Океан (Світовий океан)

Океан, Світовий океан (від греч.(грецький) Ōkeanós — Океан, велика річка, оточуюча Землю).

I. Загальні відомості

  О. — безперервна водна оболонка Землі, що оточує материки і острови і що володіє спільністю сольового складу. Складає велику частину гідросфери (94%) і займає близько 70,8% земної поверхні. У поняття «Про.» часто включають ті, що підстилають масу його вод земну кору і мантію. По фізичних і хімічних властивостях і якісному хімічному складі води (див. Морська вода ) О. є єдине ціле, але за кількісними показниками гідрологічного і гидрохимічеського режиму відрізняється великою різноманітністю. Як частина гідросфери О. знаходиться в безперервній взаємодії з атмосферою і земною корою, що визначають багато істотних його особливостей.

  О. є величезний акумулятор сонячного тепла і вологи. Завдяки ньому на Землі згладжуються різкі коливання температури і зволожуються віддалені райони суші, що створює сприятливі умови для розвитку життя. О. — багатюще джерело продуктів харчування що містять білкові речовини. Він служить також джерелом енергетичних, хімічних і мінеральних ресурсів, які частково вже використовуються людиною (енергія приливів, деякі хімічні елементи, нафта, газ і ін.).

  З прадавніх часів О. і його моря використовувалися для встановлення зв'язків між народами. Це створило передумови для Великих географічних відкриттів, а також для освоєння віддалених від центрів культури територій, чому сприяв технічний прогрес в транспортних засобах. По океанських дорогах здійснюється біля ⁴ / ₅ світового вантажообігу (див. Морський транспорт ).

  Роль О. в житті людства швидко зростає. Проблема використання О. в різних галузях економіки країн світу (судноплавство, рибальство, раціональна експлуатація ресурсів О., освоєння шельфу, прокладка міжконтинентальних кабелів, опріснення води, а також охорона і запобігання забрудненню морського середовища і ін.) носить глобальний характер і пов'язана з дозволом важливих економічних, політичних і правових питань.

  По фізіко-географічніх особливостях, що знаходять своє вираження в гідрологічному режимі, в Світовому океані виділяються окремі океани, морить, затоки, бухти і протоки. У основі найбільш поширеного сучасного підрозділу О. лежить уявлення про морфологічні, гідрологічні і гидрохимічеських особливості його акваторій, більшою чи меншою мірою ізольованих материками і островами. Кордони О. виразно виражені лише береговими лініями суші, омиваної їм; внутрішні кордони між окремими океанами, морями і їх частинами носять до деякої міри умовний характер. Керуючись специфікою фізіко-географічніх умов, деякі дослідники виділяють також як окремий Південний океан з кордоном по лінії субтропічної або субантарктичної конвергенції (див. Конвергенції зони ) або по широтних відрізках серединно-океанічних хребтів. Основні морфометричні показники окремих океанів з вхідними в них морями і Світового океану в цілому дани в таблиці 1.

Таблиці. 1. – Основні морфометричні показники океанів

¹ За іншими даними — 91, 14, 338, 3332 відповідно. ² За іншими даними — 14, 7, 16,7, 1130 відповідно.

  В Північній півкулі вода займає 61% поверхонь земної кулі, в Південному — 81%. Північніше 81° с. ш.(північна широта) у Північному Льодовитому океані і приблизно між 56° і 63° ю. ш.(південна широта) води О. покривають земну кулю безперервним шаром. По особливостях розподілу води і суші земна куля ділиться на океанічну і материкову півкулі. Полюс першого розташований в Тихому океані, до Ю.-В.(південний схід) від Нової Зеландії другого — на З.-3. Франції. У океанічній півкулі води О. займають 91% площ, в материковому — 53%.

  II . Геологічна будова і рельєф дна

  Рельєф дна і будова земної кори. Загальне уявлення про розподіл глибин О. дає гипсографічеськая крива, згідно якої велика частина площі дна (73,8%) розташовується на глибині від 3000 до 6000 м-код . Планетарні морфоструктури дна О. виділяються на основі відмінностей в будові і історії розвитку окремих ділянок земної кори. Частини дна О., прилеглі до материків, характеризуються материковим типом кори і складають підводну околицю материків, в якій по особливостях рельєфу виділяють шельф, материковий схил і материкове підніжжя . Останнє граничить з ложем океану або з ложем улоговин краєвого Морея (якщо підводна околиця материка обрамувалася зоною острівних дуг). Ложу властива порівняно тонка кора океанічного типа, що складається з трьох шарів: верхнього шару рихлих опадів (або «першого» сейсмічного), «другого» («надбазальтового») і ніжнего — «базальтового». Рельєф ложа О. представлений плоскими акумулятивними (абіссальними) рівнинами і сложнорасчлененнимі горбистими поверхнями, на яких зберігся вулканічний рельєф. Розвинені також окремі вулканічні гори і ланцюги гір, а також широкі склепінні (вали) і блокові (асейсмічні хребти) піднімання. Відносні глибини в межах ложа О. вагаються від 2000—4000 до 11000 м-код . З числа негативних форм на ложі О. виділяються вузькі жолоби, приурочені до гігантських розломів і прогинів земної кори (глибина до 7000 м-код і більш).

  На більшій частині периферії Тихого океану, в північно-східній частині Індійського океану, а також в районах Морея Карібського і Ськоша (Ськотія) між підводною околицею материка і ложем океану розташовується перехідна зона . Основні елементи рельєфу тут — улоговини околичного Морея (глибина до 4000—5000 м-код ), острівні дуги (підводні хребти з ланцюжком островів уздовж гребенів) і глибоководні жолоби, до яких приурочені найбільші глибини О. (наприклад, жолоб Маріанський глибиною 11 022 м-коду ). В межах зони острівних дуг складно поєднуються ділянки материкової, субматерикової, субокеанічної і океанічної земної кори, якою властива висока сейсмічність і прояв сучасного вулканізму. Четвертою планетарною морфоструктурой дна О. є средінноокеанічеськие хребти — система найбільших сильно розчленованих підводних поднятій, що пересікають всі океани і що відрізняються особливим типом земної кори. Характерні межі рельєфу серединно-океанічних хребтів — рифтові долини, що обрамували їх рифтові хребти, поперечні розломи, а також крупні вулканічні масиви, наприклад Азорський.

  Виділені планетарні морфоструктури відповідають найбільшим структурно-тектонічним категоріям земної кори. Підводні околиці материків в тектонічному відношенні є затопленими частинами материкових платформ і характеризуються відносно спокійним тектонічним режимом з переважанням повільних негативних рухів земної кори, з ізометричними контурами геофизичних полів і слабкими позитивними аномаліями сили тягарі. В зовнішнього краю шельфу і материкового схилу часто наголошуються лінійні позитивні магнітні і гравітаційні аномалії. Перехідна зона — сучасна геосинклінальная область з різкою диференціацією і високими швидкостями вертикальних рухів земної кори, складним малюнком геофизичних полів, причому глибоководним жолобам зазвичай властиві різко виражені негативні, а улоговинам околичного Морея — значні позитивні аномалії сили тяжіння. Серединно-океанічні хребти в геотектонічному відношенні відповідають георіфтогеналям і є, як і перехідна зона, областями високої сейсмічності, вулканізму і горотворення. Для серединних хребтів характерне чергування лінійно-витягнутих позитивних і негативних магнітних аномалій. Ложе О., відповідне в структурно-тектонічному відношенні поняттю талассократон, відрізняється досить широким поширенням особливого типа вулканізму, разломной тектоніки, слабкою сейсмічністю і повільними регіонального характеру негативними рухами земної кори. Геофизичні поля в межах ложа О. переважно мають ізометричні контури, переважають позитивні аномалії сили тяжіння. Багато районів володіють смужчатим розподілом магнітного поля.

  Донні осідання. До недавнього часу знання про геологічний вік, речовий склад і історії формування осадового чохла О. обмежувалися даними про самі верхні горизонти шару рихлих опадів («першого» сейсмічного шару). Починаючи з 1968 в результаті систематичного глибоководного буріння, що проводиться з корабля «Гломар Челленджер» (див. Морська геологія ), у ряді районів були досягнуті вулканічні породи «другого» («надбазальтового») шару кори. На основі геологічних досліджень і сейсмічного зондування встановлено, що потужність неущільнених опадів міняється від 2000—3000 і більш за м-код в пріматерікових зонах О. до перших десятків м-коду і навіть до нуля на гребенях серединних океанічних хребтів, крутих схилах поднятій і уступах материкового схилу.

  В центральних, віддалених від суші (пелагічних) частинах О. виявлено три широтні пояси максимальних потужностей осадового чохла (більше 2000 м-код ) — уздовж екватора, до С. від 40° с. ш.(північна широта) і до Ю. від 40° ю. ш.(південна широта) Стратиграфічний об'єм осадової товщі збільшується від серединних хребтів (плейстоцен — пліоцен) до краєвих частин О. (до верхньої юри). Більш древні океанічні осідання бурінням не виявлені, але не виключена вірогідність їх знаходження в породах «другого» шару (наприклад, в Тихому океані).

  Серед донних опадів О. виділяються теригенні, біогенні (вапняні, крем'янисті), вулканогенниє і осідання змішаного походження (полігенні), до яких відносяться глибоководні червоні глини. Теригенні осідання тяжіють до підводних околиць материків, периферії ложа О. і глибоководних жолобів. Серед них поширені відкладення мутьевих потоків — турбідіти. Характерна відносна обогащенность органічною речовиною, розкладання якої створює відновну обстановку і обумовлює сіре забарвлення опадів. Вапняні осідання найбільш поширені в теплих і помірних зонах О. (від 50° с. ш.(північна широта) до 50° ю. ш.(південна широта)); в межах океанічного ложа вони представлені форамініферовимі і кокколітово-фора-мініферовимі відкладеннями, а на мелководьях — черепашковими і кораловими відкладеннями. На глибині більше 4500—5000 м-код унаслідок розчинення СаСО ₃ вапняні осідання відсутні. Крем'янисті осідання (радіолярієві і діатомові) утворюють 3 пояси відповідних зонам високої продуктивності фітопланктону, — два субполярних і один екваторіальний. Червона глибоководна глина характерна для улоговин з глибиною 4500—5000 і більш за м-код в зонах низької біологічної продуктивності. У областях О., що примикають до зон активного субаерального вулканізму, формуються вулканічні осідання. Найбільші площі дна сучасного О. займають карбонатні осідання (близько 150 млн. км. ² ), глибоководні червоні глини (понад 110 млн. км. ² ) і крем'янисті іли (близько 60 млн. км. ² ). Сучасна зональність розподілу різних типів опадів, спостережувана в поверхневому шарі, далеко не завжди витримується в глибших (древніх) горизонтах. Матеріали буріння свідчать про зміну умов океанічного осадконакопленія в минулі геологічні періоди.

  Вступ ендогенної речовини на дно О. не обмежується районами надводних вулканів. Воно наголошується поблизу серединних хребтів і крупних розломів. До них приурочено утворення металоносних, а в деяких випадках — рудоносних (Червоне море) пластів з високою концентрацією Fe (до 20—40%), Mn, Co, Ni, Pb, Zn, Ag, Se, Hg і ін. елементів. Інший тип океанічного рудоутворення пов'язаний з осадовими процесами, ведучими до накопичення железомарганцевих конкрецій. Вони приурочені до поверхневого шару опадів, але інколи виявляються і в глибоких горизонтах осадової товщі.

  Для океанічних опадів, на відміну від морських відкладень, характерна мала швидкість накопичення. Вона не перевищує 1 мм в 1000 років для червоних глибоководних глин, а для вапняних і діатомових опадів вагається від 1 до 30 мм в 1000 років. Максимальна швидкість наголошується в підстави материкового схилу в зоні накопичення теригенних опадів (часто більше 100 мм в 1000 років).

  Основна маса матеріалу океанічних опадів поступає з материків у вигляді суспензій і в розчиненій формі. Кількісний розподіл осадового матеріалу і типи опадів пов'язані з кліматичною, вертикальною, горизонтальною і циркумконтінентальной зональністю, а також з тектонічним режимом. Кліматична зональність і тектонічний режим визначають масу і склад теригенного і біогенного матеріалу; вертикальна зональність — розчинення карбонатів з глибиною і погрубеніє матеріалу на поднятіях; циркумконтінентальная зональність — утворення ареалів теригенних опадів поблизу материків.

  Відкладення, близькі до океанічних осідань, передбачаються у складі геосинклінальних товщ древніх складчастих систем материків. Їх освіта вірогідна в геологічних формаціях ранніх стадій розвитку краєвих геосинкліналей (наприклад, франциськанськая формація на Тихоокеанському побережжі США), а також на океанічних островах (Тимор, барбадос і ін.)

  Походження і геологічна історія. Згідно з сучасними виставами, води О. — продукт диференціації речовини мантії Землі. Є різні гіпотези про походження западин О. і спрямованість їх еволюції. По одній з них, западини О. — більш древні утворення, ніж материки; розвиток земної кори і рельєфу Землі йде по шляху поступового скорочення О. і нарощування материків переробки океанічної кори в материкову в межах геосинклінальних поясів (гіпотеза «контіненталізациі»). Згідно з протилежною точкою зору, западини О. — порівняно молоді утворення, що виникли завдяки процесам перетворення материкової кори в океанічну (гіпотеза «океанізациі»). У 60-х рр. 20 ст придбала велике число прибічників третя гіпотеза — розростання океанічного дна, або гіпотеза «тектоніки плит». Згідно з цією гіпотезою, вся земна кора складається з обмеженого числа рухливих плит, кордонами яких служать серединні хребти і глибоководні жолоби. У рифтових зонах серединних хребтів відбувається підйом глибинної речовини, яка потім розтікається в обидві сторони і, поступово остигаючи і ущільнюючись, знову занурюється в зонах глибоководних жолобів. Передбачається, що цей процес протікає з середини мезозою і поступово веде до все більшому розсовуванню протилежних бортів О. Ряд фактів підтверджує цю гіпотезу, проте вона ще мало ув'язується з величезним матеріалом, накопиченим в ході вивчення геології суші.

  О. у вигляді сучасних глибоководних басейнів існують, принаймні, з юрського періоду, т.к. болєє древні породи на дні О. доки не виявлені. Протягом крейди і кайнозою відбувалося подальше їх поглиблення і розвиток абіссального осадоутворення. Безперечним є недавнє нарощування околиць материків за рахунок замикання околичних геосинклінальних басейнів. Величезні потужності опадів в улоговинах геосинклінальних Морея свідчать про старовину О. Прі утворенні крупних форм рельєфу дна О. істот. роль грали вертикальні і горизонтальні рухи земної кори (див. Земля ).

  III . Геохімія вод

  Океанічна вода є розчином солей з середньою концентрацією близько 35 г / л . Всього в О. міститься 5·10 ²² г розчинених солей. У їх складі переважають іони Na ⁺ , Mg ^{2 +} , K ⁺ , Ca ^{2 +} , Cl ^– і, що становлять 99% від суми солей. Мн. інші елементи містяться в мільйонних і мільярдних долях (таблиця 2).

Таблиця. 2. — Середній вміст хімічних елементів в морській воде*