Подразделения Мирового океана, его происхождение, причины колебаний

МИНИСТЕРСТВО ОБРАЗОВАНИЯ И НАУКИ РОССИЙСКОЙ ФЕДЕРАЦИИ

ФЕДЕРАЛЬНОЕ АГЕНТСТВО ПО ОБРАЗОВАНИЮ

САХАЛИНСКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ УНИВЕРСИТЕТ

Факультет природопользования

Кафедра геологии и геологического мониторинга

РЕФЕРАТ

По дисциплине «Гидрология»

На тему: «Подразделения Мирового океана, его происхождение, причины колебаний»

Выполнил студент 1 курса специальности «природопользования» (пр. 156)

Шевцов К.В.

Проверил  зав. кафедрой Генсиоровский Ю.В.

Южно-Сахалинск

2006

Оглавление

Введение……………………………………………………………………………..       3

Происхождение океана……………………………………………………………..       3

Подразделения мирового океана…………………………………………………..       7

Уровень океанов и морей и причины колебаний…………………………………      14

Литература……………………………………………………………………………     16

ВВЕДЕНИЕ

Значение Мирового Океана трудно переоценить. Благодаря нему зародилась жизнь на Земле, благодаря нему мы имеем огромные запасы биоресурсов. Океан является аккумулятором тепла и существенно влияет на климат планеты. Он близок любому жителю нашего острова, но тем ни менее мало изучен. Данная работа является попыткой объединить новые знания физической океанографии и океанологии с классическими источниками.

ПРОИСХОЖДЕНИЕ МИРОВОГО ОКЕАНА

Молодая Земля в катархее была лишена как гидросферы, так и плотной атмосферы  Поэтому естественно предположить, что эти внешние и весьма подвижные геосферы возникли на Земле только благодаря ее дегазации, которая могла начаться лишь после возникновения в недрах процессов дифференциации земного вещества и появления первых признаков эндогенной тектономагматической активности на поверхности около 4 млрд лет назад. Следует ожидать также, что дегазация Земли, а точнее, ее мантии существенно зависела не только от тектонической активности, определяемой интенсивностью конвективных движений в мантии, но и от ее химического состава.

В протерозое и фанерозое после окончания процесса формирования земного ядра понятия “конвектирующая мантия” и просто “мантия Земли” полностью совпадают. Но в архее это было не так. Под конвектирующей мантией в архее будем понимать только участки земной оболочки, прошедшие дифференциацию (перекрывающие зоны сепарации железа и его окислов в земных недрах) и охваченные конвективными течениями. В раннем архее конвектирующая мантия была еще сравнительно тонкой, но постепенно увеличивалась по массе, скорее всего существовала в виде кольцевой геосферы под экваториальным поясом Земли. Только к концу архея она превратилась в полностью сферическую оболочку.

Во второй половине ХХ в., особенно после опубликования работы В. Руби (Rubey, 1951) о геологической истории морской воды, стало почти общепризнанным представление о том, что происхождение гидросферы и накопление воды в океанах полностью определялось дегазацией мантии и, таким образом, зависело от эндогенных режимов развития Земли. В большинстве работ предполагалась ранняя дегазация Земли, начавшаяся сразу же после ее возникновения, но в разных моделях протекавшая с разной скоростью. Однако в моделях такого рода скорость дегазации мантии принималась произвольной или обосновывалась общими соображениями, но только при условии равенства массы дегазированной воды ее реальной массе в гидросфере. Поэтому и основанные на таких подходах закономерности накопления воды в океанах обычно носили лишь умозрительный характер и полностью исключали количественный подход.

С появлением теории тектоники литосферных плит и особенно после разработки основ концепции глобальной эволюции Земли возникла реальная возможность количественного описания процессов формирования океанов на Земле. Первые количественные модели роста массы воды в Мировом океане, основанные на представлениях наиболее общей концепции глобальной эволюции Земли (вобравшей в себя, как составную часть, тектонику литосферных плит), были выполнены еще в середине 70-х – начале 80-х годов (Сорохтин, 1974, 1979). В этих моделях учитывалось, что скорость дегазации Земли прямо пропорциональна скорости конвективного массообмена в мантии Q^&, а главный вклад в мантийную конвекцию вносит наиболее

мощный энергетический процесс – гравитационная химико-плотностная дифференциация земного вещества на плотное окисно-железное ядро и остаточную силикатную мантию. Однако и в этих работах начало дегазации Земли еще относилось к моменту окончания процесса формирования нашей планеты около 4,6 млрд лет назад.

Несколько позже (Монин, Сорохтин, 1984; Сорохтин, Ушаков, 1991) были опубликованы более совершенные модели формирования гидросферы, основанные на бародиффузионном и зонном механизмах дифференциации земного вещества. В этих моделях уже учитывалось, что дегазация Земли могла начаться значительно позже времени ее образования (приблизительно на 600 млн лет) – только после предварительного прогрева первоначально холодных земных недр до температуры начала плавления силикатов и возникновения у молодой Земли первой астеносферы.

У молодой Земли отсутствовала гидросфера, а земная атмосферы была весьма разреженной и состояла только из азота и благородных газов. Все же летучие элементы и соединения, входящие сейчас в состав этих геосфер, тогда еще находились в земных недрах в связанном состоянии. Дегазация Земли началась только после расплавления земного вещества в ее верхних слоях, возникновения первых конвективных движений в верхней мантии и разрушения первозданной литосферной оболочки, т.е. после начала тектономагматической активности Земли около 4 млрд лет назад.

Первичная дегазация мантии, по-видимому, связана со снижением растворимости летучих компонентов в силикатных расплавах при относительно малых давлениях. В результате излившиеся на поверхность Земли мантийные расплавы, в основном базальты, а в архее и коматиитовые магмы, вскипали, отдавая излишки летучих элементов и соединений в атмосферу. Кроме того, часть летучих могла освобождаться и при выветривании изверженных пород после их разрушения в поверхностных условиях, однако главным механизмом дегазации воды все-таки является снижение ее растворимости при охлаждении и кристаллизации водосодержащих базальтовых расплавов при низких давлениях. Отсюда следует, что скорость дегазации Земли пропорциональна массе изливающихся на земную поверхность в единицу времени мантийных пород, содержанию в них летучих компонентов и их подвижности. В первом приближении скорость излияния мантийных пород пропорциональна тектонической активности Земли, определяемой ее суммарными теплопотерями.

Поскольку океан постепенно увеличивался в объеме, то в истории его развития неизбежно должен был наступить такой момент, когда океанические воды перекрыли собой гребни срединно-океанических хребтов с расположенными на них рифтовыми зонами Земли. После этого должна была быстро возрасти гидратация пород океанической коры и как следствие – измениться условия выплавки континентальной коры в зонах поддвига океанических плит под континенты и островные дуги. Такие изменения, отмечаемые в геологической летописи Земли, действительно происходили на рубеже архея и протерозоя (Тейлор, Мак-Леннан, 1988), и с точки зрения теории тектоники литосферных плит они неплохо объясняются увеличением степени гидратации пород океанической коры. Именно такая интерпретация послужила основой для количественных расчетов некоторых предшествующих моделей эволюции Мирового океана (Сорохтин, 1974; Монин, Сорохтин, 1984).

Однако в истории развития Мирового океана наиболее четко и резко должен выделяться момент полного насыщения пород океанической коры водой и последующего отрыва поверхности растущего океана от среднего уровня стояния гребней срединно-океанических хребтов. Объясняется это тем, что до того времени вся дегазировавшаяся из мантии избыточная вода полностью уходила в океаническую кору (масса океана временно сохранялась приблизительно постоянной), т.е., попадая в рифтовые зоны, вода из них обратно уже не вытекала. В результате до этого момента не могла существовать и свободная циркуляция океанических вод по толще океанической коры, а следовательно, не мог происходить и широкий вынос минеральных веществ из рифтовых зон Земли в океаны. Поэтому только после полного насыщения океанической коры водой и некоторого подъема поверхности океана над уровнем гребней срединно-океанических хребтов из рифтовых зон в океаны стали в изобилии выноситься минеральные компоненты океанической коры, тогда как до этого момента состав океанических вод преимущественно определялся только континентальным стоком.

Следовательно, после описываемого события должна была резко измениться и геохимия океанических осадков – в их составе должны были в изобилии появиться выносимые из мантии элементы. Наиболее характерным из таких элементов и ярким индикатором искомого рубежа – момента насыщения океанической коры водой, безусловно, является железо. Ведь в докембрийской мантии в заметных количествах еще содержалось свободное (металлическое) железо. Поднимаясь вместе с горячим мантийным веществом в рифтовые зоны, оно вступало там в реакцию с морской водой, образуя в бескислородной среде в присутствии углекислого газа хорошо растворимый в воде бикарбонат железа:

Fe + H2О + 2СО2 → Fe(HСО3)2,

а также формальдегид – одно и соединений, послуживших, по-видимому, основой возникновения жизни на Земле (Галимов, 2001):

2Fe + H2O + CO2 → 2FeO + HCOH + 3,05 ккал/моль.

После перекрытия поверхностью океана гребней срединно-океанических хребтов растворимая гидроокись железа стала разноситься по всему океану. Попадая на

мелководья с богатым фитопланктоном, двухвалентная окись железа могла окисляться микроводорослями прямо in situ в воде почти без выделения кислорода в атмосферу:

2Fe(HСО3)2 + О → Fe2О3 + 4СО2 + 2Н2О.

континентальной коре

Если спросить человека: "Отчего море соленое?", он почти наверняка ответит: "Оттого же, отчего солоны бессточные озера (вроде озера Эльтон, снабжающего нас пищевой поваренной солью): впадающие в море реки несут некоторое количество солей, потом вода испаряется, а соль остается". Ответ этот неверен: соленость океана имеет совершенно иную природу, чем соленость внутриконтинентальных конечных водоемов стока. Дело в том, что вода первичного океана имела различные примеси. Одним источником этих примесей были водорастворимые атмосферные газы, другим - горные породы, из которых в результате эрозии (как на суше, так и на морском дне) вымываются различные вещества.

"Кислые дымы", растворяясь в воде, давали галогеновые кислоты, которые тут же реагировали с силикатами - основным компонентом горных пород, и извлекали из них эквивалентное количество металлов (прежде всего, щелочных и щелочноземельных - Na, Mg, Ca, Sr, K, Li). При этом, во-первых, вода из кислой становилась практически нейтральной, а во-вторых, соли извлеченных из силикатов элементов переходили в раствор; таким образом, вода океана с самого начала была соленой. Концентрация катионов в морской воде совпадает с распространенностью этих металлов в породах земной коры, а вот содержание основных анионов (Cl-, Br-, SO4-, HCO3-) в морской воде намного выше того их количества, которое может быть извлечено из горных пород. Поэтому геохимики полагают, что все анионы морской воды возникли из продуктов дегазации мантии, а все катионы - из разрушенных горных пород.

В архее из так называемых “кислых дымов” без потерь мог дегазироваться только углекислый газ, теплота образования которого (94,05 ккал/моль) выше, чем у окиси железа (63,6 ккал/моль), тогда как, например, соляная кислота (теплота образования которой равна 22,1 ккал/моль), если таковая и присутствовала в первичном планетном веществе, должна была полностью разлагаться в расплавах железа, образуя в них хлориды железа FeCl2 и FeCl3 (теплóты образования которых соответственно равны 81,7 и 95,5 ккал/моль). При высоких температурах оба хлорида железа летучи. Поэтому образование HCl, но уже на земной поверхности могло происходить только благодаря гидролизу хлоридов железа с привносом тепла (т.е. в горячих источниках). Хлориды же щелочных металлов могли образовываться, например, путем реакций попавших на поверхность ювенильных галоидов со щелочными силикатами типа нефелина (или альбита):

FeCl2 + 2NaAlSiO4 → 2NaCl + FeO + AlAlO[SiO4] + SiO2 + 15,8 ккал/моль нефелин андалузит 2FeCl3 + 6NaAlSiO4 → 6NaCl + Fe2O3 + 3AlAlO[SiO4] + 3SiO2 + 107,7 ккал/моль

Наиболее распространенные в горных породах окислы щелочноземельных металлов (MgO, CaO, FeO) при растворении в воде (после выветривания самих пород) становятся химическими основаниями, активно вступающими в реакции с дегазированным из мантии углекислым газом, образуя тем самым карбонаты этих металлов. Однако в архее существовала достаточно плотная углекислотная атмосфера, а карбонатов еще возникало мало, поэтому воды архейских морей и океанов, находившиеся и тогда в равновесии с земной атмосферой, должны были характеризоваться кислой реакцией, с pH ≈ 3–5.

Главным фактором, определяющим кислотность морской воды служит содержание в ней углекислоты (CO2 - водорастворимый газ, и в океанах его сейчас растворено 140 трлн т против 2,6 трлн т, содержащихся в атмосфере). В океанах существует динамическое равновесие между нерастворимым карбонатом кальция CaCO3 и растворимым бикарбонатом Ca(HCO3)2: при недостатке CO2 "лишний" бикарбонат превращается в карбонат и выпадает в осадок, а при избытке CO2 карбонат превращается в бикарбонат и переходит в раствор. Карбонатно-бикарбонатный буфер возник в океане на самом начальном этапе его существования, и с тех пор он поддерживает кислотность океанской воды на стабильном уровне.

ПОДРАЗДЕЛЕНИЯ МИРОВОГО ОКЕНАНА

Земной шар обычно делят на северное и южное, западное и  восточное полушария, Его можно так же разделить на океаническое и материковое полушария  по преобладанию на них суши или вод океанов. Полюс океанического полушария расположиться у берегов Новой Зеландии, а полюс материкового – во Франции, возле устья Луары.

            Мировой океан огромен (361,254,000 км²) и непрерывен. Расчленение водной оболочки океана, обусловленное размещением материков, дает основание для подразделения Мирового океана на отдельные части: океаны; в океанах в свою очередь выделяются моря. При выделении частей океана учитываются такие признаки, как  рельеф дна, наличие островных архипелагов, системы самостоятельных течений, циркуляция атмосферы, распределение температуры и солености вод, биологические условия и др.

Следует учесть, что в разные годы применялись разные подходы деления и районирования океана:

1) Первый этап (1650-1917 гг.):

Характеризовался применением в основном морфометрических и формальных признаков при делении вод океанов, проведением абстрактных границ, не связанных с реальными зонами раздела в водной среде, что объяснялось недостатком фактических сведений о Мировом океане.

Варениус Б. положил в основу районирования расположение вод относительно суши и провёл деление Мирового океана с учётом главнейшей азональной закономерности дифференциации географической оболочки Земли - существования материков и океанов. При этом Варениусом Б. были выделены в составе Мирового океана 5 океанов (Тихий, Атлантический, Индийский, Северный полярный и Южный полярный) и моря, как некоторые самостоятельные его части, а также подчинённые им заливы и проливы.

С тех пор районирование Мирового океана строилось большинством авторов преимущественно на азональной основе, что объяснялось недостаточностью знаний о природе океанических пространств с одной стороны и неразвитостью представлений о географической зональности с другой. Предлагавшиеся в XIX и начале XX века деления Мирового океана исходили главным образом из морфометрических, морфологических или формальных соображений. Границы часто проводились по меридианам, параллелям, тропическим, полярным кругам и другим условным линиям, что не соответствовало реальной физико-географической структуре вод океанов. Таковы схемы Королевского географического общества Великобритании (1845 г.), Крюммеля О. (1878 и 1907 гг.), Воейкова А. И. (1895 г.), Мёррея Дж. (1895 г.), Зупана А. (1899 и 1911 гг.).

2) Второй этап (1917-1942 гг.):

Начался после определения Шокальским Ю. М. в 1917 году основного принципа разработки научно-обоснованного районирования Мирового океана, применение которого позволяло сделать районирование в полной мере природно-географическим в отличие от проводившегося ранее зачастую субъективного деления. На этом этапе исследователи пытались положить в основу районирования объективные показатели и разграничивать акватории на регионы, реально отличающиеся спецификой природных условий.

Главным основанием для выделения самостоятельных регионов в океане по Шокальскому Ю. М. должны служить: "Самостоятельные системы течений, океанических и воздушных, самостоятельная система приливов, самостоятельное распределение солёности и температуры по поверхности, правильное вертикальное распределение температуры и солёности".

Однако для проведения в соответствии с этим принципом детального районирования Мирового океана в то время ещё не было накоплено достаточного объёма данных .

Издававшиеся в 1923, 1928 и 1937 гг. Международным гидрографическим бюро в Монако схемы границ океанов и морей предназначались для удовлетворения практических нужд флота и основывались на исторически сложившемся в мореплавании разграничении Мирового океана на части, мало считаясь с особенностями его природы.

Только в 1933 году французским океанографом Камиллом Валло была разработана схема районирования на основе особенностей циркуляции воды и атмосферы. Поэтому районирование Валло К. имеет преимущественно зональный характер и выделенные им в составе 4-х океанов (Атлантического, Индийского, Тихого и Южного) 10 океанических регионов являются по существу зонами (поясами). Опыт Валло К. показал, что попытка построения районирования на основе объективных гидрометеорологических показателей ведёт к проявлению в схеме районирования основных зональных закономерностей дифференциации природы океанов. Тем не менее, схема Валло К. носила всё ещё слишком общий и упрощённый характер.

В системе немецкого океанолога Шотта Г. (1936) было обособлено 3 отдельных океана (Атлантический, Индийский, Тихий) и в их составе - 39 "естественных районов" в соответствии с особенностями циркуляции атмосферы и вод с учётом биологических данных. Шотт Г. пытался сочетать океанографические соображения с климатическими и биологическими, поэтому границы на его схеме зачастую имеют различный характер. Часть их соответствует пограничным зонам основных течений, часть - границам биологических ареалов, часть - границам климатических областей [7]. При этом Шоттом Г. на одном уровне районирования выделялись и зональные, и азональные единицы [3].

Советская схема районирования Зубова Н. Н. и Эверлинга А. В., разработанная в 1937-1940 гг. в связи с созданием Большого советского атласа мира, была построена преимущественно на азональной основе: океанические регионы выделялись по геоморфологическим особенностям рельефа дна. Руководствуясь этим признаком, Зубов Н. Н. и Эверлинг А. В. разделили 4 океана (Атлантический, Индийский, Тихий, Северный Ледовитый) в соответствии с котловинами дна на 29 океанических бассейнов, каждый из которых имеет свои собственные, отличные от других, особенности динамического и гидрологического режима, определяемые его морфологическим строением. Однако недостаточный учёт при районировании гидрометеорологических показателей и ряд других пробелов не позволяют, по мнению многих специалистов, считать систему Зубова Н. Н. и Эверлинга А. В. достаточно полной системой физико-географического районирования Мирового океана.

3) Третий этап (1942 -1949 гг.):

Начался в связи с совершенствованием учения о водных массах как однородных комплексах компонентов, что позволило разрабатывать схемы районирования Мирового океана на основе важнейшего принципа физико-географического районирования - принципа физико-географической однородности .

Обоснование Хромовым С. П. в 1949 году существования ландшафтных зон в Мировом океане ознаменовало собой начало нового периода в развитии физико-географического районирования океанических акваторий, позволив осуществлять широкое применение учения о ландшафтно-географической зональности к решению задач районирования океанов и строить схемы районирования на зонально-азональной основе. Этот принцип открыл путь к достижению главной цели районирования - разграничению объективных физико-географических комплексов Мирового океана, складывающихся в результате взаимодействия зональных и азональных факторов.

И только с приходом спутниковой эры (1978- 1995) и затем и комплексно- системной науки Земли были сделаны первые попытки систематизирования таксонометрических единиц с учетом как зональных и азональных факторов (см. табл.)

            Тем ни понятие «Подразделения мирового океана» многие источники трактуют как

азональное районирование горизонтального водного ряда Мирового океана.

На сегодняшний момент, согласно данным издания (2000 г.) «Границы Океанов и Морей» Международной Гидрографической Организации,  ответственной за мировую стандартизацию Мирового океана мы насчитываем 5 океанов: Тихий, Индийский, Атлантический, Северный ледовитый (Арктический) и Южный. Последний был выделен в отдельный океан на основании  исследования течений в Антарктическом районе Мирового Океана. Рассмотрим их подробнее:

Тихий Океан:

Тихий океан – самый большой и самый глубокий океан в мире, занимающий 28% поверхности Земли.

Географическое положение: между материками Евразией и Австралией на западе, Северной и Южной Америкой на востоке, Южным Океаном на юге.

Площадь: 155 557 млн км²  (здесь и далее по данным IOC 2000)

Береговая линия: 135,663 км

Атлантический океан:

Атлантический океан, второй по величине (после Тихого океана).

Географическое положение: между материками Евразией и Африкой на востоке, Северной и Южной Америкой на западе и  Южным Океаном на юге,

Площадь: 76.762 млн км²

Береговая линия: 111,866 км

Индийский океан

Индийский океан, третий по величине на Земле (после Тихого и Атлантического). Географическое положение:  большей частью в Южном полушарии, между Азией на севере, Африкой на западе, Австралией на востоке и Южным Океаном на юге.

Площадь: 68.556 млн км²

Береговая линия: 66,526 км

Серверный Ледовитый океан (Арктический)

Серверный Ледовитый океан, наименьший по площади океан земного шара. Расположен Географическое положение:  между Евразией и Северной Америкой.

Площадь: 14,75 млн. км²;

Береговая линия: 45,389 км

Южный Океан

Несмотря на то, что в мире Южный Океан признан сравнительно недавно,

в нашей стране было произведено комплексное исследование антарктических вод в конце 50-х — начале 60-х годов XX в, которое показало, что по морфологи­ческим формам дна, циркуляции атмосферы и вод, своеобразию биологических условий и другим природным факторам этот рай­он океана представляет собой самостоятельную часть Мирового океана. На этом основании Географическое общество нашей стра­ны в 1966 г. приняло решение о выделении самостоятельного Южного океана. С этим статусом он вошел в «Атлас Антарктики» (1966), изданный в нашей стране, и в монографию «География океана», в том «Северный Ледовитый и Южный океаны» (1985). Под названием «Южный океан» он входит в материалы Междуна­родного комитета по антарктическим исследованиям Межправи­тельственной океанографической комиссии, американскую про­грамму «Международное исследование Южного океана» и др.

Географическое положение:  Между Антарктикой на юге и 60 параллелью на севере (IOC)

                                                  Между Антарктикой на юге и зоной южной субтропической конвегенции (полосой схождения поверхностных течений), которая идет при­близительно по 40° ю.ш (Россия)

Площадь: 20.327 млн. км² ; (IOC)

                   86 млн км²   (Россия)

Береговая линия: 17,968км

Каждый океан имеет свои ответвления — моря и заливы. Эти периферийные участки океанической акватории обычно лежат на шельфах и материковых склонах или в межконтинентальных и межостровных котловинах.

Море- часть Мирового океана, более или менее обособленная сушей или возвышениями подводного рельефа и отличающаяся от открытой части океана главным образом гидрологическим, метеорологическим и климатическим режимом. Отличительные черты М. обусловлены окраинным положением в океане (что определяет значительное воздействие на них суши) и ограниченностью связи с его открытой частью (что сказывается главным образом на замедлении водообмена); т. о., чем более замкнуто М. сушей, тем в большей степени оно отличается от океана. Условно М. называется также некоторые открытые части океанов, как, например, Саргассово море в северной части Атлантического океана и Филиппинское море в западной части Тихого океана. Некоторые озёра - Аральское, Мёртвое - называются М., а некоторые М. - заливами (Гудзонов, Мексиканский, Персидский и др.).

По морфологическим и гидрологическим признакам моря под­разделяются на окраинные, средиземные (внутриматериковые и межматериковые), межостровные и внутренние. Все они пред­ставляют собой в большей или меньшей степени обособленные участки океанической акватории. Каждое море обладает чертами, которые отличают его от остальной части океана. Они могут отли­чаться строением земной коры и дна (под морями обычно кора не океанического, а материкового или переходного типа), составом и свойствами воды. Так, соленость морей зачастую отличается от средней солености Мирового океана. Именно в средиземных морях отмечены крайние величины солености вод для всего Мирового океана — максимальные   и   минимальные.

Моря отличаются от океанов также по температурному режи­му, по экологическим условиям, по характеру приливов; в морях существуют собственные системы течений. Эти особенности морей обусловлены в основном взаимодействием моря с прилегающей сушей.

Окраинные моря. Они расположены на подводном продолжении материков, реже в переходной зоне. От океана окраинные моря отделены грядами островов, полуостровами или подводными порогами. Большинство морей этого типа имеют сравнительно небольшие   глубины   (до   1000   м).

Некоторые ученые Англии и США среди окраинных морей раз­личают по батиметрическим признакам прибрежные и открытые моря: мелководные (глубиной до 500 м) и глубоководные (вдаю­щиеся   в   открытую   часть   океана).

Окраинные моря хорошо сообщаются с океаническими акваториями, поэтому их воды по физическим свойствам и химическому составу   мало   отличаются   от   океанических.

В Северном Ледовитом океане выделяют Баренцево, Карское, Лаптевых, Восточно-Сибирское и Чукотское окраинные моря. Они лежат   на   подводном   продолжении   материка.

В Тихом океане у берегов Азии расположены Берингово, Охот­ское и Японское окраинные моря (глубина 3500—4000 м). Эта полузамкнутые моря, отделенные от океана гирляндами островов.. Они приурочены к переходной зоне. Желтое и Восточно-Китай­ское— шельфовые моря. Глубина Желтого моря не превышает 100 м. Большим окраинным морем является Коралловое у берегов-Австралии. В Атлантическом океане типичным шельфовым морем является Северное, а окраинным морем в переходной зоне — Карибское.

Средиземные моря. Среди них выделяются межматериковые и внутриматериковые. Межматериковые моря приурочены к круп­ным зонам тектонической активности с сейсмическими явлениями и процессами вулканизма. О географическом положении таких морей говорит само название. Материки обычно примыкают почти со всех сторон к акватории моря. Только узкие проливы соединяют моря с океаном, поэтому водообмен обычно затруднен и воды средиземных морей значительно отличаются по своим характери­стикам от вод океана. К типичным средиземным (межматерико­вым) морям относятся европейское Средиземное (Романское) и Красное моря. К этой же группе принадлежит и Американ­ское Средиземноморье (Мексиканский залив с глубоководным желобом).

Межматериковым морем является и Азиатско-Австралийское^ представляющее собой систему межостровных морей, но по харак­теру взаимодействия с материками оно имеет черты окраинного моря. Межматериковые моря отличаются большими глубинами.. В Средиземном (Романском) море глубины достигают 4500 м„ во впадинах Азиатско-Австралийского моря —до 7400 м (в море Банда), в Красном море —до 2600 м, в Американском Средиземно­морье — свыше 3600 м. Большинство этих морей сильно расчлене­но; они обладают своеобразным гидрологическим режимом.

Внутриматериковые моря оконтурены берегами одного и того-же материка: Балтийское, Белое, Азовское моря, Гудзонов залив-и др. Это обычно мелководные моря (типа шельфовых акваторий), лежащие на участках с материковой корой. Наибольшая глубина Балтийского моря не превышает 460 м, Белого моря — 300 м,. Азовского—15 м. Природные условия внутриматериковых морей тесно  связаны   с   природой   окружающей   суши.

Внутренние моря. Это замкнутые реликтовые моря (озера-моря), не связанные с океаном, Каспийское и Аральское. Их воды резко   отличаются   от   вод   океанических.

Межостровные моря. Они окружены более или менее тесным кольцом отдельных островов или островными дугами. К ним относятся прежде всего моря, являющиеся частями Азиатско-Австра-лийского межматерикового моря,— Сулавеси, Банда, Сулу. Из са­мостоятельных межостровных морей следует назвать Филиппин­ское,   Фиджи,   Соломоново   и   др.

Есть моря, расположенные в открытой части океана, без ярко выраженных границ. Таково уникальное Саргассово море. Это «море без берегов» обладает самой прозрачной водой с высокими температурами, своей системой течений, особыми видами живот­ных и растительных форм. Саргассово море — родина угрей и сар-гассовых водорослей.

С геологической точки зрения современные Моря. являются молодыми образованиями: все они определились в очертаниях, близких к современным, в палеоген-неогеновое время, и окончательно оформились в антропогене. Наиболее глубокие Моря образовались в местах крупных разломов земной коры (например, Средиземное море). Мелкие - возникли при затоплении водами Мирового океана окраинных частей материков при их опускании или при повышении уровня океана и располагаются обычно на материковой отмели.

Климат Морей. в зависимости от степени их обособленности сушей отличается чертами большей или меньшей континентальности. Это сказывается главным образом в увеличении сезонных колебаний температуры воздуха и воды на поверхности. В зависимости от географического положения одни моря и на поверхности и на глубинах теплее соседних открытых частей океана (например, Красное море), другие - холоднее (например, Охотское море). В морях. отмечаются все крайние значения солёности Мирового океана, так, в открытой части Балтийского моря солёность составляет лишь 6,0-8,0%₀, в Красном море она достигает 41,5%₀. В соответствии с распределением в морях крайних величин температуры и солёности, плотность воды в них также достигает крайних значений для Мирового океана (в Балтийском море 1,0100, в Красном море 1,0287).

Некоторые моря Мирового Океана

* По особенностям гидрологического режима относится к морям.

В морях преобладают течения циклонального направления. Причина этого - господство циклональной системы ветров над морями и материковый сток, который отклоняется в соответствующем направлении под влиянием силы вращения Земли.

Заливы - части океана, или моря, вдающиеся в сушу. Границы заливов обычно проводят условно по прямой линии, соединяющей входные мысы, или по какой-то изо­бате, так как заливы почти всегда свободно сливаются с морем или океаном своей расширенной частью. Эта условность привела к тому, что некоторые моря выделены как заливы (Гудзонов, Мек­сиканский, Бенгальский, Персидский), а некоторые заливы как моря, хотя по своим географическим условиям должны бы назы­ваться заливами (море Бофорта, море Линкольна и др.). Заливы бывают округлыми (Гвинейский, Бискайский), воронкообразными (Бенгальский, Карпентария, заливы Белого моря), вытянутыми (Калифорнийский, Фанди). В зависимости от происхождения, строения берегов и формы некоторые небольшие заливы называют фиордами,   бухтами,   лагунами,   лиманами,   губами.

Фиорды — узкие, глубокие и далеко вдающиеся в гористую сушу заливы с высокими и очень крутыми берегами. Фиорды обычно отделены от моря подводными порогами или пологими поднятия­ми. Происхождение их связано с деятельностью ледников, поэтому распространены они в высоких широтах. Среди них наиболее крупные — Согне-фиорд, Тронхейм-фиорд, Порсангер-фиорд, Ва-рангер-фиорд, Кольский залив, ряд фиордов побережья Южной Америки, фиорды Гренландии.

Бухта - Небольшой залив, защищенный от ветров и волнения выступающими в море мысами и небольшими полуостровами. Севастопольская — в Черном море, Золотой Рог — в Японском, Святоносская — в Баренцевом, Таллинская — в   Балтийском   и   др.

Лагуна - вытянутый вдоль морского берега мелководные залив с соле­ной водой, соединенный с морем узким проливом (а иногда отделенный от моря косой). В лагуны впа­дают небольшие реки, выносящие большое количество аллювия, из которого формируются песчаные косы и бары. Берега с лагуна­ми могут простираться на сотни и тысячи километров (побережье Мексиканского залива). В СССР лагуны развиты у берегов Кам­чатки, Сахалина и в Прибалтике. Лагунами называют также внутренние водоемы коралловых островов  (атоллов).

Лиман – залив на низменных берегах у устьев рек.. Это затопленные речные устья или низины, перегороженные косами и перекатами. Они могут далеко вдаваться в   сушу   (Днестровский  лиман   и   др.).

Многие моря и заливы соединены с океаном или между собой проливами — обычно узкими частями океана или моря, располо­женными между двумя участками суши. Проливам, как правило, присущ свой особый гидрологический режим, особая система тече­ний. По характеру течений выделяют проточные и обменные про­ливы. В проточных проливах течение направлено в одну сторону, как в реке (Флоридский пролив), в обменных проливах наблюда­ются встречные течения: в верхних слоях вода движется в одну сторону, а в нижних — в противоположную (Босфор, Гибралтар). Иногда и на поверхности течение может иметь направление у одного берега в одну сторону, а у другого — в обратную (про­ливы   Лаперуза,  Девисов   и   др.).

УРОВЕНЬ   ОКЕАНОВ    И    МОРЕЙ    И    ПРИЧИНЫ    ЕГО    КОЛЕБАНИЙ

Свободная поверхность океанов и морей называется уровенной поверхностью. Если на нее действует только сила тяжести, она совпадает с поверхностью геоида. Поэтому поверхность спокой­ного океана (без влияния приливов, волнений, течений и т. д.) называют поверхностью геоида. Свободная поверхность океана имеет довольно сложную форму в связи с неравномерным распре­делением плотности пород в верхних слоях земной коры. На прак­тике за фигуру Земли принимают более простую поверхность — эллипсоид вращения. Отклонения уровенной поверхности от формы эллипсоида вращения невелики; они, видимо, не превосходят ± 100   м   для   всей   акватории   Мирового   океана.

Реальная уровенная поверхность отклоняется от поверхности геоида. На нее оказывают воздействие центробежная сила и при­ливо-отливные явления, ветры, течения, осадки, различия в плотности воды, береговой сток и таяние льдов, атмосферное давление, испарение с поверхности океана и ряд других причин. Поэтому все части Мирового океана, сообщаясь между собой и образуя единую систему, имеют неодинаковый уровень, который изменяется во времени. Так, в Финском заливе самый высокий уровень наблюдается в августе, когда больше выражены западные ветры. В Черном море максимальный уровень бывает в июне, когда завер­шается сток талых вод, а испарение еще не достигает максимума. В Баренцевом и Белом морях максимум уровня наблюдается осенью,   при   нагонах   воды   северными   ветрами.

Наблюдениями установлено, что уровень океана у западных берегов материков в умеренных широтах несколько выше уровня у восточных берегов. Последнее обусловлено нагоном воды преоб­ладающими здесь западными ветрами. Например, уровень Балтий­ского моря на 1,8 м выше уровня Японского моря. В тропических широтах наблюдается обратная картина в связи со сгоном воды от   западных   берегов   пассатами.

Для различных точек океанов и морей вычисляются средние уровни. Они являются исходными уровнями для определения абсо­лютных  высот  земной  поверхности   и   глубин   морей.   В   каждой стране за стандарт принята одна такая точка. В СССР отсчеты глубин и высот ведутся от уровня Финского залива в Кронштадте (нулевой уровень). В Западной Европе все отсчеты производятся от  уровня   Северного   моря.

Колебания среднего уровня в каком-либо определенном месте, как правило, исчисляются сантиметрами. В замкнутых бассейнах колебание уровня может быть значительным за короткое время. Так, уровень Каспийского моря за последние 35 лет понизился на 2,5 м. Это объясняется местными физико-географическими при­чинами, связанными с изменениями 'природы окружающей суши.

За последние полвека средний уровень Мирового океана повы­сился примерно на 6 СхМ. В геологической истории Земли происхо­дили значительные изменения уровня океана. На раннем этапе развития океанов их уровень повышался в связи с увеличением объема гидросферы за счет поступления вод на поверхность из земных глубин. Впоследствии океаны и материки изменяли свои очертания и размеры. Даже при одном и том же объеме воды на Земле последнее не могло не приводить к изменениям уровня морей и океанов.

Следовательно, медленное и длительное изменение уровня океана (вековые колебания) может быть вызвано двоякими причи­нами. Если уровень океана повышается или понижается в связи с увеличением или уменьшением воды в нем (например, в связи с покровными оледенениями), то эти изменения называют гидро-кратическими, или эвстатическими (Зюсс, Марков, 1960). Колеба­ния уровня, вызванные изменением емкости океана в связи с про­цессами, происходящими внутри Земли, и колебаниями земной коры, называют геократическими. Эти колебания не зависят от из­менений количества воды и определяются поднятием или опуска­нием участков литосферы. Опускание дна океанов вызовет пони­жение его уровня, поднятие дна — повышение. Возникновение впа­дины на дне океана, равной по емкости Средиземному морю, при­ведет к понижению уровня всего Мирового океана на 12 м. Обра­зование поднятия масштаба Срединно-Атлантического хребта повлечет за собой повышение уровня океана примерно на 40—45 м.

Неоднократно отмечались значительные колебания уровня океана в четвертичное время. Так, 300 тыс. лет назад уровень Средиземного моря был выше современного больше чем на 20 м. По анализу пыльцы и раковин установлено, что в это время климат в Средиземноморье был прохладным и более влажным (гидрократическая причина, обусловленная солнечной актив­ностью) .

Исследования берегов подтверждают, что 17 тыс. лет назад уровень Мирового океана был ниже современного примерно на 100 м. Низкое положение уровня океана ( — 90, —100 м) в ледни­ковый период (гляциоэвстатическое понижение) объясняется ско-выванием и консервацией воды в материковых льдах. В межлед­никовые эпохи уровень поднимался выше современного на 30 м. Таким образом, в четвертичное время общая амплитуда достигала 120 м. Подсчитано, что полное таяние современных материковых льдов может повысить уровень Мирового океана на 66—68 м (Мар­ков, Суетова, 1964).

Если льды Антарктиды будут подтаивать в год на 2 см, уровень океана будет повышаться на 1,2 мм ежегодно. Величина неболь­шая, но если это будет происходить непрерывно, всего через 100 лет уровень океана повысится на 12—15 см. В результате произойдет перераспределение воды по широте, а это вызовет замедление вращения Земли и увеличение продолжительности суток на несколько секунд. Последнее может способствовать раз­витию новых физико-географических явлений и процессов на Земле.

Следовательно, как процессы, протекающие на суше, влияют на гидрократические изменения уровня океана, так и колебание уровня в сочетании с перераспределением воды на поверхности Земли может оказывать влияние на природу планеты, вплоть до скорости ее вращения.

Приведенные примеры показывают четкую взаимозависимость солнечной активности, ледовитое™, уровня океана, скорости вра­щения   Земли   и   других   явлений   и   процессов.

В колебаниях уровня Мирового океана прослеживаются те же многовековые (1850-летние) ритмы, которые отмечены для конти­нентальных ледников, озер, климата суши, увлажненности терри­торий и других процессов, протекающих на материках (Шнитни-ков,  1957).

Изменения уровня океана в историческое время в основном связаны с колебаниями климата. Увеличение увлажненности суши ведет к повышению уровня замкнутых водоемов, усилению матери­кового оледенения, заболачивания и т. д. Значительная часть воды скапливается на континентах и не попадает до поры до времени в океаны и моря. В результате уровень Мирового океана пони­жается. Подобные явления наблюдались во второй половине II тысячелетия до н. э., в середине I тысячелетия до н. э., в XIII— XVI вв. н. э.  (Тушинский, 1966).

Снижение увлажненности суши приводит к понижению уровня озер и других замкнутых водоемов, уменьшению массы материко­вых льдов. Следы снижения увлажненности обнаружены на бере­гах Каспийского моря, Ладожского и Онежского озер, а также в Альпийских ледниках и Сахаре. По ним можно судить, что коли­чество воды на суше уменьшалось в III тысячелетии до н. э., в начале I тысячелетия н. э. (что соответствует большим циклам А. В. Шнитникова). Современная эпоха характеризуется некоторым сокращением материкового оледенения и ледовитости полярных морей. Это может привести в ближайшем будущем к незначитель­ному   повышению   уровня   Мирового   океана.

Источники: К.Ю. Еськов «История Земли и жизни на ней» не издан (с) 1995-1999

         О.Г.Сорохтин, С.А.Ушаков «Развитие Земли» М: Изд-во МГУ, 2002.

         А.В. Гембель  «Общая география мирового океана» Высшая Школа 1979

         А. Н. Тамайчук «Применение зонального и азональнго принципов в районировании мирового океана до середины XX века » Ученые записки ТНУ Том 14 (53), N 1, Таврический Национальный Университет, 2002

         Е.А. Кудрянь «Место подводных гор в системе таксонометрических единиц физико-географического районирования» Ученые записки ТНУ Выпуск N 6 (45), N 1, Таврический Национальный Университет, 2002

                  Robert H. Stewart “Introduction To Physical Oceanography” To be published in 2006

      IHO “Limits of Oceans and Seas” 5^th edition, Monte-Carlo 2000

      CIA “World Facts Book”, CIA 2005