особливість рельєфу
материкового схилу – різка розчленованість долиноподібними формами –
підводними каньйонами. Частіше всього це продовження під водою річкових
долин. Припускається, що вони мають комплексне походження. Первісна їх
поява, можливо, пов’язана з тектонічними розломами, а подальша розробка
каньйонів вже продовжується суспензійними (турбідітними) потоками, що
утворюються під час підводних зсувів. Сповзаючий матеріал рухається по
схилу з великою швидкістю (70 – 90 км/год.) на сотні кілометрів,
еродуючи морське дно.
Гравітаційні процеси на материковому схилі в своїй сукупності являють
собою важливіший механізм пересування осадового матеріалу з шельфу і
верхньої частини схилу на великі глибини. Генезис материкового схилу в
значній мірі пов’язаний з тектонікою скидів, що проявляється тут
достатньо яскраво. Це явище пов’язано з тим, що материкам у цілому
притаманні висхідні вертикальні рухи земної кори, а ложу океану –
прогинання, опускання. У ряді випадків спостерігається ступінчастий
профіль материкового схилу, що можна пояснити розвитком ступінчастих
скидів. Така картина, наприклад, дуже характерна для Патагонського
шельфу в Атлантичному океані. Окремі уступи материкового схилу можуть
бути сильно розвинутими у ширину. Вони отримали назви краєвих плато.
Практичний інтерес вивчення материкового схилу поки що обмежується
задачами рибальства. Останнім часом стало відомо, що материковий схил
має дуже значне населення і що багато видів промислових риб виловлюються
якраз тут. Рибопромислове освоєння материкового схилу розвивається зараз
у дуже швидкому темпі, особливо в зв’язку з введенням 200-мильної «зони
економічних інтересів» приморських держав.
Материкове підніжжя. Частіше за все це хвиляста похила рівнина, що
прилягає до основи материкового схилу і відділяє останній від ложа
океану. Це найбільша акумулятивна форма рельєфу дна океану. Походження
цієї рівнини пов’язано з накопиченням величезних мас осадового
матеріалу, що переміщується гравітаційними процесами та течіями.
Особливо яскраво це проявляється в районах величезних конусів виносу
турбідітних потоків, прив’язаних до гирла підводних каньйонів.
Найбільш потужні конуси виносів мають гирла підводних каньйонів,
розташованих поблизу гирл крупніших річок з величезним твердим стоком,
таких як Ганг, Інд, Міссісіпі, Конго (Заїр).
До материкового схилу відноситься також діяльність донних абісальних
течій, які переміщують вздовж материкового підніжжя величезні маси
завислого та напівзавислого осадового матеріалу (абісаль від грец. –
безодня). З цього матеріалу будуються величезні донні акумулятивні
форми, так звані осадові хребти (Блейк-Багамський хребет і ін.). Таким
чином, притік осадового матеріалу, з якого формується материкове
підніжжя, відбувається також і по дну паралельно ізобатам, по шляху
прямування донних абісальних течій. Окрім того, великі маси осадового
матеріалу випадають із водної товщі.
Отже, в сукупності підводна окраїна материка може розглядатись як
гігантський масив «континентальної тераси», яка є важливішим
зосередженням осадового матеріалу на дні океану. Завдяки акумуляції
осадів у її межах, вона має тенденцію до висунення в океан, «наповзанню»
на периферійні ділянки океанічної кори.
Перехідні зони.
На більшій частині периферії Атлантичного, Індійського і всього
Північного Льодовитого океану підводні окраїни материків безпосередньо
контактують з ложем океану. На периферії Тихого океану, в районах
Карибського моря і моря Скотія, а також на північно-східній окраїні
Індійського океану виявлені інші, більш складні системи переходу від
океану до континенту. Так, на всьому протязі західної окраїни Тихого
океану від Берингового моря до Нової Зеландії між підводними окраїнами
материків і ложем океану лежить обширна перехідна зона. Вона складається
з:
– улоговин глибоководних окраїнних морів,
– обмежуючих їх підводних хребтів, увінчаних вулканічними островами (так
званими острівними дугами),
– глибоководних жолобів – вузьких, дуже глибоких депресій, до яких
належать найбільші глибини океану.
Моря, що відділяються острівними дугами, як правило, глибокі, нерідко
дно їх нерівне, часто гористе, потужність донних відкладів у таких морях
невелика. У деяких морях дно ідеально рівне, а потужність осаду
перевищує 2 – 3 км. Отже, накопичення осадів є головним чинником
вирівнювання рельєфу шляхом захоронення корінних нерівностей.
Острівні дуги – це підводні хребти, увінчані вулканами, багато з яких –
діючі. Характерно, що більше 70% діючих вулканів належать якраз
острівним дугам. Найбільш крупні з хребтів виступають над рівнем моря і
утворюють острови (Курильські острови з їх діючими вулканами та ін.).
Є перехідні області, де не одна, а декілька острівних дуг. Інколи різні
за віком дуги зливаються одна з одною, утворюючи крупні масиви
острівного суходолу. Найкрупнішим острівним масивом є Японська острівна
дуга. Цікаво, що під такими крупними масивами нерідко виявляється земна
кора континентального типу.
Важливою географічною та геологічною рисою перехідної зони є, поряд з
інтенсивною вулканічною діяльністю, висока ступінь сейсмічності. Тут
поширені як глибокофокусні (глибина > 300 км), так і середньофокусні (50
– 300 км) землетруси.
Серединно-океанічні хребти.
Серединно-океанічні хребти були виявлені зовсім недавно, в 50 – 60 роках
XX століття. Система серединно-океанічних хребтів простягається через
всі океани. Починається вона в Північному Льодовитому океані (хребти
Гаккеля, Книповича, Мона і Кольбейнсей) і продовжується в Атлантичному
океані, де утворює Серединно-Атлантичний хребет, який можна
прослідкувати до острова Буве в південній Атлантиці.
Далі йде Африкансько-Антарктичний хребет. Він огинає підводну окраїну
Африки і йде в Індійський океан під назвою Західно-Індійського хребта. В
центральній частині Індійського океану система серединно-океанічних
хребтів утворює три гілки. Одна з них – це вже названий
Західно-Індійський хребет, друга, що йде на північ –
Аравійсько-Індійський хребет і третя, що йде на південний схід –
Центральноіндійський хребет.
Вивчення рельєфу серединно-океанічних хребтів показує, що це по суті
ціла система окремих нагірь, що складаються в свою чергу з цілого ряду
хребтів. Ширина такого нагір’я може досягати 1000 км, а загальна
протяжність всієї системи перевищує 60 тис. км. В цілому, це сама
грандіозна гірська система на Землі, рівної якій по масштабах нема на
суходолі.
Для осьової частини системи притаманна рифтова структура – вона розбита
розломами того ж простирання, що й хребти. Ці розломи утворюють депресії
– так звані рифтові долини, які в свою чергу перетинаються поперечними
жолобами. У більшості випадків жолоби більш глибокі, ніж рифтові долини
і якраз тут знаходяться максимальні глибини в зоні серединно-океанічних
хребтів. По обидва боки від рифтової зони простираються флангові зони
системи. Вони також мають гірський рельєф, але менш розчленований і менш
різкий, ніж у рифтовій зоні. Низькогірний рельєф периферійних частин
флангових зон поступово переходить в горбистий рельєф ложа океану. На
серединних хребтах багато підводних вулканів. Тут створюється особливий
тип земної кори з підвищеною щільністю і рухом матеріалу з мантії на
поверхню. Цей тип земної кори деякі вчені називають рифтогенальним.
Таким чином, кожній з виділених планетарних морфоструктур притаманний
особливий тип земної кори: підводним окраїнам материків – материковий,
ложу океану – океанічний, перехідній зоні – геосинклинальний,
серединно-океанічним хребтам – рифтогенальний. Серединно-океанічним
хребтам притаманні також інтенсивний вулканізм та високий ступінь
сейсмічності.
Структура серединно-океанічних хребтів по простяганню неоднорідна.
Ділянки з різко вираженою рифтовою структурою чергуються з величезними
випуклостями, де пануючим типом геодинаміки є вулканізм. Тут виникають
крупні лавові плато, до яких належать основні групи вулканів. В
Атлантичному океані такими районами є Ісландія, Азорське плато, острови
Тристан-да-Кунья та Гоф. Вулканізм по складу магми – виключно
базальтовий з ультраосновними породами.
Сейсмічність серединно-океанічних хребтів має свої специфічні риси. Тут
поширені виключно поверхневі землетруси з глибинами центрів утворення не
більше 30 – 50 км.
Ложе океану.
Рельєф ложа океану характеризується поєднанням обширних улоговин та
розділяючих їх піднять. Дно улоговин відрізняється майже повсюдним
поширенням горбистого рельєфу або ж рельєфу абісальних пагорбів. Під
абісальними пагорбами розуміють невеликі підводні підвищення, часто від
1 до декількох десятків кілометрів у поперечнику і висотою від декількох
десятків до 500 м. Вони утворюють скупчення, що що займають величезні
площі.
Вважається, що абісальні пагорби – вулканічні утворення. Це або невеликі
вулкани, або шлакові конуси, або дрібні інтрузії, в яких магма не
досягла поверхні і застигла в земній корі у вигляді пластів, жил,
баколітів і батолітів. Майже повсюди вони плащеподібно вкриті донними
відкладами. Там, де осади вкривають суцільним шаром нерівності корінного
ложа, утворюються плоскі абісальні рівнини. Вони зустрічаються досить
рідко і займають не більше 8% площі дна улоговин.
Над дном улоговин височіють підводні гори. Під цим терміном розуміють
гори або (у більш рідких випадках) вершини на підводних хребтах, що
стоять окремо. Підводні гори, як і абісальні пагорби, мають переважно
вулканічне походження. Деякі з них настільки високі, що виступають над
рівнем моря і утворюють вулканічні острови.
Місцями в межах ложа океану виявляються долини, інколи довжиною в
декілька тисяч кілометрів. Їхнє утворення з припущенням можна пов’язати
з діяльністю придонних течій і турбідітними потоками. Підняття ложа
океану і генетично і морфологічно неоднорідні. Більшість з них лінійно
орієнтовані, тому їх прийнято називати океанічними хребтами (на відміну
від серединно-океанічних хребтів). У більшості випадків їх вершини
увінчані вулканами. Такий, наприклад, Гавайський хребет, гребінь якого
утворює ряд вулканічних гір.
Ложе океану асейсмічно, тобто тут, як правило, не буває землетрусів.
Однак у деяких хребтах і навіть окремих горах часом проявляється
сучасний вулканізм (Гавайський хребет та ін.). Найхарактернішою рисою
рельєфу і тектоніки ложа океану є зони океанічних розломів (наприклад,
зони розломів у східній частині Тихого океану).
Солоність і деякі фізичні властивості морської води.
Світовий океан – основне вмістилище гідросфери. Морська вода – сама
поширена речовина на поверхні Землі, дуже складний хімічний розчин, в
якому є близько 60 компонентів, причому співвідношення цих компонентів
відрізняється дивовижною постійністю. Сумарний вміст твердих розчинених
речовин в 1 кг морської води, виражений в проміллях (‰), називається
солоністю води.
Тільки 13 елементів Таблиці Менделєєва (Cl, S, C, Sr, Na, K, Mg, Br, B,
Si, F, Rb, N) знаходяться у воді в кількості більше 0,1 мг/л.
Виділяється дуже великий вміст окремих компонентів (CI – 19 500 мг/л, Na
– 10 833, Mg – 1 311, S – 910 мг/л). Окрім мінеральних елементів у
морській воді присутня також органічна речовина – близько 2 мг/л. У
цілому солоність – достатньо стабільна характеристика вод океану.
Середня солоність Світового океану коливається від 32 до 37 ‰ на
поверхні і від 34 до 35 ‰ у придонних шарах води.
Солоність і температура води визначають щільність води. Середня
щільність морської води більше одиниці, найвища характерна для
поверхневого шару в тропіках і придонних вод на великих глибинах.
Остання обставина пов’язана не стільки з солоністю, скільки з
температурою води, яка в придонних шарах у відкритому океані дуже низька
– біля 2 – 4 °С, а в арктичних та антарктичних водах має навіть від’ємні
температури.
По теплоємкості вода поступається тільки рідкому аміаку та водню.
Завдяки високій теплоємкості вона довго зберігає свої температурні
характеристики. А так як температура найбільшої щільності солоної води
нижче нуля, конвекційний процес безмежний, відбувається широкий обмін
газами та розчиненими речовинами між поверхневими та глибинними водами.
Водний баланс Світового океану.
Щорічно з поверхні океану випаровується 505 тис. км3 води. Прибуткову
частину балансу складають атмосферні опади – 458 тис. км3 і річковий
стік з материків – 47 тис. км3, а також підземний стік. При загальному
об’ємі гідросфери, близькому до 1420 млн. км3, лише дуже невелика
частина (близько 0, 04%) приймає участь у кругообігу води, але й цього
достатньо, щоб здійснювати величезний вплив на всі фізико-географічні
процеси на планеті.
У геологічному минулому рівень Світового океану багаторазово мінявся. Це
знайшло своє відображення в трансгресивних та регресивних серіях
відкладів, залишених океаном на материках. Саме ці відклади в основному
і утворюють осадовий чохол материкових платформ. У четвертинний час за
рахунок зледенінь та дегляціацій рівень води мінявся в межах від -100 до
+10 м. У регресивні фази стояння рівня води океану, що співпадали в
цілому з льодовиковими епохами, шельф ставав у більшості своїй
суходолом, і на ньому формувались комплекси субаеральних форм рельєфу.
Рівень океану, близький до сучасного нульового рівня, досяг близько 6
тис. років тому в результаті післяльодовикової трансгресії.
Інструментальні спостереження (період порядку 200 років) показують, що
рівень Світового океану щорічно підвищується, причому в біжучому
столітті швидкість підйому рівня океану – близько 1,2 мм/рік. Це
свідчить про незбалансованість бюджету прибутку і видатку води в океані.
Термічний режим океану.
Як відомо, хід температури повітря над океаном відрізняється значно
меншими амплітудами температур, ніж над суходолом. Добові зміни
температури води на більшій частині поверхні океану складає 0,5 – 1°С,
річна амплітуда – декілька градусів (5 – 10°С, в залежності від широти).
Найбільш теплі води – в екваторіальній зоні, де максимальні річні
температури 26 – 28°С. У цілому екваторіальні та тропічні води чітко
окреслюються ізотермою 25°С і лише східні окраїни Атлантичного і Тихого
океанів виділяються більш низькими температурами.
Середня температура води океану – 17,5°С. Самий теплий по цьому
показнику – Тихий океан (19,4°С), самий холодний – Північний Льодовитий
(-0,75°С). Східні райони океанів у екваторіально-тропічній зоні
холодніші західних. У помірному поясі в Атлантиці співвідношення
зворотнє: більш тепла вода у східної окраїни.
З глибиною температура води падає, причому на деякій глибині (від 100 до
700 м) виразно виділяється шар з дуже різким градієнтом температур, так
званий головний термоклин. Нижче головного термоклину температура води
знижується дуже повільно, досягаючи у придонних шарах 1 -2,5°С. В
арктичних і приантарктичних водах придонні температури від’ємні: від
-0,2°С до -1,3°С.
Льодовий режим Світового океану визначається тим, що на більшій частині
його поверхні температура води на протязі всього року вище точки
замерзання солоної води, тому кригоутворення можливе лише в полярних
широтах. У помірних широтах сезонний льодовий покрив установлюється лише
в небагатьох, переважно мілководних морях.
В Антарктиці характерно широке розповсюдження шельфових льодовиків.
Відламування краю цього льодовика призводить до утворення плаваючих
«крижаних гір» – айсбергів. В Арктиці утворення айсбергів пов’язано з
відламуванням країв вивідних льодовиків. Завдяки величезній масі і
великій теплоемкості води айсберги можуть зберігатись дуже довго і
здатні досягати в Північній півкулі – 50°, а в південній – навіть
30°широти.
Поверхнева циркуляція вод Світового океану.
У головних рисах поверхнева циркуляція визначається загальними законами
циркуляції атмосфери, які в свою чергу в значній мірі обумовлені
обертанням Землі навколо своєї осі. У зв’язку з цим так звані постійні
течії Світового океану називають геострофічними (від ge – Земля, strophe
– обертання).
Пасатна атмосферна циркуляція викликає в обох півкулях у
субекваторіальних зонах утворення пасатних течій, що перетинають океан
зі сходу на захід. При підході пасатної течії до суходолу вона
розгалужується. Гілки, що спрямовуються на південь у Північній півкулі і
на північ у Південній, живлять екваторіальні течії, які на протилежність
пасатним спрямовані із заходу на схід.
Гілка північної пасатної течії, що прямує на північ, живить самостійну
течію, яка також поступово під дією сили Каріоліса і західних потоків
повітря перетворюється в течію, що перетинає океан із заходу на схід
(наприклад, Північно-Атлантична течія).
При підході до східної окраїни океану пасатна течія також роздвоюється,
даючи початок теплій течії, яка спрямовується вздовж краю океану на
північ, і холодній течії, скерованій на південь.
У південній півкулі південна гілка утворюється при роздвоєнні пасатної
течії і формує потік теплих вод, спрямованих на південь.
Ще південніше, в поясі суцільного водного простору, що оперізує Землю в
межах 40 – 50° південної широти, під дією притаманній цим широтам
західної повітряної циркуляції виникає потужна трансокеанічна течія
Західних Вітрів, яка поблизу закінчень південних материків утворює
відгалуження у вигляді холодних течій – Перуанської, Бенгельської та
Західно-Австралійської.
У цілому течії створюють систему кругообігів циклонічного та
антициклонічного характеру, що закономірно з півночі на південь змінюють
один одного. В північній частині Атлантичного океану в одному з таких
кругообігів приймає також участь стік холодних вод із Північного
Льодовитого океану, в південній – циркуляційний кругообіг утворюють
антарктичні води під впливом місцевої циклонічної циркуляції повітряних
мас.
Межі між кругообігами утворені так званими гідрологічними фронтами, які
являють собою зони розподілу з різко вираженими градієнтами
гідрологічних характеристик. Розподіл течій на поверхні океану
обумовлюють в одних зонах збігання потоків, а в інших – їх розбігання.
Перші називаються зонами конвергенції, другі – зонами дивергенції.
В зонах конвергенції створюється надлишок води, який викликає занурення
вод на глибину. В зонах же дивергенції розбігання поверхневих потоків
створює сприятливі умови для висхідних рухів глибинних вод. Ці зони
підіймання глибинних вод на поверхню називаються зонами апвелінгу, а сам
процес – апвелінгом. Зони апвелінгу виникають також у результаті дії
потужних згінних вітрів, які систематично видаляють прогріті поверхневі
води і створюють умови для здіймання холодних глибинних вод.
Завдяки пасатам і пасатним течіям західні периферійні райони океанів
отримують більше води, ніж східні. Екваторіальна течія не в змозі
вирівняти ці розбіжності. В результаті в підповерхневому шарі глибин
виникає відтік надлишків води, направлений з заходу на схід. Утворюються
своєрідні підповерхневі течії. Вони існують в Індійському, Тихому і
Атлантичному океанах. Це течії Кромвелла, Тареєва і Ломоносова.
Хвильові рухи в океані.
Серед різноманітних рухів, яким підпорядкована водна товща океану,
важливе місце займають хвильові рухи, а серед них – вітрове хвилювання
та припливно-відпливні рухи.
Під впливом повітряних потоків на поверхневому шарі морської води
виникають коливальні хвильові рухи. Це і є вітрове хвилювання.
Інтенсивність хвильового руху оцінюється енергією хвиль, яка знаходиться
в прямій квадратичній залежності від висоти хвилі. Чим більш сильний і
усталений вітер, тим значніше хвилювання.
У відкритому морі хвилювання може бути уподібнене руху часток по
кругових замкнутих орбітах, особливо тоді, коли вітер уже стих, а
коливальний рух води ще продовжується, але в більш упорядкованому
вигляді. Такі хвилі називаються хвилями брижів, або просто брижі.
Інтенсивність хвилювання визначається інтенсивністю вітру, отже
відмінності в інтенсивності та характері вітрового хвилювання мають
зональні риси. Найбільш буремними є зони західної циркуляції і тут же
вплив вітрового хвилювання на береги найбільш значний.
Зони дії пасатів характеризуються помірним вітровим хвилюванням, але і в
них досить широко представлені хвилі брижів, джерелами яких є сильні
вітрові хвилювання зон західної повітряної циркуляції. Екваторіальна
зона відрізняється найбільш слабким вітровим хвилюванням.
Періодичні припливно-відпливні рухи води в океані, обумовлені силами
тяжіння Місяця та Сонця, також представляють собою хвильові рухи. Ці
хвилі дуже великої довжини і великого періоду. В залежності від ряду
умов у різних районах узбережжя Світового океану відзначаються
напівдобові та добові припливи. Крім того, розрізняються правильні та
неправильні припливи. Найбільш поширені неправильні припливи, тобто
такі, при яких тривалість припливу та відпливу неоднакова. Як за звичай,
тривалість припливу менше, ніж відпливу. Це визначається нерівністю
швидкостей припливних та відпливних течій.
Енергія припливної хвилі, як і вітрової, визначається квадратом висоти
хвилі. Висота припливу в різних районах океану неоднакова. У відкритому
океані вона дещо більша 1 м, а в узбережній смузі, де на висоту припливу
величезний вплив мають зміни глибин моря та конфігурація берега. Вона
від місця до місця виявляє великі розбіжності. Самий високий приплив у
внутрішній затоці Фанді (18 м) великої затоки Мен у Північній Америці, в
Євразії висота припливів більше 10 м досягає в Мезенській губі (Біле
море), а також у Пенжинській губі в Охотському морі.
Вертикальне перемішування океанічних вод.
У динаміці вод і житті океану величезна роль належить вертикальній
циркуляції. Головними чинниками перемішування океанічних вод є хвилі,
припливо-відпливні рухи, постійні течії, а також чинник щільності води.
Щільна холодна вода, вода з підвищеною солоністю мають тенденцію до
опускання на глибину. При цьому вони витісняють глибинні води і ті
починають підійматися догори. Води опускаються також у зонах
конвергенції і здіймаються в зонах дивергенції. Апвелінгу сприяє також
ефект вітрового згону поверхневих вод.
Опускання поверхневих вод на глибину, а також підйом глибинних вод на
поверхню океану має величезне значення. При зануренні поверхневих вод
забезпечується аерація глибинних шарів водної товщі. Це сприяє розвитку
життя в океані на будь-якій глибині. Разом з тим аерація обумовлює
розвиток окислювальних процесів на дні океану.
Підйом глибинних вод обумовлює притік біогенних речовин до поверхні,
стимулюючи пишний розквіт життя в зоні апвелінгу. При опусканні сильно
вихолоджених арктичних і особливо антарктичних вод утворюється система
донних течій, які грають дуже важливу роль у переносі осадів, побудові
акумулятивних форм рельєфу на великих глибинах, а інколи і в ерозії дна.
Ці ж води формують донні водні маси в океані.
Вертикальне перемішування морських вод відбувається в процесі
конвективного обміну між шарами води, що мають різні характеристики по
щільності та температурі. Горизонтальне і вертикальне перемішування – це
основний механізм перерозподілу в океані температури і солоності.
Течії, що йдуть з областей океану, де вода добре прогрівається, не
тільки теплі, а й більш солоні. Загальновідомий вплив теплих течій на
клімат поверхні океану та прилеглі райони суходолу. Холодні течії
викликають негативні кліматичні аномалії. Підповерхневі течії в
екваторіальній зоні Атлантичного, Тихого та Індійського океанів можуть
розглядатися як приклад взаємозумовлених горизонтальних та вертикальних
циркуляцій океанічних вод: конвергенція забезпечує занурення надлишків
вод на глибину, а сила Коріоліса та стоковий ефект викликають
латеральний (бічний) рух у східному напрямку.
Поняття про водні маси.
У результаті динамічних процесів, що протікають в товщі океанічних вод,
встановлюється більш-менш усталена стратифікація, відбувається
відокремлення так званих водних мас. Водна маса – це води, що
відрізняються притаманними тільки їм консервативними властивостями
(температура, щільність, солоність), які вони отримали в певних районах
земної кулі і які зберігаються в межах усього простору, який вони
займають.
Водні маси поділяються на поверхневі, проміжні, глибинні та придонні.
Основні типи водних мас діляться на підтипи. Так, поверхневі водні маси
діляться на екваторіальні (Е), тропічні (ПнТ і ПдТ), помірні (ПнП і ПдП)
субарктичні (СбАр), субантарктичні (СбАн), арктичні (Ар), антарктичні
(Ан).
Поверхневі водні маси найбільш мінливі по своїх характеристиках і
найбільш рухливі, тому що весь час знаходяться в контакті з атмосферою.
Товщина шару поверхневих водних мас коливається в межах 200 – 250 м.
Проміжні маси відзначаються в полярних областях підвищеною температурою,
а в помірних і тропічних широтах – зниженою або підвищеною солоністю.
Нижня їх межа коливається між глибинами 1000 – 2000 м. У них також
виділяється ряд підтипів. Основна частина проміжних вод формується
шляхом трансформації поверхневих вод, що опускаються в зоні субполярної
конвергенції. Вони переміщуються з меншими швидкостями, ніж поверхневі
води, і головним чином у напрямку від субполярних областей до екватора.
У північних частинах Атлантичного та Індійського океанів проміжні води
утворюються на поверхні в областях високого випаровування. Завдяки цьому
випаровуванню поверхневі води робляться надмірно солоними і більш
щільними. У результаті вони занурюються і стають проміжними водними
масами. У цих районах проміжні водні маси формуються також у результаті
стоку в океан надмірно солоних вод із Середземного і Червоного морів.
Глибинні водні маси утворюються у високих широтах в результаті
перемішування поверхневих і проміжних водних мас і охолодження їх на
шельфах. По причині низької температури вони дуже щільні, тому сповзають
по шельфу, потім по материковому схилу і розтікаються в улоговинах у
напрямку до екватора. Нижня межа глибинних вод лежить на глибині 4 – 4,5
тис. м. Температури глибинних вод 3 – 5 °С, солоність до 35 ‰.
Придонні водні маси відрізняються найбільш низькими температурами і
найбільшою щільністю. Вони утворюються за рахунок подальшого опускання
глибинних вод і головним чином завдяки охолодженню вод на шельфах
Арктики та Антарктики. Ці води випробовують значні горизонтальні
пересування, утворюючи на дні систему донних абісальних течій, загальний
напрямок яких у більшій мірі контролюється рельєфом дна.
Таким чином, води океану знаходяться у безперервному русі, основним
джерелом енергії якого є притік цієї енергії від руху атмосфери,
сонячного випромінювання та ротаційна сила Землі. У самих крупних рисах
динаміка поверхневих вод має зональний характер, але з глибиною вплив
зональності згладжується. Динаміка вод океану – найважливіша умова, яка
забезпечує розвиток життя і визначає геологічні процеси в океані.
Основні компоненти біосфери в океані.
Океан – це навколишнє середовище різноманітних організмів. В океані
проживає біля 150 тис. видів тварин і біля 15 тис. видів рослин.
Особливо багато одноклітинних організмів, зокрема одноклітинних
водоростей. Вони складають до 80 % всієї фітомаси океану. Ще недавно
багатство й велика чисельність органічного світу в океані різко
переоцінювалось. За сучасними даними на частку океану припадає біля 40 %
первинної продукції і не більше 0,5 % всієї біомаси планети.
За умовами існування всі морські організми підрозділяються на планктон,
бентос і нектон.
Планктон включає в себе багаточисельні види одноклітинних водоростей, із
тварин – різних простіших, рачків, деякі види червів, кишковопорожнинних
та молюсків. Організми планктону не мають органів активного плавання і
пересуваються буквально по волі хвиль і течій. До складу планктону
входять кремнисті організми (діатомові водорості і радіолярії),
вапнякові організми (водорості кокколитофориди), з найпростіших –
фераминіфери.
До бентосу відносяться різноманітні тварини й рослини, що живуть або на
поверхні морського дна, або в донному ґрунті. Це різні водорості,
морська трава (представники квіткових рослин), багато видів молюсків,
ракоподібних, червів, голкошкірих, деякі найпростіші. До бентосних
організмів відносяться також “оброщувальники” – молюски, губки,
водорості, які поселяються, зокрема, на поверхні штучних споруд.
Багатьом бентосним притаманні явища симбіозу (наприклад, одноклітинна
зелена водорость зооксантелла, яка поселяється в порожнині живих
коралових поліпів).
Рис. 1. Голкошкірі:
1 – морська лілея, 2 – морська зірка, 3 – офіура, 4 – голотурія
(морський огірок, трепанг), 5 – морський їжак.
Нектон об’єднує всіх морських тварин, що активно переміщуються у воді
або ж по її поверхні. Це риби, морські ссавці (китоподібні, ластоногі),
деякі представники молюсків (осминоги, кальмари, каракатиці та ін.),
рептилій (коралові змії, черепахи та ін.). Хоча нектон представлений
переважно крупними тваринами, його біомаса у 23 рази менше сумарної
біомаси планктону. Таким чином, роль нектону, планктону і бентосу як по
біомасі, так і по продуктивності неоднозначна.
Поширення життя в океані.
В океані виділяється дві області життя – пелагіаль (грец. – море) –
поверхня, а також товща вод морів і океанів, а також бенталь (дно
океану).
У пелагіалі найбільш населена верхня 50-метрова товща води, але й тут
життя поширюється нерівномірно. Ближче до берега воно незрівнянно більш
багате, ніж у відкритому океані.
У бенталі також більша частина життя зосереджена на малих приберегових
глибинах.
На 7,6% площі океану, що лежить на глибинах менше 200 м, зосереджено 59%
усієї біомаси океану. На ту частину океану, що має глибини від 200 до
3000 м (16,5% площі), припадає 31,1% біомаси, а на глибини більше 3 тис.
м (75,9% площі океану) – тільки 9,5%.
Найбільшу насиченість життям мають прибережні води, а також субполярні
води в обох півкулях. Підвищеною кількістю первинної продукції
характеризуються пригирлові ділянки океанів, а також зони апвелінгу –
райони підйому глибинних вод на поверхню океану: Біскайська затока,
райони Канарської, Перуанської, Бенгельської течій, райони зародження
пасатів, вітрів сорокових широт південної півкулі, область мусонної
циркуляції в північній частині Індійського океану.
У помірних широтах у процесах збагачення поверхневої водної товщи
біогенними елементами велике значення мають сезонні зміни температури
повітря і води. Зимові холодні води з початку прогрівання поступово
спускаються на глибину, викликаючи в свою чергу підйом глибинних вод на
поверхню. Цей процес забезпечує розквіт життя, наприклад, у північних
районах Атлантичного океану, в таких класичних рибопромислових районах,
як Ньюфаундлендська банка, Норвезьке море, пригренландські води та ін.
Ділянки сталого опускання вод – області конвергенції – бідні на життя.
Мала первинна продукція і в тропічних водах відкритого океану.
Раніше вже йшла мова про те, що за останні десятиліття відбувся суттєвий
перегляд дуже широко поширених раніше уявлень про безмежні біологічні
ресурси океану. По-перше, виявилось, що загальна маса живої речовини на
Землі в 4 – 4,5 рази менше, ніж припускав свого часу В.І. Вернадський, –
2,5 . 1012 т замість 1 . 1013 т. По-друге, сумарна маса живої речовини
на суходолі в 750 раз більше, ніж в океані. Із всієї річної продукції
фітомаси, що оцінюється в 219 млрд. т, тільки на продукцію лісів
припадає 84 млрд. т. Це вдвоє більше всієї річної продукції
фітопланктону в океані. Щільність живої біомаси густонаселених районів
Світового океану менше або дорівнює щільності населення пустель та
напівпустель суходолу (від 0,2 др 1,2 кг/м2).
Біогеографічні області Світового океану.
Океан по особливостях органічного світу ділиться на біогеографічні
області. Відсутність різких кордонів, нездоланних перешкод і
поступовість зміни життєвих умов на поверхні Світового океану сприяє
тому, що ці області в значній мірі співпадають з певними
фізико-географічними зонами або включають навіть декілька зон.
Біогеографічні області в океані – це дуже великі акваторіальні одиниці,
які далеко виходять за межі поняття “область” в його звичайному
географічному розумінні.
У Світовому океані виділяються наступні біогеографічні області:
Арктична, Північно-Тихоокеанська, Північно-Атлантична,
Тропічно-Індотихоокеанська, Тропічно-Атлантична та Антарктична. Кожна з
них у свою чергу підрозділяються на літоральну (прибережну) і
пелагіальну підобласті. В Антарктичній області нерідко виділяють також
Нотальну біогеографічну підобласть.
Обширна Антарктична область подібна по природних умовах до Арктичної у
своїй південній частині (циркумполярна Антарктична підобласть). Серед
риб, що мають промислове значення, найбільш характерні нототенієві. Із
ссавців ендемічні південний і малий кити і деякі види ластоногих.
Північно-Атлантична і Північно-Тихоокеанська (або Бореальні) області
відповідають субарктичним і помірним умовам температур повітря та води.
Рослинний і тваринний світ більш багате в порівнянні з Арктичною і
Антарктичною областями. Продуктивність його дуже висока. Тут зосереджені
найважливіші рибопромислові райони. Із риб для Північно-Атлантичної
області найбільш характерні тріска, пікша, сайда, різні камбалові, а
південніше – губан, кефаль, султанка. Типові крупні ракоподібні – омари,
лангусти, креветки. Із ссавців характерні тюлені, а з птахів – чайки,
кайри, гагари, чистикові.
У Північно-Тихоокеанській області найважливіше промислове значення мають
лососеві риби, далекосхідна сардина, а з безхребетних – камчатський
краб. Характерні ссавці – морський котик, сивуч, калан, китоподібні. З
птахів найбільш поширені різноманітні чистикові.
Тропічно-Атлантична і Тропічно-Індотихоокеанська області мають схожі
природні умови, обумовлені їх екваторіально-тропічним положенням,
постійно теплими водами, гарним освітленням. В цих областях у найбільшій
мірі проявляється різна щільність населеності прибережних вод і
пелагіалі, особливо тих її частин, де панує антициклональна циркуляція,
яка зумовлює опускання вод. Щільність населення тут менша, ніж у
бореальних областях, за деяким виключенням, але видовий склад найбільш
різноманітний. Із риб характерні різні акулові, скати, летючі риби,
зрослощелепні (їжак-риба), тунці тощо. Тільки в межах цих областей
поширені колоніальні корали, що складають цілком специфічні літоральні
біоценози. Особливо характерні вони для Індотихоокеанської області. Із
ссавців у Тропіко-Індотихоокеанській області специфічні дюгонь (морська
корова), малий кашалот, дельфінові, в Тропіко-Атлантичній – ламантини. З
птахів – фаетони і фрегаи.
Арктична область характеризується постійно низькою температурою води,
крижаним покривом, відносно малою солоністю. Склад фауни і флори бідний,
продуктивність організмів невелика. Тільки літнього часу біля крижаного
узбережжя розвивається рясний фітопланктон, відповідно виникають умови і
для розвитку зоопланктону та інших тварин. У цей час тут багато
промислової риби, з’являються тюлені, китоподібні, моржі, білі ведмеді.
Центральна частина Арктичної області завжди покрита кригою і найбільш
бідна по видовому складу та біомасі.
Географічне поширення рослинних організмів виявляє приналежність до тих
чи інших біогеографічних областей. Так, діатомові водорості особливо
поширені і різноманітні в північній частині Бореально-Пацифічній
(Північно-Тихоокеанській) області та Нотально-Антарктичній підобласті.
Ламінарієві водорості найбільш типові для Північно-Тихоокеанської та
Антарктичної областей, а саргасові – для тропічних областей. Для
останніх характерні також різноманітність і багатство вапнякових
водоростей.
Надходження осадового матеріалу в океан.
Донні відклади служать тим екологічним середовищем, в якому живуть
бентальні тварини та рослини. Їх можна порівняти з ґрунтами на суходолі
– також служать для бентальних організмів джерелом живлення, в них
відбувається накопичення органічної речовини, вони утворюють поверхню,
на якій поселяються донні організми.
Донні відклади формуються з дрібних твердих мінеральних часток, які
називають осадовим матеріалом. Походження осадового матеріалу різне.
Частина його представляє собою результати руйнування гірських порід
суходолу. Це теригенний матеріал. Він виноситься в океан річками,
вітром, кригою (береговим припаєм і айсбергами) або утворюється в
результаті абразії берегів і дна. Значна частина осадів представлена
вулканогенним (пірокластичним) матеріалом. Важливу роль в поповненні
осадового матеріалу грає процес відмирання морських організмів, що мають
скелети або покрови з кремнезему та вапна. Це біогенний осадовий
матеріал.
Є осадові частки, що утворюються в результаті хімічних процесів у
морській воді та морському дні. Їх називають хемогенним або аутогенним
матеріалом.
Невелика кількість осадового матеріалу має космічне походження. Це
метеоритний пил, що утворюється в результаті згоряння метеоритів і
осідання на дно океанів. Приблизна оцінка надходження осадового
матеріалу різного генезису дана в таблиці.
На протязі значного часу більша частина осадового матеріалу знаходиться
у завислому стані в морській воді. У басейні Світового океану одночасно
знаходиться біля 1370 млрд. т завислих речовин. При вказаній вище
величині надходження осадового матеріалу в океан середнє перебування
осадових часток у завислому стані близько 60 років. Ще довше, і далеко
не повністю, мобілізується в осад розчинений стік. Деяка частина
матеріалу, що виноситься річками, накопичується в береговій зоні у
вигляді наземних акумулятивних форм (дельт, а також різноманітних кос,
пересипів тощо) і таким чином може приймати лише обмежену участь у
донному осадонакопиченню. Із матеріалу, що осідає в береговій зоні морів
і океанів, формується особливий вид морських відкладів – морські наноси,
що мають важливе значення в рельєфоутворенні в береговій зоні.
Типи морських відкладів.
Морські відклади, що утворюються в результаті складного процесу
рознесення, диференціації та акумуляції осадового матеріалу на дні морів
та океанів, можна класифікувати по розмірах складових часток, по їх
генезису та речовому складу.
По складу головного компоненту виділяють слабовапняковисті (10 – 30 %),
вапняковисті (30 – 50 %), сильновапняковисті (більше 50%),
слабокремнисті (10 – 30 %), кремнисті, сильнокремнисті відклади.
Теригенні відклади.
Їх звичайно класифікують по гранулометричному складу. Як особливу
різновидність теригенних відкладів виділяють айсбергові відклади. Вони
утворюються з осадового матеріалу, що випадає на морське дно при таненні
айсбергів, і найбільш характерні для антарктичних вод Світового океану.
Айсбергові осади відрізняються дуже низьким вмістом вапна, органічного
вуглецю, поганим сортуванням і різноманітністю гранулометричного складу.
Особливо виділяються також теригенні відклади Північного Льодовитого
океану, що утворюються з осадового матеріалу річкового виносу з
домішками матеріалу, що надходить з айсбергами, річковою кригою і кригою
“берегового припаю”. Особливу групу відкладів утворюють турбідіти –
осади турбідітних (суспензійних) потоків, що більшою частиною також
мають теригенне походження.
Теригенні відклади найбільш характерні для берегової зони і підводних
окраїн материків. У деяких випадках тонкі – алевритові та пелитові (від
грец. pelos – глина) – осади теригенної групи поширені і в межах ложа
океану.
Біогенні відклади діляться на кремнисті та вапнякові. Кремнисті відклади
складаються з залишків діатомових водоростей, кремнійожгутикових,
радіолярій і кремнистих губок. Найбільш поширені серед них і одночас
найбільш багаті на вміст аутигенного (біогенного) кремнезему діатомові
відклади. Основний пояс їх розвитку – приантарктичні води Світового
океану. Вони мають вигляд дуже м’якого мулу при великому вмісті панцирів
діатомових водоростей (кількість яких досягає 400 млн. мушлів на 1 г
осаду) білувато-зеленкуватого та жовтуватого кольорів.
Другий пояс діатомового мулу поширений у північній частині Тихого
океану, в Беринговому та Охотському морях. У цьому поясі в них висока
(до 60 – 65 %) домішка теригенного матеріалу.
В екваторіально-тропічному поясі Тихого та Індійського океанів поширені
також діатомово-радіолярієві відклади. Це переважно пелитові мули зі
значною домішкою теригенного глинястого матеріалу. Кремнегубкові
відклади частіше всього зустрічаються на шельфі Антарктиди, відомі вони
також і в Охотському морі.
Із карбонатних відкладів найбільш поширені ферамініферово-коколітові та
ферамініферові мули. Типовий ферамініферовий мул складається на 99% з
вапна. По гранулометричному складу це алевритовий або пелитовий осад, у
деяких випадках навіть пісок, що складається з мушлів донних
ферамініфер. Основну частину карбонатних мулів складають мушлі
планктонових ферамініфер, в особливості глобігерин (глобігерина – рід
тварин типу найпростіших) і споріднених їм груп, а також вапнякові
пластинки покривів кокколітофорид – планктонових вапнякових водоростей.
При значних домішках мушлів планктонових молюсків птеропод виділяють
птероподо-ферамініферові відклади.
До вапнякових (карбонатних) відкладів відносяться також різні
корало-водоростяні осади. При будівництві коралових рифів утворюються
коралові вапняки. За рахунок його руйнування виникають різноманітні
уламко-коралові осади – щебінь, гравій, галька, коралові піски, мули.
Мушляні карбонатні відклади поширені виключно в береговій зоні та на
шельфі. Скупчення цілісних мушель називають мушляком або черепашником,
потрощених – мушляним детритом, а якщо дрібні уламки мушель обкатані –
то це мушляні піски.
Пірокластичні відклади.
У безпосередній близкості від вулканів на дні океану утворюються
скупчення майже “чистого” пірокластичного матеріалу, головним чином
піщаного або навіть більш грубого. Більша частина вулканогенного
матеріалу дуже широко розсіюється і утворює домішки до інших генетичних
типів осадів. Вулканогенні піски характеризуються високим вмістом
глибинних мінералів і вулканічного скла. Серед вулканогенних відкладів
окремо виділяють палагонітові осади (по основному компоненту – мінералу
палагоніту).
До групи полігенних відкладів відносять один тип донних відкладів –
глибоководну червону глину. Це осад пелитового складу, брунатного
(коричневого) або цегельно-червоного кольору. Забарвлення обумовлене
високим вмістом оксидів заліза та марганцю. Головним мінеральним
компонентом червоних глин є глинясті мінерали – монтморилоніт, каолініт,
гідрослюди. Значна роль належить також тонкодисперсному вулканогенного
матеріалу (вулканічне скло, плагіоклаз), тонким кварцевим часткам, а
також цеолітам – складним водним алюмосилікатам, що утворюються в
результаті глибоких змін вулканогенного матеріалу.
У червоних глинах завжди присутні кремнисті біогенні залишки (діатомові,
радіолярії та ін.), зуби хижих риб, космічний пил у вигляді хондритових
або залізних кульок. Значну частину глинястого матеріалу в червоних
глинах утворює “terra rossa ” (червона земля) – нерозчинний мінеральний
залишок, що виділяється при розчиненні вапнякових мушлів ферамініфер та
інших вапнякових організмів.
Різноманітне походження матеріалу, з якого формуються червоні глини,
послужило основою для виділення їх в окрему групу полігенних осадів.
Одна з відмінних особливостей червоних глин – це їх належність до
ділянок дна океану на глибинах більше 4500 м, переважно близьких до 5000
м і більше. Ця особливість пов’язана з глибинним положенням рівня
карбонатної компенсації (РКК), тобто глибиною, на якій закінчується
поширення карбонатних відкладів. На більших глибинах відбувається повне
розчинення карбонатних часток.
Із аутигенних (місцевого походження) відкладів виділяються перш за все
карбонатні оолітові осади. Ооліти – (грец. оо – яйце) найдрібніші
вапняні кульки, що утворюються в результаті хімічного виділення вапна з
розчинів. Необхідною умовою для утворення оолітів є перенасичення
поверхневого шару води СаСО3. Оолітові піски характерні для берегової
зони Каспійського та Аральського морів, Перської затоки, Багамських
островів. Аутигенними осадовими утвореннями є також залізо-марганцеві
конкреції – стяжіння гідроксидів заліза й марганцю з домішками інших
сполучень. Вони зустрічаються як включення в червоних глинах, рідше в
інших глибоководних відкладах і місцями утворюють величезні поля
накопичень. Конкреції мають неправильну сфероїдну форму з розмірами в
межах від 1 до 25 см.
Марганець і залізо приносяться в океан річками, а також глибинними
водами, що виділяються з глибин Землі при вулканічних виверженнях, і
гідротермами. Гідроксиди цих елементів знаходяться в воді у вигляді
колоїдних пластівців, які завдяки високій сорбційній здатності при
повільному опусканні на дно захоплюють розсіяні в морській воді елементи
– кобальт, нікель, молібден, мідь, свинець тощо. Досягнувши дна, вони
повільно пересуваються донними течіями, доки не зустрінуть якусь
перепону, яка може стати ядром кристалізації.
Особливості поширення основних типів донних відкладів у Світовому
океані. Як видно з останньої таблиці, найбільш поширеними є червоні
глини та ферамініферові мули, які можуть розглядатися і як самі поширені
поверхневі відклади на Землі взагалі. Карта донних відкладів запевнює
нас у тому, що в їх поширенні яскраво прявляється закон широтної
географічної зональності.
У тропічному та помірному поясах дно океану до глибин 4500 – 5000 м
зайнято в основному біогенними вапняковими скупченнями, а глибше рівня
карбонатної компенсації – червоними глинами.
Субполярні зони відрізняються зосередженням кремнистого біогенного
матеріалу, а полярні – айсбергових та близьких до них відкладів
Північного Льодовитого океану.
Чітко вирізняється також вертикальна зональність розподілу осадів. Одним
із її проявів є зміна карбонатних осадів на глибині рівня карбонатної
компенсації глибоководними червоними глинами. На ці види зональності
накладається зональність, що визначається віддаленістю від материків.
Тихий і Індійський океани мають у своїй природі немало загальних рис.
Біогеографічна Індо-Тихоокеанська тропічна область охоплює відповідні
райони обох океанів. Межа між океанами в їх південних частинах має чисто
умовний характер.
Атлантичний океан знаходиться теж у подібних з Тихим океаном
географічних умовах, але завдяки значному відокремленню має свої
відмінності.
Північний Льодовитий океан по причині свого циркумполярного положення в
арктичному поясі та слабого зв’язку з іншими океанами має значні
відмінності в своїх фізико-географічних характеристиках.
Взаємодія океану, атмосфери та суходолу
Географічні наслідки взаємодії океану, атмосфери і суходолу
Перерозподіл тепла, вологи і речовини, порушення широтної зональності в
розподілі природних компонентів і природних зон.
Океан перебуває у безперервному тісному взаємозв’язку з атмосферою і
суходолом.
Наслідками взаємодії океану, атмосфери та суходолу є перерозподіл тепла,
вологи і речовини, а також порушення широтної зональності в розподілі
природних компонентів і природних зон.
Океан є головним джерелом зволоження материків.
Океан – одна з важливих умов життя на планеті Земля.
СПИСОК ВИКОРИСТАНИХ ДЖЕРЕЛ
1. Волошин І.І., Чирва В.Г. Географія Світового океану: Навч. посібник
для вчителів серед. загальноосвіт. шк. – К.: Перун, 1996. – 224 с.
2. Географія світу: Підручн. Для 7 кл. серед. шк. / В.Ю. Пестушко, В.О.
Сасиков, Г.Є. Уварова. – К.: Абрис, 1995. – 288 с.
3. Степанов В.Н. Природа Мирового океана. Пособие для учителей. – М.:
Просвещение, 1982. – 192 с.
4. Физическая география материков и океанов: Учеб. для геогр. спец.
ун-тов / Под общей ред. А.М. Рябчикова. – М.: Высшая школа, 1988.-592 с.
Нашли опечатку? Выделите и нажмите CTRL+Enter
