II

ФИЗИЧЕСКАЯ ГЕОГРАФИЯ

_ОВ

_ОКЕАН

ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА ФИЗИКО-ГЕОГРАФИЧЕСКИХ УСЛОВИЙ МИРОВОГО ОКЕАНА

Суша, к которой обращено основное внимание физико-географов, занимает только 29,2 % поверхности нашей плане­ты. Остальная площадь (70,8 %) принад­лежит Мировому океану. Поэтому совер­шенно ясно, что общая картина физико-географических закономерностей строе­ния земной поверхности без рассмотре­ния основ физической географии океана была бы неполной.

ГЕОЛОГИЧЕСКОЕ

СТРОЕНИЕ И РЕЛЬЕФ

ДНА МИРОВОГО ОКЕАНА

Самое общее представление о харак­тере рельефа дна Мирового океана дает батиграфическая кривая, показывающая распределение площади дна океана по разным ступеням глубины (табл. 23). Од­нако ступени глубин не отражают в боль­шинстве случаев непосредственно основ­ные элементы рельефа дна Мирового оке­ана.

На дне Мирового океана могут быть выделены следующие крупнейшие элемен­ты — геотекстуры, или планетарные мор-фоструктуры: подводные окраины матери­ков (часть планетарной морфоструктуры «материковые выступы»), переходная зо­на, ложе океана и срединно-океанические хребты. Они выделяются на основе корен­ных различий в строении рельефа твердой земной поверхности и различных типов земной коры (рис. 84).

Планетарные морфоструктуры дна Ми­рового океана подразделяются на мега-морфоструктуры, или морфоструктуры второго порядка. Подводные окраины ма­териков состоят из: а) шельфа, б) ма­терикового склона и в) материкового под­ножия. Переходные зоны делятся на пе­реходные области, каждая из которых представлена: а) котловиной окраинного (или средиземного) моря, б) островной дугой и в) глубоководным желобом. Ложе океана состоит из океанических котловин и океанических поднятий различных ти-

пов. Срединно-океанические хребты под­разделяются на рифтовые и фланговые зоны (см. рис. 84, табл. 24).

Строение земной коры под Мировым океаном. Известно, что земная кора под материками и под ложем океана постро­ена неодинаково. Тип земной коры, ха­рактерный для материков, называется материковым. Мощность материковой ко­ры в среднем около 35 км. Она состоит из трех слоев. Верхний слой переменной мощности — осадочный. Ниже идет так называемый гранитный слой, образован­ный из пород, в которых упругие волны распространяются со скоростью около 6 км/с. Мощность его 15—17 км. Он под­стилается так называемым «базальтовым слоем», состоящим из более плотных по­род (скорость распространения упругих волн 6,5—7,2 км/с).

Земная кора под ложем океана называ­ется океанической корой. Ее мощность в среднем в 5 раз меньше мощности матери­ковой коры, т. е. равна примерно 7 км. При этом (средние цифры) верхний слой — осадочный толщиной около 1 км. Упругие волны в нем распространяются со ско­ростью 1,5—4,0 км/с. Его подстилает «вто­рой слой», толщина которого также около 1 км, но он состоит из более плотных пород. Ниже залегает базальтовый слой толщиной около 5 км.

Материковая кора широко распростра­нена под океаном. Она слагает всю под­водную окраину материков. Океаническая кора, как уже упоминалось, слагает толь­ко ложе океана. Особые типы земной ко­ры свойственны переходным зонам и сре-динно-океаническим хребтам.

Подводные окраины материков. Шельф. Относительно выровненную и относитель­но мелководную часть морского (океани­ческого) дна, прилегающую к берегу мо­ря или океана, называют шельфом. Его прорезают многочисленные затопленные, полупогребенные позднейшими донными отложениями речные долины. На шель­фах, находящихся в зоне недавних чет­вертичных оледенений, обнаружены раз-

494

Таблица 23. Площади батиметрических ступеней дна Мирового океана, в млн. км² (по Леонтьеву, Лукьяновой, Калининой, 1974)

					Ступени	-лубин, м
0— 200	200— 1000	1000-2000	2000— 3000	3000— 4000	4000— 5000	5000— 6000	6000 7000	7000— 8000	8000— 9000	более 9000
27,5	15,7	15,7	30,0	77,7	117,8	74,3	2,9	0,2	0,1	0,2

личные следы рельефообразующей дея­тельности древних ледников — шлифован­ные скалы, «бараньи лбы», краевые мо­рены. Соответственно широко распростра­нены и древние континентальные отло­жения. Это говорит о том, что шельф еще недавно был сушей и стал частью морского дна в результате новейшего за­топления бывшей прибрежной суши вода­ми океана вследствие подъема уровня Мирового океана после окончания пос­леднего оледенения.

На шельфе протекает деятельность разнообразных современных рельефооб-разующих агентов. У берегов морей среди них на первом месте стоит абразионная и аккумуляционная деятельность морско­го волнения. Важный фактор современ­ного рельефообразования — деятельность морских приливов. Большую рельефообра-зующую и геологическую деятельность на шельфах тропических и экваториальных морей осуществляют рифостроители — коралловые полипы и известковые водо­росли.

Особый интерес представляют широ­кие шельфы, примыкающие к обширным прибрежным равнинам, в пределах кото­рых обнаружены и разрабатываются неф­тегазовые месторождения. Нередко нефте­газоносные площади продолжаются и в пределы шельфа, что объясняется общ­ностью геологического строения шельфа и прилегающей суши. В настоящее вре­мя известно немало примеров интенсив­ной разработки нефтегазовых месторож­дений на шельфе.

Не меньший практический интерес име­ют рыбные богатства шельфа. В насто­ящее время более половины рыбного улова приходится на шельфовые глубины. Вели­ки ресурсы шельфа в отношении запасов строительных материалов.

Материковый склон. Шельф со сторо­ны океана очерчен морфологически выра­женной границей — бровкой шельфа, за которой сразу же начинается резкое уве­личение крутизны дна. Эта зона резкого увеличения крутизны дна, прослеживае­мая в пределах глубин от 100—200 и до

Таблица 24. Площади основных геоморфологических элементов дна Мирового океана

(по Леонтьеву и др., 1974)

	Подводные		окраины		Переходная зона				Ложе океана.			Сре-
	материков.		млн. км2			млн.	км		млн. км2			дин-
												но-оке-	Макси-
Океаны		мате-	мате-		глу-боко-	ост-	глу­боко-		глу-боко-			ани-чес-	маль­ная
	шельф	рико­вый	рико­вое	все­го	вод-ные	ров­ные	вод­ные	все­го	вод-ные	под­ня-	все­го	кие хреб-	глу­бина.
		склон	под­ножие		кот­ло-	дуги	жело­ба		кот­ло-	тия		ты, млн.	м
					вины				вины			км2
Северный
Ледовитый	7,6	2,8	0,9	10,8	—	—	—	—	3,3	1,1	4,4	0,5	5 527
Индийский	4,4	8,7	9,4	22,6	0,8	0,5	0,5	1,8	35,6	4,0	39,6	12,9	7 209
Атлантический	9,3	7,7	12,5	29,5	1,3	3,0	0,5	4,8	29,4	4,6	34,0	22,3	8 742
Тихий	9,7	5,4	3,1	18,2	3,9	16,2	3,9	24,0	91,4	25,4	116,8	19,6	11 022
Мировой океан	31,0	24,6	25,9	81,5	6,1	19,7	4,9	30,6	159,7	35,1	194,8	55,3	11 022

495

Рис. 84. Планетарные морфоструктуры дна Мирового океана:

а — подводная окраина материков; б — ложе океана; в — переходная зона; г — срединно-океанические хребты: / — Гаккеля. 2— Книповича, 3— Мона. 4 — Рейкьянес, 5 — Северо-Атлантический, 6— Южно-Атлантический, 7 — Африкано-Антарктичеекий, 8 — Западно-Индийский, 9 — Аравийско-Индийский, 10 — Центральноиндийский, // — Австралийско-Антарктический, 12 — Южно-Тихоокеанский, 13 — Восточно-Тихоокеанский. 14— Хуан-де-Фука и Горда

3000—3500 м, получила название мате­ рикового склона. Характерная особен­ ность рельефа материкового склона — резкая расчлененность долинообразными формами — подводными каньонами.

Предполагается, что они имеют комплек­сное происхождение. Первичное их зало­жение, вероятно, связано с тектоничес­кими разломами, а разработка каньонов осуществляется мутьевыми потоками. Это своеобразное явление представляет собой движущиеся под влиянием силы тяжести потоки суспензии взвешенного осадочного материала. Из других гравитационных процессов, протекающих на материковом склоне, характерны подводное оползание и крип, т. е. массовое медленное смеще­ние осадочного материала по склону. Гра­витационные процессы на материковом склоне в совокупности представляют собой важнейший механизм перемещения оса­дочного материала с шельфа и верхней части склона на большие глубины. Гене­зис материкового склона в значительной мере связан со сбросовой тектоникой, про­являющейся здесь достаточно ярко в связи с тем, что материкам в целом присущи вос­ходящие вертикальные движения земной коры, а ложу океана — прогибание, опус­кание. В ряде случаев наблюдается сту­пенчатый профиль материкового склона, что может быть объяснено развитием ступенчатых сбросов. Такая картина, на­пример, очень характерна для Патагонско-го шельфа в Атлантическом океане. От­дельные ступени материкового склона мо­гут быть сильно развиты в ширину. Они получили название краевых плато.

Нередко для материкового склона ха­рактерна моноклинальная структура. В этом случае материковый склон оказы­вается сложенным серией наклонных оса­дочных слоев, последовательно наращива­ющих склон и тем самым обусловливаю­щих его выдвижение в сторону ложа океана.

Практический интерес изучения мате­рикового склона пока ограничивается за­дачами рыболовства. В последнее время выяснено, что материковый склон имеет обильное живое население, и уже давно многие промысловые рыбы ловятся имен­но в пределах материкового склона, при­чем рыбопромысловое освоение матери-

кового склона развивается сейчас в очень быстром темпе, в особенности в связи с введением 200-мильной «зоны экономичес­ких интересов» приморских государств.

Материковое подножие. Обычно это волнистая наклонная равнина, примыка­ющая к основанию материкового склона и отделяющая последний от ложа океана, крупнейшая аккумулятивная форма рель­ефа дна океана. Происхождение ее свя­зано с накоплением огромных масс оса­дочного материала, перемещенного грави­тационными процессами и течениями и отложенного в глубоком, погребенном под этими осадками прогибе земной коры, отделяющем материковые выступы от ло­жа океана. Там, где количество осадков, перемещаемых в эту зону мутьевыми по­токами и другими процессами, особенно велико, внешняя граница «линзы» осад­ков, слагающих материковое подножие, выдвинута в пределы «геофизического» ложа океана, т. е. под осадками оказы­вается погребенной уже не материковая, а океаническая земная кора. Особенно ярко это проявляется в районах крупней­ших конусов выноса мутьевых потоков, привязанных к устьям подводных кань­онов.

Наиболее мощные конусы у устьев подводных каньонов, расположенных вблизи устьев крупнейших рек с огром­ным твердым стоком, таких, как Ганг, Инд, Миссисипи, Конго (Заир).

К материковому подножию приурочена также деятельность донных абиссальных течений, которые формируют глубинные и главным образом придонные водные массы океана (см. о них ниже) и пере­мещают параллельно осноганию материко­вого склона в зоне материкового подно­жия огромные массы полувзвешенного осадочного материала. Из этого материа­ла по пути следования течений строятся огромные донные аккумулятивные формы, так называемые осадочные хребты (Блейк-Багамский хребет и др.). Таким образом, приток осадочного материала, из которого формируется материковое подножие, происходит также и по дну параллельно изобатам, по пути следова­ния донных абиссальных течений. Кроме того, большие массы осадочного материа­ла выпадают из водной толщи.

497

Следовательно, в совокупности под­водная окраина материка может рассмат­риваться как гигантский массив «конти­нентальной террасы», которая является важнейшим сосредоточением осадочного материала на дне океана. Благодаря ак­кумуляции осадков в ее пределах, она име­ет тенденцию к выдвижению в океан, «на-ползанию» на периферийные участки оке­анической коры.

Общие черты рельефа и геологическое строение переходных зон. На большей части периферии Атлантического, Индий­ского и всего Северного Ледовитого оке­анов подводные окраины материков не­посредственно контактируют с ложем оке­ана. На периферии Тихого океана, в рай­онах Карибского моря и моря Скотия, а также на северо-востоке окраины Ин­дийского океана выявлены другие, более сложные системы перехода от океана к континенту. Так, на всем протяжении за­падной окраины Тихого океана от Берин­гова моря до Новой Зеландии между под­водными окраинами материков и ложем океана лежит обширная переходная зона. Она состоит из котловин глубоководных окраинных морей, ограничивающих их подводных хребтов, увенчанных вулкани­ческими островами и именуемых остров­ными дугами, а также из глубоководных желобов (см. рис. 84) — узких, очень глу­боких депрессий, к которым приурочены самые большие глубины океана.

Моря, отделяемые островными дугами, как правило, глубокие, нередко дно их неровное, изобилует горами, холмами и возвышенностями, мощность донных осад­ков в таких морях невелика. В некото­рых морях дно идеально выровнено, а мощности осадков превышают 2—3 км. Следовательно, осадконакопление являет­ся главным фактором выравнивания рель­ефа (путем погребения «коренных» неров­ностей).

Земная кора под котловинами, как правило, не имеет гранитного слоя и по своему строению близка к океанической. Отличается она лишь увеличением мощ­ности осадочного слоя и всей коры в це­лом. Такую кору геофизики называют субокеанической.

Островные дуги — подводные хребты, увенчанные вулканами, многие из кото-

рых — действующие. Характерно, что бо­лее 70 % действующих вулканов приуро­чено именно к островным дугам. Наиболее крупные из хребтов выступают над уров­нем моря и образуют острова (Куриль­ские острова с их действующими вулка­нами и др.).

Есть переходные области, в которых не одна, а несколько островных дуг. Иног­да разновозрастные дуги сливаются друг с другом, образуя крупные массивы ост­ровной суши. Именно «спаянность» не­скольких островных дуг придала причуд­ливые очертания таким островам, как Сулавеси и Хальмагера. Крупнейшим ост­ровным массивом является Японская ост­ровная дуга. Она начала формироваться еще в палеозое и является следствием слияния многих разновозрастных остров­ных дуг. Интересно, что под такими круп­ными островными массивами нередко об­наруживается земная кора континенталь­ного типа.

Мозаичность строения земной коры в переходных зонах может служить основа­нием для выделения ее в особый — гео­синклинальный тип земной коры.

Важнейшей географической и геологи­ческой чертой переходной зоны является наряду с интенсивной вулканической дея­тельностью высокая степень сейсмичнос­ти, закономерное распределение эпицент­ров глубокофокусных (глубина >300 км), среднефокусных и поверхностных земле­трясений. Эпицентры глубокофокусных землетрясений приходятся в основном на глубоководные котловины окраинных мо­рей. Эпицентры поверхностных землетря­сений сосредоточены главным образом в глубоководных желобах и на внешнем крае островных дуг. Промежуточное по­ложение занимают эпицентры среднефо­кусных (300—50 км) землетрясений. Если нанести на разрез земной коры гипоцен­тры, т. е. очаги землетрясений, то ока­жется, что все они приурочены к некото­рым зонам, уходящим от поверхности Земли в ее недра. Эти зоны, получившие название зон Бениоффа — Заварицкого, наклонены под углом 30—60° и уходят под окраинные моря или даже под окраину материка. Зоны Бениоффа — Заварицкого представляют собой зоны повышенной не­устойчивости вещества, слагающего Зем-

498

лю. Они пронизывают не только земную кору, но и верхнюю мантию и заканчи­ваются где-то на глубинах до 700 км. Срединно-океанические хребты. Сре-динно-океанические хребты были выявле­ны в 50—60-х годах текущего столетия. Система срединно-океанических хребтов протягивается через все океаны. Начина­ется она в Северном Ледовитом океане {хребты Гаккеля, Книповича, Мона и Кольбейнсей) и продолжается в Атлан­тическом океане, где образует Срединно-Атлантический хребет, прослеживающий­ся до острова Буве в южной Атлантике. Далее следует Африканско-Антарктичес-кий хребет. Он огибает подводную окра­ину Африки и уходит в Индийский океан под названием Западно-Индийского хреб­та. В центральной части Индийского оке­ана система срединно-океанических хреб­тов образует три ветви. Одна из них это уже названный Западно-Индийский хре­бет, другая, уходящая на север, Аравий-с ко-Индийский хребет и третья, идущая на юго-восток, Центральноиндийский хре­бет. Аравийско-Индийский хребет протя­гивается до Аденского залива, дну кото­рого также свойственна структура, спе­цифическая для срединно-океанических хребтов. Центральноиндийский хребет под этим названием известен до плато Амстер­дам, а затем он меняет свое простирание на широтное и продолжается до Тихого океана в виде Австрало-Антарктического поднятия. Последнее в Тихом океане пе­реходит в Южно-Тихоокеанское поднятие, которое в районе пересечения со 140 мери­дианом сменяется Восточно-Тихоокеан­ским поднятием.

Изучение рельефа системы срединно-океанических хребтов показывает, что это в сущности целая система нагорий, сос­тоящих из ряда хребтов. Ширина такого нагорья может достигать 1000 км, а об­щая протяженность всей системы превы­шает 60 тыс. км. В целом это самая гран­диозная горная система на Земле, равной которой по масштабам нет на суше. Для осевой части системы присуща рифтовая структура — она разбита разломами того же простирания, что и хребты, причем в собственно осевой части эти разломы образуют депрессии—так называемые рифтовые долины.

Рифтовые долины пересекаются с по­перечными желобами, образующими зоны поперечных разломов. В большинстве слу­чаев желоба более глубокие, чем рифто­вые долины, именно к ним приурочены максимальные глубины в зоне срединно-океанических хребтов. По обе стороны от рифтовой зоны простираются фланговые зоны системы. Они также имеют горный рельеф, но менее расчлененный и менее резкий, чем в рифтовой зоне. Низкогорный рельеф периферических частей фланговых зон постепенно переходит в холмистый рельеф ложа океана.

Австрало-Антарктическое, Южно-Ти­хоокеанское и Восточно-Тихоокеанское поднятия очень широкие, фланги их слабо расчленены, вертикальный размах релье­фа невелик, рифтовые зоны не всегда вы­ражены резкими формами. Однако текто­ническое расчленение рельефа по секущим (так называемым трансформным) разло­мам очень значительно. На срединных хребтах много подводных вулканов.

Срединно-океаническим хребтам свой­ственны особые черты строения земной коры. Под осадочным слоем изменчивой мощности в них залегает слой земной коры более плотный, чем базальтовый. Геоло­гические исследования показали широкое распространение ультраосновных пород, свойственных мантии. Было высказано предположение, что это связано с восхо­дящими токами вещества мантии под сре-динно-океаническими хребтами. Оно под­твердилось высокими значениями теплово­го потока, присущими рифтовым зонам срединно-океанических хребтов. Открытие этой особенности, как и некоторых дру­гих, послужило основанием считать, что срединно-океанические хребты — это зо­ны формирования океанической коры, воз­никла гипотеза тектоники литосферных плит, гипотеза разрастания («спрединга») океанической коры и огромных латераль­ных перемещений литосферных плит. Из сказанного следует вывод о том, что сре­динно-океанические хребты характеризует особый тип земной коры, отличающийся повышенной плотностью и поступлением материала из мантии. Мы предложили (вслед за Г. Б. Удинцевым, 1972) назвать этот тип земной коры рифтогенальным. Таким образом, каждой из выделен-

499

ных планетарных морфоструктур свой­ствен особый тип земной коры: подвод­ным окраинам материков — материковый, ложу океана — океанический, переходной зоне — геосинклинальный, срединно-океа-ническим хребтам — рифтогенальный. Срединно-океаническим хребтам присущи также интенсивный вулканизм и высокая степень сейсмичности.

Структура срединно-океанических

хребтов по простиранию неоднородна. Участки с резко выраженной рифтовой структурой чередуются с огромными сво­ дообразными вздутиями, где господствую­ щим типом геодинамики является вулка­ низм. Здесь возникают крупные лавовые плато, к этим участкам приурочены ос­ новные группы вулканов. В Атлантичес­ ком океане такими районами являются Исландия, Азорское плато, сводовое под­ нятие района островов Тристан-да-Кунья и Гоф. Вулканизм по составу магмы — исключительно базальтовый, ультраоснов­ ные породы образуют так называемые протрузии, т. е. «холодные» блоки, выдав­ ленные в вышележащие слои земной коры. Сейсмичность срединно-океанических

хребтов также имеет свои специфические черты. Здесь распространены исключи­тельно поверхностные землетрясения с глубинами очагов не более 30—50 км.

Ложе океана. Рельеф ложа океана ха­рактеризуется сочетанием обширных кот­ловин и разделяющих их поднятий. Дно котловин отличается почти повсеместным распространением холмистого рельефа или рельефа абиссальных холмов. Под абиссальными холмами понимают неболь­шие подводные возвышения, обычно от 1 до нескольких десятков километров в поперечнике, высотой от нескольких де­сятков до 500 м. Они образуют скопления, занимающие огромные площади. По пред­ставлениям Г. Менарда (1964), абиссаль­ные холмы — вулканические образования. Это либо небольшие вулканы, либо шла­ковые конусы, либо мелкие интрузии. Почти всюду они плащеобразно покрыты донными отложениями. Там, где мощность осадков велика, холмистый рельеф дна сменяется волнистыми абиссальными рав­нинами. Там, где осадки полностью пог­ребают под собой неровности коренного ложа, образуются плоские абиссальные

равнины. Они встречаются редко и зани­мают не более 8 % площади дна котловин.

Над дном котловин возвышаются под­водные горы. Под этим термином по­нимают отдельно стоящие горы или (в более редких случаях) вершины на под­водных хребтах. Подводные горы, как и абиссальные холмы, имеют преимущест­венно вулканическое происхождение. Не­которые из них столь высоки, что их вер­шины выступают над уровнем моря и об­разуют вулканические острова.

Местами в пределах ложа океана об­наруживаются долины, иногда длиной нес­колько тысяч километров. Образование их предположительно можно связать с дея­тельностью придонных течений и мутьевых потоков. Поднятия ложа океана и генети­чески и морфологически неоднородны. Большинство их линейно ориентированы, поэтому их принято называть океаничес­кими (но не срединно-океаническими) хребтами. Они морфологически могут быть подразделены на океанические валы или сводовые хребты, сводово-глыбовые и глыбовые хребты. В большинстве случаев их вершинные поверхности осложнены вулканами. Таков, например, Гавайский хребет, гребень которого образует ряд вулканических гор.

Кроме хребтов выделяются океаничес­кие возвышенности, которые отличаются большой шириной вершинной поверхнос­ти и относительной изометричностью очер­таний (возвышенность Шатского в Тихом океане и др.). Если такая возвышенность очерчивается по краям резко выражен­ными уступами, ее называют океаничес­ким плато (Бермудское плато в Атлан­тическом океане, плато Манихики — в Ти­хом и др.).

Ложе океана асейсмично, т. е. здесь, как правило, не бывает землетрясений. Однако в некоторых хребтах и даже от­дельных горах проявляется современный вулканизм (Гавайский хребет и др.). Ха­рактернейшей чертой рельефа и тектоники ложа океана являются зоны океанических разломов. Они выделяются линейно ориен­тированным рельефом горстовых (глыбо­вых) хребтов и впадин-грабенов, протя­гивающихся узкой полосой на сотни и тысячи километров (например, зоны раз­ломов в восточной части Тихого океана).

500

Они пересекают Южно-Тихоокеанское и Восточно-Тихоокеанское поднятия, впади­ны-грабены образуют глубокие океани­ческие троги, секущие рифтовые и флан­говые зоны срединно-океанических хреб­тов.

ВОДЫ МИРОВОГО ОКЕАНА

Соленость и некоторые физические свойства морской воды. Мировой океан — основное вместилище гидросферы. Мор­ская вода — самое распространенное ве­щество на поверхности Земли, очень слож­ный химический раствор, содержащий бо­лее 60 различных компонентов, причем соотношение этих компонентов отличается удивительным постоянством. Суммарное содержание твердых растворенных ве­ществ в 1 кг морской воды, выраженное в промилле (°/оо), называется соленостью.

Только 13 элементов Таблицы Менде­леева (Cl, S, С, Sr, Na, К, Mg, Вг, В, Si, F, Rb, N) содержатся в морской воде в количестве более 0,1 мг/л. Выделяется очень высокое содержание отдельных ком­понентов (С1 —19 500 мг/л, Na—-10 833, Mg—1311, S —910 мг/л). Кроме мине­ральных элементов в морской воде содер­жится также органическое вещество — около 2 мг/л. В целом соленость — до­вольно стабильная характеристика вод океана. Средняя соленость Мирового оке­ана от 32 до 37 °/оо на поверхности и от 34 до 35 °/оо в придонных слоях.

Соленость и температура воды опре­деляют плотность воды. Средняя плот­ность морской воды больше 1, наивыс­шая характерна для поверхностного слоя в тропиках и придонных вод на больших глубинах. Последнее обстоятельство не столько связано с соленостью, сколько с температурой воды, которая в придонных слоях в открытом океане очень низкая — около 2—4 °, а в антарктических и арк­тических водах имеет даже отрицатель­ные значения.

По теплоемкости вода уступает только жидкому аммиаку или водороду. Благода­ря высокой теплоемкости она долго сох­раняет свои температурные характеристи­ки. Так как температура наибольшей плот­ности соленой воды ниже нуля, конвек-

ционный процесс неограничен, происходит широкий обмен газами и растворенными веществами между поверхностными и при­донными водами.

Водный баланс Мирового океана. Еже­годно с поверхности океана испаряется 505 тыс. км ³ воды. Приходную часть ба­ланса составляют атмосферные осадки — 458 тыс. км ³ и речной сток с материков — 47 тыс. км ^J, а также подземный сток. При общем объеме гидросферы, близким к 1420 млн. км ³, лишь очень небольшая часть (примерно 0,04 %) участвует в кру­гообороте воды, но и этого вполне дос­таточно, чтобы оказывать огромное воз­действие на все физико-географические процессы, протекающие на Земле.

В геологическом прошлом уровень Ми­рового океана многократно менялся. Это нашло отражение в трансгрессивных и регрессивных сериях отложений, остав­ленных океаном на материках. Именно эти отложения в основном образуют оса­дочный чехол материковых платформ. В четвертичное время за счет оледенений и дегляциаций уровень океана менялся в пределах от - 100 до + 10 м. В регрес­сивные фазы стояния уровня океана, сов­падавшие в целом с ледниковыми эпо­хами, шельф становился в большей своей части сушей, и на нем формировались комплексы субаэральных форм рельефа. Уровень океана, близкий к современному нулевому уровню, достиг около 6 тыс. лет назад в результате послеледниковой трансгрессии. Инструментальные наблю­дения (период порядка 200 лет) показы­вают, что уровень Мирового океана еже­годно повышается, причем в текущее сто­летие скорость подъема уровня около 1,2 мм/год. Это свидетельствует о не­сбалансированности бюджета прихода и расхода воды в океане.

Термика вод океана. Как известно, ход температур воздуха над океаном отлича­ется гораздо меньшими амплитудами тем­ператур, чем над сушей. Суточные из­менения температуры воды на большей части поверхности океана составляют 0,5—1°, годовая амплитуда — несколько градусов (5—10°, в зависимости от ши­роты) .

Самые теплые воды в экваториальной зоне, где максимальные годовые темпера-

501

туры 26—28 °С. В целом экваториальные и тропические воды хорошо очерчиваются годовой изотермой 25° и лишь восточные окраины Атлантического и Тихого океанов выделяются более низкими температу­рами.

Средняя температура воды океана 17,5 °С. Самый теплый по этому показа­телю океан — Тихий (19,4°), самый холод­ный— Северный Ледовитый ( — 0,75°). Восточные районы океанов в экваториаль­но-тропической зоне холоднее западных. В умеренном поясе в Атлантике соотно­шение обратное: более теплая вода у вос­точной окраины.

С глубиной температура воды понижа­ется, причем на некоторой глубине (от 100 до 700 м) отчетливо выделяется слой с очень резким градиентом температур, так называемый главный термоклин. Ни­же главного термоклина температура во­ды понижается очень медленно, достигая в придонных слоях 1—2,5°. В приантарк-тических и арктических водах придонные температуры отрицательные: от ~0,2 до ~1,3°. Ледовый режим Мирового океана определяется тем, что на большей части его поверхности температура воды в те­чение всего года выше точки замерзания соленой воды, поэтому льдообразование возможно только в полярных широтах. В умеренном поясе сезонный ледовый покров устанавливается лишь в немногих, преимущественно мелководных морях. В Антарктике характерно широкое распро­странение шельфовых ледников. Обламы­вание края шельфового ледника приводит к образованию плавучих «ледяных гор»— айсбергов. В Арктике образование айс­бергов связано с обламыванием краев выводных ледников. Благодаря огромной массе и большой теплоемкости воды ай­сберги могут сохраняться очень долго и в состоянии достигать в Северном полу­шарии 50°, а в южном — даже 30° ши­роты.

Поверхностная циркуляция вод Миро­вого океана. В главных чертах поверх­ностная циркуляция предопределена об­щими законами циркуляции атмосферы, которые в свою очередь в большой мере обусловлены вращением Земли вокруг своей оси. В связи с этим так называ­емые постоянные течения Мирового океа-

на называют геострофическими (от ge — Земля, strophe — вращение).

Пассатная атмосферная циркуляция вызывает в обоих полушариях в субэква­ториальных зонах образование пассатных течений, пересекающих океан с востока на запад. При подходе пассатного тече­ния к суше, образующей западный берег океана, оно разветвляется. Ветви, направ­ленные к югу в Северном полушарии и к северу в Южном, питают экваториаль­ные течения, которые в противополож­ность пассатным направлены с запада на восток. Ветвь северного пассатного тече­ния, идущая к северу, питает самостоя­тельное течение, которое также постепен­но под действием силы Кориолиса и за­падных потоков воздуха превращается в течение, пересекающее океан с запада на восток (например, Северо-Атлантическое течение). При подходе к восточной ок­раине океана это течение также раздва­ивается, давая начало теплому течению, устремляющемуся вдоль края океана на север, и холодному течению, направлен­ному на юг. В южном полушарии юж­ная ветвь образуется при раздвоении пас­сатного течения и формирует поток теп­лых вод, устремляющийся к югу.

Еще южнее, в поясе сплошного вод­ного пространства, опоясывающего Землю в пределах 40—50° южной широты, под действием присущей этим широтам запад­ной воздушной циркуляции возникает мощное трансокеаническое течение Запад­ных ветров, которое вблизи окончаний южных материков образует ответвления в виде холодных течений — Перуанского, Бенгельского и Западно-Австралийского.

В целом течения образуют систему круговоротов циклонического и антицик­лонического характера, закономерно с се­вера на юг сменяющих друг друга. В северной части Атлантического океана в одном из таких круговоротов участвует также сток холодных вод из Северного Ледовитого океана, в южной — циркуля­ционный круговорот образуют антаркти­ческие воды под влиянием местной цик­лонической циркуляции воздушных масс (рис. 85).

Границы между круговоротами обра­зованы так называемыми гидрологически­ми фронтами, которые представляют со-

502 .

Р ис. 85. Круговорот течений в Атлантическом океане (по Булатову, 1977): / — течения, 2 — гидрологические фронты (СТФ — северный тропический фронт, начальной буквой обозначены соответствующие южные фронты), 3 — зоны дивергенции, 4 — зоны конвергенции вод

В круговоротах

бой зоны раздела с резко выраженными градиентами гидрологических характерис­тик. Распределение течений на поверх­ности океана обусловливает в одних зонах схождение потоков воды, а в других — расхождение их. Первые называются зо­нами конвергенции, вторые — зонами ди­вергенции. В зонах конвергенции возни­кает избыток вод, вызывающий уход вод на глубину, а в зонах дивергенции рас­хождение поверхностных потоков создает благоприятные условия для восходящих движений глубинных вод. Эти зоны подъ­ема глубинных вод на поверхность назы­ваются апвеллингами. Они возникают так­же в результате действия мощных сгон­ных ветров, которые систематически уда­ляют прогретые поверхностные воды и соз­дают условия для подъема холодных глу­бинных вод.

Благодаря пассатам и пассатным тече­ниям западные периферийные районы оке­анов получают больше воды, чем вос­точные. Экваториальное течение не в сос­тоянии полностью выровнять эти разли­чия. В результате в подповерхностном слое глубин возникает дополнительный от­ток излишков воды, направленный с за­пада на восток. Образуются своеобраз­ные подповерхностные течения. Они су­ществуют в Индийском, Тихом и Атлан­тическом океанах. Это течения Кромвел-ла, Тареева и Ломоносова.

Волновые движения в океане. Среди разнообразных движений, которым под­вержена водная толща океана, важное место занимают волновые движения, а среди них — ветровое волнение и приливо-отливные движения.

При воздействии воздушных потоков на поверхностный слой морской воды в нем возникают колебательные волновые дви­жения. Это и есть ветровое волнение. Ин­тенсивность волнового движения оценива­ется энергией волн, которая находится в прямой квадратической зависимости от вы­соты волны. Чем сильнее и устойчивее ветер, тем значительнее волнение. В откры­том море волнение может быть уподоблено движению частиц по круговым замкнутым орбитам, особенно тогда, когда вызвавший его ветер стих, а колебательное движение воды (так как она обладает вязкостью) еще продолжается, но в более упорядочен-

ном виде. Такие волны называют волнами зыби. Однако по мере приближения к бе­регу, где глубина может быть меньше, чем глубина проникновения волновых движе­ний в толщу воды ', «правильная» волна начинает деформироваться. Орбита упло­щается, приобретает неправильные эллип-сообразные, «караваеобразные» очерта­ния, т. е. снизу орбита уплощается больше. В результате устанавливается и неравен­ство орбитальных скоростей в верхней и нижней частях орбит.

Интенсивность волнения определяется интенсивностью ветра, следовательно, раз­личия в интенсивности и характере вет­рового волнения имеют зональные черты. Наиболее бурными являются зоны запад­ной циркуляции и здесь же воздействие ветрового волнения на берега наиболее значительно. Зоны действия пассатов ха­рактеризуются умеренным ветровым вол­нением, но в них широко представлены волны зыби, источниками которой явля­ются сильные ветровые волнения зон за­падной воздушной циркуляции. Экватори­альная зона отличается наиболее слабым ветровым волнением.

Периодические приливно-отливные дви­жения воды в океане, обусловленные си­лами притяжения Луны и Солнца, также представляют собой волновые движения. Это волны очень большой длины и боль­шого периода. В зависимости от ряда усло­вий в разных районах побережья Миро­вого океана отмечаются полусуточные и суточные приливы. Кроме того, различа­ются правильные и неправильные приливы. Наиболее распространены неправильные приливы, т. е. такие, при которых продол­жительность прилива и отлива неодинако­ва. Обычно время прилива меньше, чем время отлива. Это определяет неравенст­во скоростей приливных и отливных те­чений.

Энергия приливной волны, как и вет­ровой, определяется квадратом высоты волны. Высота прилива в различных райо­нах океана неодинакова. В открытом океа­не она несколько больше 1 м, в прибрежной

¹ Эта глубина обычно равна '/а—'/₂ длины волны. Под длиной волны понимают расстояние между гребнями (или подошвами) двух сосед­них волн.

504

полосе, где на высоту прилива оказывают огромное влияние изменение глубин моря и конфигурация берега, она от места к месту обнаруживает большие различия. Самый высокий прилив в заливе Фанди (18 м), в СССР высота прилива более 10 м отмечена в Мезенской губе (Белое море)', а также в Пенжинской губе в Охотском море.

Вертикальное перемешивание океан­ских вод. В динамике вод и в жизни океана огромная роль принадлежит вер­тикальной циркуляции. Главными фак­торами перемешивания океанских вод являются волны, приливо-отливные дви­жения, постоянные течения, а также плот-ностной фактор. Плотная холодная вода, воды с повышенной соленостью имеют тен­денцию к опусканию на глубину. Опус­каясь, они вытесняют глубинные воды, которые начинают подниматься. Воды опускаются также в зонах конвергенции и поднимаются в зонах дивергенции. Ап-веллингу способствует также эффект вет­рового сгона поверхностных вод.

Опускание поверхностных вод на глу­бину и подъем глубинных вод на поверх­ность океана имеют огромное значение. При погружении поверхностных вод обес­печивается аэрация глубинных слоев вод­ной толщи. Это способствует развитию жизни в океане на любой глубине. Вместе с тем аэрация обусловливает развитие окислительных процессов на дне океана. Подъем глубинных вод обусловливает при­ток биогенных веществ к поверхности, сти­мулирующих пышное развитие жизни в зонах апвеллинга. При опускании сильно выхоложенных арктических и особенно антарктических вод образуется система донных течений, которые играют очень важную роль в переносе осадков, построе­нии аккумулятивных форм рельефа на больших глубинах, а иногда и в эрозии дна. Эти же воды формируют донные вод­ные массы в океане.

Вертикальное перемешивание морских вод осуществляется в процессе конвектив­ного обмена между слоями воды, имеющи­ми разные плотностные и температурные характеристики. Горизонтальное и верти­кальное перемешивание—основной меха­низм перераспределения температуры и со­лености.

Течения, идущие из областей, хорошо прогревающихся, не только теплые, но и более соленые. Общеизвестно влияние теп­лых течений на климат поверхности океана и прилегающие районы суши. Холодные течения вызывают отрицательные клима­тические аномалии. Подповерхностные те­чения в экваториальной зоне Атланти­ческого, Тихого и Индийского океанов могут рассматриваться как пример взаимообус­ловленных горизонтальной и вертикальной циркуляции океанских вод: конверген­ция обеспечивает погружение излишков вод на глубину, а сила Кориолиса и стоко­вый эффект вызывают латеральное движе­ние в восточном направлении.

Понятие о водных массах. В результате динамических процессов, протекающих в толще океанских вод, устанавливается бо­лее или менее устойчивая стратификация, происходит обособление так называемых водных масс. Водная масса — это воды, отличающиеся присущими им консерва­тивными свойствами (температура, плот­ность, соленость), приобретенными ими в определенных районах и сохраняющимися в пределах всего пространства, которое они занимают.

Водные массы разделяются на поверх­ностные, промежуточные, глубинные и придонные (см. рис. 70). Основные типы водных масс делятся на подтипы. Так, поверхностные водные массы делятся на экваториальные (Э), тропические (СТ и ЮТ), субарктические (СбАр), субантарк­тические (СбАн), антарктические (Ан) и арктические (Ар).

Поверхностные водные массы наиболее изменчивые по своим характеристикам и наиболее подвижные, так как все время находятся в непосредственном контакте с атмосферой. Толщина слоя поверхностных водных масс 200—250 м.

Промежуточные массы выделяются в полярных областях повышенной темпера­турой, а в умеренных и тропических ши­ротах — пониженной или повышенной со­леностью. Нижняя их граница лежит на глубине 1000—2000 м. В них также выде­ляется ряд подтипов. Основная часть про­межуточных вод формируется путем транс­формации опускающихся поверхностных вод в зоне субполярной конвергенции. Они перемещаются с меньшими скорос-

505

Рис. 86. Водные массы в Атлантическом океане (по меридиональному разрезу: от

60° с. ш. до 70° ю. ш.): / — поверхностная, // — промежуточная (а — антарктическая, б — субантарктическая, в — северо-атлантическая); /// — глубинные (а — циркуляционная, б— северо-атлантическая, в — южно-атлантическая); IV — донные (о — антарктическая, б — северо-атлантическая)

тями, чем поверхностные воды, и главным образом в направлении от субполярных областей к экватору.

В северных частях Атлантического и Индийского океанов промежуточные воды образуются на поверхности в областях высокого испарения. Благодаря испарению поверхностные воды становятся избыточно солеными и более плотными. В результате они погружаются и становятся промежу­точными водными массами. В этих районах промежуточные водные массы формиру­ются также в результате стока в океан избыточно соленых вод из Средиземного и Красного морей (рис. 86).

Глубинные водные массы образуются в высоких широтах в результате переме­шивания поверхностных и промежуточных водных масс и охлаждения их на шель­фах. Из-за низкой температуры они очень плотные, поэтому сползают по шельфу, затем по материковому склону и растека­ются в котловинах в направлении к эква­тору. Нижняя граница глубинных вод ле­жит на глубине 4—4,5 тыс. м. Темпера­туры глубинных вод 3—5 °С, соленость до 35%.

Придонные водные массы отличаются наиболее низкими температурами и наи­большей плотностью. Они образуются за счет дальнейшего опускания глубинных вод и главным образом благодаря выхола­живанию вод на шельфах Арктики и Ан­тарктики. Эти воды испытывают значи­тельные горизонтальные перемещения, образуют на дне систему донных абис­сальных течений, общее направление кото-

рых в большой степени контролируется рельефом дна.

Итак, воды океана находятся в непре­рывном движении, основным источником энергии которого являются приток энер­гии из атмосферы и ротационная сила Земли. В самых крупных чертах динамика поверхностных вод имеет зональный ха­рактер, с глубиной влияние зональности сглаживается. Динамика вод океана — важнейшее условие, обеспечивающее раз­витие жизни и определяющее геологи­ческие процессы в океане.

жизнь

В МИРОВОМ ОКЕАНЕ

Основные компоненты биосферы в океане. Океан — среда обитания различ­ных организмов. В океане обитает около 150 тыс. видов животных и более 15 тыс. видов растений. Особенно много однокле­точных организмов, в частности однокле­точных водорослей. Они составляют до 80 % всей фитомассы океана. Еще недавно богатство и обилие органического мира в океане резко переоценивалось. По совре­менным уточненным данным на долю океа­на приходится около 40 % первичной про­дукции и не более 0,5 % всей биомассы нашей планеты.

По условиям обитания все морские организмы подразделяются на планктон, бентос и нектон. Планктон включает в себя многочисленные виды одноклеточных водо­рослей, из животных — различных про­стейших, рачков, некоторые виды червей, кишечнополостных и моллюсков. Орга­низмы планктона не имеют органов актив­ного плавания и перемещаются в букваль­ном смысле по воле волн и течений. В состав планктона входят кремнистые ор­ганизмы (диатомовые водоросли и радио­лярии), известковые организмы (водо­росли кокколитофориды), из простей­ших — фораминиферы.

К бентосу относятся различные живот­ные и растения, живущие либо на поверх­ности морского дна, либо в донном грунте. Это различные водоросли, морская трава (представители цветковых растений), мно­гие виды моллюсков, ракообразные, черви, иглокожие, некоторые простейшие. К бен-

506

Таблица 25. Соотношение биомассы

и продукции основных групп населения океана,

млрд. т (по Богорову, 1969; Суетовой, 1976)

Экологические	Био-	Про	Отно-
группы	масса	дукция	шение
Фитобентос	0,2	0,2	1
Фитопланктон	0,9	240,0	266
Зообентос	16,6	3,0	0,2
Зоопланктон	21,2	!5,0	0,7
Нектон	1,0	0,2	0,2

тосным организмам относятся также «об-растатели» — моллюски, губки, водоросли, поселяющиеся, в частности, на поверхно­стях искусственных сооружений. Мно­гим бентосным свойственны явления симбиоза (например, одноклеточная зеле­ная водоросль зооксантелла, поселяющая­ся в полости живых коралловых полипов).

Нектон объединяет всех морских живот­ных, активно перемещающихся в воде или по ее поверхности. Это рыбы, морские млекопитающие (китообразные, ласто­ногие), некоторые представители моллюс­ков (осьминоги, кальмары, каракатицы и др.), рептилий (коралловые змеи, чере­пахи и др.). Хотя нектон представлен пре­имущественно крупными животными, его биомасса в 23 раза меньше суммарной биомассы планктона. Таким образом, роль нектона, планктона и бентоса как по био­массе, так и по продуктивности неодна-значна (табл. 25).

Распространение жизни в океане. В океане выделяются две области жизни — пелагиаль (поверхность воды и водная толща) и бенталь (дно океана). В пела-гиали наиболее населена верхняя 50-мет­ровая толща воды, но и здесь жизнь рас­пространена неодинаково. Ближе к берегу она несравненно более обильна, чем в открытом океане. В бентали также боль­шая часть жизни сосредоточена на малых прибрежных глубинах. На 7,6 % площади океана, лежащей на глубине менее 200 м, сосредоточено 59 % всей биомассы океана, на ту часть океана, которая имеет глубины от 200 до 3000 м (17,2 % площади), при­ходится 31,1 % биомассы, а на ту часть океана, где глубины более 3 тыс. м (75,9 % площади океана),— только 9,5 %.

Наиболее яркое представление о зако­номерностях жизни в океане дает картина распределения первичной продукции на рис. 87. Данные рисунка свидетельствуют о высокой насыщенности жизнью прибреж­ных вод, а также субполярных вод в обоих полушариях. Повышенным количеством первичной продукции характеризуются приустьевые районы океанов, а также зоны апвеллинга — районы подъема глубинных вод на поверхность океана: Бискайский залив, районы Канарского, Перуанского, Бенгельского течений, районы зарождения пассатов, ветров сороковых широт южного полушария, область муссонной цирку­ляции в северной части Индийского океана.

В умеренных широтах в процессах обо­гащения поверхностной водной толщи био­генными элементами большое значение имеют сезонные изменения температуры воздуха и воды. Зимние холодные воды с начала прогрева опускаются на глубину, вызывая подъем глубинных вод к поверх­ности. Этот процесс обеспечивает расцвет жизни, например, в северных районах Атлантического океана, в таких класси­ческих рыбопромысловых районах, как Ньюфаундлендская банка, Норвежское море, пригренландские воды и др.

Участки устойчивого опускания вод — области конвергенции — бедны жизнью. Мала первичная продукция в тропических водах открытого океана.

Во-вторых,

Мы уже упоминали о том, что за последние десятилетия произошел сущест­венный пересмотр широко распространен­ных ранее представлений о безграничных биологических ресурсах океана. Во-пер­вых, выяснилось, что общая масса живого вещества на Земле в 4—5,5 раза меньше, чем предполагал В.И. Вернадский,—

10

2,5- 10 т вместо

суммарная масса живого вещества на суше в 750 раз больше, чем в океане. Из всей годовой продукции фитомассы, оценивае­мой в 219 млрд. т, 84 млрд. т приходится на леса суши. Это вдвое больше всей годовой продукции фитопланктона в океа­не. Плотность живой биомассы густонасе­ленных районов Мирового океана меньше или равна плотности населения пустынь и полупустынь суши (от 0,2 до 1,2 кг/м ²).

507

Рис. 87. Распределение первичной продукции (С мг/м² в день) в океане (по Кобленц-Мишке и др., 1970): / — меньше 100, 2 — от 100 до 150, 3 — от 150 до 250, 4 — от 250 до 500, 5 — более 500 (С — органический углерод)

Биогеоценозы Мирового океана. В соот­ветствии с определением биогеоценоза суши В. Н. Сукачева (1945) можно пред­ложить следующее определение океани­ческого биогеоценоза: биогеоценоз в океа­не — это участок поверхности океана, его дна или объем водной толщи, в пределах которого биоценоз и отвечающие ему части внешних оболочек Земли {гидросферы, атмосферы, литосферы) однородны, свя­заны однородными взаимодействиями и об­разуют единый взаимообусловленный комплекс.

Л. А. Зенкевич (1970) различает сле­дующие макробиогеоценозы в Мировом океане. В пределах пелагиали как био­геоценоз он выделяет поверхностную плен­ку воды, населенную представителями ней-стона — организмами, обитающими на по­верхностной пленке, и плейстона — неко­торыми животными, ведущими полупод­водный образ жизни (физалия и др.). Далее идет эвфотический слой — продуци­рующий слой, населенный фитопланкто­ном и сопровождающими его представите­лями других групп (зоопланктон, нектон). Под этим слоем идет зона зоопланктона, охватывающая большую часть водной толщи, и, наконец, . придонный слой.

В пределах бентали выделяется био­геоценоз литорали, характеризующийся растительно-животными сообществами, приспособленными к переменному режиму уровня моря и к условиям максимальной подвижности водной среды. Далее следует зона фитозоогеоценозов, соответствующая той части шельфа, которая лежит на глу­бинах, еще позволяющих селиться пред­ставителям фитобентоса. Она сменяется батиалью, где растительность уже отсут­ствует. Однако населенность дна остается значительной, чему, очевидно, способст­вует еще значительная, свойственная внешнему шельфу и материковому склону подвижность вод, облегчающая приток питательных веществ. Следующий мак­робиогеоценоз —^абиссаль с ее редким бентальным населением, приспособленным к условиям большого давления, низких температур, с преобладанием организмов, питающихся грунтом, с бедным видовым составом. Особый биогеоценоз образует ультраабиссаль (гипабиссаль) — мир глу­боководных желобов с крайне резко вы-

раженной адаптацией очень немногочис­ленных представителей животного мира к наиболее тяжелым жизненным условиям этой части Мирового океана.

Формирование морских биогеоценозов контролируется тремя группами факторов: косными, биокосными и биологическими. К косным факторам относятся условия освещенности, температура, газовый сос­тав, соленость, плотность, давление воды, ее прозрачность, особенности циркуляции вод, физические и химические свойства грунта, «эффект гравитации», рельеф дна. К биокосным факторам относятся биоген­ные элементы, содержащиеся в морской воде, которые могут быть извлечены и использованы организмами для их Жизне­деятельности, а также органические ве­щества, растворенные в воде и содержа­щиеся в грунте. Биологические факторы — это качественный и количественный состав фауны и флоры, физиологические и био­химические свойства организмов, входя­щих в состав биогеоценозов, трофические связи, способы размножения и раннего развития, плотность населения.

Биогеографические области Мирового океана. Океан по особенностям органи­ческого мира делится на биогеографи­ческие области. Отсутствие резких границ, непреодолимых преград и постепенность смены жизненных условий на поверхности Мирового океана способствуют тому, что эти области в значительной степени совпа­дают с определенными физико-географи­ческими зонами или включают несколько зон (Воронов, 1963). Биогеографические области в океане — это очень крупные эк­ваториальные единицы, далеко выходящие за пределы понятия «область» в его обыч­ном географическом понимании.

В Мировом океане выделяются следую­щие биогеографические области: Антарк­тическая, Северо-Тихоокеанская, Северо-Атлантическая, Тропика- Индотихоокеан-ская и Арктическая (рис. 88). Каждая из них, в свою очередь, подразделяется на литоральную (прибрежную) и пелаги­ческую подобласти. В Антарктической об­ласти нередко выделяют также Нотальную биогеографическую подобласть.

Обширная Антарктическая об­ласть сходна по природным условиям с Арктической в своей южной части

509

150 120 90 60 30 0 30 60 90 120 150 180 150 120 90 60 30 0

60

150 120 90 60 30 0 30 60 90 120 150 180 150 120 90 60 30 0

Рис. 88. Биогеографические области в Мировом океане (по Воронову, 1963) (циркумполярная Антарктическая под- котик, сивуч, калан, китообразные. Из

область) и с бореальными в северной части (Нотально-антарктическая подобласть). Среди рыб, имеющих промысловое значе­ние, наиболее характерны нототениевые. Из млекопитающих эндемичны южный и малый киты и некоторые виды ласто­ногих.

Северо-Атлантическая и Се-в е р о-Т и х о о к е а н с к а я или Б о ре­альные области соответствуют суб­арктическим и умеренным условиям тем­ператур воздуха и воды. Растительный и животный мир гораздо богаче, чем в Арк­тической и Антарктической областях, про­дуктивность его высока. Здесь сосредото­чены важнейшие рыбопромысловые райо­ны. Из рыб для Северо-Атлантической области наиболее характерны треска, пик­ша, сайда, различные камбаловые, в более южных районах — губан, кефаль, сул­танка. Типичны крупные ракообразные — омары, лангусты, креветки. Из млекопи­тающих характерен тюлень-лысун, из птиц — чайки, кайры, гагары, чистиковые.

В Северо-Тихоокеанской области важ­нейшее промысловое значение имеют лосо­севые рыбы, дальневосточная сардина, а из беспозвоночных—камчатский краб. Характерные млекопитающие — морской

птиц наиболее распространены различные чистиковые.

Т ро п и ко-А т л а н т и ч е с к а я и

Тропико-Индотихоокеанская области имеют сходные природные усло­вия, обусловливаемые их экваториально-тропическим положением, постоянно теп­лыми водами, хорошей освещенностью. В этих областях в наибольшей степени про­является различная плотность заселен­ности прибрежных вод и пелагиали, осо­бенно тех ее частей, где господствует антициклональная циркуляция, обуслов­ливающая опускание вод. Плотность насе­ления здесь ниже, чем в бореальных областях, за некоторым исключением, но видовой состав наиболее разнообразен. Из рыб характерны различные акуловые, скаты, летучие рыбы, сростночелюстные (еж-рыба), тунцы и др. Только в пределах этих областей развиты колониальные ко­раллы, создающие совершенно специфи­ческие литоральные биоценозы. Особенно характерны они для Индотихоокеанской об­ласти. Из млекопитающих в Тропико-Ин-дотихоокеанской области специфичны дю­гонь, малый кашалот, дельфиновые; в Тропико-Атлантической — ламантины. Из птиц — фаэтоны и фрегаты.

510

Арктическая область характе­ризуется постоянно низкой температурой воды, ледовым покровом, относительно ма­лой соленостью. Состав фауны и флоры бе-.ден, продуктивность организмов невелика. Только в летнее время у кромки льдов развивается обильный фитопланктон, соот­ветственно возникают условия и для раз­вития зоопланктона и других животных. В это время у кромки льдов много про­мысловой рыбы, появляются тюлени, кито­образные, моржи, белые медведи. Цент­ральная часть Арктической области всегда покрыта льдами и наиболее бедна по видо­вому составу и биомассе.

Географическое распространение рас­тительных организмов обнаруживает оп­ределенную приуроченность к тем или иным биогеографическим областям раз­личных групп. Так, диатомовые водоросли особенно обильны и разнообразны в Но-тально-Антарктической подобласти и в се­верной части Бореально-Пацифической об­ласти. Ламинариевые также наиболее ти­пичны для Северо-Тихоокеанской и Ан­тарктической областей, а саргассовые — для тропических областей. Для последних характерны также разнообразие и обилие известковых водорослей.

ДОННЫЕ ОТЛОЖЕНИЯ МИРОВОГО ОКЕАНА

Поступление осадочного материала в океан. Донные отложения служат той эко­логической средой, в которой живут бен-тальные животные и растения. Они могут быть в какой-то мере уподоблены почвам на суше — также служат для бентальных организмов источником питания, в них происходит накопление органического ве­щества, они образуют поверхность, на ко­торой поселяются донные организмы.

Донные отложения формируются из мелких твердых минеральных частиц, которые называют осадочным материалом. Происхождение осадочного материала различно. Часть его представляет резуль­тат разрушения горных пород, слагаю­щих сушу. Это терригенный материал. Он выносится в океан реками, ветром, льдом (береговым припаем и айсбергами) или образуется в результате абразии берегов

и дна. Значительная часть осадков пред­ставлена вулканогенным (пирокластиче-ским) материалом. Важную роль в попол­нении осадочного материала играет отми­рание морских организмов, имеющих ске­леты или покровы из кремнезема и из­вести. Это биогенный осадочный материал. Есть осадочные частицы, образующиеся в результате химических процессов, про­текающих в морской воде или на морском дне. Их называют хемогенным или аути-гённым материалом. Нередко понятие «аутигенный» распространяется и на био­генные частицы. Так, говорят «аутиген­ный кремнезем», «аутигенный карбонат кальция». Небольшое количество осадоч­ного материала является космическим. Это метеоритная пыль, образующаяся в результате сгорания метеоритов в атмос­фере и оседающая на дно океанов. Приб­лизительная оценка поступления осадоч­ного материала различного генезиса дана в табл: 26.

В течение значительного времени боль­шая часть осадочного материала пребы­вает во взвешенном состоянии в морской воде. В бассейне Мирового океана одно­временно находится около 1370 млрд. т взвеси. При указанной выше величине поступления осадочного материала в океан среднее пребывание осадочных частиц в состоянии взвеси около 60 лет. Еще доль­ше, и далеко не полностью, мобилизу­ется в осадок растворенный сток. Некото-

Таблица 26. Поступление осадочного материала в океан (млрд. т/год)

		Ко-
Источники осадочного		ли-че-	Автор
материала		ст-
		во
Твердый сток рек		18,3	Бондарев,	1974
Растворенный сток	рек	1,2	Лисицын,	1974
Твердый сток ледников		1,2	Лисицын,	1974
Эоловый принос		2,0	Бондарев,	1974
Абразия		0,9	Бондарев,	1974
Вулканы		1.7	Бондарев,	1974
Живые организмы	(био-
генный материал	— из-
весть, кремнезем)		1,8	Лисицын,	1974
Всего.		27,3

511

Таблица 27. Классификация морских отложений по генезису и вещественному составу

			Содержание
	Группы осадков	Типы осадков	определяющего
			компонента
1.	Терригенные (обломочные и
	глинистые)
2.	Биогенные (органогенные)	Кремнистые	SiO2 более 10 %
		а) диатомовые
		б) диатомово-радиоляриевые
		в) губковые
		Карбонатные	СаСОз более 10%
		а) фораминиферовые и кокколитово-фора-
		миниферовые
		б) птероподово-фораминиферовые
		в) кораллово-водорослевые
		г) ракушечные
3.	Пирокластические
	(вулканогенные)
4.	Полигенные	Глубоководная красная глина
5.	Аути генные	Глауконитовые
		Оолитовые	СаСОз более 50 %
		Железо-марганцевые конкреции	Fe2O3 более 30 %
			МпО более 10 %

рая часть выносимого реками материала накапливается в береговой зоне в виде наземных аккумулятивных форм (дельт, а также различных кос, пересыпей и др.) и таким образом может принимать лишь ограниченное участие в донном осадко­образовании. Из материала, оседающего в береговой зоне морей и океанов, фор­мируется особый вид морских отложе­ний — морские наносы, имеющие важное значение в рельефообразовании в бере­говой зоне.

Типы морских отложений. Морские от­ложения, образующиеся в результате сложного процесса разноса, дифферен­циации и аккумуляции осадочного мате­риала на дне морей и океанов, можно классифицировать по крупности составля­ющих их частиц, по их генезису и вещест­венному составу (табл. 27).

По содержанию определяющего компо­нента выделяют слабоизвестковистые (10—30%), известковистые (30—50%), сильноизвестковистые (более 50%), сла­бокремнистые (10—30%), кремнистые, сильнокремнистые отложения.

Терригенные отложения. Их обычно классифицируют по грануломет­рическому составу. Как особую разновид-

ность терригенных отложении выделяют айсберговые отложения. Они образуются из осадочного материала, выпадающего на морское дно при таянии айсбергов, и наиболее характерны для антарктических вод Мирового океана. Айсберговые осадки отличаются очень низким содержанием из­вести, органического углерода, плохой сор­тировкой и разнообразием гранулометри­ческого состава. Особо выделяются также терригенные отложения Северного Ледо­витого океана, образующиеся из осадоч­ного материала, выносимого реками, с примесью ледового минерального матери­ала, поступающего с айсбергами, речными льдами и льдами «берегового припая». Особую группу отложений образуют тур-бидиты — осадки мутьевых потоков, боль­шей частью также имеющие терригенный состав.

Терригенные отложения наиболее ха­рактерны для береговой зоны и подвод­ных окраин материков (рис. 89). В некото­рых случаях тонкие — алевритовые и пе-литовые осадки терригенной группы рас­пространены и в пределах ложа океана.

Биогенные отложения делятся на кремнистые и известковые. Кремнистые отложения состоят из остатков диатомо-

512

вых водорослей, кремнежгутиковых, ра­диолярий и кремниевых губок. Наиболее распространены среди них и одновременно наиболее богатые по содержанию аутиген-ного (биогенного) кремнезема диатомовые отложения. Основной пояс их развития — приантарктические воды Мирового океана. Эти илы очень мягкие, при большом содер­жании панцирей диатомовых водорослей (количество которых достигает 400 млн. створок на 1 г осадка) белесово-зелено-ватые и желтоватые. Другой пояс диа­томовых илов распространен в северной части Тихого океана, в Беринговом и Охотском морях. В этом поясе в них высока (до 60—65 %) примесь терриген-ного материала.

В экваториально-тропическом поясе Ти­хого и Индийского океанов распростра­нены также диатомово-радиоляриевые от­ложения. Это преимущественно пелитовые илы со значительной примесью терриген-ного глинистого материала. Кремнегубко-вые отложения чаще всего встречаются на шельфе Антарктики, известны в Охот­ском море.

Из карбонатных отложений наиболее распространены фораминиферово-кокко-литовые и фораминиферовые илы. Типич­ный фораминиферовый ил содержит до 99 % извести. По гранулометрическому составу это алевритовый или пелитовый осадок, в некоторых случаях даже песок, состоящий из раковинок донных форами-нифер. Основную часть карбонатных илов составляют раковинки планктонных фора-минифер, в особенности глобигерин и род­ственных им групп, а также известняко­вые пластинки покровов кокколитофо-рид — планктонных известковых водорос­лей. При значительной примеси раковин планктонных моллюсков птеропод выде­ляют птероподово-фораминиферовые от­ложения.

К известковым (карбонатным) отложе­ниям относятся также различные корал­лово-водорослевые осадки. При строитель­стве коралловых рифов образуется корал­ловый известняк. За счет его разрушения возникают разнообразные обломочно-ко-ралловые осадки — щебень, гравий, галь­ка, коралловые пески, илы. Ракушечные карбонатные отложения распространены исключительно в береговой зоне и на

шельфе. Скопления цельных раковин на­зывают ракушей, битых — ракушечным детритом, если мелкие обломки раковин окатаны, это ракушечные пески.

Пирокластические отложе­ния. В непосредственной близости от вул­канов на дне океана образуются скопления почти «чистого» пирокластического мате­риала, главным образом песчаного или даже более грубого. Большая часть вулка­ногенного материала очень широко рассеи­вается и образует примеси к другим гене­тическим типам осадков. Вулканогенные пески обычно характеризуются высокими содержаниями глубинных минералов и вулканических стекол. Среди вулканоген­ных отложений особо выделяют палаго-нитовые осадки (по основному компо­ненту—минералу палагониту). ..

К группе полигенных осадков относят один тип донных отложений — глубоководную красную глину. Это осадок пелитового состава, коричневого или кир-пично-красного цвета. Окраска обуслов­лена высоким содержанием полуторных оксидов железа и марганца. Важнейшим минералогическим компонентом красных глин являются глинистые минералы — монтмориллонит, каолинит, гидрослюды. Видная роль принадлежит также тонко­дисперсному вулканогенному материалу (вулканические стекла, плагиоклазы), тон­ким кварцевым частицам, а также цео­литам — сложным водным алюмосилика­там, образующимся в результате глубоких изменений вулканогенного материала.

В красных глинах всегда присутствуют кремнистые биогенные остатки (диатомо­вые, радиолярии и др.), зубы хищных рыб, космическая пыль в виде хондритовых или железных шариков. Значительную часть глинистого материала в красных глинах образует «терра-росса» — нерастворимый минеральный остаток, выделяющийся при растворении известковых раковинок фо-раминифер и других известковых орга­низмов. Разнообразное происхождение материала, из которого формируются крас­ные глины, послужило основанием для выделения их в особую группу полиген­ных осадков. Одна из отличительных осо­бенностей красных глин — их приурочен­ность к участкам дна, лежащим на глу­бинах более 4500 м, по преимуществу

17 Под ред. А. М. Рябчик

513

■* Рис. 89. Схематическая карта современных донных осадков Мирового океана:

/ — терригенные {кроме айсберговых, включая гемипелагические отложения Северного Ледовитого океана), 2 — айсберговые, 3 — ракушечные и коралловые, 4 — птероподовые, 5 — фораминиферовые, 6 — диатомо­вые, 7 — радиоляриевые, 8 — диатомово-фораминиферовые, 9 — радиоляриево-фораминиферовые, 10 — глубоководная красная глина, //—вулканогенные, 12—железо-марганцевые конкреции

близких к 5000 м и более. Эта особен­ность связана с глубинным положением уровня карбонатной компенсации (УКК), т. е. с глубиной, предельной для распрост­ранения карбонатных отложений. На боль­шей глубине происходит полное растворе­ние карбонатных частиц.

Из аутигенных отложений вы­делены прежде всего карбонатные ооли­товые осадки. Оолиты — мельчайшие ша­рики извести, образующиеся в результате химического выделения извести из раст­вора. Необходимым условием для обра­зования оолитов является перенасыщение поверхностного слоя воды СаСОз. Ооли­товые пески характерны для береговой зоны Каспийского и Аральского морей, Персидского залива, Багамских островов.

Аутигенными осадочными образова­ниями являются также железо-марганце­вые конкреции — стяжения гидроксидов железа и марганца с примесью других соединений; они встречаются как включе­ния в красных глинах, реже в других глубоководных отложениях и местами об­разуют очень большие скопления. Конк­реции имеют неправильную сфероидаль­ную форму, обычно размеры их варьируют в пределах 1—25 см (в поперечнике).

Таблица 28. Распространение основных типов

донных отложений в Мировом океане

(по Леонтьеву, Белодеденко, 1980)

Основные типы донных отложений	Площадь, млн. км2
Терригенные и пирокластические	68,1
Глубоководная красная глина	87,5
Фораминиферовые	140,7
Ракушечные, коралловые, оолитовые	7,3
Птероподовые	2,8
Диатомовые	29,3
Радиоляриевые	10,2
Смешанные, известково-кремнистые	16,0
(диатомово-фораминиферовые и ра-
диоляриево-фораминиферовые)

Марганец и железо приносятся в океан реками, а также глубинными водами, выделяющимися из недр Земли при вул­канических извержениях, и гидротермами. Гидроксиды этих элементов находятся в воде в виде коллоидальных хлопьев, кото­рые благодаря высокой сорбционной спо­собности при медленном опускании на дно захватывают рассеянные в морской во­де элементы — кобальт, никель, молибден, медь, свинец и др. Достигнув дна, золи гидроксидов марганца и железа, обога­щенные перечисленными элементами, мед­ленно перемещаются под действием дон­ных течений, пока не встретят какое-либо препятствие, которое может стать ядром кристаллизации.

Особенности распростране­ния основных типов донных отложений в Мировом океане. Как следует из данных табл. 28, наиболее распространенными являются красные глины и фораминиферовые илы, которые могут рассматриваться и как самые рас­пространенные поверхностные отложения на Земле вообще. Карта донных отложе­ний убеждает нас в том, что в их распрост­ранении ярко проявляется закон широт­ной географической зональности. В тропи­ческом и умеренном поясах дно океана до глубин 4500—5000 м занято в основном биогенными известковыми скоплениями, а глубже уровня карбонатной компенса­ции — красными глинами. Субполярные зоны отличаются сосредоточением крем­нистого биогенного материала, а поляр­ные — айсберговых и близких к ним отло­жений Северного Ледовитого океана. Чет­ко прослеживается также вертикальная зональность распределения осадков. Од­ним из проявлений ее является смена кар­бонатных осадков на глубине УКК глубо­ководными красными глинами. На эти виды зональности накладывается зональ­ность, определяемая удаленностью от ма­териков.

17

515

РЕГИОНАЛЬНЫЙ ОБЗОР

Тихий и Индийский океаны имеют в своей природе немало общих черт. Био­географическая Индо-Тихоокеанская тро­пическая область охватывает соответст-

вующие районы обоих океанов. Граница между океанами в их южных частях имеет чисто условный характер.

ТИХИЙ ОКЕАН

Тихий океан — крупнейший из океа­нов. Он занимает 49,5 % по площади и 53,0 % по объему воды Мирового океана, более '/з всей земной поверхности. Океан простирается более чем на 19 тыс. км с востока на запад и на 16 тыс. км с севера на юг. Он разделяет (и вместе с тем свя­зывает) пять континентов, что определяет его огромное общее физико-географи­ческое и экономико-географическое значе­ние.

ВАЖНЕЙШИЕ ЧЕРТЫ ГЕОЛОГИЧЕСКОГО СТРОЕНИЯ И РЕЛЬЕФА ДНА

Подводные окраины материков. Для

подводных окраин материков, занимающих менее 10 % площади дна Тихого океана (рис. 90), характерны почти все черты рельефа и геологического строения, типич­ные для подводных окраин материков вообще. В рельефе шельфа, если он зани­мает сравнительно значительные площади, выражены трансгрессивные равнины с суб-аэральным реликтовым рельефом (на­пример, подводные речные долины на Яван­ском шельфе и на шельфе Берингова мо­ря). На Корейском шельфе и в Восточно-Китайском море распространены грядовые формы рельефа^ образованные прилив­ными течениями. В экваториально-тропи­ческих водах широко распространены на шельфе различные коралловые постройки. Своеобразные черты имеет Антаркти­ческий шельф. Большая его часть лежит на глубинах более 200 м, поверхность шельфа очень расчленена, наряду с под­водными возвышенностями тектонического характера выделяются глубокие депрес­сии — грабены. Материковый склон в Ти-

хом океане сильно расчленен подводными каньонами. Наиболее обстоятельно изу­чена большая группа подводных каньо­нов на материковом склоне Северной Аме­рики. Материковый склон очень четко вы­ражен у берегов Австралии и Новой Зе­ландии, где он также расчленен под­водными каньонами. Крупные подводные каньоны известны на материковом склоне в Беринговом море. Своеобразно строение материкового склона к западу от штата Калифорния (США). Рельеф дна — круп­ноглыбовый, типичный «бордерленд». Это особый тип морфоструктуры, характе­ризующийся сочетанием горстовых под­водных возвышенностей и впадин-грабе­нов между ними. Материковый склон Ан­тарктиды отличается большой шириной, разнообразием рельефа и расчленен­ностью подводными каньонами.

Материковое подножье наиболее полно выражено на северо-американской подвод­ной окраине. Оно выделяется очень круп­ными конусами выноса мутьевых потоков, сливающимися в единую наклонную рав­нину, окаймляющую широкой полосой ма­териковый склон.

Своеобразную материковую структуру представляет собой подводная окраина Новой Зеландии. Ее площадь в 10 раз больше площади островов Новой Зелан­дии. Это подводное Новозеландское плато, состоящее из двух плосковершинных под­нятий (Кэмпбелл и Чатам) и впадины между ними (Баунти). Со всех сторон оно ограничено материковым склоном, окаймленным с внешней стороны матери­ковым подножьем. К этой подводной макроструктуре следует отнести также позднемезозойский подводный хребет Лорд-Хау.

516

Рис. 90. Структурно-геоморфологическая схема дна Тихого океана: / — подводные окраины материков, 2 — переходная зона (котловины окраинных морей с остров­ными дугами и глубоководными желобами), 3 — дно котловин ложа океана; 4 — возвышенно­сти и горные хребты ложа океана; 5 — срединно-океанические хребты; 6 — зоны крупнейших