курс лекций

Глава 3. Геологическое строение, рельеф дна и донные отложения 43

Багамских островов, в западной части Тихого океана и других районах Мирового океана.

К известковым отложениям относятся кораллово-водоросле- вые осадки. При строительстве коралловых рифов и атоллов коралловые полипы вместе с водорослями создают осадочную породу — коралловый известняк. За счет разрушения известняка и самих кораллов образуются обломочно-коралловые осадки: щебень, гравий, галька, коралловые пески и илы. Кораллово-водоросле- вые осадки наиболее широко распространены в экваториальных и тропических мелководьях западной части Тихого океана, на севере Индийского, в Красном и Карибском морях.

Ракушечные карбонатные отложения характерны для береговой зоны и шельфа. В зависимости от степени дробления и волновой обработки раковин различают ракушечник (скопления целых раковин), ракушечный детрит (битые раковины) и ракушечные пески (окатанные мелкие обломки раковин). Ракушечные осадки наиболее типичны для прибрежных зон морей умеренных и субтропических поясов. Широко распространены они в Каспийском и Азовском морях.

Пирокластические, или вулканогенные, осадки образуются в результате поступления в Мировой океан продуктов вулканиче- ских извержений. Вулканизм — один из важнейших источников обломочного материала, главным образом вулканического пепла. Этому способствует то, что подавляющее большинство действующих вулканов располагается на островных дугах и в океаниче- ских областях. В непосредственной близости от вулканов образуются вулканогенные пески, отличающиеся высоким содержанием глубинных минералов и вулканических стекол, а также более грубые обломочные вулканические отложения. Но большей частью вулканогенный материал широко рассеивается и образует примеси к другим генетическим типам осадков. Среди вулканогенных отложений особо выделяют палагонитовые осадки, состоящие из комплекса минеральных зерен, свойственных базальтам и туфам, обогащенных водой. Обычно это туфы или туфобрекчии, реже — неконсолидированные пески, алевриты, иногда с содержанием вулканогенных частиц до 90—95 %.

К вулканогенным осадкам относят также осадки глубинных, сильносоленых и высокотемпературных подводных источников. Так, у их выходов в Красном море формируются сильножелезистые осадки с высоким содержанием свинца и других цветных металлов.

44 Глава 3. Геологическое строение, рельеф дна и донные отложения

К полигенным осадкам относится один тип донных отложений — глубоководная красная глина — осадок пелитового состава коричневого или коричнево-красного цвета. Такая окраска обусловлена высоким содержанием оксидов железа и марганца. Важными компонентами красных глин являются глинистые минералы — монтмориллонит, гидрослюды, хлорит, а также вулканогенные материалы (вулканические стекла, плагиоклазы), кварцевые частицы и цеолиты — сложные водные алюмосиликаты, образующиеся в результате глубоких изменений вулканогенного материала. В красных глинах всегда присутствуют кремнистые биогенные остатки, космическая пыль в виде хондритовых и железных шариков. Разнообразие материала, из которого формируются глубоководные красные глины, и дает возможность выделить их в особую, полигенную группу донных отложений.

Глубоководные красные глины распространены в абиссальных котловинах океанов на глубинах более 4500 м. Наиболее зна- чительные площади они занимают в Тихом океане.

Аутигенные, или хемогенные, осадки образуются в результате химического либо биохимического выпадения тех или иных солей из раствора, каким является морская вода, либо химических процессов на морском дне. К ним относятся оолитовые отложения, глауконитовые пески и илы и железомарганцевые конкреции.

Оолиты — мельчайшие шарики извести, образующиеся в результате химического выделения ее из раствора морской воды. Эти осадки характерны для перенасыщенных известью теплых вод. Они распространены, в частности, в береговой зоне Каспийского и Аральского морей, Персидского залива, в районе Багамских островов.

Глауконитовые пески и илы — осадки различного состава с заметной примесью глауконита — специфического минерала, образующегося в морской среде. Наибольшее распространение они имеют на шельфе и материковом склоне у Атлантического побережья США, Португалии, Аргентины, на подводной окраине Африки, у южного берега Австралии и в некоторых других районах.

Железомарганцевые конкреции — стяжения гидроксидов железа и марганца с примесью других соединений, в первую очередь кобальта, меди, никеля. Они образуются на дне океана в результате различных физико-химических процессов. Конкреции имеют неправильную сфероидальную форму, их размеры от 1 до 25 см в поперечнике, но бывают и очень крупные конкреции (массой до 850 кг). Железомарганцевые конкреции встречаются как

Глава 3. Геологическое строение, рельеф дна и донные отложения 45

включения в глубоководных красных глинах и местами, особенно в Тихом океане, образуют большие скопления.

Более трети всей площади дна Мирового океана занято глубоководной красной глиной и примерно такую же площадь распространения имеют фораминиферовые осадки. Это наиболее распространенные типы поверхностных отложений на Земле.

Âраспределении в Мировом океане донных отложений ярко проявляется закон широтной географической зональности. Так, в тропических и умеренных поясах дно океана до глубины 4500—5000 м покрыто биогенными известковыми отложениями, глубже — красными глинами. Субполярные пояса занимает кремнистый биогенный материал, а полярные — айсберговые отложения. Вертикальная зональность находит выражение в смене карбонатных осадков на больших глубинах красными глинами.

Скорость осадконакопления в Мировом океане определяется толщиной слоя осадков, отложившихся на дне за 1000 лет. В некоторых районах ложа океана она составляет всего 0,1—0,3 мм за 1000 лет. Наиболее медленно идет накопление глубоководных красных глин. Быстрое накопление осадков характерно для приустьевых взморий крупных рек, котловин морей переходных зон

èотдельных глубоководных желобов — до сотен миллиметров за 1000 лет.

Âраспределении скорости осадконакопления также четко проявляется закон географической зональности. Большое коли- чество аллювиального материала, поступающего в океан, выносится реками гумидной области экваториального пояса, что обеспечивает значительную скорость терригенного осадконакопления. Высокая биологическая продуктивность позволяет быстро накапливаться здесь и биогенным осадкам. Акватории океана, примыкающие к аридным областям тропических поясов, имеют низкую скорость осадконакопления. В гумидных областях умеренных поясов скорость осадконакопления возрастает.

Мощность донных отложений неодинакова в различных частях океанического дна. В пределах шельфа и материкового склона мощность осадочного покрова невелика, а на материковом подножии она значительно увеличивается (до нескольких километров). Большая мощность осадков характерна также для котловин окраинных морей переходной зоны и внутренних морей. Минимальная мощность свойственна абиссальным котловинам ложа океана, а также склонам и некоторым вершинам подводных гор. Особенно непостоянен и изменчив по мощности осадочный покров в срединно-океанических хребтах.

В распространении мощности осадков также проявляется широтная географическая зональность. Наиболее ярко это выражено в Тихом океане, где четко выделяются три зоны повышенной мощности осадочного покрова (более 1000 м) — две в умеренных широтах и одна в экваториальных, разделенные зонами пониженной мощности (около 100—200 м) в тропических и субтропиче- ских широтах. Особенно отчетливы зоны повышенной и пониженной мощности осадочного слоя в восточной части океана.

ГЛАВА 4

КЛИМАТ И ВОДНЫЕ МАССЫ МИРОВОГО ОКЕАНА

4.1. КЛИМАТ

Îсновными климатообразующими факторами в Мировом океане являются зональное распределение солнечной радиации и однородность поверхности океана, выра-

женные в размещении климатических поясов (рис. 10). Здесь отсутствуют орографические препятствия, вносящие большие осложнения в климатические условия отдельных частей материков.

Поглощенная солнечная радиация в Мировом океане в целом составляет 334 кДж/см2 в год, тогда как для всей суши только 209 кДж/см2 в год. В одних и тех же широтах океан поглощает на 25—50 % больше тепла, чем суша. Это объясняется высокой теплоемкостью воды и ее интенсивным перемешиванием, в процессе которого происходит сложное перераспределение тепла в толще Мирового океана. Океан — мощный аккумулятор солнечного тепла, оказывающий весьма большое влияние на температурный режим прилегающих слоев атмосферы и климат материков.

Океан медленнее, чем поверхность суши, поглощает тепло и медленнее отдает его в атмосферу, поэтому суточный ход температуры воздуха над поверхностью океана характеризуется не-

Глава 4. Климат и водные массы Мирового океана

47

большими колебаниями, обычно в пределах нескольких градусов. Годовые амплитуды температуры здесь также значительно меньшие, чем над материками. Например, разность летних и

зимних температур воздуха от экватора к полюсам возрастает от 1 до 15—20 , тогда как на суше она может быть в 2—2,5 раза

больше. Характерно также запаздывание максимальных и минимальных температур воздуха над океаном по сравнению с сушей на 1—1,5 месяца. Большое влияние на климатические условия отдельных акваторий океанов и их термический режим оказывают теплые и холодные морские течения.

Циркуляция атмосферы над Мировым океаном обусловлена барическими системами, термическим режимом и отклоняющим воздействием суточного вращения Земли. В умеренных широтах

âзимнее время температура воздуха над океаном выше, чем над сушей. Поэтому здесь устанавливается низкое атмосферное давление — Исландский и Алеутский барические минимумы. Летом они выражены менее резко в связи с прогреванием материков. В субтропических широтах воздух над сушей всегда теплее, чем над океаном, и охладившиеся в верхних слоях атмосферы массы воздуха, пришедшие за счет восходящих движений из экваториальных областей, также опускаются. Поэтому в субтропиках и динамические, и температурные условия обусловливают существование устойчивых антициклонов: Азорского, Гавайского, Юж- но-Атлантического, Южно-Индийского, Южно-Тихоокеанского. В экваториальных широтах в результате активной солнечной инсоляции и усиленных восходящих воздушных потоков возникает зона пониженного атмосферного давления. Над полюсами, наоборот, холодные воздушные массы обеспечивают повышенное атмосферное давление.

Такое распределение атмосферного давления и барических систем определяет направление господствующих и постоянных ветров, их силу и устойчивость в различных широтах. В циклонах (циклоническая циркуляция) воздух движется к центру области низкого давления против часовой стрелки в Северном полушарии и по часовой в Южном. В антициклонах (антициклоническая циркуляция) движение воздуха противоположное: от центра антициклона к его периферии по часовой стрелке в Северном полушарии, против часовой стрелки в Южном. Взаимодействие областей низкого давления в умеренных широтах и высокого давления

âсубтропических обусловливает преобладание западных ветров в умеренных поясах. В Северном полушарии западный перенос ос-

Глава 4. Климат и водные массы Мирового океана 49

ложняется влиянием материков, в Южном он выражен особенно ярко: непрерывное водное кольцо океана и сплошная зона устой-

чивых западных ветров опоясывают земной шар в пределах 40—50 ю. ш.

Экваториальная область пониженного атмосферного давления определяет приток воздушных масс из субтропических областей повышенного давления. Возникают постоянные тропические ветры — пассаты: северо-восточные в Северном полушарии, юго-вос- точные в Южном. В летние и осенние месяцы этот устойчивый режим постоянных умеренных ветров может иногда нарушаться разрушительными тропическими циклонами (ураганами).

Общая схема циркуляции атмосферы над Мировым океаном осложняется в Индийском океане и частично в Тихом в результате возникновения сезонных барических систем над Азией. Интенсивное нагревание поверхности Азии летом создает здесь область пониженного атмосферного давления (Южно-Азиатский бариче- ский минимум), в то время как северная часть Индийского и юго-западная часть Тихого океана имеют более низкую температуру и более высокое давление, чем прилегающие пространства суши. Поэтому воздух с океана перемещается в область пониженного давления, возникает летний муссон — ветры, направленные с океана на сушу и несущие с собой обильные осадки. В зимнее время поверхность суши оказывается охлажденной, образуется область высокого давления (Сибирский, или Центральноазиатский, антициклон) и плотные массы воздуха растекаются в сторону Индийского и Тихого океанов, образуя зимний муссон — сухие ветры, направленные с суши на океан.

Рассмотренная общая циркуляция атмосферы над океаном имеет определяющее значение для циркуляции вод Мирового океана.

4.2. ТЕМПЕРАТУРА И ТЕПЛОВОЙ БАЛАНС МОРСКОЙ ВОДЫ

ÐÈÑ. 10. Климатические пояса Мирового океана (по Атласу океанов, 1977).

1 – экваториальный, 2 – субэкваториальный, 3 – тропические, 4 – субтропиче- ские, 5 – умеренные, 6 – субарктический и субантарктический, 7 – арктический и антарктический

50	Глава 4. Климат и водные массы Мирового океана

Температура. Важнейшей характеристикой морской воды является ее температура. Нагревание поверхности океана происходит в основном прямой и рассеянной солнечной радиацией, а также в результате конденсации влаги, выпадения осадков, теплопередачи из воздуха.

Кроме нагревания, происходит и охлаждение воды при испарении, излучении теплоты в атмосферу, а также при конвективном теплообмене между океаном и атмосферой. Изменение температуры может происходить и в результате горизонтальных и вертикальных перемещений водных масс.

При отсутствии материков температура на поверхности океана зависела бы только от широты, а линии равных температур — “изотермы” — совпадали бы с параллелями. В действительности же, за исключением южной части Мирового океана, картина распределения температуры резко отличается из-за расчлененности океанов, влияния океанических течений и вертикальной циркуляции.

Изотермы расходятся от экватора в западных частях океанов и сгущаются у экватора в восточных. В западных частях океанов теплые течения, встречая материки, поворачивают на юг и на север вдоль берегов и переносят теплые воды в более высокие широты, а у восточных берегов течения всегда направлены к экватору. Кроме того, в результате сгона воды, вызванного постоянно дующими пассатами, в восточных районах океанов к поверхности поднимаются холодные глубинные воды.

В северо-западных частях Атлантического и Тихого океанов под влиянием мощных теплых течений — Гольфстрим и Куросио — изотермы идут под углом в 45 к меридианам, а иногда и вдоль меридианов, и сильно сгущаются в результате взаимодействия теплых течений с холодными (Лабродорским и Курильским).

В среднем характер изменения температуры воды по широтам для Тихого, Атлантического и Индийского океанов примерно одинаков: максимальная температура наблюдается у экватора и монотонно убывает к полюсам. По абсолютным средним значениям температуры самый теплый океан — Тихий.

Средняя температура воды на поверхности Мирового океана (+17,5 С) отличается от средней температуры воздуха (+14,4 С), вследствие чего океан оказывает сильное влияние на тепловые процессы в атмосфере. Средние годовые значения температуры на поверхности океанов без выделения Южного океана: 1) Атлантиче-

Глава 4. Климат и водные массы Мирового океана

51

ский — +16,9 С; 2) Индийский — +17,0 С; 3) Тихий — +19,1 С; 4) Мировой — +17,5 С.

Максимальная температура Мирового океана (+35,6 Ñ) наблюдается в Персидском заливе и наиболее низкая (–2 С) в Северном Ледовитом океане. Температура на поверхности морей, находящихся в различных физико-географических условиях, колеблется в широких пределах: летом от +1,6 Ñ в Чукотском море до +27 Ñ

в Аральском и Каспийском морях; зимой верхний предел резко понижается и максимальная положительная температура наблюдается в Аральском море (+9 С) и в Японском (+9, +12 С).

Âумеренных, тропических и экваториальных широтах температура с глубиной убывает: до 300—500 м понижается очень быстро — здесь имеет место так называемый термоклин. Далее от 500 м глубины до 1200—1500 м понижается значительно медленнее и от 1500 м до дна или очень медленно, или совсем не изменяется. Термоклин (от греч. therme — тепло и “клино” наклоняюсь, опускаюсь) — слой воды в океане со значительным вертикальным отрицательным градиентом температуры, большим, чем в соседствующих верхних и нижних слоях воды.

Подразделяется на сезонный и главный. Сезонный термоклин обычно распространяется на глубинах менее 200 м, возникает и разрушается в течение годового хода температуры; главный термоклин существует постоянно, охватывая толщу вод до 1—2 км.

Âтропиках и экваториальных широтах температура воды в слое 0—500 м понижается наиболее интенсивно, так как ее значе- ние на поверхности выше, чем в умеренных широтах.

Âполярных областях температура на поверхности равна +1,6 С

èснижается до –1,8 С на глубине 50 м, затем повышается до +2, +3 С на глубине 200—400 м вследствие поступления теплых вод Атлантического океана и далее опять уменьшается до самого дна,

где температура оказывается ниже 0 C.

В целом в Мировом океане существенные изменения температуры происходят до глубины 1500 м, где она в среднем составляет 3—4 С; на глубине 4000 м понижается до 1—1,5 С и далее до дна изменяется весьма незначительно. В придонных слоях температура воды практически одинакова для всех океанов и изменяется в достаточно узких пределах, в среднем от +1,0 до –2 С. Температура придонных слоев воды в морях и заливах, а также и на поверхности зависит от физико-географических условий и изменя-

52	Глава 4. Климат и водные массы Мирового океана

ется от максимального значения +22 С в Красном море до –2,2 С в Гудзоновом заливе.

Изменение температуры во времени соответствует изменению количества солнечной радиации, в связи с чем рассматривают суточный и годовой ход температуры воды. Суточные колебания температуры зависят от погодных условий и редко превышают 1 С. В среднем для тропиков эта величина составляет 0,5 С и для умеренных широт 0,1 С. Вблизи берегов температура воды в те- чение суток может иногда меняться на несколько градусов в результате ветрового сгона поверхностной теплой воды и поступления с глубины более холодной. Суточные колебания температуры быстро убывают с глубиной и затухают на горизонте 30—50 м. Максимальная температура на глубине наступает на 5—6 ч позднее, чем на поверхности. Изменение температуры в течение года на поверхности и по глубине зависит от колебаний солнечной радиации, турбулентной теплопроводности вертикальных и горизонтальных перемещений водных масс.

Годовой ход температуры отличается от суточного большими амплитудами и глубиной проникновения. Наименьшая амплиту-

да колебаний температуры на поверхности в тропиках и составляет 1—2 С; наибольшая — в широтах 40 с. ш. и 30 ю. ш. — дос-

тигает 8—10 С, что объясняется преобладанием ясной погоды и слабых ветров в этих областях. Особенно большие колебания амплитуды (до 20 С и больше) имеют место при сезонном смещении границ теплых и холодных течений у берегов Америки и Азии. Глубина проникновения годовых колебаний температуры зависит от местных условий и изменяется в довольно широких пределах, но обычно не превосходит 300—500 м.

Удельная теплоемкость воды очень высокая, значительно выше, чем у других веществ на Земле, за исключением водорода и жидкого аммиака.

Испарение играет важную роль в тепловом балансе океана, а также в теплообмене между океаном и атмосферой и является одним из основных климатообразующих факторов. Величина испарения меняется в зависимости от широты места и времени года. С поверхности океана за сутки испаряется слой воды 3—4 мм в экваториальной зоне; 1—2 мм в умеренных широтах и менее 1 мм в высоких широтах. С поверхности Аральского моря испаряется в сутки слой воды толщиной 100 мм летом и 0,01 мм зимой. В среднем за год с поверхности земного шара испаряется 518 600 км2, что эквивалентно слою толщиной в один метр.