ОКЕАНОГРАФИЧЕСКАЯ
ЭНЦИКЛОПЕДИЯ
ГИДРОМЕТЕОИЗДАТ
ЛЕНИНГРАД. 1974

УДК 551.46
ТНе ЕЫСУСЬ0РЕ01А о( ОСЕАЫООКАРНУ
НсН1ес1 Ьу Ккойев No7. РшгЬгШ§е
КетЬоМ РиЬНзЫпд СогрогаШп
No\у Уогк, 1966
Перевод с английского:
А. А. Аламова, Т. А. Алимовой,
М. В . Данилевской, А. В . Дундо,
А. И . Инюткиной, О. В. Колъман,
А. Я. Миневич, А. М . Пашковского,
Н. П. Подобиной, 3. С. Романович,
И. В. Фаренголъц
Ответственные редакторы перевода:
д-р геол.-ми нерал, наук,
проф. Р . М . Деменицкая
(по морской геологии и
геофизике),
канд. физ. -мат. наук Г. И . Баранов,
канд. геогр. наук В. В . Панов,
канд.
геогр.
наук А. О. Шпайхер
(по океанографии)
Рецензенты:
чл. -корр. АН СССР О. А . Алехин
(по гидрохимии),
д-р биол. наук К. А . Бродский
(по гидробиологии)
Редакторы:
канд. геогр. наук 3. И. Мироненко, Л. В. Ковель
Редактор-картограф
канд. геогр. наук А. П. Копылов
Технический редактор Л. М. Шишкова
Художник И. Н. Кошаровский
Корректоры: В. И . Гинцбург, 3. Т. Тимченко
Редакция океанологической литературы
Зав. редакцией Т. Г. Недошивина
00101-133
О
069 (02)-74
21-73
© Перевод на
русский язык, Гидрометеоиздат, 1974

ОТ ИЗДАТЕЛЬСТВА
Океанографическая энциклопедия, изданная в Нью-Йорке в 1966 г.,
была составлена известными учеными разных стран,
в том числе Совет¬
ского Союза. Энциклопедия содержит более 200 статей, где приводятся
современные сведения о Мировом океане: его гидрологии, геологии,
гидробиологии, гидрохимии, минеральных и энергетических ресурсах
ит.
д.,
рассматриваются водные массы, течения, приливы, волны, коле¬
бания уровня, морские льды, оптика
моря и гидроакустика, взаимодей¬
ствие океана и
атмосферы, дается описание океанов, морей, крупных
заливов и
проливов. Большое внимание в Энциклопедии уделяется во¬
просам геологии дна океанов и морей, что вызвано новизной проблемы
и
возросшим в настоящее время интересом к минеральным ресурсам
Мирового океана.
В предлагаемом читателю переводе Энциклопедии многие статьи
снабжены примечаниями, дополняющими и уточняющими приводимую
информацию, что вызвано появлением новых данных за
время, прошед¬
шее с момента выхода книги в свет, или
различиями во взглядах совет¬
ских и
зарубежных ученых на тот или иной вопрос. Часть статей печа¬
тается с
сокращениями. Незначительные ошибки в формулах исправлены
без упоминаний об этом в примечаниях. Названия морских акваторий
и
географических объектов приведены в соответствие с принятыми на
советских
картах.* Единицы физических величин, принятые авторами
статей, оставлены без изменения.**
Необходимо отметить, что
вопросы, связанные с современной трак¬
товкой проблемы происхождения океана, изложены недостаточно.
Это
касается, в частности, гипотезы
«разрастания океанического дна» и гипо¬
тезы
дрейфа материков, получивших общее название «тектоники мобильных
литосферных плит».
Это упущение объясняется недостаточной разра¬
ботанностью данной проблемы к моменту выхода в свет Энциклопедии.
*
В отдельных статьях, помещенных в Энциклопедии,
границы океанов
и
морей даны по
различным источникам и не
всегда совпадают с границами, принятыми в СССР в соот ветст вии
с описанием «Границы океанов и морей» (изд. Управления Начальника Гидрографической службы
Военно-Морского флота СССР, 1960 г.) .
**
В книге встречаются следующие единицы физических величин: дюйм рт.
ст.
~
3,386 кПа;
мгл = 10~3 см.с”2; миля мор. (миля) = 1852 м; миля уст.
=
1609.344 м; саж. мор. (саж.)
=
1,8288м;
л
г- ,.
.
.
«
—-
*
°
—~
_1_ Я9°

Необходимо также отметить,
что
некоторые публикации советских
ученых, по-видимому,
не имелись в
распоряжении зарубежных авторов.
Приводимая в книге информация дополнена примечаниями с ссылками
на эти публикации.
Издательство выражает благодарность д-ру геол. -м инерал,
наук
М. В. Кленовой, д-ру геогр. наук В. П. Зенковичу, д-ру геогр. наук
А. С. Ионину за любезное согласие внести необходимые исправления
в
перевод своих статей. Издательство благодарит за помощь и консуль¬
тацию по отдельным вопросам чл.-корр. АН СССР П. Л . Безрукова,
чл. - корр. АН СССР В. В. Богородского, д-ра физ. -мат. наук Б. А . Ка¬
гана, Н. Е . Вольцингера, канд. геогр. наук В. Е. Джуса, канд. геогр.
наук Ю. Е . Очаковского, канд. геогр. наук К* М. Померанца, К. П. Рыж¬
кова и
др.
Издательство надеется, что Энциклопедия будет полезна не только
специалистам океанологам, гидрохимикам, гидробиологам, геологам моря,
студентам гидрометеорологических вузов и географических факультетов
университетов, но и всем интересующимся природой Мирового океана.

А
АБИССАЛЬНАЯ ЗОНА
Первоначально термин «А. з.» определял всю область
глубин, находившихся вне пределов досягаемости рыбаков.
Исследования глубоководных морей, начавшиеся в 60-х
годах
19 в.,
особенно
экс пед иция
на
«Челленджере»
(1872—1876), позвол или в ыделить в
Мировом океане две
глубоководные зоны: 1) нижнюю, к которой теперь и отно¬
сится термин «А. з.»,
—
с однообразной фауной и низкими
температурами и 2) верхнюю, называемую теперь батиаль¬
ной (или архибентальной),
—
с бол ее разнообразной и бо¬
гатой фауной и сравнительно высокими температурами
(рис. 1). Верхняя граница А. з . проходит большей частью
на глубине 2000 м, в
ряде районов
—
на глубинах от 1000
до 3000 м в соответствии с положением изотермы 4° С,
которая разграничивает распределение эндемических форм.
В полярных районах различие в фауне между А. з . и ба¬
тиальной зоной нечеткое. В результате недавних исследова¬
ний в глубоководных морях была выделена еще одна зона—
ультраабиссальная, находящаяся на глубине более 6000—
7000 м (желоба и впадины), с присущей только ей фауной
(см. Хадалъная зона).1
А. з.
—
самая большая экологическая единица в ми¬
ре
—
занимает
3/4 площади Мирового океана и немного
более половины всей площади Земли (см. табл. 1).
Таблица 1
мл н. км2
Площадь Земли
510
»
Мирового океана
361
»
абиссальной зоны на глубинах:
свыше 2000 м
305
»
3000 »
278
»
6000 »
5
Площадь осадков в абиссальной зоне:
известковые илы
128
глубоководная красная глина
102
кремнистые илы
38
Условия существования в А. з.
Факторы окру¬
жающей среды. Условия существования в А. з.
очень однообразны, за исключением источников питатель¬
ных веществ. Температура в А. з . колеблется от 0 до 2° С;
в каждом районе она постоянная, и смена времен года на
нее не влияет. Низкая температура обусловливается хо¬
лодными водными массами, опускающимися в полярных
районах и распространяющимися вдоль дна к экватору.
В частично закрытых глубоководных бассейнах, таких,
как моря Средиземное, Японское и С^лу, наблюдаются
более высокие температуры воды у дна и настоящая абис¬
сальная фауна отсутствует.
Соленость в А. з. равна 34,8±0,2%о. Щелочность,
содержание фосфатов, двуокиси углерода и силикатов из¬
м е н я ю т с я незна чител ьно. Содержание кислорода зависит
от притока насыщенных кислородом водных масс и состав¬
ляет в
среднем 5—6 см3/л в Атлантическом океане и 3,5—
4 см3/л в Тихом океане. У самого дна содержание кисло¬
рода может повышаться, что, вероятно, связано с биоло¬
гическими процессами. Давление в А. з . изменяется в
пределах 200 — 700 ат. В какой степени это влияет на
жизнь животных, пока еще не выяснено.
Субстрат.
А. з.
обычно является спокойной
средой, где могут оседать очень мелкие частицы. Дно океана,
если не считать подводных гор и горных хребтов, в основ¬
ном
покрыто слоем рыхлого глинистого ила довольно
большой мощности, возможно, порядка сотен метров.
Вблизи суши осадки состоят из терригенного и органиче¬
ского материалов, а также из остатков планктонных орга¬
низмов. Дно более отдаленных участков океана покрыто
в осн овно м пел агически ми ос ад кам и; в наибо льшем уда¬
лении от суши осадки оседают очень медленно
—
менее
1 см/1000 лет.
Переход от терригенных осадков к пелагиче¬
ским происходит примерно на глубине 2000 м, что совпа¬
дает с верхней границей А. з . На глубине около 4000 м
(в средних и низких широтах) осадки обычно состоят из
серого известкового ила, содержащего
в большом количе¬
стве скелетные части пелагических фораминифер (напри¬
мер, глобигерин, (НоЫцеппа) и жгутиковых (особенно кок-
колиты). Глобигериновые илы покрывают большую часть
дна Атлантического и Индийского океанов, а также встре¬
чаются в южной части Тихого океана. На некоторых участ¬
ках
океанического дна в
известковом
иле
преобладают
оболочки птеропод. На большей части дна Тихого океана
на глубинах более 4000 м известковые осадки в значитель¬
ной степени растворились (см. Уровень карбонатной ком¬
пенсации) и представляют собой коричневатую абиссаль¬
ную глину (красную глину), состоящую в основном из алю¬
мосиликата
(рис. 2). В более глубоководных районах
Тихого и Индийского океанов осадки состоят в основном
из кремниевых оболочек радиолярий. В Южном океане
и северной части Тихого океана осадки в основном состоят
из кремнистого ила, образовавшегося в результате накоп¬
ления створок диатомей, живущих в холодных поверхно¬
стных водах. Скорость придонных вод небольшая — около
5 см/с, но на глубине около 3000 м
и
вокруг подводных
гор скорость придонных течений может иногда увеличи¬
ваться до 16 см/с, о чем свидетельствуют следы ряби на
5

АБИССАЛЬНАЯ
Рис. 2 . Распределение абиссальных осадков (по Гильхеру, 1954).
I « глобшериаовый ил;
2 = птероподовый ил;
3 — радиоляриевый ил;
4 = диатомовый ил; 5
терригенные осадки;
6
красная глина.

АБИССАЛЬНАЯ
фотографиях дна глубоководных участков (см, Придонные
океанические течения).
Источники
пи тател ьных
веществ.
Питательные веще ст в а д ля поддержания
жизни в
глубоко¬
водных районах поступают с суши и из верхних слоев
океана, где они образуются в основном в результате жизне¬
деятельности фотоавтотрофного фитопланктона, что яв¬
ляется начальным звеном цепи питания в океанах.
Погру¬
жающиеся эпипелагические организмы потребляются бати-
пелагической фауной. Однако остатки растительных
и жи¬
во тн ы х органи змов
и
фекалий, погружающиеся на глу¬
бину более 2000 м, на пути ко дну потребляются незначи¬
тельно, так как пелагическая жизнь в А. з . очень бедна.
Поэтому общее положение
—
на большие глубины посту¬
пает мало питательных веществ
—
справедливо лишь для
глубоководных участков, находящихся на большом рас¬
стоянии от суши или от районов с большой продуктив¬
ностью на поверхности. Абиссальные гетеротрофные бакте¬
рии ассимилируют органические вещества и, вероятно, об¬
разуют главный источник питания или непосредственно,
или в качестве второго звена новой цепи питания. Терри-
генные осадки, содержащие остатки более богатой фауны,
чем эвпелагические, могут быть вынесены далеко в океан
мутьевыми потоками. В осадках некоторых А. з . тропиче¬
ских районов в изобилии находятся растительные осадки,
которые, являясь источником питания, вызывают в А. з .
концентрацию живых организмов. Затонувшие мертвые
тела крупных животных, таких, например, как киты, соз¬
дают временный местный источник питания, и этим можно
отчасти объяснить неоднородное распределение многих
абиссальных видов организмов.
Фауна. Морфологические характерис¬
тики.
Животные А. з. обитают в темноте, в спокойной
среде, на мягком грунте, имеют одинаковую окраску,
чаще всего сероватую или черную,
в большинстве случаев
они
хрупкие. У подвижных животных длинные конечно¬
сти. Сидячие медленно переползают (что, возможно, опре¬
деляется их стремлением к перемещению
в вышележащие
слои из придонного слоя, бедного кислородом). Многие
рыбы и ракообразные слепы (или с очень развитыми гла¬
з ами.
—
Ред.); у некоторых рыб брюшные плавники яв ¬
л я ю тся органами осязания.
Состав.
Для А. з. характерны все основные пела¬
гические виды беспозвоночных и некоторые бентосные виды
рыб:
губки: Те1гас1теШс1а, НехасПпеШба (Еир1ес1еШс1ае,
НуаЬпетаШае);
ки шечнополостн ые:
Нус1го2оа (ВгапсЫосепапОги$)\
ЗсурЬогоа (Согопа1ае: 5(ерНапозсурНи$)\ Ап^Ьогоа (Сог§о-
папа: С1ауи1апс1ае; Реппа1и1апа: НтЪеИипбае); АсИша-
па; Маёгерогапа (одиночные виды); АпИра1апа (ВаОгу-
раПгез);
многощетинковые
черви: АрЬгосПШае; ЕишсИае;
Ма1с1атс1ае; ТегеЬеШйае;
ЕсЫигМае: 51рипси1о1с1еа; Рпари1о1с1еа; Ыета1ос1а;
ЫешегШи Вгуогоа; ВгасЫорода; Ро^опорЬоа; Еп1егор-
пеиз1а; Руспо^опШ;
ракообразные: ОгпресНа (8са1ре11ит)\ Ситасеа;
Тапа1(1асеа; 1$орос1а (Нар1от8си$, 81ог1Нуп§>ига, АгсЫгиз);
АтрЫрос1а; Бесароёа (Егуошс1еа, РадигШае, СаЫЪеЫеа,
ВгасЬуига);
иглокожие: СппоЫеа (стебельчатые формы); Аз^егоЫеа
(Впзш^Ыае, Р{ега$1еп(1ае, Рогсе11апа51епс1ае); ОрЫигоР
<1еа; ЕсЫпоМеа (ЕсЫпоИшгМае, 5ра*ап§(лс1еа); НооШ-
поМеа (Е1а51рос1а: Е1рШа, Рета^опе, РзусНгоро^ев, Веп1-
Нодуле з);
моллюски:
Мопор1асорЬога
(А1еорШпа)\ Вп^аМа
(ЫисиПдае, ЫторзЫае, СизрМапИае, Ху1орЬа§1тс1ае);
Оаз1города (Р1еиго1оте11а); СерЬа1орос1а;
оболочники: АзсШасеа (Си1ео1и$> 81уе1а, Ос1аспетив)\
по з во ноч н ые : 5е1асЬп; Но1осер1тП; Те1еоз1е1 (Ва1Ьур-
{егоЫае, ЗупарЬоЪгапсЬЫае, МасгоигШе,
ВгоМЫае,
Ырапбае, СегаПШае).
Инфауна и эпифауна. Абиссальная фауна,
подобно фауне холодных вод и инфауне мелководных участ¬
ков, состоит из сравнительно немногих, но широко рас¬
пространенных видов при относительно большом количе¬
стве особей внутри видов. Кроме того, имеется много видов,
особенно в эпифауне, с пятнистым распределением. Эпи¬
фауна концентрируется на подводных горах и около них,
где сильные придонные
течения
могут обнажать твердую
поверхность или более грубозернистый субстрат. С по¬
мощью фотографий дна, сделанных в глубоководных райо¬
нах, удалось установить, что, например, на одной подвод¬
ной горе могут преобладать криноиды, а на другой
—
губки.
Типы питания.
С увел иче нием глубины увели¬
чивается количество потребителей суспензий (питающихся
суспензионными наносами) и потребителей отложений (пи¬
тающихся осевшими органическими веществами) относи¬
тельно количества хищников и организмов, питающихся
падалью. Рогсе11апаз1епс1ае, семейство илоедов, а также
хищные морские звезды неизвестны
на
глубине меньше
1000 м.
Они составляют четверту ю
часть
видов
мор¬
ских звезд, которые обитают
на
глубине более 4000 м,
и половину тех, которые обитают на глубине более 6000 м.
Преобладают над всеми животными в А. з .
голотурии-
илоеды,
Е1аз1рос1а. Некоторые абиссальные рыбы тоже
питаются
отложениями.
Пло тность
населения.
Плотность
насе¬
ления А. з. очень низкая по сравнению с плотностью насе¬
ления
умеренных глубин. Выраженная в биомассе (коли¬
чество вещества живых организмов в граммах на квадрат¬
ный метр) плотность населения даже в наиболее плодо¬
родных абиссальных районах (в Южном океане и в север¬
ной части бореальной области) составляет не более 1%
плотности населения плодородных прибрежных районов.
На больших глубинах продуктивность может быть очень
низкой (табл. 2).
Таблица 2. Биомасса в северо-западной части
Тихого океана (г/м2) (по Бирштейну и Беляеву, 1955,
и Бирштейну, 1959)
Прибрежная зона
1000 — 5000
50-200 м
200
-4000 м
-5
Курило- Камчатский желоб:
—6000 м
1,2
-8500 м
0,3
Центральная часть ложа окёана
0,01
Желоб Тонга, 10 500 м
0,001
Размножение.
Скорость размножения живот¬
ных
организ мов
в
А. з.
кажется медленной; предпола¬
гается, что животные А. з .
живут довольно долго. Пока
еще неизвестно, относятся ли они к животным с обычным
сезонным ритмом
жизнедеятельности,
но имеются указа¬
ния на то, что для подлинно абиссальных видов это не¬
важно, размножение может происходить
в любое время
года, причем одновременно созревает небольшое количе¬
ство яиц. Для абиссальных видов обычным кажется непела¬
гическое развитие, хотя можно ожидать, что личинки неко¬
торых видов животных на определенной стадии развития
могут свободно плавать в течение некоторого времени.
Некоторые виды имеют пелагические личинки, а из бенто-
абиссопелагических рыб некоторые виды, например, Зупа-
рЬоЬгапсЫдае и СегаШбае,
имеют
ли чин ки,
жи вущие
в
верхней пелагической зоне .
7

АБИССАЛЬНАЯ
Подразделения А. з .
Вертикальное под¬
разделение. А . з . может быть разделена на верхнюю
и нижнюю подзоны с границей на глубине около 4500 м,
где происходит изменение видового состава. Ряд встречаю¬
щихся во всем мире видов принадлежит исключительно
нижней абиссальной подзоне. На глубине около 4500 м
вода
оказывается
в
недостаточной степени насыщенной
кальцитом, и это может частично объяснить изменения
в
фауне.
Региональное
распределение
и
подразделения.
Распределение многих эндеми¬
ческих форм в А. з . объясняется однородными условиями
среды и отсутствием определенных топографических барье¬
ров; бентосные виды рыб, АпШогоа, иглокожие и оболоч¬
ники имеют почти космополитическое распределение,
вто
вре мя
как
ракообразные и моллюски —
ограниченное.
Наибольшая разница в составе фауны А. з . наблюдается
по разным сторонам Американского материка (этот мате¬
рик также представляет собой наиболее заметный барьер
в А. з .) В отношении иглокожих другим барьером в рас¬
пределении можно, по-видимому, считать глубоководные
районы центральной части Тихого океана, имеющие очень
скудные источники питания. Очень холодные глубинные
воды «0° С) в Южном океане, вероятно, являются при¬
чиной особого состава существующей там абиссальной
фауны. Таким образом, можно отметить три основных зоо-
географических подразделения А. з.:
1) Атлантический и Индийский океаны, включая юго-
западную
часть Тихого океана;
2) восточная часть Тихого океана;
3) антарктические глубоководные районы.
Более подробное зоогеографическое деление большей
частью отражает зоогеографию батиальной зоны .
Второстепенные
виды
А. з.
Довольно
значительную часть фауны А. з. составляют многочислен¬
ные виды, проникающие
из батиальной зоны. Такие виды
были названы второстепенными абиссальными видами, или
пр ишельцам и,
так как они хотя и
живут в условиях среды
А. з., но не могут там постоянно размножаться. Вероятно
также, что распространению многих видов в глубоководные
районы океана мешает ограниченное
количество пищи.
Происхождение фауны. Эндемические формы.
Только немногие группы более высоких таксономических
форм обитают исключительно в
глубоководных районах.
Семейство актиний, как известно, обитает только на уль-
траабиссальных (хадальных) глубинах (см. Хадальная
зона). Морские звезды, Рогсе11апаз1епс1ае, живут почти
исключительно в А. з.
(1000—7600 м). Две трети видов
голотурий Е1а51рос1а относ ятся к А . з .,
а одна треть
—
к батиальной. Моллюски класса Мопор1асор1юга (Иеорг-
Ипа) исключительно батиально-абиссальные и представ¬
ляют единственную абиссальную группу, прослеживаю¬
щуюся с палеозоя . Доминирующие абиссальные группы,
такие, как Е1а51рос1а, в ископаемом состоянии не встре¬
чаются, и лишь немногие из других представленных се¬
мейств могут быть прослежены только с мезозоя.
Неэндемические формы.
Принято счи¬
тать, что низкая температура в современных А. з. в настоя¬
щее время является характерной особенностью, появив¬
шейся лишь в недавнее геологическое время, и что во время
позднего мезозоя и раннетретичного периода температура
в А. з. была около 10° С. Постепенное охлаждение в поздне¬
третичный период, достигшее максимума во время четвер¬
тичного оледенения, могло, очевидно, очень избирательно
повлиять на фауну. Стенотермные абиссальные формы,
приспособившиеся к жизни при температуре примерно
10° С, очевидно, при понижении температуры вымирали,
хотя, может быть, они могли бы выжить в батиальной зоне.
Таксономическая характеристика родов и видов иглоко¬
ж их , мн огощет инковы х червей и ракообразных, встречав¬
шихся на различных глубинах, привела к мысли, что они
становились более приспособленными с увеличением глу¬
бины. Возможно, что А. з . со времени позднего мезозоя
или
раннетретичного периода постепенно населялась оби¬
тателями батиальных глубин. Эндемические классы и се¬
ме йс т ва глубоководных районов, например НехасИпеЬ
Нс1а, современные СппоЫеа, СлбагоМеа и Е1аз1рос1а, со¬
ставляют,
вероятно,
наидревнейшие виды.
Возможно,
ИеорИИпа тоже появились в А. з . не раньше раннетретич¬
ного периода. Другие группы, Сог^опапа, Аз^оресИшба
и
макруриды, родственные мелководные формы которых
живут в тропических прибрежных водах, возможно, тоже
проникли в А. з . в раннетретичном периоде, прежде чем
начало сказываться понижение температуры.
Возмож¬
ность переселения в позднетретичном периоде допускается
для групп, широко распространенных в А. з. и имеющих
родственные мелководные формы в более холодных райо¬
нах. Должно быть и в позднечетвертичном (послеледнико¬
вом) периоде наблюдалось продолжающееся до сих пор
проникновение тех видов, которые встречаются больше
всего в полярных районах и лишь в ограниченном количе¬
стве в соседних глубоководных морях.
Ф. ДЖ. МЭДСЕН
Прим, ред.1 Значительный вклад в изучение А.
з.
Мирового океана сделан
советскими
ис следоват елями.
В частности, в 1949 г. экспедиция на «Витязе» установила
наличие жизни на глубине 8000 м и тем самым опровергла
существовавшие представления о невозможности жизни
на
глубинах более 6500 м (см. Беляев Г. М . Донная
фауна наибольших глубин (ультраабиссали) Мирового
океана. М., «Наука», 1966; Зенкевич Л. А. Биология
морей СССР. М ., Изд-во АН СССР, 1963; Иванов А. В.
Материалы по экологии и географическому распростране¬
нию
погонофор.
—
Труды ИОАН СССР, 1960,
т.
34,
с.
3—20).
АБИССАЛЬНАЯ ФАУНА — с м . Абиссальная зона .
АБИССАЛЬНЫЕ КОНУСЫ, ВЕЕРА — с м . Подводные
каньоны и другие морские долины; Подводные конусы выноса.
АБИССАЛЬНЫЕ ОСАДКИ (МОЩНОСТЬ)
Скорость и периоды аккумуляции А. о.
Средняя мощ¬
ность А. о ., рассчитанная с учетом скорости размыва суши,
продуктивности
карбонатов и г еол оги ческ ого
возраста
материков, должна быть порядка нескольких километров.
С помощью сейсмического метода отраженных волн удалось
установить, что в действительности мощность А. о. меньше,
чем дает подобный расчет: средняя мощность А. о. , покры¬
вающих срединно-океанические хребты и некоторые глубо¬
ководные участки дна Тихого и Индийского океанов, по¬
рядка 0,1—0,2 км, а средняя мощность осадков на абис¬
сальных равнинах примерно 1 км. Только на материковых
подножиях, вблизи больших материковых массивов, мощ¬
ность осадков 3—4 км. (В этом разделе под А. о. подразу¬
мевается осадочный слой, расположенный выше слоя, на¬
зываемого обычно вторым слоем, или фундаментом, ско¬
рость распространения сейсмических волн в котором 4,5—
5,5 км/с.)
8

АБИССАЛЬНЫЕ
Скорость аккумуляции карбонатных осадков равна
2—4 см/1000 лет для пос ледних 30 т ыс. л ет (определена
но методу, основанному
на датировании колонок осадков
радиоуглеродом); скорость аккумуляции красной глины
равна 1 мм/1000 лет для последних 400 тыс. лет (определена
по методу, основанному
на датировании ионием или то¬
рием). Если минимальную скорость аккумуляции красной
глины принять постоянной, то, судя по измеренной средней
мощности пелагических осадков, самые древние отложения
относились бы к меловому периоду. Следовательно, или
средняя скорость аккумуляции А. о . должна была быть
намного меньше современной (а), или наблюдаемая акку¬
муляция А. о . не характеризует скорость отложения оса¬
дочных материалов
на
пр отя же нии
всех
геологических
эпох
(б).
Предложено несколько гипотез для объяс нен ия этой
аномалии:
1) материки и океанические бассейны имеют постоян¬
ны е очерт ания,
иА.о.,
хотя и имеют малую мощность,
представляют
собой
суммарную аккуму ляцию за ми лл и ар ¬
ды лет. Эта концепция предполагает, что скорость аккуму¬
ляции А. о.
на протяжении большего периода истории
Земли была намного меньше, чем в настоящее время;
2) более ранние осадки на Земле (домеловые) были
погребены или преобразованы обширными потоками лавы.
Фундамент, по-видимому, состоит из смеси вулканических
и осадочных пород. Даже если принять эту гипотезу, об¬
щая мощность фундамента и А. о . едва ли объяснит про¬
тиворечие при величине постоянной минимальной скорости
аккумуляции 1 мм/1000 лет. Поэтому условие «а» должно
также преобладать, или нужно допустить, что океаниче¬
ская земная кора (скорость распространения сейсмиче¬
ских волн 6,7 км/с) частично состоит из осадочного мате¬
риала;
3) некогда суша была единым материком, который
позднее в результате преобразования земной коры рас¬
пался на ряд материков; при этом, по-видимому, были по¬
гребены или поглощены осадки
палеозоя
и
раннего ме ¬
зозоя.
Для объяснения механизма
дрейфа материков были
выдвинуты три гипотезы:
1) материки перемещаются или скользят по мантии
Земли (гипотеза Вегенера, 1912); в этом случае централь¬
ная
час ть
океанов
(или срединно-океанические хребты)
является наиболее древней и должна иметь наиболее мощ¬
ный слой А. о. Однако сейсмическое зондирование пока¬
зало, что это не так:
гребни хребтов во многих местах
имею т
н езнач ител ьный
слой
осадков.
Предполагается,
что это явление связано с сильными придонными тече¬
ниями.
2) океаническое ложе,
которое входит в
обширную
конвекционную систему, разрастается в направлении от
срединно-океанических хребтов и проходит под матери¬
ками, снабжая осадочным материалом материковую зем¬
ную кору (гипотеза Дитца, 1961). В этой системе хребты
—
самая молодая часть океанов и их гребни имеют наимень¬
ший слой осадков;
3) расширение Земли вызывает
раскол
материков,
и новый
материал достигает дна,
перемещаясь по разло¬
мам
или срединно-океаническим хребтам (гипотеза Хи-
зена, 1959). В этом случае хребты действительно являются
самой молодой частью океанов и, естественно, имеют тон¬
кий осадочный покров.
Процессы, влияющие на аккумуляцию А. о .
Распре¬
деление осадков в океанах —
проблема более сложная,
чем считалось первоначально. Аккумуляция осадков в океа¬
нических
бассейнах
зависит,
по-видимому,
от многих
факторов, из которых наибольшее значение имеют бли¬
зость к
материкам, климат, глубина, рельеф дна и придон¬
ные течения (см. Морские осадки).
На основе изучения результатов непрерывных сейсми¬
ческих профилей общей протяженностью 300 тыс. миль
могут быть сделаны следующие основные выводы относи¬
тельно аккумуляции А. о.
Срединно-океанические
хребты.
На хребтах Северной Атлантики из пелагических осадков
быстрее всего аккумулируются карбонаты,
но они раство¬
ряются на глубине более 4600 м. Оставшийся осадочный
материал является обычным абиссальным лютитом, и его
слой значительно тоньше, чем слой карбонатных осадков.
Большая часть А. о . откладывается во впадинах (кар¬
манах), т. е . осадки стекают с вершин и склонов хребтов.
Надо отметить аномально мощные слои А. о . в
непосред¬
ственной близости от абиссальной равнины на западном
склон е
Срединно-Атлантического хребта. По-видимому,
они представляют собой лютиты океанического бассейна,
отложившиеся и
деформировавшиеся до отложений турби-
дитов абиссальных
равнин,
которые,
вероятно,
имеют
плейстоценовый возраст.
В пределах хребта в Южной Атлантике наблюдается
аналогичная картина, однако А. о .
не
концентрируются
во
впадинах,
а
сравнительно равномерно
пер екрывают
фундамент, возможно, потому, что склоны недостаточно
круты, чтобы вызвать движение А. о . Западная часть
Центрального Индийского хребта покрыта пелагическими
осадками, вероятно, главным образом карбонатами, кото¬
рые покрывают все дно,
кроме самых
к руты х вершин.
На гребнях восточной части Центрального Индийского
хребта и Тихоокеанско-Антарктического хребта по
суще¬
ству
не имеется осадков, а пелагические отложения на их
склонах
и ме ю т приблизительно одинаковую небольшую
мощность.
Океанические
бассейны.
Абиссальные
равнины представляют собой плоские, почти горизонталь¬
ные участки дна океанических бассейнов и обычно лежат
у основания материкового подножия.
Осадки абиссальных равнин обычно состоят из люти-
тов с включениями песков или илов. Вопрос о том, как
переносятся осадки на абиссальные равнины, до сих пор
еще дебатируется. Предполагается, что пески и грубозер-'
нистые илы, найденные на абиссальных равнинах, большей
частью переносятся с материковых окраин мощными мутье-
выми
потоками,
имеющими большую скорость. Однако
ряд ученых считает, что перенос осадков осуществляется
медленной струей, возможно, с помощью придонных тече¬
ний. Отложение пластов лютитов, по-видимому, также свя¬
зано с распространением потоков. На основании однород¬
ности стратификации этих осадков и высокой степени их
акустической прозрачности полагают, что это глины .
Отложение осадков на морском дне происходило не¬
равномерно. Большие площади дна покрыты непрерывным
тонким слоем однородных сейсмически «прозрачных» осад¬
ков. Самые мощные слои этих осадков, обычно покрываю¬
щие самые глубоководные участки океанически х бассей¬
нов,
по-видимому,
имеют
материковое
проис хождение.
Особенно хорошим примером, подтверждающим это пред¬
положение, является Блэк-Багамский внешний вал (к В от
Флориды), где накопление осадков обусловливается, по-
ви димо му,
сильным
глубинным течением, которое способ¬
ствует образованию ярко выраженных форм рельефа
—
гряд осадков длиной несколько сот миль, шириной не¬
сколько десятков миль и мощностью около одной мили.
В других районах эрозия на глубоководных участках дна
свидетельствует о важной роли мутьевых потоков в рас¬
пределении осадков в океанических бассейнах.
Установлено, что холодные глубинные воды, богатые
питательными веществами, поднимаются к поверхности у
экватора, создавая зону высокой органической продуктив¬
ности. Остатки организмов, отлагаясь на дне, увеличивают
мощность слоя осадков, совпадающего с экваториальным
9

АБИССАЛЬНЫЕ
поясом.
Это явление отчетливо
видно на сейсмических
профилях, выполненных в Тихом океане. Увеличение мощ¬
ности слоя осадков за счет выпадения в осадки остатков
организмов было обнаружено и в зоне антарктической кон¬
вергенции.
Желоба. Мощность А. о.
в желобах зависит от
близости материков
и
возраста желоба. Поэтому она изме¬
няется даже в пределах одного и того же желоба. С по¬
мощью профилирования методом преломленных волн уда¬
лось
установить значительно большую мощность слоя с ма¬
лой скоростью распространения сейсмических
волн по
сравнению с мощностью слоя, установленной профилиро¬
ванием методом отраженных
волн. Это, по-видимому, озна¬
чает, что некоторые
из этих осадков в
акустическом отно¬
шении непроницаемы
или что процессы, возможно, свя¬
занные с образованием желобов, настолько сильно изме¬
нили отражающие поверхности, что ни одно отражение не
было зарегистрировано.
Региональное распределение. Наибольшее накопление
А. о. в котловинах обнаружено в Атлантическом и Север¬
ном Ледовитом океанах, а также в северной части Индий¬
ского океана и мелководных внутренних морях. Средняя
мощность А. о. в котловинах Атлантического океана равна
1 км; исключительно мощный слой отложений — в
Арген¬
тинской и Гвианской котловинах. В Индийском океане
[в Сомалийской и Аравийской котловинах и к Ю
от
о. Шри-Ланка] мощность А. о . на многих участках слиш¬
ком велика, чтобы она могла быть измерена методом отра¬
женных волн. Там, где при измерениях были достигнуты
подстилающие породы, мощность А. о. значительно пре¬
вышала 1 км.
О мощности А.
о.
в
Северном Ледовитом океане
имеются очень незначительные сведения. По ограниченным
сейсмическим измерениям видно, что в накоплении А. о .
главную роль играли мутьевые отложения; считают, что
они покрывают обширные площади дна. Во многих местах
фундамент не был достигнут, но методом отраженных волн
была оценена мощность осадков более 1,5 км. Измерения
силы тяжести и геомагнитные измерения показывают, что
на отдельных участках мощность А. о. может быть значи¬
тельно больше. На большей части Тихого океана отложе¬
ния мутьевых потоков, ограниченные островной дугой и
краевым барьером желоба, залегают относительно узким
поясом, примыкающим
к материкам. Абиссальные равнины
обнаружены в зал. Аляска и в Атлантическом океане (у за¬
падного побережья Канады и северной части США), где
турбидиты, по-видимому, заполняли желоба и стекали
поверх них в котловины.
За исключением экваториального пояса, где была
определена мощность А. о. порядка 0,6 км, южная и цен¬
тральная котловины Тихого океана имеют очень неболь¬
шой слой А. о. (средняя мощность менее 0,1 км). В север¬
ной части Тихого океана мощность А. о. постепенно увели¬
чивается от 0,1 км вблизи Гавайских о-вов до более 0,5 км
вблизи Алеутских и Курильских о-вов . Измерения мето¬
дом преломленных волн для зал. Аляска дают значения
ОД—\г2 км. Съемка дна методом преломленных волн в дру¬
гих частях Тихого океана дает среднюю мощность А. о.
0,3 км.
Средняя мощность А. о .,
покрывающих дно внутрен¬
них морских акваторий, таких, как Мексиканский зал.,
моря Карибское, Южно-Китайское, Берингово и Среди¬
земное, намного больше 1 км, а местами порядка 4—5 км.
Мощность А. о. в желобе Пуэрто-Рико около 1,7 км,
тогда как в Алеутском и Японском желобах 0,5—2 км.
В других желобах, таких, как Тонга, Кермадек, Мариан¬
ский и Южно-Сандвичев, мощность А. о.,
по-видимому,
очень
небольшая.
ДЖОН ЮИНГ, ТЕРЕНС ЭДГАР
АБИССАЛЬНЫЕ РАВНИНЫ
А. р. представляют собой плоские участки океаниче¬
ского дна с уклоном
менее 1 : 1000. Эти геоморфологиче¬
ские структуры были обнаружены после 1947 г.,
когда
приступили
к
непрерывной съемке дна. Сплошные точные
промеры показали, что А. р. имеют уклон
в
пределах
от 1 : 1000 до 1 : 10 000. Все длинные колонки осадков,
взятые с А. р., содержат пески и илы, попавшие, по-види¬
мому, с прибрежных мелководных участков,
так как в ко¬
лонках осадков, взятых с близлежащих подводных под¬
нятий и холмов, подобных осадочных пород нет.
Происхождение. Изучение рельефа и осадочных пород
А. р . позволяет предположить, что А. р . образованы отло¬
жениями мутьевых потоков, перекрывшими ранее суще¬
ствовавший рельеф [см. Абиссальные осадки (мощность);
Мутьевые потоки]. Эта гипотеза подтверждается тем, что:
1) А. р. имеют илистые и песчаные слои осадков с умень¬
шением размера зерен от подошвы к кровле; 2) А. р., по
данным, полученным сейсмическим методом отраженных
волн, покрывают неровные подстилающие породы с после¬
довательным наслоением горизонтальных пластов; 3) А. р.
находятся всегда в районах с рельефом, благоприятным
для накопления осадков материкового происхождения из
мутьевых
потоков или осадков, принесенных
оползнями.
Другие теории происхождения А. р . (например, атек -
тонические районы, лавовые равнины
и
субаэральная эро¬
зия) были впоследствии отброшены.
Большая часть А. р. покоится на основании матери¬
кового подножия и простирается до абиссальных холмов
мористее
А. р . Граница между материковым подножием
и А. р. может быть выражена неярко, однако часто отчет¬
ливо обозначена изменением рельефа. Мутьевые потоки,
спускающиеся с окраин материков, по-видимому, по под¬
водным каньонам, которые для них играют роль каналов,
снабжают А. р . осадочным материалом. Достигая А. р .,
мутьевой поток устремляется
в пониженную
ее часть, при
этом
на в сем п ути отклады вается осадочный материал,
А. р. глубоководного желоба расположены на его д не.
Примерами океаническ их
желобов с А. р.
могут быть
же лоба Пуэрто-Рико, Центральноамериканский и Перу¬
анско-Чилийский. Оползни осадочных материалов
и сток
мутьевых потоков в эти закрытые бассейны с благоприят¬
ными для осаждения условиями образуют плоские гори¬
зонтальные слои. А. р . мористее океанических желобов не
обнаружены,
так как в желобах из мутьевых
потоков осе-
дают осадки материкового происхождения.
На большей ча¬
с т и дна Тихого океана н е т океаническ их А. р.
—
близлежа¬
щие материки окаймлены почти непрерывным поясом глу¬
боководных желобов (рис. 1).
Донные осадки. Состав кластических (обломочных)
осадков А. р .
изменяется в зависимости от источника осад¬
ков. Ил, песок и гравий составляют от 2 до 90% в колонках
осадков, взятых с А. р. (верхние 15 м); остальные осадки
составляют сортированный глинистый материал, осевший
из мутьевых потоков и в результате нормального пелаги¬
ческого образования осадков. Океанические суспензии
обычно состоят из кварцевого ила и песка, но на
А. р.
найдены пески и гравий, состоящие из фораминифер,
пеле-
ципод, вулканического стекла, марганцевых конкреций,
обломков горных пород, листьев и веточек.
Абиссальные ущелья.
Абиссальные ущелья
—
это уз¬
кие проходы, соединяющие две А. р.,
расположенные
на
различных уровнях. Перенос кластических осадков проис¬
ходит, по-видимому,
по этим проходам.
Островные равнины. Островные равнины представ¬
ляют собой очень ровные участки островных шлейфов,
расположенных у подножия острова или группы островов.
Колонки осадков, взятые на островных равнинах, содержат
10

АБИССАЛЬНЫЕ
Рис. 1. Основные абиссальные равнины. Абиссальные равнины примыкают к материкам и часто включают
подводные каньоны или системы каньонов.
сортированные илы и пески. Эти равнины имеют, по-види¬
мому, происхождение, сходное с А. р., а именно:
предше¬
ствующий рельеф был погребен под осадками, осевшими из
мутьевых потоков, хотя
некоторые ученые поддерживают
гипотезу лавовых равнин.
БРЮС ХИЗЕН, Е. Д . ШНЕЙДЕР
АБИССАЛЬНЫЕ ХОЛМЫ
Термин «А. х.», употребляющийся для некоторых гео¬
морфологических особенностей, характерных тол ько для
больших
глубин (3000—6000 м), применяется также для
обозначения
геоморфологических провинций, охватываю¬
щих большие районы этого типа. Согласно
Хизену и др.
(1959), «А. х. »
представляет собой
небольшую возв ы ше н¬
ность, поднимающуюся на дне океанического бассейна и
имеющую высоту от несколь ких
морских саженей до не¬
скольких сотен
морских саженей и
ширину
от нес кол ьких
сотен футов до нескольких миль.
Термин «провинция А. х. »
применяется к таким районам, в
которых дно океана почти
целиком занято А. х.; таким образом, провинция А. х.
расположена приблизительно на той же глубине, что и со¬
седние абиссальные равнины, но участки ровного дна здесь
отсутствуют. Отдельные А. х. и группы А. х . встречаются
также и на абиссальных равнинах.
А. х. обнаружены вдоль океанического края большей
части абиссальных равнин и, возможно, находятся в боль¬
шом количестве на дне бассейнов, изолированных от со¬
седних районов суши хребтами, поднятиями или глубоко¬
водными желобами. В Северной Атлантике А. х.
образуют
две
полосы,
параллельные
Срединно-Атлантическому
хребту фактически на всем его пр отя же нии .
.
.»
В результате сейсмических
исследований
методом
отраженных волн, проведенных М. и Дж. Юингами и др.,
установлено, что А. х., занимающие значительную часть
дна океанических бассейнов, частично или полностью по¬
крыты слоем
^рыхлых осадков. Обычно А. х.
прорезают
поверхностный слой современных осадков [см. Абиссаль'
ные осадки (мощность)]. Современные осадки могут быть
нескольких типов.
1) Относительно тонкий поверхностный слой рыхлых
пелагических осадков (0—400 м) в открытом
океане харак¬
теризуется незначительной неровностью рельефа (5^а1ез
—
низменности, по терминологии Хизена). Поверхностный
слой осадков А. х . определен геофизиками как «сейсми¬
чески прозрачный» в противоположность «непрозрачной»
коренной породе А. х. Как показал Менард (1964), на боль¬
ших глубинах обычно обнаруживается тонкий слой осадков
четвертичного возраста, а на поднятиях обнажаются осадки
третичного или даже мелового возраста. Поверхностный
слой пелагических осадков значительно мощнее в зонах
высокой органической продуктивности, например на эква¬
торе
и в зонах
субтропической и антарктической конверген¬
ций.
2) Более мощный слой отложений (0—5000 м) состав¬
ляют осадки абиссальных равнин, которые
заполняют де¬
прессии,
часто близко примыкающие
к материкам.
Эти
осадки образуются при турбидитовой транспортировке
осадочного материала. Поверхность абиссальных равнин
отличается
исключительной выровненностью,
но тем
не
менее имеет постоянный, хотя и весьма небольшой уклон
(менее 1 : 1000) в сторону от основного источника сноса.
В отдельных срединно-океанических районах, у подножия
возвышенностей и невысоких поднятий находятся неболь¬
шие абиссальные равнины, покрытые в равной степени
оползневыми и
турбидитовыми осадками в основном мест¬
ного
(нетерригенного) происхождения.
3) Осадки подводных конусов выноса — это
крупно¬
масштабный аналог осадков аллювиальных конусов
в
полу¬
пустынных ландшафтах. Часть таких конусов располо¬
жена на материковых подножияху которые местами сли¬
ваются с районами А. х.
Происхождение А. х . А. х.
—
это
форма рельефа пер¬
вичной поверхности, местами погребенной под абиссаль¬
ными равнинами и, возможно, материковым подножием.
.
.
Отдельные А. х . не могут быть изучены современным сей¬
смическим
ме тодо м
преломл енных
во лн.
В
на стоя щее
врем я гипот езы происхождения А. х. ос но в ан ы тольк о н а
данных о
рельефе. Насколько известно, отдельные А. х .
11

АГУЛЬЯСОВО
не отличаются заметно от небольших холмов в пределах
Срединно-Атлантического хребта или от океанических
поднятий, и
поэтому нет оснований предполагать иное про¬
исхождение А. х .
Краузе и Менард (1965) показали, что частота располо¬
жения А. х. в первом приближении связана с их высотой
и более тесно с шириной. Классификация А. х . может быть
дана по высоте и ширине. Отдельные А. х . имеют высоту
100—2000 м [см. Подводные горы (включая гайоты)]и
ширину 7—15 км, но их протяженность неизвестна. Тол¬
стой (1951) предполагает, что А. х . могут быть удлинен¬
ными и извилистыми, но не коническими, как указано на
картах Хизена и Тарп. Возможно, они составляют разор¬
ванные гряды, состоящие из более или менее конических
элементов. Если это так, то, возможно, они проявляются
в виде узких извилистых зон, характеризующихся повы¬
шенным
положительным
и
отрицательным
магнитным
полем, типа показанных на картах северо-восточной части
Тихого океана [составлены Мейсоном, Вакье и другими
учеными Скриппсовского океанографического института
в
Ла-Холье (Калифорния)]. Необходимо отметить, что
районы, характеризующиеся положительной магнитной
аномалией, по-видимому, соответствуют районам с более
четко выраженным рельефом. В районах, имеющих квази-
кратонную историю, находятся, по-видимому,
в очень боль¬
шом количестве очень высокие А. х. (настоящие горы).
В настоящее время кажется несомненным, что проис¬
хождение А. х. связано со «вторым слоем». В течение дол¬
гого времени трудно было дать объяснение этому слою, так
как скорость распространения сейсмических волн в нем
(4—б км/с) соответствует или плотным осадочным, или раз¬
лич ным
вулканическим породам.
Автор отвергает пред¬
положение о том, что А. х. сложены осадочными породами,
пот ому
что этот слой отделен от вышележащих осадочных
пород мезозойско-третичного возраста очень резко
выра¬
же н но й сейсми ческой границей. Неизвестен ни один про¬
цесс, преобразующий рыхлый осадок в осадочную породу
во время диагенеза, который вызвал бы появление такой
резкой сейсмической границы, за исключением субаэраль-
ных прЬцессов и метаморфизма; обе эти концепции требуют
объяснения катастрофами. Отсюда можно прийти к един¬
ственному заключению, что А. х . состоят из подводного
вулканического или интрузивного изверженного мате¬
риала или из того и другого вместе. Согласно различным
теориям расширения океана, по-видимому, наиболее ве¬
роятно, что возраст А. х. соответствует прогрессивной
эволюции океанической коры.
РОУДЗ У. ФЕЙРБРИДЖ
См. также Абиссальная зона; Абиссальные осадки
(мощность)', Абиссальные равнины", Сейсмическое профили-
рование морского дна методом отраженных волн.
АГУЛЬЯСОВО ТЕЧЕНИЕ—см . Мыса Игольного течение.
АЗОВСКОЕ МОРЕ — см.
Черное и Азовское моря.
АЙСБЕРГИ
Опустившийся в море конец ледника
испытывает
действие направленной вверх силы, которая изменяется
в зависимости от периодических и непериодических коле¬
баний уровня моря. По мере продвижения ледника в море
12
эта сила увеличивается. В конечном счете конец ледника
обламывается. Так образуются А.
Как известно, в настоящее время более */4 объема
ледников всего земного шара расходуется при таянии и
сублимации и о стал ьные
3/4 объема обламываются в виде А .,
которые затем тают по мере их дрейфа в районы более
теплых вод. Общая масса А., обламывающихся от ледни¬
ков
Антарктиды,
составляет
(1,63 ± 0,10) • 1018 г/год,
что в шесть с половиной раз больше массы А., обламы¬
вающихся от ледников Арктики (2,5 -1017 г/год). Общая
масса А.
на
вс ем
земном
ша ре
составляет
7,65 -1018 г;
приблизительно 93% этой массы
приходится на южное
полушарие.
А.,
выносимые обычно в направлении к экватору,
распространяются на акватории площадью 63 -106 км2
(что составляет 18,7% общей площади Мирового океана);
56 • 106 км2 этой площади приходится на южное полушарие.
А. выносятся гораздо дальше по направлению
к эква¬
тору, чем морской лед; в южном полушарии в настоящее
время А. могут быть вынесены в район 44—57° ю. ш .
Плейстоценовые валуны, перенесенные А.,
встречаются
в изобилии до35° ю. ш.
—
около Южной Африки и Австра¬
лии. Лабрадорское течение выносит А.
на Ю порой до
36° с. ш . и иногда даже южнее. В северном полушарии А.
встречаются
лишь
в
высоких
широтах.
Вынесенные
льдом плейстоценовые валуны обнаруживаются в северо-
восточной части Атлантического океана до 35° с. ш.
Средняя продолжительность жиз ни
А.
составляет
около четырех лет, причем в Антарктике А. сохраняются
н есколь ко дольше,
чем
в
Арктике. При определенных
условиях А. живут долго, например, когда они попадают
в систему замкнутой циркуляции канадского сектора
Арктического бассейна, когда садятся на мель или когда
припаиваются к шельфовым ледникам Антарктиды.
Основной очаг образования А. в северном полуша¬
рии
—
ледники западного побережья Гренландии. Они
имеют
относительно
большую скорость движения (для
сравнения: скорость некоторых ледников Западной Грен¬
ландии 20—25 м/сутки, скорость самых быстрых альпий¬
ских ледников 1 м/сутки). Так, ледник Якобсхавн, который
движется даже зимой, образует более тыс ячи А . в г од.
А. запол няют прилегающий фиорд, затем в ыносятся за
его пределы (в среднем раз в месяц). Вначале А. имеют
очень
небольшую скорость движения, потом несколько
большую
—
10—15 км/сутки.
к. антарктического происхождения превосходят раз¬
мерами арктические А.
—
большинство из них имеют
столообразную форму и достигают до 80 миль в длину
и 90 м и даже более в высоту.
Как и в Антарктике,
в высоких широтах северного
полушария (имеются в виду ледники Северной Гренлан¬
дии.— Ред.), где наблюдаются крайне низкие температуры
и где паковый лед распространяется
на многие мили от
берега, концы ледников на многие мили выдаются в за¬
мерзшее море,
и здесь откол А. происходит реже.
После того как А. откалывается от ледника, он под
влиянием ветра
и течений дрейфует в открытое море,
если не сядет на мель, где постепенно разрушается. Во
время этого дрейфа и особенно по мере достижения более
низких широт А. под действием солнца и теплого воздуха,
а иногда дождя
изменяет свою форму, причем при стаи-
вании льда на поверхности А. образуются потоки.
Замедленный процесс формирования льда в леднике
приводит к тому, что в А. содержится множество пузырь¬
ков воздуха, так что объем воздуха достигает 15% объема А.
Следовательно, степень погружения А. зависит не только
от плотности морской воды, но и от объема воздуха в са¬
мом А., а также от его формы. Если нижняя часть А,
широкая, а верхняя часть конусообразная, то последняя
будет заметно возвышаться над водой. По данным Смита^

АЙСБЕРГИ
отношение высоты надводной части к высоте подводной
для А. прямоугольной или столообразной формы состав¬
ляет 1 : 7, округлой формы 1 : 4, пирамидальной 1 : 3,
для островершинных А. 1 : 2 и для пирамидальных А.
в последней степени разрушения
обычно 1:1.
Когда А. находится в холодных
водах,
его
п од¬
водная часть тает очень медленно, а надводная быстрее.
Но когда А. достигает более теплых вод,
—
наоборот.
Кроме того, чем меньше сам А. по объему, тем быстрее
он тает, так как в этом случае он не достигает более глу-
1—
граница ледяных полей 25 июня; 2 — южная граница рас¬
пространения всех видов льда 25 июня; 3 —
граница пакового
льда 24 июня; 4 —
зона, в которой примерно 250 айсбергов и
сотни гроулеров; 5 —
зона, в которой примерно 60 айсбергов и
сотни гроулеров; 6 —
отдельные айсберги.
боких
слоев
хо лодных
в од.
Известны
многочисленные
попытки разрушения
А.
пу тем обстрела их из пу ше к,
бомбардировки с самолетов, закладывания бомб в отвер¬
стия, проделанные в А.,
с последующими взрывами и
сотрясением А. Для ускорения таяния А. их пробовали
покрывать сажей, уменьшающей отражение солнечной
радиации. Однако все способы разрушения А. не дали
ощутимых результатов.
А.
в
районе Ньюфаундленда. А. в
районе Ньюфаунд¬
ленда, дрейфующие на Ю о т
моря Баффина вдоль по¬
бережий Лабрадора и Ньюфаундленда, представляют
огромную опасность для
судоходства.
Пример
—
ката¬
строфа «Титаника» 14 апреля 1912 г. , гибель судна «Хед-
тофт» и всех находившихся на нем людей 30 января 1959 г.
южнее
м.
Фарвель (южная оконечность
Гренландии).
Вероятность столкновения с А. приводит к необходимости
изменения курсов судов (к Ю).
В среднем район Ньюфаундленда (48° с. ш.) ежегодно
пересекают около 400 А.,
дрейфующих на Ю. В
период
апрель—июнь приблизительно 80% общегодового коли¬
Рис. 2. Распространение айсбергов 17 июня 1958 г. К ЮВ от
Ньюфаундленда айсбергов не обнаружено.
1—
граница льда 15 июня; 2 —
айсберги и обломки айсбергов;
3 — многолетний лед; 4 —
айсберги.
чества А. пересекает эту широту. Количество ньюфаунд¬
лендских А. в год варьирует от нескольких единиц (1924,
1940, 1941, 1951, 1958 гг.) до 1000 и более (1909, 1912,
Рис. 3. Вычисленные (1) и наблюденные (2) отклонения от сред¬
него количества айсбергов (1880 —1926) по десятибалльной шкале
за период 1927 —1964 гг.
(по Шеллу, 1964).
1929 и 1945 гг.; данные последнего года сомнительны из-за
войны). Примеры, иллюстрирующие число А.
в
районе
Ньюфаундленда, показаны на рис. 1 и 2.
Были
и сследованы
причины
больших
изменений
годового
количества А.
и
разработана методика соста¬
вляемого
в
конце
марта
прогноза приблизительного
13

АКВАЛАНГ
количества А. на каждый сезон. При разработке такого
прогноза учитывается сила ветра и продолжительность
холодной погоды у берегов Лабрадора и Ньюфаундленда
в
предшествующий период (с декабря по март). На рис. 3
представлены вычисленные и
наблюденные
отклоне¬
ния
от
среднего
количества
А.
по
десятибалльной
шкале для 1927—1964 гг.*
ЗаА. в
районе Ньюфаундленда тщательно наблюдает
(с 1913 г.
—
Ред.) Международный ледовый патруль,
который по соглашению с другими странами использует
суда и самолеты Береговой охраны США. Информация
о
размерах, координатах и траектории дрейфа А. регу¬
лярно передается по радио.
И. И. ШЕЛЛ
АКВАЛАНГ —
см.
Подводный автономный дыхательный
аппарат.
АЛЕУТСКОЕ ТЕЧЕНИЕ
А. т., известное та кже как
Субарктическое, направ¬
лено на В параллельно Алеутским о-вам и к С от Северо-
Тихоокеанского течения .
Воды А.
т.
образованы смеше¬
нием водных масс течений Куросио и Курильского (Оя-
сио), но температура и соленость в верхнем
слое умень¬
шаются за счет охлаждения и обильных осадков. Водные
массы
А.
т.,
называемые
субарктическими водами, за¬
метно отличаются от вод Северо-Тихоокеанского течения,
которое является продолжением Куросио. Перенос водных
масс А. т . в восточном направлении между Алеутскими
о-вами и 42° с. ш . выше горизонта 2000 м составляет около
15 млн.
м3/с.
Одна ветвь А . т . пово рачивает
на С и входит в Берин¬
го во
море.
Она
на правляетс я
вдоль северных берегов
Алеутских о-вов,
но опять расходится
на
несколько
ветвей, уходящих в северном направлении. Оставшаяся
часть А. т. разделяется на две ветви, прежде чем достичь
побережья Америки. Одна из них движется на С в зал.
Аляска и образует там часть круговой циркуляции про¬
тив
часовой
стрелки (Аляскинское течение). Воды этой
ветви теплее вод залива, хотя и состоят из субарктических
вод. Направленное на 3 противотечение выходит из
круговой циркуляции в зал. Аляска и устремляется вдоль
южных берегов Аляски и далее на 3 почти до южной
оконечности Алеутских о-вов. Главная ветвь А. т. пово¬
рачивает на Ю и идет вдоль западных берегов США под
названием Калифорнийского течения.
ТАКАШИ ИЧИЕ
АМУНДСЕНА МОРЕ
А. м ., окраинное море у берегов Антарктиды, распо¬
ложено
между морями Беллинсгаузена и Росса. Оно
простирается между п-овом Терстон на В и горой Сайпл
в 400 милях к 3 (примерно 100—120°
з. д.)
инаСпри¬
мерно до Южного полярного круга.
*
Согласованность между вычисленными и наблюденными
отклонениями в 1942 — 1945 гг.
могла бы быть лучше, если бы
были учтены
явн ые
ошибки
при расчетах,
выпо лнявшихся
в годы войны менее оп ытным персоналом.
А. м . названо в честь Руала Амундсена, норвежского
полярного путешественника и исследователя.
Прибрежная полоса А. м . шириной 100 миль покрыта
дрейфующим льдом. Край шельфа расположен необычно
близко к берегу, вблизи которого наблюдаются •
глубины
более 400 м (рис. 1).
Гидрологический режим. А. м. является наименее изу¬
ченным
из
антарк тически х морей.
Температурные профили показывают наличие то н ко го
слоя антарктических поверхностных вод, непосредственно
под которым находятся зимние воды.
Максимальная температура водных масс А. м . 1,50—
2° С, за исключением его южной части, где она несколько
Рис. 1. Батиметрическая карта моря Амундсена.
Глубины
—
в морских сажен ях.
/—
поверхностное океаническое течение; 2 —
преобладающее
направление ветра; 3 —
суша; 4 —
л ед.
ниже 1,50° С. Температура поверхностного слоя значительно
изменяется
—
от 0,23 до —1,77° С. На быстрое повышение
температуры между горизонтами 100 и 200 м (переходная
зона к циркумполярным водам) указывает густота изо¬
терм. Южнее эта переходная зона обнаружена на больших
глубинах. Ниже переходной зоны наблюдается постепен¬
ное понижение температуры до 0,4° С в придонном слое.
Диапазон солености в поверхностном слое от 32,38
до 34,00°/00. В верхнем слое толщиной 200 м соленость
быстро увеличивается до 34,50°/00; на участке с
мини¬
мальными
температурами
соленость достигает 34,00—
34,25°/00. Соленость продолжает увеличиваться с глубиной
до максимальной величины 34,74°/00 на горизонте
ок оло
800 м и уменьшается вблизи дна до 34,68°/00.
Содержание растворенного кислорода в поверхност¬
ном слое обычно превышает 7,00 мл/л. Ниже поверх¬
ностного слоя содержание кислорода быстро уменьшается
до минимальной величины около 4,00 мл/^1 на горизонте
примерно 400 м. Ниже этого слоя содержание кислорода
увеличивается
и
приближается к 5,00 мл/л у дна.
Донные осадки. Осадки в А. м . относятся к
морским
ледниковым осадкам. Они состоят главным образом из
осадочного материала, перенесенного материковым льдом
с суши
или с мелководных участков
и
опустившегося на
дно в результате таяния
льда. Севернее располагается
пояс диатомового ила со спорадическими (единичными)
ледниковыми валунами.
САИД ЭЛЬ-САИД
См. также Беллинсгаузена море; Росса море\ Юж¬
ный океан,
14

АНДАМАНСКОЕ
АМФИДРОМИЧЕСКАЯ ТОЧКА—см. Приливы.
АНГЛИЙСКИЙ КАНАЛ — см. Ла-Манш пролив.
АНДАМАНСКОЕ МОРЕ
А. м . простирается с С на Ю на 1200 км, от дельты
р. Иравади (Бирма) до северного побережья о.
Суматра
и
примыкающего к А. м . Малаккского прол.,
исВна3
на 650 км, от п-ова Малакка до Андаманско-Никобарского
хребта (рис. 1). Средняя глубина А. м . 870 м.1
НаСЗА.
м.
сообщается с Бенгальским зал.
через
множество
проливов,
наиболее крупными из которых
являются:
1) проливы Северный Препарис,
глубиной
более 200 м, и Южный Препарис, разделенные
о.
Препа¬
рис; 2) прол. Десятого Градуса
—
между Андаманскими
и Никобарскими о-вами, глубиной приблизительно 800 м,
3) прол.
Грейт-Чаннел
—
между о-вами Большой Ни-
кобар и Суматра, глубиной 1800 м.
У северных берегов А. м. находятся подводные дельты
рек Иравади и Салуин, у восточных
—
платформа Мьей
(Мергуи), имеющие ширину от берега до изобаты 200 м
соответственно 200 и 170 км.
За мелководными шель¬
фами морское дно быстро понижается, переходя в большую
центральную котловину и цве
меньшие по размерам
—
северную и южную. Глубина каждой из них более 2000 м.
Наибольшая известная глубина (4180 м) находится у юж¬
ной границы центральной котловины, в
150кмкВот
о. Кар-Никобар. Котловины пересекает протянувшаяся
с С на Ю вулканическая дуга островов, в том числе о-ва
Баррен и Наркондам, и подводных гор. Много подводных
гор также к В от вулканической дуги.
Морфологические особенности и геологическая исто¬
рия .
Платформа Мьей (Мергуи). Полуостров
Малакка поднялся над уровнем моря 150 млн. лет назад,
в юрский период; возможно, он мог подняться на некото¬
рое время и в девонский период, т. е. 400 млн. лет назад.
Платформа Мьей (Мергуи) является продолжением Зонд¬
ского шельфа, ставшего пенепленом в
конце третичного
периода и затопленного в
результате последнего повыше¬
ния уровня моря в период позднего плейстоцена. Боль¬
ш ая часть арх. Мьей (Мергуи) представляет собой останцы
раннемезозойских гранитов, уцелевшие от разрушения
в
результате эрозии
в большей степени,
чем осадочные
породы раннего палеозоя, встречающиеся наряду с гра¬
ни тами
Мергуи вдоль бирманского побережья
п-ова
Малакка.
Современные осадки платформы Мьей (Мергуи)
представляют собой тонкий прерывистый подвижный
покров из песка, образовавшегося из гр а н и то в Мергуи.
Муссонный характер атмосферной циркуляции препят¬
ствует стабильному отложению осадков
на
платформе.
Андаманско-Никобарский
хребет.
Считается,
что
А. м.
первоначально образовалось как
отдельный физиографический район с начальным взды¬
манием Андаманско-Никобарского хребта более 600 млн.
лет назад. Серпентинит мелового возраста
и связанные
с ним
глубоководные кремнистые породы с радиоляриями
являются самыми древними горными породами, обнару¬
женными на Андаманских и Никобарских о-вах, и пред¬
ставляют ассоциацию пород, характерную для начального
этапа эволюции островных дуг. Последовательность гор¬
ных пород раннетретичного возраста, лежащих на серпен¬
тините и кремнистых сланцах, позволяет заключить, что
хребет впервые поднялся над уровнем моря около 20 млн.
лет
назад.
Породы, перекрывающие раннетретичные
осадки, возможно, имеют возраст немного более миллиона
лет и представляют собой коралловые известняки и пески,
отложившиеся
на мелководных участках. Эти осадки
указывают по крайней мере на одно погружение и одно
поднятие, наблюдавшиеся в плейстоцене. В настоящее
время Андаманские и Никобарские о-ва окружены ко¬
ралловыми рифами.
Вулканическая дуга. К внутренней дуге
активного вулканизма принадлежат
о-ва Баррен и Нар¬
кондам, продолжением которых в южном
направлении
являются подводные горы, соединяющиеся с вулканами
o. Суматра. Образцы пород с этих подводных гор были
недавно подняты
и
исследованы экспедицией на судне
«Пайонир». В северном направлении вулканические обра¬
зования продолжаются под дельтой р. Иравади на глу¬
бине 250 м под толщей осадков. Последнее извержение
вулкана на о.
Баррен относится к 1852 г.,
но до сих пор
вулкан дымится и
временами
изливает лаву.
Дельты рек Иравади и Салуин. Реки
Иравади и Салуин, относящиеся к крупнейшим рекам
мира, выносят в А.
м.
огромное
количество наносов.
Так, ежегодный вынос наносов р. Иравади 250 млн. т .
Дельта Иравади продвигается в А.
м.
со
скоростью
5км/100лет, а скорость выдвижения в море зал. Моутама
(Мартабан) (при глубине 40 м) 55 км/100 лет.
Полагают, что р. Иравади впадает в А. м . в течение
более длительного времени, чем р. Салуин, которая ранее
могла быть притоком существующей
и в настоящее время
p. Пинг, впадающей в Сиамский зал. Возможно, р. Са¬
луин менее чем миллион лет назад изменила направление
в
результате
тектонических движений,
завершивших
образование Гималайских гор.
Разветвленная система каналов на дне зал. Моутама
(Мартабан) могла образоваться
во время осушения этого
участка при понижении уровня моря. Каналы широко
распространены
по всему Зондскому шельфу. Удивительно,
что большое количество осадочного материала, выносимого
в залив, не занесло систему каналов. Возможно, в настоя¬
щее время каналы служат для сброса мутьевых потоков
р. Салуин, размывающих отложения дна и стекающих
к
центральной части ложа А. м .
Современные осадки дельт представляют
собой бурые
илы и глины с включениями
и
п рожи лкам и
песка.
По
геофизическим данным, собранным экспедицией на «Пайо-
нире», мощность осадков дельт значительно более 1000 м.
Глубоководные котловины.
В настоя¬
щее время
в
центральной котловине накапливаются тонко¬
зернистые глины оливково-зеленого цвета, а также пески
и илы мутьевых
потоков. А . м . является интересным при¬
мером
активно
образующейся геосинклинали,
которая
заполняется с одного конца и только незначительно по
бокам.
Помимо подводных каналов зал. Моутама (Мартабан),
грубозернистый осадочный материал на
дно
А.
м.
может поступать
по каньонам, прорезающим
склон плат¬
формы Мьей (Мергуи) и восточные склоны Андаманско-
Никобарского хребта. Слои вулканического пепла были
найдены в колонках осадков, взятых между о-вами Нар¬
кондам и Баррен.
Гидрологический режим.
Температура. Тем¬
пература поверхностного слоя А. м ., расположенного в тро¬
пиках, изменяется по сезонам в незначительной степени.
Летом максимальная средняя месячная температура дости¬
гает 30° С, зимой минимальная средняя месячная темпе¬
ратура доходит до 27,5° С. С глубиной температура резко
понижается —
до 5° С на горизонте 2000 м. Ниже 2000 м
отмечается интересное региональное изменение темпера¬
туры. Вблизи вулканической дуги средняя температура
придонных вод равна примерно 5,25° С. На абиссальных
участках, удаленных от вулканической дуги, средняя
15

АНДАМАНСКОЕ
Рис. 1. Батиметрическая
карта Андаманского моря.
Глубины
—
в
метр ах.
I
_
вулканические подводные горы; 2 = плейстоценовое речное русло.

АНДАМАНСКОЕ
температура 4,95° С. Исследования теплового потока позво¬
лили
изучить возможную взаимосвязь между вулканиче¬
ской активностью и
термической аномалией.
Соленость. В поверхностном слое А. м . соле¬
ность значительно изменяется по сезонам (рис. 2). Огром¬
ный приток пресной воды из рек Иравади и Салуин в пе¬
риод юго-западного муссона (с июня по ноябрь) умень¬
шает соленость в северной части А. м. примерно до 20°/00.
В этот период в юго-западной части А. м . соленость равна
примерно 33,5°/00-
За сравнительно сухие зимний и весенний периоды
распределение солености нормализуется, она изменяется
рале. Наибольшие изменения направлений течений наблю¬
даются с марта по май, когда происходит изменение направ¬
ле ни я муссонов
и когда вызванн ый распределением
со¬
лености градиент
плотности воды в северной части является
самым незначительным. В июне опять преобладают юго-
западные
муссоны.
РОУДЗ У. ФЕЙРБРИДЖ, К. С . РОДОЛЬФО
Геофизика.
Простирание геофизических
аномалий
вА.
м. связано с общей морфологией района. Преобла-
Рис. 2 . Распределение солености на поверхности по сезонам (а) и поверхностные течения (б) Андаманского моря.
примерно
от
32°/00 на С А. м. (дельты рек Иравади и Са¬
луин) до 33,5°/00 в прол. Грейт-Чаннел. В центральной
котловине соленость увеличивается с глубиной до макси¬
мальной величины примерно 35°/00 на горизонте около
1500 м.
Течени я.
Тропические муссоны являютс я
пер¬
вичным фактором, определяющим циркуляцию вод А. м.
Большую часть года течения имеют северо-западное на¬
правление, воды движутся из Малаккского прол.
в
южную
часть А. м. со скоростью 1/3—2 узла. В остальное время
направление течений изменяется вместе с изменением
направления муссонов (см. рис. 2). Юго-западные муссоны
(с июня по август) через проливы между Андаманскими
и Никобарскими о-вами гонят в А. м . воды Бенгальского
зал. Течение в Малаккском прол. является самым слабым
и идет вдоль берегов о. Суматра, при этом в пролив посту¬
пают воды А. м . В сентябре юго-восточный муссон начинает
ослабевать, но высокий
градиент
плотности
вод ы
еще
существует
в
северной части А. м .,
обусловливая образо¬
ван ие
течений
юго-западного
направления.
В
ноябре
над
А.
м.
устанавливается
северо-восточный муссон,
поддерживающий юго-западные течения в декабре—фев-
дающее простирание соответствует направлению «Индо¬
незийской дуги», которая является частью системы молодых
первичных дуг Юго-Восточной Азии. Другие резко вы¬
раженные простирания складчатости параллельны запад¬
ному Малайзийскому шельфу, который в свою
очередь
параллелен триасо-юрской складчатой горной системе
Таиланда и Малайзии.
Гравитационные аномалии Фая (рис. 3) отражают
основные батиметрические и тектонические структуры.
Яванский желоб и Андаманские и Никобарские о-в а
находятся
в
широком поясе отрицательных аномалий.
Внутри этого пояса наблюдается узкая зона положитель¬
ных аномалий. Они связаны с о-вами Ниас и Сималур
и
с западным побережьем Андаманских и Никобарских
о-вов. Ось отрицательной аномалии на ходится на вос точ ной
стороне осадочной островной платформы. Она проходит
через Никобарские о-ва,
но
с двиг ает ся
к
внутренней
(восточной) стороне Андаманских о-вов .
В зоне вулканической дуги локализуются преиму¬
щественно интенсивные положительные аномалии,
осо¬
бенно ярко выраженные на северной оконечности о. Су¬
матра на банке Инвизибл и на о-вах
Баррен и Наркондам.
1?

АНДАМАНСКОЕ
В других районах вулканической дуги, главным образом
в
центральной части А.
м.,
ло кальны е
макси мумы
по¬
давлены крупными отрицательными аномалиями, связан¬
ными с дугой, сложенной осадочными породами.
Вдоль края шельфа п-ова Малакка в северной части
А. м. находится крупный пояс положительных магнитных
и
гравитационных аномалий, который простирается кССВ.
(рис. 4) помогли установить,
что внутренняя вулканиче¬
ская дуга от
хребта Барисан на о .
Суматра продолжается
на
С до хребта Бирма, а центральный грабен хребта
Барисан в свою очередь продолжается в А. м ., где обра¬
зует
обширную
подводную долину,
простирающуюся
до10°с. ш.
Главное направление (ССВ) двух других групп вул-
Рис. 4 . Простирание магнитных аномалий и величина теплового
потока на океаническом дне (10~в кал»см*"2*с-1) в Андаманском
море.
Он продолжается также и в южной части А. м ., но там
он расположен в зоне больших глубин моря (1000 м).
Данные, подтверждающие изменение характера магнит¬
ного поля на внешнем крае шельфа при глубинах 200 м,
и батиметрические данные,
указывающие на наличие
сбросов на этом же участке, говорят о том, что западный
Малайзийский шельф в южной части А. м .
—
сбросового
происхождения. Следовательно, направления магнитных
аномалий
и
аномалий
силы
тяжести
связаны
с
краем
Зондского шельфа в этом глубоководном районе.
Изучение магнитных и гравитационных
аномалий,
а также анализ повышенных значений теплового потока
16
канических подводных гор также указано на рис. 4 . Они
присоединяются к подводным горам внутренней вулкани¬
ческой дуги к В от банки Инвизибл и о.
Большой Ни-
кобар.
Мощность земной коры, рассчитанная на основании
аномалий Буге (топографические поправки учитывались
при определении аномалий), приведена на рис. 5. Точность
расчета глубины границы раздела земной коры и мантии
сост авля ет
10%.
Изостатические аномалии
Эри—Хейсканена очень
похож и
на
аномали и
Фая, а это означает,
что можн<}

АНТАРКТИЧЕСКИЕ
химию А. п. о.,
необходимо иметь в виду уникальность
основных условий образования осадков
в
Антарктике.
Современное осадкообразование в
Южном
океане
вокруг Антарктиды характеризуется особо сложными
местными
условиями, которые в большой степени влияют
на геохимию А. п . о.
К ним относятся:
1) отсутствие речного стока с материка
—
сне говая
граница находится на уровне моря;
2) отсутствие химического
выветривания
—
вода на
материке находится преимущественно в твердом состоянии;
3) незначительное химическое осаждение
осадков,
вызванное низкой температурой антарктических вод, что
предотвращает осаждение карбонатов (например, СаС03);
4) быстрый рост фитопланктона вблизи кромки пако¬
вого ль да;
5) новейший вулканизм, главн ым образом в районе
моря Росса;
6) обширная ледниковая эрозия и транспортировка
—
основное средство переноса осадков с материка.
Большая
часть
осадочного
материала
уносится
от
побережья Антарктиды айсбергами и скапливается
при
таянии
айсбергов в районе максимального отложения
осадочных
материалов
—
к
Ю от Южного полярного
круга.
Для Антарктики характерны три типа А.
п. о. Ма¬
терик
непосредственно окружен
кольцом ледниковых
отложений морей Антарктики шириной 200—400 миль,
приблизительно совпадающим с северной границей пако¬
вого льда. Далее к С расположена полоса характерного
осадочного материала (обычно диатомовый ил с .преоб¬
ладанием
кремния) различной мощности,
доходящая
до зоны конвергенции антарктической. Затем следует
полоса известкового ила (преимущественно глобигер и но¬
вого), типичная для обширных участков Южного океана.
В ледниковых отложениях морей Антарктики отсут¬
ствуют в основном
карбонаты (СаС03
—
0—10%, редко
выше; М^С03 — 0—3%); содержание аморфного кварца
обычно колеблется между 1 и 20%; основным источником
кремнезема являются панцири
и
различные виды губок.
В полосе кремнистых осадков (диатомовый ил) содержание
кремнезема 5Ю2 может достигать 75%, и он, несомненно,
является преобладающим элементом. Основной составной
частью глобигеринового ила являются карбонаты, дости¬
гающие иногда 95—98% .
Малочисленность сведений о содержании рассеянных
элементов в А. п. о .
поразительна. Существуют то лько
упоминания о нескольких элементах,
глав ным образом
по
морям Росса, Амундсена и Беллинсгаузена. Для трех
вышеупомянутых типов А. п. о. эти сведения приведены
в табл. 1, составленной главным образом по данным, взя¬
тым из работ Лисицына и Энджайно.
Состав рассеянных элементов в ледниковых отложениях
морей Антарктики значительно изменяется по абсолютной
концентрации от одного участка к другому. По известным
Таблица 1. Химический состав антарктических пелагических осадков
Осадки
Химический состав, %
Скорость
осадко¬
образо¬
вания,
см/1000 лет
СаС03
МдСОд
5Ю2
*
с**
Р
N
Ре
Мп
Т1
Ледниковые отложен ия
0—25
0—3
1—20
0,03—2,0 0,05-0,07
0,001
—
2 — 10 0,02—0,45
0—3
0,3—30
морей Антарктики
0,116
Диатомовый ил
10—50
0,4—2
30—75
0,09—0,4
0—0,06
—
0,1—1
0,1—1
0,03—0,6 0,5—2
Глобигериновый ил
70-95
0,3—3
1—10
0—0,4 0,02—0,03
—
1-6
0,06—0,09 0,06
—
0,3 0 ,3 —2,6
*
5Ю2 —
аморфный.
**
С—
органический.
300 %
&
200 *
100 2
Рис. 5. Батиметрический и гравитационный (в аномалиях Буге)
профили и разрез земной коры к Ю от о.
Грейт-Никобар
(по Питеру и
д р.,
1966).
1 —по расчетам; 2 — по
наблюдениям.
ожидать дальнейшего поднятия платформы Андаманских
и Никобарских о-вов.
Г. ПЕТЕР
Прим, ред.1 Площадь А.
м.
(без прол. Северный
Препарис) 602 тыс. км2. Средняя глубина 1096 м, наиболь¬
шая
—
4198 м,
средний
объем
воды (без пролива)
660 тыс. км3.
АНТАРКТИЧЕСКАЯ КОНВЕРГЕНЦИЯ — см.
Конвер¬
генция антарктическая.
АНТАРКТИЧЕСКИЕ ПЕЛАГИЧЕСКИЕ
ОСАДКИ (ГЕОХИМИЯ)
Информация о г ео х им ии
современных А. п. о. и их
распределении крайне недостаточна. Чтобы понять гео¬
19

АПВЕЛЛИНГ
данным, содержание молибдена всегда меньше 0,002%,
свинца меньше 0,005%, цинка и вольфрама меньше 0,02%.
В табл. 2 приведены сведения о
содержании некоторых
Таблица 2. Содержание рассеянных элементов
в ледниковых отложениях морей Антарктики
(в тысячных долях)
*
Элемент
Диапазон
Среднее
содержания
значение
Относительное
содержание
в земной коре
Сг
40—130
90
200
N1
20—70
40
80
Со
10—40
30
23
V
80—560
200
110
Си
40—480
140
45
Мп
400—4400
1400
1000
Т1
2400 — 6000
3600
4400
Ре
2,0—5,5
3,7
5,0
А1
4,1
—
11,3
7,3
8,1
*
РеиА1—
в
процентах.
рассеянных элементов. Для ледниковых отложений антарк¬
тических морей содержание Сг, N1, Т1, Ре и А1 невелико
по сравнению с их содержанием в земной коре; особенно
недостаточно содержание Сг и N1, в то время как содер¬
жание Си, V и Мп намного больше по сравнению с их
содержанием в земной коре. Причины таких колебаний
не ясны. Из табл. 3 видно, насколько различно содержа¬
ние рассеянных элементов в ледниковых
о тлож ени ях
морей Росса, Беллинсгаузена и Амундсена. Подобные
данные, вероятно, говорят
о
разной исходной породе,
но
такого доказательства
недоста точно.
Таблица 3. Географическое распределение
рассеянных элементов в ледни ковых от ложения х
морей Антарктики (в тысячных долях)
Сг
N1
Мп
Ре%
Море Росса
Море Амундсена
Море Беллинсгаузена
Относительное содержа¬
ние в зем ной коре
Море Росса
Море Амундсена
Море Беллинсгаузена
Относительное содержа¬
ние в земной коре
95
90
70
200
40
1240
3,40
40
1730
4,10
30
960
3,5
80
1000
5,0
6,8
7.5
7.6
8,1
Т1
Со
V
Си
3470
30
160
90
3960
30
240
185
3040
20
185
120
4400
23
110
45
Колебания содержания рассеянных элементов в ниж¬
ней части колонок осадков отражают значительные изме¬
нения климата в позднечетвертичный период.
Основную часть неорганического материала А. п . о.
составляют
глиноземные силикаты.
Концентрация алю¬
миния
является
индикатором
процентного содержания
нерастворимой части А. п . о .
ЭРНЕСТ ЭН ДЖАЙНО
АПВЕЛЛИНГ
А.,
или
п одъ ем,
—
это процесс вертикального дви¬
жения
вод в
море,
в
результате чего глубинные воды
поднимаются
к поверхности.
Зона подъема глубинных вод
—
это
ограниченный
район, однако поднявшиеся воды и их влияние на океано¬
графические условия могут распространяться на сотни
миль. А . может наблюдаться в любом районе Мирового
океана, но наиболее характерен он вдоль западных по¬
бережий материков.
А. может быть вызван ветровым сгоном
по верхност¬
ных вод от
берега, расходящимися течениями или тече¬
ниями, отходящими от суши. В северном полушарии при
устойчивых, дующих параллельно берегу ветрах поверх¬
ностные воды сгоняются в сторону открытого моря, вы¬
зывая
подъем глубинных вод. Там, где поверхностные
Рис. 1 . Схема направления ветра и соответствующей цирку¬
ляции водных масс в прибрежном районе.
воды растекаются в разные стороны,
глубинная вода
также
поднимается.
Большие
и
малые циклонические
круговороты могут вызвать вертикальные движения вод
и
привести к подъему воды. Размер вызванного ветром
подъема вод зависит от
характеристик ветра,
а име нно:
скорости,
п родо лжите льно сти,
разгона и направления.
Вероятность подъема глубинных вод находится в соответ¬
ствии с сезоном (рис. 1).
А.
—
процесс очень
медленный. Подсчитано,
что
вблизи Калифорнии вертикальная скорость подъема вод
20 м в месяц. В этом специфическом районе воды, дости¬
гающие поверхности, приходят с относительно небольших
глубин, обычно менее 200 м.
Наиболее ярко выраженный прибрежный подъем вод
наблюдается у западных побережий США, Перу, Ма¬
рокко, Южной Африки и Австралии. Некоторые из при¬
брежных подъемов вод вызваны сезонными муссонными
ветрами, например у Юго-Восточной Азии (Бенгальский
зал.). В этом районе ветры, имеющие летом юго-западное
направление, зимой меняют свое направление на северо-
восточное. Постоянство муссона, особенно с ЮЗ, и ориен¬
тация побережья вызывают А.
на большом
п ротяжени и
вдоль восточных побережий Индии, Таиланда и Южного
Вьетнама. А .
наибольшей
интенсивности наблюдается
у побережий п-ова Сомали (см. Аравийское море). Восходя¬
щая циркуляция отмечается также у побережий Антарк¬
тического материка, Алеутской гряды, у экватора и у се¬
верной границы Межпассатного (Экваториального) про¬
тивотечения
(рис, 2).
20

АПВЕЛЛИНГ
Ограниченный подъем вод развивается у подветренной
новенно высоком уровне развитие диатомовых водорослей
стороны островов и мысов,
выс тупа ющих
н авст речу
и
флагеллят (пища креветок,
а
креветки
—
главная пища
течению, над банками или подводными горами,
в цикло-
китов).
ниче ских
круговоротах
в
северном полушарии,
на гра¬
ницах водных масс и над подводными возвышенностями
или хребтами в открытом море.
Значение А. заключается в следующем. Глубинные
воды, поднимающиеся к поверхности моря, по своим
свойствам отличаются от поверхностных вод
—
они хол од¬
нее и плотнее смежных с ними поверхностных вод. Поэтому
во
время интенсивного летнего подъема глубинных вод тем¬
пература поверхностного слоя в районе А.
может быть
даже ниже, чем она бывает в этом районе зимой, когда А.
ослаблен. В зимний период из-за холодных поверхностных
вод вертикальные градиенты температуры во время подъема
малы, что приводит к развитию изотермического слоя.
В прибрежных районах поднявшиеся к поверхности
более плотные воды создают горизонтальный градиент
плотности (рис. 1), который вместе с напряжением ветра
на
поверхности
вызывает
развитие
геострофических
течений вдоль берега.
Поднявшиеся воды оказывают существенное влияние
на метеорологические условия у берегов. Если подняв¬
шиеся
глубинные воды
холоднее воздуха,
они
могут
охладить его и создать условия, способствующие образова¬
н ию тум ана;
могут быть
та кже
и
другие последствия.
Подобное влияние на климат особенно заметно в районе
центральной части западного побережья США (рис. 3).
Поднявшиеся воды могут выносить большое количе¬
ство питательных веществ (фосфатов, нитратов и т. д.)
в
эвфотическую зону; таким
образом, А. способствует
высокой
органической
продуктивности.
Для примера
отметим, что наиболее продуктивные рыбопромысловые
районы и заросли водорослей находятся у берегов Африки
и Северной и Южной Америки, а самые большие птичьи
базары, поставляющие важное в экономическом отноше¬
нии
гуано ,
—
у берегов Перу. Подъем глубинных вод
вблизи
зоны
антарктической
конвергенции,
главным
образом в атлантическом секторе, способствует изобилию
питательных веществ, которые поддерживают на необык-
Рис. 3. Средняя температура воды (в °Р) поверхностного слоя у за¬
падных берегов США в июле 1964 г.
У самого берега видны
холодные поднявшиеся воды.
21

АРАВИЙСКОЕ
А. также влияет на бентос и даже на органический
состав
морских донных
осадков.
Предполагают, что,
если концентрация органического вещества выше того
количества, которое может быть растворено или вынесено
течениями, возможно его накопление на дне моря и с те¬
чением времени превращение в нефть. Районом с под¬
ходящими
условиями для
накопления
органического
материала могут быть воды материкового склона. Для
образования нефти осадки материкового склона должны
быть покрыты отложениями неорганического происхож¬
дения, возможно, приносимыми со склона мутьевыми
потоками. Если эти предположения верны, то каждый из
районов подъема глубинных вод над материковым склоном
может впоследствии стать районом нефтяных месторож¬
дений.
А. приводит также
к
ненормально му углублению
уровня карбонатной компенсации, так как холодная вода
(имеющая также более высокое содержание С02) обладает
более высокой
способностью растворять
карбонатные
осадки.
Таким образом, А. благодаря своему влиянию на
термические, химические, биологические и геологические
процессы играет большую роль в жизни моря.
Е. К . ЛАФОНД
АРАВИЙСКОЕ МОРЕ
Границы А. м.,
согласно определению Международ¬
ного гидрографического бюро, установлены на ЮЗ по ли¬
нии м.
Хафун (Сомали)
—
атолл Адду, далее вдоль запад¬
ного края Мальдивских и Лаккадивских о-вов до маяка
Сада-Чивжад (западное побережье Индии, 14° 48' с.
ш.,
74° 07'
в.
д.). В этих границах площадь
А.
м.
около
3683 тыс. км2. В
п ределах
А. м. в ыделяю тся два крупных
залива: Аденский и Оманский.
С точки зрения океанографии, Шотт провел границы
А.
м.
следующим образом: южная
граница проходит
от берегов Индии вблизи о. Гоа вдоль западного побережья
Лаккадивских о-вов к экватору, оттуда она слегка откло¬
няется к Ю до точки на восточном побережье Африки
вблизи Момбасы, приблизительно на 5° ю. ш . Не считая
Аденского и Оманского заливов,
в
этих границах пло¬
щадь А. м. 7456 тыс. км2. Оно включает 95% Аравийской
котловины и две трети самой глубоководной северной части
Сомалийской
ко тловины .
Водное пространство между
Лаккадивскими о-вами
и
о.
Шри-Ланка (по определе¬
нию Международного гидрографического бюро
—
Лакка¬
дивское море) Шотт на основании изучения водных масс
не рассматривает как часть А. м.
Во время Индоокеанской международной экспедиции
(1959—1963) были собраны океанографические и геологи¬
ческие данные по А. м . Однако приведенное здесь описание
составлено главным образом по более ранним данным.
Рельеф дна и донные осадки. А . м. хребтом Карлсберг
и северо-западным
продолжением Центрального Индий¬
ского
хребта разделяется на две большие
котл овины ,
глубина которых более 3600 м: Аравийскую на СВ
и
Сомалийскую на ЮЗ. Сомалийская котловина соединяется
с Маскаренской и Мадагаскарской котловинами на Ю,
глубина порогов более 3600 м.
Наибольшая глубина
Сомалийской котловины превышает 4600 м.
В Аравий¬
ской котловине измерены глубины до 5300 м. Глубина
порога между Аравийской и Сомалийской котловинами
примерно 3000 м. Котловины А.
м.
ограничены
двумя
подводными плато. Юго-западное плато, простирающееся
примерно от 15° ю, ш., 65° в. д., известное как Сейшелло-
Маврикский хребет, доходит на СЗ до Сейшельских и
Амирантских
о-вов.
Восточное плато,
протянувшееся
от арх. Чагос приблизительно вдоль меридиана 73° в.,
проходит через район Мальдивских
и
Лаккадивских
о-вов и соединяется с юго-западной частью Индийского
шельфа. Глубина обоих плато почти на всем протяжении
менее 1800 м. Средняя глубина хребта Карлсберг 1800—
3600 м. Глубины, большие 3600 м, наблюдаются в средин¬
ной рифтовой долине в центральной част и
срединно ¬
океанического
хребта. Рифтовая долина
поворачивает
на 3, к С от о. Сокотра, присоединяясь к восточноафри¬
канским
рифтам юго-западнее Аденского зал.
Вблизи южной оконечности Индии ширина шельфа
примерно 120 км и глубина до 220 м. К С шельф сужается
до56кмна11°с.ш.,
но вблизи Камбейского зал. опять
расширяется до 352 км при глубине 90 м.
Индийский
шельф в значительной степени покрыт песком, однако
иногда встречаются илы. Дальше на С, до самого Карачи,
ширина шельфа 185 км и более. В этом районе шельф
покрыт главным образом илами, на внешнем крае шельфа—
песок. Вблизи р. Инд шельф прорезан подводным каньо¬
ном. На 3 от Карачи шельф резко сужается и на макран-
ском побережье его средняя ширина достигает 37 км и
далее
уменьшается в западном направлении.
Кромка
шельфа вдоль макранского побережья также более мелко¬
водна, ее средняя глубина 37 м. В этом месте шельф покрыт
главным образом илами.
В вершине Оманского зал. имеется широкий, покрытый
илом шельф. От Оманского зал. простирается Оманская
котловина, в которой обнаружены глубины более 1800 м.
Оманская котловина переходит в желоб, идущий парал¬
лельно
макранскому
побережью,
отделенному
узким
хребтом Мёррей от собственно Аравийской котловины.
Хребет Мёррей также простирается на ЮЗ до хребта
Карлсберг. Вдоль аравийского побережья Индийский
шельф протянулся узкой полосой. Дно покрыто песком,
главным образом терригенного или эолового происхожде¬
н ия.
Шельф имеет в поперечнике примерно 37 км в Аден¬
ском зал. при входе в Красное море, где его прорезает
канал глубиной более 183 м. От м.
Гвардафуй до Мом¬
баса вдоль сомалийского побережья исключительно узкий
шельф заставляет предполагать сбросовый характер форми¬
рования побережья.
Материковый склон
А.
м.
до глубины примерно
2750 м покрыт
осадками
терригенного
п роис хождени я.
Значительная часть Аравийской и Сомалийской котловин
(глубины более 4000 м) покрыта глубоководной красной
глиной, остальная
часть — известковыми
глобигерино-
выми илами. Виземан и Беннет (1939) проанализировали
содержание органического углерода и азота в осадках
А. м. Непрочное (1961) составил карту мощности осадков
в
Аравийской котловине на основе да нн ых сейс ми че ск ог о
зондирования на 23 станциях. Мощность осадков умень¬
шается от 2500 м в северной части Аравийской котловины
до 500 м в южной части. По данным сейсмических изме¬
рений, проведенных экспедицией Скриппсовского океано¬
графического института на «Зефире», мощность осадков
870 м на 8° 19' с. ш ., 70° 32' в. д., что находится в соответ¬
ствии с картой Непрочнова. На 9° 5' с. ш .,
73°
в.д.на
западном склоне Мальдивско-Лаккадивского хребта за¬
регистрирована мощност ь о с ад ко в 1870 м.
Данные Не¬
прочнова также
по казываю т
утолщение
слоя
осадков
к 3 от прол. Девятого Градуса между Мальдивскими и
Лаккадивскими о- вами .
Коулбе и Олауссон (1960) детально описали пять
колонок грунта,
взятых в Сомалийской котловине во
время Шведской глубоководной экспедиции 1947—1948 гг.
Предварительные данные по 104 колонкам,
взятым во
время
экспедиции
на
судне «Витязь» (33-е плавание,
1960), рассмотрены Безруковым (1961).
22

АРАВИЙСКОЕ
Происхождение и геологическая
история хребтов
А. м.
и
рельеф его дна до сих пор гипотетичны, причем
наряду с другими рассматриваются гипотезы материкового
дрейфа, материковых мостов и неизменности океанических
бассейнов
и
матер иков.
Однако геологи обычно согла¬
шаются с тем, что
рельеф дна А. м. складывался в мезозой¬
ско-кайнозойскую эпоху, значительные же его участки
сформировались только в эпоху плиоцена.
Гидрологический режим. Поверхностные те¬
чения.
Муссоны являются доминирующим фактором
в
образовании поверхностных течений. Северо-восточный
муссон преобладает с ноября по март; ветры от слабого
до умеренного, и этот сезон называют мягким.
Осадки
незначительны, так как ветры дуют с материка.
В этот
период наблюдается слабое северо-восточное муссонное
дрейфовое течение, которое направляется на Ю вдоль
берегов Индии; затем примерно на 10° с. ш . оно повора¬
чивает на 3; одна его ветвь вливается в Аденский зал.,
другая направляется
на Ю вдоль сомалийского побережья.
Между водами А. м. и Северным Пассатным течением,
южнее о. Шри-Ланка формируется зона конвергенции,
которая
развивается
вследствие
контраста
солености
пов ерх нос тных
вод,
имеющих
различное
происхо¬
ждение.
Атмосферное давление и распределение ветра
кС
от экватора резко изменяются в течение апреля,
идо
ноября устанавливаются более сильные влажные ветры
—
юго-западный муссон. Поверхностные течения тотчас же
реагируют на изменение направления ветра. Ветвь Южного
Пассатного течения поворачивает на С
между 5° ю. ш.
и экватором и направ ляется вдо л ь берегов Африки, затем
вливается в А. м.
как сильное Сомалийское течение со
скоростью до 7 узлов.* За о. Сокотра Сомалийское тече¬
ние становится
частью антициклонической циркуляции,
которая продолжается на СВ вдоль берегов Аравийского
п-ова, затем на Ю вдоль берегов Индии до 10° с. ш .,
где
оно
соединяется с юго-западным муссонным дрейфовым
течением, направляющимся на В между 5 и 10° с. ш. Да¬
лее оба течения продолжают перемещаться на В, южнее
о. Шри-Ланка. В период юго-западного муссона у побе¬
режий Африки и Аравийского п-ова
происходит интен¬
сивный подъем глубинных вод на поверхность.
Сезонные
изменения
в
поверх¬
ностном
слое.
Значительные сезонные изменения
температуры воды наблюдаются от поверхности до гори¬
зонта 100 м в центральной части А. м. (рис. 1). Минималь¬
ные
температуры (24—25° С) поверхностного слоя имеют
место в январе—феврале. Наблюдаются два максимума тем¬
ператур (более 28° С): один в июне, другой в ноябре,и вто¬
ричный минимум (26° С) в
августе.
На горизонте 100 м
в районе 18—23° с. ш .,
59—64° в. д . максимальная тем¬
пература (22° С) приходится на февраль, минимальная
(20° С)
—
на сентябрь (минимальная температура вызвана
подъемом глубинных вод к
поверхности у аравийского
побережья). На горизонте 100 м в районе 14—19° с. ш . ,
64—69° в. д ., наоборот
—
ми нимал ьная
тем пера тура (20° С)
приходится на февраль, максимальная (24° С) на сентябрь.
В период дождей (юго-западный муссон) соленость
менее
35°/00 наблюдалась в вер хн их 50 м . Во время северо-
восточного муссона соленость более 36°/00 обнаружена на
поверхности А. м. к С от 5° с. ш ., за исключением района
вдоль
сомалийского побережья,
где
зарегистрированы
величины менее
35,5°/00. Источником этих вод с малой
соленостью является еще менее соленое Южное Пассатное
течение, которое распресняется за счет подъема глубинных
вод на поверхность.
*
А^аксимальнай скорость более 6 узлов наблюдалась на
8° с. ш. в августе 1964 г.
Водные
масс ы
между
горизон¬
тами 200 и 4000 м. Свердруп и др. (1946) дали описание
экваториальных водных масс между горизонтами 200 и
4000 м и указали
на вторжение вод Красного моря, име¬
ющих большую соленость, с ядром примерно на глубине
750 м, с температурой 10° С и соленостью
35,4°/00. Дефант
(1961) обнаружил ядро вод Красного моря с температурой
9° С и соленостью 35,5°/00. По-видимому, также
имеет
мес то распростране ние
вод Персидского зал.,
согласно
Скотту (1935), определяемое по вт оричному максимуму
солености между горизонтами 200 и 400 м .
Т°С
Рис. 1. Годовые
колебания температуры в Ара¬
вийском море по наблюдениям батитермографом.
а) 18—23° с. ш .,
59—64° в. д.; б) 14—19° с. ш.,
64—69° в. д .
Ту 5-кривые для шести
гидрологических
станций
(рис. 2) показывают распространение вод Персидского зал.
и Красного моря и степень их отличия от ранее приведен¬
ных
определений Свердрупа и Дефанта. Все станции,
за исключением
ЛМ-81У были выполнены в период
юго-западного
муссона.
По данным
станций /. -55 и
8-235 (Сомалийская котловина) установлено, что мини¬
мальная
соленость
поверхностного
слоя связана с вы¬
падением осадков в период юго-западного муссона. Ана¬
лиз д ан н ых станций 2.-71 и 2-74 (Аденский зал.)
и стан¬
ции 2-83 (Аравийская котловина) не
пока зал
избытка
выпадения осадков над испарением на поверхности. На
станции ЛУ1-81 (у входа в Оманский зал.) максимальная
соленость поверхностного слоя порядка 36,89°/00 встре¬
чается
1
в
период северо-восточного муссона. Под по¬
верхностными
водами соленость уменьшается на всех
станциях (на различных уровнях),
пока ощущается
влияние вод Персидского зал. и Красного моря.
23

АРАВИЙСКОЕ
Ниже 1500 м Т, 5-кривые для всех станций сбли¬
жаются и
приобретают характер Т, 5-кривых глубинных
и
придонных вод Индийского океана с температурами
между 1,3 и 2,0° С и соленостью порядка 34,69—34,77°/00.
Эти воды имеют антарктическое происхождение.
На рис.
2 В приведены кривые содержания 02, рН,
Р_ро4 и ЗЮ2 для станции 8-235. Содержание кислорода
при максимальном значении 4,74 мл/л на глубине 70 м
быстро уменьшается до вторичного минимума порядка
1,1 мл/л на глубине 109 м и порядка 0,45 мл/л на глубине
I
т
1
Г
35,5
1—Г
36,0
Т—I—г
36,5
37,5 8%о
Рис. 2. А
—
характерные Г, 5-кривые для 6 станций, выполненных в Аравийском море: /М-5/ — по дан¬
ным
экспедиции Дж. Мёррея, декабрь 1933 г.; 8-235 —
по данным
Шведской глубоководной экспедиции,
апрель 1948 г.; /.- 5 5
—
по
данным
экспедиции Скриппсовского океанографического института,
август
1962 г.; 2.-71 , 2 -74, 2-83
—
по
данным
экспедиции
Скриппсовского
океанографического института,
сентябрь 1962 г.
Б—топография дна Аравийского моря и расположение станций перечисленных
выше
экспе¬
диций (по Шепарду, 1963). В
—
распределение 02, рН, 5Ю2, Р_ро4 на станции 8-235 .
1—
индоокеанская экваториальная водная масса, 100—4000 м (по Свердрупу); 2 —
красноморская водная
масса (по Свердрупу); 3 —
ядро красноморских вод (по Дефанту).
Глубина порога между Сомалийской и Аравийской
котловинами
определена
по минимальным температурам
в Сомалийской котловине (порядка 1,30° С) и в централь¬
ной части А.
м.
(порядка 1,66° С). На основании этих
величин
было установлено,
что
глубина порога меж¬
ду
Сомалийской
и
Аравийской котловинами
около
3000 м.
790 м (заток вод Красного моря). Ниже содержание кис¬
лор ода ув ели чив ае тся , дос тиг ая более 3,0 мл/л на глубине
более 2088 м, где обнаруживаются первые признаки по¬
ступления антарктических вод. Содержание кислорода
продолжает увеличиваться с глубиной, достигая 4,27 мл/л
на
горизонте 5055 м.
24

АРАФУРСКОЕ
Распределение рН подобно распределению кислорода,
за
исключением
т ого,
что
минимальные
в елич ины
рН
(7,59) встречаются на глубине 1607 м. Ниже 2100 м рН
до горизонта 5000 м относительно постоянно (7,64). Вблизи
дна наблюдается увеличение рН до 7,67, указывающее
на растворение карбонатов донных осадков.
Распределение 5Ю2 и Р_ро4 Д° некоторой степен и
сходно. Наблюдаются очень малые величины в поверх¬
ностном слое выше термоклина и относительно постоянные
большие величины ниже горизонта 2100 м. Увеличение их
содержания между горизонтами 100 и 2100 м до некоторой
степени разли чно,
что указывает
на
различную скорость
усвоения 5Ю3 и Р_ро4 организмами.
Недавние наблюдения,
проведенные
на «Витязе»,
подтверждают данные экспедиции Джона Мёррея о нали¬
чии сульфида водорода на материковом склоне между
горизонтами 40 и 1000 м в северной части А. м . (Оман¬
ский зал.) . Сульфид водорода обнаружен на глубинах,
совпадающих со слоями кислородного минимума.
МАРГЛРЭТ К. РОБИНСОН
АРАФУРСКОЕ МОРЕ
Ограниченное внешней дугой о-вов Банда, о. Новая
Гвинея, прол. Торреса, зал. Карпентария и меридиа¬
ном
130° в., А.
м.
имеет
площадь 650 тыс. км2 (центр
в точке 10° ю. ш.,
137°
в. д .)х. Его северная граница
проходит восточнее о. Серам, где А. м. сливается с морем
Серам (рис. 1).
Рельеф дна. А. м. в значительной степени покрывает
обширную мелководную банку [названную Крюммелем
(1897) Арафурским шельфом], относящуюся к восточной
части
большого Северо- Австралийского
шельфа,
или
шельфа Сахул, впервые обнаруженного Ирлом в 1845 г.
В настоящее время только его центральная часть назы¬
вается Сахул шельфом. Арафурский шельф отделяется от
внешней дуги о-вов Банда глубоководной впадиной Ару
(3650 м). Эта впадина, вытянутая и обращенная выгнутой
стороной к шельфу, почти в точности повторяет направле¬
ние дуги о-вов Банда. Она входит в зону впадин, протя¬
нувшуюся от моря Серам через Тиморскую впадину
к
Яванскому желобу в Индийском океане (см. Впадины
и желоба глубоководные океанические). У нее крутые края,
плоское дно, заканчивается она обрывом вблизи о. Новая
Гвинея. В юго-западном направлении, примерно до 130°
в.
д.,
впадина Ару сужается и глубины уменьшаются
(ширина около 40 км, глубина около 1600 м). Затем она
расширяется и переходит
в
Тиморскую впадину. Впадина
Ару на глубинах больше 3000 м занимает площ адь
11 тыс. км2. Впадина наиболее глубоководна на границах
морей Тиморского и Серам, где глубина порогов 1480 м.
В табл. 1 приведены характеристики вод во впадине Ару
и за ее предела ми (моря Тиморское и Серам).
Таблица 1
Тимор¬
ское море
(ст. No 109,
1473 м)
Впадина
Ару
(ст. No 104,
3265 м)
Море
Серам
(ст. No 95,
1500 м)
Температура,
°С
3,38
3,945
3,935
Соленость, %о
34,64
34,63
34,63
Содержание
кислорода,
СМ3/л
2,49
2,25
2,32
Плотность
1,027585
1,02752
1,02752
Глубина Арафурского шельфа обычно колеблется в пре¬
делах 50—80 м. Более глубоководные участки находятся
у края Арафурского шельфа, где с глубины 600 м круто
«Снеллиусе», 1929 —1930).
Т—
терригенные илы; О —
глобигериновые илы.
Район, выде¬
ленный штриховкой,
—
обнаженные участки во впадине Ару,
которые находятся ниже изобаты 3000 м.
Глубины
—
в
метрах.
поднимаются коралловые рифы. На шельфе расположены
о- ва
Ару. Пять более крупных островов этой группы отде¬
ляются друг от друга узкими проливами с глубинами,
большими, чем на окружающем шельфе. Незначительное
поднятие вдоль хребта Мерауке протянулось от о-вов Ару
на ЮВ
вдоль южного берега о.
Новая Гвинея
по
25

АРАФУРСКОЕ
направлению к п-ову
Кейп-Йорк (Австралия), образо¬
вав
ось Ориомо, или зону Мерауке.
Гидрологический режим.
Характеристики
глубинных
вод
и
циркуляция
при¬
донных
вод. На основе батиметрических данных и
характеристик вод (в пределах впадины Ару), таких, как
соленость, содержание кислорода
и температура, полу¬
ченных
немецкой океанографической экспедицией на
«Снеллиусе» (1929—1930), Ван-Риль (1950) сделал заклю¬
чение, что во
впадину Ару поступают придонные воды
из Индийского океана через Тиморскую впадину, а также
из Тихого океана через моря Молуккское и Серам (см.
рис. 1).
На рис. 2 показано распределение потенциальных
температур и солености на разрезе между впадинами
Тиморской и Ару.
давление соответственно равно 756,5—756
мм
рт.
ст.
(сСнаЮ)и757,5—759 ммрт. ст. (сСнаЮ).
Течения
и
при лив ы.
Поверхностные те¬
чениявА.м.кСот8°ю.ш.имеют
нерегулярное и обычно
неустойчивое направление. К Ю от этой широты зимой
южного
полушария
течения
и меют
преимущественно
западное
нап рав лен ие
и
ск ор ос ть 10 —20 миль/сутки.
Летом у течений нет генерального направления; в юго-
западной и юго-восточной частях А. м. течения направлены
за его пределы, соответственно в Индийский океан и
Коралловое море. Третья система
течений
направлена
против часовой
стрелки вокруг точки 10° ю. ш .,
136° в. д.
Скорость течений не превышает 10 миль/сутки.
Величина сизигийных приливов в А.
м.
достигает
4,5 м у побережья о.
Новая Гвинея (средняя величина
по данным четырех станций) и 2,5 м у о. Добо (о-ва Ару).
Характеристики
поверхностных
вод
и
климат.
Средние значения солености по¬
верхностного слоя А. м. приведены
в табл. 2.
Таблица 2. Средние значения солености
поверхностного слоя Арафурского моря (в %о)
Период
Северне е
впадины
Ару
Южнее
впадины
Ару
Арафур¬
ский
шельф
Декабрь—февраль
33,6
34,2
34,2
Март—май
—
34,6
—
Июнь—август
33,9
34,4
35,0
Сентябрь—ноябрь
34,8
34,3
Температура поверхностного слоя А. м. достигает ма¬
ксимум а
в
декабре—феврале (28,4° С) и минимума в июне—
августе (26,1° С). Летом южного полушария в районе А. м.
между 4 и 10° ю. ш . ветры дуют с ЗСЗ (северо-западный
муссон) с силой 1,5—4,4 балла. На некотором расстоянии
от побережья Австралии ветер имеет северо-северо-запад¬
ное н апр ав ле ние (1,5—2,4 балла). Зимой юго-восточные
муссоны дуют с одинаковой силой (1,5—2,4 балла) над
всей акваторией А. м . Для тех же периодов атмосферное
У побережья о.
Новая Гвинея (прол. Мули) в северо¬
с евер о-в ост очн ом
направлении
зарегистрирована
мак си¬
мальная скорость приливного течения —
4,6 миль/сутки.
На некотором расстоянии от побережья Австралии встре¬
чаются приливные
течения со скоростью
5—10 миль/сутки.
Во время экспедиции на «Снеллиусе» в октябре 1930 г.
были измерены течения на ст. No 364а в районе между груп¬
пой о-вов Танимбар и Кай, на границе А. м. и
моря Банда;
результаты этих измерений даны в табл. 3.
Таблица 3
Глубина, м
Скорость
течения, см/с
Направление,
град.
0
46
285
100
22
20
400
13
240
3000
4
20
Донные осадки.
Впадина Ару. Терригенные
илы с кварцевыми зернами (вероятно, суспензиями) покры¬
ва ют
наиболее
глубоководные участки впадины Ару.
Склоны впадины на глубинах примерно от 200 до 2000 м
покрыты глобигериновыми илами (30% и более карбона¬
та кальция).

АРАФУРСКОЕ
Отложение терригенных илов происходит медленно, на
что указывают высокое содержание глауконита в образ¬
цах донных осадков, взятых из этой впадины, и прозрач¬
ная вода вокруг
о-в ов
Ару, благоприятствующая интен¬
сивному росту кораллов.
Геофизика и геологическое строение дна. Впадина Ару
отличается гравитационными аномалиями, колеблющимися
в
пределах
от —11 до + 25'Тмгл. Над Арафурским шельфом
наблюдаются небольшие положительные гравитационные
аномалии.
Рис. 3. Топография дна Арафурского шельфа, образовавшаяся во время последнего оледенения,
показы вающая флю-
виальную систему (по Фейрбриджу, 1953).
Глубины = в
морских саженях.
Арафурский шельф. Отложение терриген¬
ных илов
происходит медленно и на
Арафурском шельфе.
Большую часть донных осадков составляют
глауконитовые
пес ки
и
известковые илы.
Вблизи побережья Австра¬
лии
встречаются обширные участки твердого дна, на
которых из-за недостатка материала (так как приливные
течения
им еют
небольшую
скорость
—
от
0,5
до
1,0 миль/сутки) донные осадки не образуются. Обломки
кораллов, вымытые из погруженных рифов и осевшие
местами
вдоль
края шельфа, говорят об органическом
составе береговых осадков периода плейстоценового оледе¬
нения, после которого встречаются лишь незначительные
отложения.
Землетрясения поверхностного типа от слабых до
умеренных встречаются во впадине Ару и распространены
вдоль края шельфа. По направлению к южной части Южной
котловины Банда зарегистрированы очаги землетрясений
со
все
увеличивающейся глубиной (на глубине 600—
700 км) (рис. 4).
Кьюнен считает, что впадина Ару была образована
преимущественно в результате прогибания (опускания)
земной коры, но с местными сбросами. Морфология впа¬
дины рассматривается
как
доказательство этого пред¬
положения. Учитываются параллельность впадины с внеш¬
ней антиклиналью Банда, вытянутый характер впадины
и сходство ее разреза с разрезом синклинали. На образо-
27

АРХИПЕЛАГИЧЕСКИЕ
в ание
сбросов или флексур указывает резкое замыкание
впадины на С вблизи о. Новая Гвинея и более вогнутый
профиль в этом районе. Впадину Ару можно также отнести
к
классу краевых впадин.
Она, по-видимому, является
частью протяженного ряда эвгеосинклиналей.
Поднятые террасы молодых кораллов на соседних
островах позволяют предполагать молодой возраст впа¬
о
100
200
300
400
500км
>
1,
I
■
I
«
Рис. 4. Гравиметрия Арафурского моря (/
—
пояс
отрица¬
тельных аномалий), активные вулканы (2) и очаги землетрясе¬
ний (3 «-
глубина менее
100 км,
4 — 200—299 км).
дины Ару. Ее параллелизм с дугой о-вов Банда, которые
в
значительной степени образовались в период плио-
плейстоцена, говорит об их общем происхождении.
Тонкий поверхностный слой осадочных пород раннего
неогена несогласно залегает над дотретичным фундаментом
Арафурского шельфа. Они обнажаются на о-вах Ару и
в южной части Новой Гвинеи. Ближе к Австралии встре¬
чаются подводные шельфовые долины и узкие каньоны
(рис. 3), очевидно, затопленные участки аридного рельефа.
На о-вах Ару современные фауна и флора схожи с фауной
и флорой Австралии и Новой Гвинеи. Это означает, что
в течение значительной части третичного периода Арафур¬
ский шельф являлся пенепленом, который был затоплен
в позднем неогене и частично в
четвертичном периоде.
Эвстатическое поднятие в течение максимального оледене¬
ния в плейстоцене частично обнажило старый пенеплен.
В это время имела место широкая миграция фауны в пре¬
делах шельфа. Послеледниковое погружение Арафурского
шельфа было вызвано эвстатическим повышением уровня
моря для большей части шельфа и
сопровождалось актив¬
ным оседанием побережья, что подтверждают коралловые
рифы, находящиеся на глубине 400—600 м.
Острова Ару
свидетельствуют о существовании поднятия вдоль хребта
Мерауке.
X. Д. ТИА
Прим. редА Вместе с зал. Карпентария площадь А. м .
1037 тыс. км2.
АРХИПЕЛАГИЧЕСКИЕ КОНУСЫ ВЫНОСА
Отдельные подводные горы, поднимающиеся с океа¬
нического дна, имеют вулканическое основание в форме
конуса, угол склона которого уменьшается с увеличением
глубины,
а
диаметр
основания
достигает 20—500
км.
Подводные горы или выступающие из воды острова часто
располагаются группами, образуя вулканические гряды
или архипелаги. Широкие конусы и веерообразные склоны
были названы Менардом (1956) А. к . в. Обычно А. к . в.
имеют сглаженный, но иногда холмистый или даже го¬
ристый рельеф. Последние А. к. в. наиболее распростра¬
нены в
центральной и южной частях Тихого океана А. к. в .,
по-видимому,
подстилаются лавовыми потоками,
на ко¬
торые
наслаиваются
отл ожения
пепла
и
пе лаг иче ск ого
материала,
принесенные мутьевыми потоками. Так как
на склонах вулканических островов очень часто возникают
подводные оползни (Фейрбридж, 1950), то неконсолиди¬
рованный пепел и пелагические илы образуют мутьевые
потоки, которые выносят осадки далеко за пределы обыч¬
ной границы лавовых потоков. Менард считает, что вул¬
канические ядра А. к. в . в значительной степени состоят
из того же материала, что и «второй слой» (со скоростью
4—5 км/с), который подстилает океанические осадки (ве¬
роятно, базальт) (см. Абиссальные холмы)
Согласно Менарду, основные А.
к.
в. плавно пере¬
ходят в склоны островов, что морфологически аналогично
переходу от материковых подножий к материковым скло¬
нам.
В противоположность
материковым
подножиям
А. к. в . в большей степени характеризуются прослойками
вулканического материала. Верхние части А. к . в. имеют
уклон 1—2°, но на расстоянии 70—90 км от острова уклон
уменьшается до 1 : 2000 и А. к. в . постепенно выполажи-
ваются в абиссальную равнину. Большая часть площади
между
вулканическими
хребтами занята
архипелаги-
ческими равнинами. На верхних частях склонов хребтов
могут быть развиты глубоководные русла мутьевых пото¬
ков. Микрорельеф нижних частей А. к. в. и архипелаги-
ческих равнин имеет сглаженный характер, но на пери¬
ферии появляются
абиссал ьные
хол мы,
переходящие
в открытых районах океанов (вдали от пояса тяжелых
осадков) в «бескрайние поля абиссальных холмов Тихо¬
океанского
бассейна ».
Некоторые А. к. в., например восточнее Таити, усеяны
вулканическими конусами более молодого возраста.
В результате сейсмических
исследований А. к. в .
ме тодом
прел омлен ных
в олн
в
западной части Тихого
океана (1964) установлено, что средняя мощность осадков
А. к. в. составляет 400 м, тогда как мощность возможного
вулканического «второго слоя»,
лежащего под ними,
равна 2,4 км. В соседних провинциях абиссальных хол¬
мов мощность осадков примерно 200 м, а мощность «вто¬
рого слоя» под ними только 1,1 км. Таким образом, под
вулканическими хребтами земная кора
вулканического
происхожде ния
значительно
утолщена.
Менард пола ¬
гает,
что плато
образованы текучими лавами (главным
28

АТЛАНТИЧЕСКИЙ
образом толеитового состава), тогда как крутые А. к . в* —
лавами
более вязких типов.
Согласно Менарду (1964),
общий
объем А. к. в.
в бассейне Тихого океана при мощности А.
к.в.2км
(осадки плюс вулканический «второй слой») равен 20 X
X 106 км3 (по сравнению с объемом примерно 4 «10е км5
для всех вулканических островов, подводных гор и хреб¬
тов, взятых вместе). До сих пор не сделано никаких заклю¬
чений по А. к . в . для других океанов, но они, по-видимому,
существуют наряду с другими вулканическими формами,
так же как и асейсмичные хребты.
РОУДЗ У. ФЕЙРБРИДЖ
АСЕЙСМИЧНЫЕ ХРЕБТЫ
Термин «А. х.» введен для того, чтобы отличать под¬
водные,
сейсмически
неактивные
хребты,
выделенные
Юингом и Хизеном (1956), от срединно-океанического
хребта с его удивительно сейсмичным срединным рифтом.
Примерами могут служить Китовый хребет, плато Риу-
Гранди, Кергелен и Маскаренское (или Сейшельское) и
хребет Ломоносова. Хизен (1962) составил мировую карту
А. х . (см. Срединно-океанический хребет),
«Классическим» А. х. является Китовый хребет в Юго-
Восточной Атлантике, протянувшийся на 3000 к м в северо-
восточном направлении от подножия Срединно-Атланти¬
ческого хребта между о-вами Тристан-да-Кунья и о. Гоф
до бухты Уолфиш-Бей (Юго-Западная Африка). Некото¬
рые геологи считают, что хребет продолжается в глубь
Дамарской горной системы до Замбии, но эти предп оло же ¬
ния недостаточно обоснованы. В структурном отношении
хребет состоит, по -видимому, из пород океанической зем¬
ной коры. Признаки глубинных материковых «корней»
отсутствуют. Китовый хребет узкий, асимметричный,
на южной стороне имеет крутой уступ.
Примерно в 80 км к ЮВ от этого уступа (высота его
во многих местах более 2000 м) находится второй, более
низкий уступ, развернутый на ЮВ. Рельеф хребта сгла¬
жен. Это говорит о длительной стабильности и обусловли¬
вает пелагическую седиментацию. Анализ колонки осад¬
ков, взятой с уступа, показал уплотненную толщу тре¬
тичных пелагических осадков, доходящую до глобигери-
новых илов позднемелового возраста. Это означает, что
существующий рельеф установился по крайней мере
в меловой период, склон оставался крутым, но относи¬
тельно свободным от осадков в результате периодических
обвалов.
Хотя последующие съемки других крупных хребтов
Атлантики, нанесенных на карту Штокком и Бюстом
(1935) по данным экспедиции на судне «Метеор» (1925—
1927), не подтвердили их асейсмичности, некоторые из
них (например, Гвинейский хребет, плато Риу-Гранди)
все же могут быть А. х. (типа Китового хребта). Возможно,
что Гвинейский хребет продолжается на СВ в пределах
Камеруна. По-видимому, асейсмичным является и хре¬
бет Ломоносова в Северном Ледовитом океане, который
расположен почти параллельно продолжению срединно¬
океанического хребта, проходящему от Гренландии в на¬
прав лени и
к Восточной Сибири (хребта Гаккеля.
—
Ред.).
В Индийском океане обнаружена самая протяженная
(по меридиану почти 2400 км) прямолинейная тектониче¬
ская структура
—
хребет Найнтиист, который, по-види¬
мому, тоже является А. х. У хребта несколько огромных
крутых обрывов. Его северный конец скрыт подводным
конусом выноса р. Ганга. Часть хребта в этом районе
была давно обнаружена Сьюэллом и отмечена в «Итез
А11аз» Бартолемью (л. 26, т. 2, 1959) как хребет Карпен¬
тера. Хизен и Тарп отнесли к А.
х. также некоторые
подводные
плато
яв но
матери кового
прои схождения
(хребет Мадагаскар, Маскаренское плато и др.), которые
хорошо определяются термином «микроконтиненты» (см.
Подводные плато).
Менард считает, что в Тихом океане хребты, парал¬
лельные большим зонам разломов, могут
также класси¬
фицироваться как А. х . Характерным примером послед¬
них
является
хребет Мендосино. Драгированием уста¬
новлено, что на данном хребте местами обнажаются основ¬
ные
вулканические породы, но
все
же
его
нельзя
от¬
нести к типичным вулканическим
хребтам, которые со ¬
стоят
из
прогрессивно развивающихся серий
конусов
вулканов.
РОУДЗ У. ФЕЙРБРИДЖ
См. также Атлантический океан; Зоны разломов;
Индийский океан; Подводные платой Срединно-океаниче¬
ский хребет; Тихий океан.
АТЛАНТИЧЕСКИЙ ОКЕАН
А. о., занимающий по площади второе место среди
океанов мира, первым привлек внимание исследователей
и в течение долгого времени оставался наиболее изучен¬
ным. В настоящее время специалисты в области геотекто¬
ники склонны считать, что А. о ., возможно, самый моло¬
дой. Имеются неярко выраженные признаки существова¬
ния в этой части земного шара меридионального водного
пространства до позднего мезозоя, т. е . около 100 млн.
лет назад, и связи Южной Атлантики с Индийским океа¬
ном, о чем свидетельствуют органические остатки верхне¬
мелового возраста.
В результате детальных и систематических исследова¬
ний северного
и южного бассейнов А. о .,
проведенных
экспедицией на «Метеоре» в 1925—1927 гг.,
появи¬
лись
теории
проис хождени я
и
структуры А.
о.
Коу-
бер (1928) первым предположил
нал ичие
системы
горных хребтов, опоясывающих земной шар, которые он
рассматривал
как орогенический пояс (в противополож¬
ность
тафрогенической гипотезе Хизена).
По данным Коссина (1921), на которые обычно ссы¬
лаются,
площадь А.
о.
(собственно океана) примерно
8,2-107 км2,
а
вк люча я
окраинн ые
моря (Карибское,
Средиземное и др.)
—
око ло 10,6.107 км2. Средняя глу¬
бина в первом случае равна 3926 м и во втором 3332 м.1'
А. о . не столь глубоководный, как Тихий и Индийский
океаны, главным образом из-за обширных материковых
отмелей, простирающихся на С, и мощного слоя осадков.
Согласно Мёррею (1888), общая площадь стока в А. о.
около 3,5* 107 км2, а включая Арктику
—
около 5,0 X
X Ю7 км2, что в четыре раза превышает площадь стока
в Индийский океан и почти в четыре раза площадь стока
в Тихий океан. В настоящее время водный баланс Мирового
океана может поддерживаться только при постоянном
стокеизА.о.в
другие океаны.
В А. о ., в отличие от Индийского и Тихого океанов,
имеется лишь небольшое количество подводных гор и
гайотов и нет коралловых атоллов. Участки побережий на
большом протяжении лишены береговых рифов, даже при
благоприятных условиях.
Однако
в
хо лодных
водах
А.
о.
известны
коралловые банки.
Понижение температуры воды в период плейстоцена
и
изоляция А. о . от широтных течений в результате
29

АТЛАНТИЧЕСКИЙ
тектонических движений земной коры в средне- и поздне¬
третичный периоды определили довольно бедную и «изо¬
лированную» бентосную фауну, которая контрастирует
с «универсальным» характером бентоса в меловом и ранне¬
третичном периодах.
Основные группы островов материкового происхож¬
дения, они расположены у берегов [Гренландия, Канад¬
ский Арктический архипелаг, Шпицберген, Великобри¬
тания, Фолклендские (Мальвинские) о-ва, дуга Скоша
и др. ] . Несколько океанических островов занимают всего
5,0-105 км2 [Исландия (1,05 * 105 км2), о.
Ян-Майен,
Бермудские и Азорские о-ва , о. Мадейра, Канарские о-ва ,
о-ва Зеленого Мыса, о. Фернанду-ди-Норонья, о. Ассенсь-
он, о. Св. Елены, о-ва
Тристан-да-Кунья, о.
Гоф, о . Буве
и
др. ]. Эти острова в основном
вулканического происхож¬
дения (подробности см. ниже) и имеют частично известко¬
вый поверхностный слой.
Границы. А . о . имеет 3-образную форму. Он вытянут
в
меридиональном направлении между полярными широ¬
тами обоих полушарий и пересекает все
кли мати ческ ие
зоны. Его восточная и западная границы большей частью
четко определены: на 3 — это
побережье Америки, на
В—
побережья Европы и Африки. Северная Атлантика
включает
многочисленные
окраинные
моря (некоторые
из них оказывают существенное влияние на циркуляцию
всего океана) и два самых больших
средиземноморских
бассейна —
Средиземное море и система Карибское море
—
Мексиканский зал . (Американское Средиземноморье). Через
эти моря А. о . связан с Индийским и Тихим океанами,
хотя и по искусственным каналам. К значительным морям
А. о . относятся Северное у Балтийское у Ирландское, Кельт¬
ское у
Норвежскоеу Гренландскоеу Ирмингерау Лабрадору
Гудзонов зал.,
Баффина море и Ла-Манш прол. Южная
Атлантика имеет только одно окраинное море
—
Уэдделла,
хотя
Международное гидрографическое бюро выделяет
также и Гвинейский зал.
Северная и ю жн ая
границы А. о. точно не опреде¬
лены.2 Северный Ледовитый и Южный океаны некоторые
ученые не выделяют как самостоятельные. По их пред¬
ставлениям, А. о . простирается от берегов Антарктиды
до Берингова прол.; Беринговым прол. А. о. отделяется
от Тихого океана, а на Ю граница раздела идет по
на и¬
кратчайшему расстоянию от Южной Америки до Антарк¬
тического п-ова (Земля Палмера и Земля Грейама). Меж¬
дународное
гидрографическое бюро
проводит
южную
границу вдоль меридиана от м. Горн (68° 04' з. д .) до
Антарктического п-ова . Некоторые специалисты проводят
эту границу по линии наименьших глубин, вдоль дуги
Южных Сандвичевых о-вов , относя, таким образом, море
Скоша к Тихому океану. Граница с Индийским океаном
проходит вдоль меридиана 20° в.
С точки зрения океанографии Мировой океан можно
разделить на пять океанов.3 Это деление рекомендовал
Комитет Королевского Географического общества (осно¬
ван в 1845 г. под председательством И. Мерчисона), однако
решения этого комитета не принимались
во
внимание
до 1893 г., когда они были
поддержаны Джоном Мёрреем
и многими океанографами. По данной концепции
выде¬
ляют два полярных океана и А. о . рассматривают протя¬
нувшимся от 55° ю. ш.
(различными авторами предлага¬
лись широты 60, 40, 35° и т.
д.) до широты северной око¬
нечности
о.
Шпицберген.
В настоящее время Международное гидрографическое
бюро выделяет четыре океана: Атлантический, Тихий,
Индийский и Северный Ледовитый.
Рельеф дна. А. о.
разделяется огромным Срединно-
Атлантическим хребтом
на
две
части —
восточную и
западную. Как в восточной, так и в западной части А. о .
имеются
довольно
отчетл иво
выраженные
котловины,
поднятия и хребты (рис. 1).
30
Котловины. Основные котловины (и промежуточные
поднятия) А. о .
следующие.
Западная Атлантика. Лабрадорская
кот¬
ловина расположена между п-овом Лабрадор, Грен¬
ландией и о.
Ньюфаундленд. Эта ко тловина простирается
значительно дальше моря Лабрадор и включает большую
ча сть моря Ирмингера. По Хизену и др. (1959), мутьевые
потоки, несущие осадочный материал, оседающий на дне,
стекают вниз
по
срединно-океаническому
каньону
на
абиссальную равнину Сом.
Ньюфаундлендская ко тлови на
рас¬
положена
между о.
Ньюфаундленд и Азорскими о-вами.
Она частично отделена от прилегающих котловин на Ю.
На ЮЗ эта котловина
ограничена Юго-Восточным Нью¬
фаундлендским поднятием. Ее северная граница проходит
по линии от банки Флемиш-Кап на СВ к западному ответ¬
влению Срединно-Атлантического хребта, примерно на
55° с. ш.,
который с С на Ю пересекает срединно-океа¬
нический каньон, соединяющий Лабрадорскую котловину
с
абиссальной равниной Сом.
Северо-Американская котловина —
это
оч ень
крупная депрессия,
кото рая,
строго говоря,
не является истинной котловиной. Она находится вблизи
подводной Бермудской возвышенности, так
же,
как
и
несколько абиссальных
равнин,
которые ограничивают
возвышенность с
т рех сторон,
—
Сом с СВ, Хаттерас
с 3 и Нарес (900 тыс.
км2) с ЮВ. Последние две равнины
на 24° с. ш ., 68° з. д . разделяет абиссальное ущелье Вема.
Блэк-Багамский
внешний хребет отделяет абиссальную
равнину Хаттерас от узкой Блэк-Багамской котловины
и
абиссальных равнин.
Эта котловина включает желоб
Пуэрто-Рико, типичный глубоководный желоб А.
о.
В пределах желоба находятся два участка с максималь¬
ными глубинами, один из которых иногда называют впа¬
диной Браунсон, другой был назван впадиной Мильуоки
(по названию судна, впервые его обнаружившего), однако
позднее были
открыты еще более значительные глубины.
(Особенности рельефа Карибского моря и Мексиканского
зал. рассматриваются в соответствующих разделах.)
Гвианская
котловина
(котловина
Макарова) расположена вблизи
венесуэльского,
гвианского побережий и амазонского побережья Брази¬
лии. В котловине выделяются: на 3 — абиссальная рав¬
нина Демерара (335 тыс. км2), на которой аккумулируются
осадки, выносимые р. Ориноко, реками Гвианы и частично
стоком Амазонки; на В — абиссальная равнина Кеара,
отделенная от абиссальной равнины Демерара огромным
Амазонским абиссальным конусом, являющимся также
ее основным источником питания осадочным материалом.
Бразильская
котловина
(впадина
Т и з а р д) расположена вблизи восточного побережья
Бразилии. Она ограничена на С поднятием Пара (теперь
Белем), продолжением которого за пределами котловины
является частично вулканический хребет, увенчанный
островками Фернанду-ди-Норонья и Рокас.
У северной
оконечности хребта находится обширное понижение дна
—
абиссальная равнина Пернамбуко (новое название Ре¬
сифи), однако к Ю от вулканического поднятия Триндади
площадь абиссальной равнины небольшая.
Аргентинская котловина . К ЮЗ о т под¬
водной возвышенности Риу-Гранди расположена длинная
узкая Аргентинская абиссальная равнина (200 тыс. км2),
к
В от нее находится широкое пологое Аргентинское
поднятие, район незначительных абиссальных холмов.
Атлантико -Антарктическая
кот¬
ловина (Южно-Атлантическая поляр¬
ная
котловина; Африканско-Антарк¬
ти ческая
котловина.
— Ред.)у протянувшаяся
через всю Южную Атлантику от моря Уэдделла в Индий¬
ский океан, включает длинную депрессию, абиссальную

Рис. 1 . Батиметрическая карта Атлантического океана.
I) 0=4000 м; 2) 4000=5000 м; 3) >_5000 м.

АТЛАНТИЧЕСКИЙ
равнину Уэдделла. Изолированная депрессия между о-вами
Южно-Сандвичевым и Буве представляет собой абиссаль¬
ную равнину Сандвич.
Здесь обнаружен еще один типичный глубоководный
желоб А. о.
—
Южно-Сандвичев желоб (или желоб Санд¬
вич) с наибольшей глубиной 8264 м. Он отделен несколь¬
кими хребтами от Атлантико-Антарктической котловины.
В пределах
Скоша
моря
встречаются
многочисленные
небольшие замкнутые котловины, не имеющие названий.
Восточная Атлантика. Западно -
Европей¬
ская
котловина
(Северо
-
Восточная
Атлантическая
котловина). В котловине
обнаружены две соединяющиеся между собой абиссаль¬
ные равнины: Поркюпайн к 3 от Великобритании и Бис¬
кайская (80 тыс. км2), которая в свою очередь на Ю абис¬
сальным ущельем Тета (43° с. ш ., 12° з. д.) соединяется
с Иберийской абиссальной равниной. Эти абиссальные
равнины описаны Лоутоном как часть уступообразной
системы, постепенно понижающейся к Ю по серии узких
ущелий и каналов.
Иберийская
котловина (Испанская
котловина) расположена к 3 от Испании (название
«Иберийская
котловина» имела еще одна
котловина,
находящаяся в западной части Средиземного моря, к В
от Испании; во избежание путаницы последней было дано
название «Балеарская котловина») и сообщается абиссаль¬
ным ущельем Тета с Бискайской абиссальной равниной.
Меньшая по размерам депрессия
—
абиссальная равнина
Тахо (15 тыс. км2) — по
подводному каньону получает
осадки, выносимые р. Тахо (Португалия). Кроме того,
южнее (к 3 от источников осадочных материалов Гибрал¬
тара, Гвадианы и Гвадалквивира) находится абиссальная
равнина Хорсшу (14 тыс. км2).
Канарская
котловина
(Монакская
котловина) расположена к Ю от Азорского подня¬
тия (пояса подводных гор), протянувшегося в направле¬
нии ВЮВ. Эта котловина в значительной степени занята
абиссальной равниной Мадейра,
и
в
настоящее время
установлено, что она включает сектор, ранее относив¬
шийся1 к Канарской абиссальной равнине. Меньшая по
размерам
депрессия
—
абиссальная
равнина
Сейн
(39 тыс. км2), расположенная восточнее банки Сейн,
—
отделена от этой котловины и, по-видимому, питается из
нее. Бюст выделяет Северо-Канарскую и Южно-Канарскую
котловины, но такое разграничение
не очень отчетливо.
Большую часть Канарской котловины составляют широ ¬
кое
матер иково е
подножие Марокко и вулканические
плато Канарских о-вов и о. Мадейра.
Котловина Зеленого Мыса (Северо-
Африканский
желоб,
впадина
Чан,
впадина Мозели). Абиссальная равнина Зеленого
Мыса почти не отделена
от абиссальной равнины Ма-
дейера (вместе 530 тыс.
км2, границу составляет пояс
абиссальных холмов), продолжает обширный пояс абис¬
сальных равнин протяженностью около 1000 км, следу¬
ющий вдоль внешней границы Западной Африки, повора¬
чивает приблизительно к 3 и ЮЗ от о-вов Зеленого Мыса.
Южнее этих островов
находит ся
абиссальная равнина
Гамбия.
Котловина
Сьерра-Леоне.
Вышеупо¬
мянутый пояс абиссальных
равнин огибает
западное
побережье Африки, отделенное асейсмичным поднятием
и абиссальными холмами от подводной возвышенности
Сьерра-Леоне, которая в свою очередь отделена от
ма¬
т ерик овог о
подножия
абиссальной равниной Сьерра-
Леоне.
Вместе с тем ширина материкового подножия
уменьшается примерно до 500 км.
Гвинейская
котловина
(Западно-
Африканский
желоб). Эта котловина является
продолжением того же самого пояса абиссальных равнин
32
в Гвинейском зал., но содержит удлиненную депрессию
—
Гвинейскую абиссальную равнину, обильно питающуюся
за счет самой большой реки Западной Африки—Нигера,
и абиссальный конус выноса Нигера.
Ангольская
котловина
(Бучанан-
ская
впадина). Южнее Гвинейского вулканиче¬
ского хребта (о. Фернандо-По и т. д.) выделяются обшир¬
ная
депрессия
Ангольской
абиссальной
равнины
(140 тыс. км2), питающаяся на северном конце р. Конго,
абиссальный конус выноса р. Конго и каньон Конго,
самый большой подводный каньон в Восточной Атлан¬
тике.
Капская
котловина
(котловина
Валвис).ЗаКитовым хребтом, идущимсСВ на ЮЗ
параллельно Гвинейскому хребту, но, в противополож¬
ность ему,
в настоящее время асейсмичным и не вулкани¬
ческим, следует Капская абиссальная равнина, которую
питает р. Оранжевая.
Котловина Агульяс. На сложном участке
материкового бордерленда (банка Агульяс) и сбросовой
квазикратонной коры главной депрессией является абис¬
сальная равнина Агульяс (восточнее широты 20° находя¬
щаяся в Индийском океане).
Поднятия и хребты. Срединно-Атлантический
хребет является главной топографической особенностью
дна А. о . и разделяет основную часть океана на два боль¬
ших бассейна. Вторичные хребты или поднятия делят эти
бассейны на котловины. Однако хребты редко образуют
непрерывную цепь, так что придонные воды
из
Антарк¬
т ики
могут
перемещаться
на С вдоль западных границ
А.о.в
Северо-Американскую котловину и на В и затем
на Ю в восточную котловину через желоб Романш (или
ущелье Романш). Желоб Романш соответствует крупной
широтной
з оне
разломов .
Другая значительная зона
разломов,
расположенная к С от вышеуказанной, изве¬
стна как Гвинейская зона разломов. Еще одна зона раз¬
ломов встречается около 50—53° с. ш . Этот район, обсле¬
дованный при прокладывании трансатлантического кабеля,
назван Телеграфным плато.
Поперечные хребты в
основ ном
были обнаружены
и названы экспедицией на «Метеоре» (1935). В А. о. имеются
следующие поднятия и хребты.
Западная Атлантика.
Г ренл андско-Ис-
ландское
поднятие
—
отчетливо
выраженный
порог глубиной менее 1000 м , от деляет Гренландское море
от моря Ирмингера.
Лабрадорское
поднятие
недостаточно
отчетливо выражено
и
простирается от банки Флемиш по
направлению на СВ. Его прорезает срединно-океаниче¬
ский каньон. Считается, что за пределами банки матери¬
ковые породы не встречаются.
Юго- вост очно е Ньюфаундлендское
поднятие
простирается на ЮВ от Большой Нью¬
фаундлендской банки. Подобно предыдущему поднятию,
оно нечетко выражено и его также прорезает срединно¬
океанический каньон.
Антильская,
или
Карибская
дуга
(хребет)
—
типичная двойная островная дуга. Остров
Барбадос представляет собой внешний невулканический
хребет. Многочисленные Наветренные о -в а
име ют ву лка¬
ническое
п рои схо жден ие.
Поднятие Пара расположено между северо-
восточной час тью Бразилии и Срединно-Атлантическим
хребтом и не является барьером для глубинных течений.
Оно частично представляет
со бой
«насыпь»
из
оса до ч¬
ных
материалов,
поступающих
с
подводных
конусов
вын оса
Амазонки
и
др.
Город Пара (теперь Белем)
расположен как раз
к Ю от дельты Амазонки. Хизен
классифицирует это поднятие как асейсмичный хребет.
К ЮВ расположен небольшой вулканический хребет со

АТЛАНТИЧЕСКИЙ
зрелыми, глубоко расчлененными вулканическими образо¬
ваниями
Фернанду-ди-Норонья и Рокас.
Поднятие Триндади
—
отчетливо выражен¬
ный вулканический хребет, протянувшийся на В от бра¬
зильской провинции Эспйриту-Санту на 1200 км. Дости¬
гает наибольшей высоты на о. Триндади и рифах Мартин-
Вас. Он частично образует границу между Северо-Бра¬
зильской и Южно-Бразильской котловинами, но к В от
о. Триндади совсем нет барьеров.
Подводная
возвышенность
Риу-
Г р а н д и (иногда называется плато Бромлей) — мас¬
сивный
асейсмичный
хребет, протянувшийся на В
от
бразильской провинции Риу-Гранди-ду-Сул на 1500 км.
Он немного не достигает края Срединно-Атлантического
хребта. Со стороны материка он частично отделен от ши¬
рокого плато (материкового бордерленда), расположенного
к ЮВ от Сан-Паулу, и состоит из материковых пород,
вероятно, отколовшихся от шельфа в результате блоковой
тектоники.
Фолклендское
плато
протянулось
на
1800 км к В от Аргентинского шельфа. Штилле назвал его
структурным отрогом бордерленда, сложенным типичными
материковыми породами (девонскими и другими, обна¬
женными на Фолклендских о-вах). Плато частично раско¬
лото сбросами, идущими к Мальвинской котловине, южнее
Фолклендских о-вов .
Поднятие Южная Георгия
—
короткое,
протянувшееся на СВ от о.
Южная Георгия.
Дуга, или
хребет,
Скоша (Южно -Ан¬
тильская
дуга, Южно-Сандвичев хре-
б е т)—типичная островная дуга невулканического про¬
исхождения, находящаяся в
районе о.
Южная Георгия
и Южных Оркнейских о-вов, в зоне вулканической актив¬
ности вблизи угла
максимального изгиба Южных Шет-
лен дски х
о-вов.
Предполагается,
что
горизонтальные
сбросы широтного простирания проходят вдоль северного
и южного краев дуги,
как
у Антильской дуги в Карибском
море (см. Зоны разломов). Таким образом, эти две дуги
п очти
идентичны
п о структуре.
Восточная Атлантика.
Фарерско-Исланд¬
ский порог
—
асейсмичный хребет, образующий мас¬
сивный барьер в Северной Атлантике. Фарерские о-ва
сложены
зрелыми
скоплениями
ву лканиче ского
прои с¬
хождения. Вулканы этого района давно утратили актив¬
ность.
Порог Уайвилла Томсона (Фарер-
ско-Шетлендский хребет)
—
асейсмичный
барьер, аналогичный Исландско-Фарерскому хребту. Пе¬
рекрывает Исландско-Фарерский
хребет на Ю и при¬
мыкает к нему к 3 от Фарерских о-вов . На Ю порог
разделен
сбросовой
впадиной Фарерско-Шетлендского
прол.
Банка, или
плато, Роколл простирается
на ЮЗ от порога Уайвилла Томсона и увенчана изолиро¬
ванным магматическим штоком Роколл (см. ниже раздел
твердых пород). Она также относится к асейсмичным
хребтам (по классификации Хизена).
Банка
Поркюпайн
расположена вблизи
материковой отмели к ЮЗ от Ирландии и является об¬
ломком материкового бордерленда.
Бискайское
поднятие простирается на 3
от Галисии (Испания) и, по существу, соединяется с вос¬
точным краем Срединно-Атлантического хребта; его пере¬
секает ряд глубоководных каналов, по которым в южном
направлении движутся мутьевые потоки.
Азорское
поднятие
простирается
на
В
от Азорского плато, которое является необычным куполо¬
образным участком Срединно-Атлантического хребта и
напомина ет молодое Исландское плато.
Поднятие пред¬
став ляет
собой
вулканический хребет, образованный
22
Заказ 406
непрерывной цепью подводных гор, продолжающихся до
банки Сейн и почти до Гибралтарского прол.
Хребет Мадейра
—
короткий вулканический
хребет, расположенный к ЮЗ от Португалии.
Поднятие
Канарских
о-вов
—
широ¬
кое вулканическое плато, геологическое строение фунда¬
мента которого неизвестно, расположенное параллельно
берегам Северной Африки и похожее скорее на материко¬
вый
бордерленд.
Плато Зеленого Мыса представляет собой
аналогичное предыдущему, но более широкое плато (или
поднятие), классифицированное Хизеном как асейсмич¬
ный хребет, протянувшееся на 3 от сенегальского по¬
бережья Африки примерно на 800 км. Оно характеризуется
зрелыми вулканами, а также породами третичного воз¬
раста и, по
крайней мере частично, является материковым
бордерлендом.
Возвышенность Сьерра-Леоне —слабо
выраженное поднятие абиссальных холмов, протянувшееся
на ЮЗ от Фритауна и достигающее Срединно-Атлантиче¬
ского хребта северо-восточнее о. Сан-Паулу. Ее пересе¬
кает
несколько значительных
зон
разломов широтного
простирания,
в
частности Гвинейская
зо на
разломов.
Хизен классифицирует эту возвышенность как асейсмич¬
ный хребет. По-видимому, она полностью изолирована
от окраины материка.
Поднятие Либерия
—
небольшое, но своеоб¬
разное поднятие срединно-океанического характера,
по-
видимому, расчлененное на С и на Ю широтными разло¬
мами.
Оно частично отделяет котловину Сьерра-Леоне
от Гвинейской котловины.
Гвинейский
хребет
—
значительный по ве¬
личине вулканический хребет, являющийся
продолже¬
нием вулканического пояса Камерун. Гвинейский хребет
проходит через о .
Фернандо-По и другие вулканические
острова в Гвинейском зал. Несколько южнее экватора он
подходит к
северо-восточной части Среди нно-Атлантиче¬
с кого
хребта.
Китовый хребет (Валвис)
—
наиболее
значительный поперечный хребет в Южной Атлантике,
связывающий Юго-Западную Африку со Срединно-Атлан¬
тическим хребтом. Имеет уступы более 1000 м, но на юго-
зап адн ом
ко нце значительно
понижается
в
направлении
о-вов Тристан-да-Кунья и о.
Гоф.
Капское поднятие —самая южная попереч¬
ная форма рельефа, отчасти вулканический хребет, про¬
тянувшийся от м. Доброй Надежды на ЮЗ в
нап ра вле нии
о.
Буве. Имеет сглаженный рельеф с отдельными подвод¬
ными
горами.
Гидрологический режим. Из всех океанов земного шара
наибольшее количество данных имеется по А. о . Особенно
много
мат ери ала бы ло собрано экспедицией н а
судне
«Метеор» (1925—1927), в период МГГ (1958—1959), Между¬
народной экспедицией «Эквалант» (1963—1964) и главным
образом в результате изучения Гольфстрима. Составлены
подробные карты температуры и
сол ено сти
вод
А.
о.
Данных по химическим и б иоло гиче ским харак тери ст ика м
в А. о. также больше, чем в
других океанах. Во зможн о
также рассчитать водный и тепловой бюджет, как, напри¬
мер, испарение и теплообме н
между океаном и атмосферой.
Температура
и
соленост ь.
А.
о.
—
самый теплый и наиболее соленый из всех океанов. Он
получает, несомненно, самую большую часть речного
стока. Средняя потенциальная температура и соленость
равны соответственно 3,73 ° С и 34,90°/00. Амплитуда
температуры поверхностного слоя зависит главным обра¬
зом от широты и системы течений, среднее значение ее
16,9° С (между 90° с. ш . и 80° ю. ш.). На соленость поверх^
но стн ого
слоя
влияют
количество
выпавших
атмосфер¬
ных осадков, величина стока пресной воды с материков
33

АТЛАНТИЧЕСКИЙ
и наличие течений. Среднее ее значение 34,87°/00 (между
90° с. ш. и 80° ю. ш .) . Ниже поверхностного слоя регули¬
рующими факторами для обоих
параметров
являются
адвекция и турбулентная диффузия. На рис. 2 и 3 пока¬
заны средняя месячная температура и соленость поверх¬
ностного слоя вод А. о . На рис. 4 и 5 представлено верти¬
кальное распределение температуры и солености. Суще¬
ствуют
сезонные
изменения
температуры и солености
поверхностного
слоя,
распространяющиеся
приблизи-
Рис. 2 . Распределение средней месячной температуры поверх¬
ностного слоя Атлантического океана летом (август) северного
полушария (по Свердрупу, 1942).
тельно до глубины 200 м. Эти изменения наиболее отчет¬
ливо выражены вблизи побережий, имеющих континен¬
тальный климат.
Наибольшая годовая амплитуда температуры поверх¬
ностного слоя в открытом океане 7° С (между 40—50° с. ш .
и 30—40° ю. ш.). (Это средняя зональная величина; ко¬
лебания
в
Северо-Западной Атлантике могут достигать
15° С.) Амплитуда температуры поверхностного сло я
в экваториальных и полярных районах менее 2° С. В при¬
брежных районах
температура поверхностного
слоя
в течение года может изменяться
на 25° С. На годовое
колебание солености поверхностного
слоя
влияют
раз¬
личные факторы: таяние
и
образование морского льда
(полярные районы), сезонные изменения скорости испаре¬
ния и количества осадков (Карибское море). В прибреж¬
ных районах, подверженных влиянию большого весеннего
стока, как, например,
вблизи северо-восточного побережья
США, колебания солености могут достигать 3°/00; однако
в открытом океане соленость поверхностного слоя изме¬
няется
в
гораздо
меньшей степени,
редко более чем
на
1°/оо-
Рис. 3. Распределение солености поверхностного слоя Атлан¬
тического океана (по Свердрупу, 1942).
Водный
и
тепловой
бюджет.
Ско¬
рость испарения морской воды можно рассчита ть
по дан¬
ным о температуре поверхностного слоя и атмосферных
условиях. Количество осадков может быть приближенно
рассчитано по данным наблюдений прибрежных и остров¬
ны х м етео ста нций. Эмпирические уравнения определяют
соотношение солености
поверхностного
слоя
и
осадков
и
испарения,
имею щих
гораздо большее значение,
чем
сток пресной воды с суши в ограниченных прибрежных
районах. На рис. 6 показаны средние зональные величины
солености поверхностного слоя и разности между двумя
составляющими водного баланса (испарение минус осад-

АТЛАНТИЧЕСКИЙ
ки). В «конских» широтах (субтропических) А. о. отдает
в
атмосферу водяной пар, который переносится к более
северным широтам и в
направлении к экватору. Таким
образом, засушливые районы средних широт, где наиболее
Рис. 4. Распределение температуры на
меридиональном раз¬
резе в Атлантическом океане (по Дефанту, 1961).
1 — У. Скорсби,
63° 20'
ю. ш.,
17° 23'
з. д.,
5143м; 2—
«Метеор», 48° 30'
ю.
ш.,
30° 0'
з. д.,
4989 м;
3—
«Метеор»,
32° 9' ю.
ш.,
25° 4' з. д.,
4506м;4—
«Метеор», 22° 39' ю.
ш.,
27° 55' з.
д.,
5454м;5—-
«Метеор», 9° 7'
ю.
ш.,
2°2'
з.
д.,
4533м;6—
«Метеор», 0° 36' с.
ш.,
29° 12' з.
д.,
3773м;7—
«Метеор»,
17° 53' с.
ш.,
39° 19'
з.
д.,
5748 м;
8—
«Дана»,
33° 42' с.
ш.,
36° 16'
з.
д.,
9 — «А. Хансен»,
58° 0' с. ш.,
11° 0' з. д.,
1860м;10—
«Фрам», 78° Г с. ш.,
9° 10' в. д.,
1075 м.
велико
испарение, играют важную роль во взаимодействии
океана и атмосферы.
Испарение для океанов — не только источник боль¬
шой потери влаги, но и источник большой
потери тепла;
Рис. 5 . Распределение солености на меридиональном разрезе
в Атлантическом океане (по Дефанту, 1961).
Уел. обозначения см.
на рис. 4.
около 51% поступившей энергии теряется в виде скрытой
теп лоты
испарения.
Теплообмен, или обмен энергией,
между океаном и атмосферой оказывает
существенное
вли ян ие на к ли ма т района. Например, северо-восточная
часть А. о . отдает большое количество тепла в атмосферу
(4200 кал/см2 в год
в
Норвежском море) и тем самым
вызывает потепление атмосферы над Великобританией и
Северной Европой. Благодаря большой теп лоем кост и
океаны
уменьшают
сезонные
колебания
температуры
воздуха.
На рис.
7 показан средний годовой теплообмен
между океаном и атмосферой для Северной Атлантики.
Перенос тепла океаническими течениями должен
компен¬
сировать
эту
величину
для
подд ержа ния устойчивых
условий. В западной части А. о . имеются очень большие
сезонные
колебания составляющих теплового бюджета,
в
особенности между 30 и 40° с.
ш. Они, несомненно,
вызваны влиянием материка на климат.
Общая циркуляция вод. До исследований,
проведенных экспедицией на «Метеоре» (1925—1927),
Рис. 6 . Зональное распределение (по средним годовым данным)
атмосферных осадков (N), испарения (К) и солености (5) на по¬
верхности Атлантического океана, включая окраинные моря
(по Бюсту, 1954).
V*—
N — разность испарения я осадков в см/год.
средняя меридиональная циркуляция вод А. о . считалась
симметричной относительно
экватора.
С того
времен и
различные косвенные
(геострофический, изэнтропический)
и
прямые
(Эйлера и Лагранжа) методы исследования
циркуляции показали, что это не так. На схеме циркуля¬
ции можно выделить области теплых и холодных вод.
Граница между ними прох од ит по изотермической поверх¬
ности 9° С, тогда как в тропических широтах границей
может быть
слой
кислородного
минимума. Схематиче¬
ский
меридиональный
разрез
области
теплых
вод
вдоль центральной оси А. о . приведен на рис. 8 . В этом
слое поток
вы зываетс я
глав ным
образом ветром, хотя
на «конских» широтах
имеют
место
плотностные тече¬
ния
на
п овер хно сти,
обусловленные недостатком осад¬
ков. Такие течения,
возникшие
на этих
широтах под
влиянием климата пустынь, являются причиной возник¬
новения зоны конвергенции. Эта зона является источником
вод с высокой соленостью, распространяющихся на глу¬
бине основного термоклина. Область холодных вод сопри-
35

АТЛАНТИЧЕСКИЙ
касается с атмосферой в районах полярных фронтов, где
образуются глубинные водные массы. Глубинное течение
(поток) образуется главным образом под влиянием глу¬
бинного бароклинного поля массы и горизонтальной
турбулентной диффузии. На рис. 9 представлена схема
циркуляции
в
о бла сти
хол одн ых
вод (так называемой
стратосфере). В табл. 1 приведены средние значения
там, где больше теплых вод. Топография динамической
поверхности моря приведена н а р ис.
12. На карте выде¬
ляется замкнутая зона циркуляции с центром на 65° з. д.
и30°с.ш.
в
Саргассовом море. Аналогичные явления
встречаются в южном полушарии.
Самый высокий
гра¬
диент обнаружен вдоль восточного побережья США, где
проходит мощное течение Гольфстрим.
юо• •
во
$0
но з.д го
о
говв.д
юо°
во
во
но з.д. го
о
го'е.д .
Рис.
7. Средний годовой теплообмен на поверхности в Северной Атлантике (в кал* см-2* день-1)
(по Дитриху, 1963).
(?5
—
<2д
—
приток
тепла за счет радиационного обмена (по Свердрупу, 1943); (}у
—
потеря
тепла в результате испарения (по Джакобсу, 1951);
—
теплообмен с атмосферой (по Джа-
кобсу,
1951); ф^
—
<2^
—
общий
теплообмен (участки с положительны^
<32 заштрихованы).
температуры и солености
в областях теплых и холодных
вод.
Область теплых вод. Область теплых вод может быть
разделена на два слоя:
слой
с
а кти вной циркуляцией
над основным термоклином
и слой с гораздо менее актив¬
ными течениями под ним. Топография слоя скачка тем¬
пературы показана на рис.
10. Слой температурного скачка
опускается в зонах конвергенции
и по днима ется в зонах
дивергенции.
На рис.
11 показано положение осей глав¬
ных течений А.
о.,
возникающих под действием ветра,
а также температурно-соленостных скачков в зонах суб¬
тропической конвергенции и антарктической дивергенции.
Так как теплые воды находятся почти в
гидростатическом
равновесии,
самый высокий уровень моря находится
Поверхностная циркуляция А. о. приведена на рис. 13.
Холодные воды на экваториальной стороне полярных
фронтов вторгаются в область теплых вод. Они погру¬
жаются до глубины по крайней мере основного термоклина,
а обычно еще глубже, хотя их
скорость значительно
умень¬
шается. Слой скачка температуры играет роль барьера
по отношению к вертикальному переносу водных масс
и
энергии. В результате этого имеют место медленное
течение и низкое содержание кислорода под этим слоем.
В северной части А. о . преобладает циклоническая цир¬
куляция по часовой стрелке. Она не является симметрич¬
ной, а сжата к
Северной Америке. Наиболее ярко выра¬
женное течение здесь
—
Гольфстрим. Объем переноса
воды в северном направлении колеблется от 75 до 115 X

АТЛАНТИЧЕСКИЙ
Таблица 1. Стратификация и характеристика основных водных масс Атлантического океана,
45° с. ш—45° ю. ш.
(Г. Бюст, личные записи)
Глубина,
м
0
100
200
400
21.3
18.3
14.0
10.0
35,42
35,32
35,18
34,86
600
7,4
34,65
800
5,9
34,59
1000
4,9
34,61
1200
4,2
34,65
1600
3,3
34,72
2000
2,8
34,76
3000
2,1
34,75
4000
1.6
34,73
Водные массы
Поверхностные воды
Субтропические подповерхностные воды
Пограничный слой
Субполярные промежуточные воды
Глубинные воды
Полярные придонные воды
Область вод
Область теплых вод (7 > 9° С,
> 34,8°/о0)
Промежуточная (02 —
минимум)
Область холодных вод (Т < 9° С,
< 34,8°/оо)
5>
5<
Рис. 8 . Структура и циркуляция
в
районе теплых вод вдоль центральной оси Атлантического
океана (п о Дефанту, 1936;
из Дитриха, 1963).
1—
граница между теплой и холодной водой; 2 — расположение
наибольшего градиента
плотности (толщина
линии пропор¬
циональна
градиенту плотности); 3 —
нижняя
граница
однородного
верхнего
слоя,
тропическо-субтропический слой скачка,
ни жняя
гр аниц а
слоя
скачка;
4—
очень
низко е
содер жание
кислорода (<1,5 см3/л); 5 — расположение максимальной соле¬
ности в тропическо-субтропическом районе; 6 — слой скачка
кислорода; 7 — минимальное содержание
кислорода в верхнем
слое (оси меридиональных циркуляционных завихрений); 8 —
вертикальные и меридиональные компоненты движения участков
теплой воды. Зональные компоненты движения: 117 —
в западном
напр авле нии,
Е—в
во сто чн ом.
АнК —
антарктическая кон ¬
вергенция; СК —
субтропическая конвергенция; АК —-
арктическая конвергенция. ЮПТ
—
Южное Пассатное течение; СПТ —
Северное Пассатное течение; МПт — Межпассатное противотечение; ЗВТ —течение Западных Ветров; САТ —Северо-Атлан¬
тическое течение.
X 106 м3/с. В большинстве районов Гольфстрим распро¬
страняется до дна, но имеются предположения, что у дна
может находиться более узкое
и колеблющееся противоте¬
чение
(североатлантические глубинные воды
области
холодных вод). В восточном направлении слой темпера¬
турного скачка резко опускается под Гольфстрим. К С
от м.
Хаттерас Гольфстрим отклоняется от берега и об¬
разует ряд
петель ,
или
меандров,
динамика которых
еще полностью не
изучена. Северный край Гольфстрима
создает слабый полярный фронт, севернее которого на¬
х оди тся область холодных вод (см. Лабрадорское течение).
Проходя над Большой Ньюфаундлендской банкой, Гольф¬
стрим расширяется и переходит в Северо-Атлантическое
теч ение.
Здесь поток разветвляется.
Для более слабой
циркуляции в этом районе может быть использован термин
«Северо-Атлантический дрейф». На стрежне Гольфстрима
обнаружена скорость течения 4—5 узлов. Движение вод
между Гольфстримом и берегом носит неустойчивый
характер, хотя вдоль берега от Ньюфаундленда к району
севернее м.
Хаттерас поток движется преимущественно
в
южно м
направлении, присоединяя некоторую часть
Лабрадорского течения.
Северо-Атлантическое течение, образующее северный
сектор общей циркуляции, является,
таким
образом,
продолжением основного потока Гольфстрима. Ответвле¬
ния течений восточного направления часто разделяются
противотечениями или вихрями. Слабый полярный фронт
к С от Гольфстрима и к С от западного края Северо-Атлан¬
тического течения теряет свои свойства в Северо-Восточ¬
ной Атлантике. Имеются указания на то, что при пере¬
сечении Срединно-Атлантического хребта система те че ний
образует циклоническую петлю. Э то согласуется
с совре¬
менным пон иманием динамического влияни я рельефа дна
на океанические течения. К В от Срединно-Атлантического
хребта Северо-Атлантическое течение разделяется
на две
ветви: одна ветвь направляется на С и СВ (ее воды не¬
сколько разбавлены водами, поступающими с С), вторая
—
на В и затем на Ю, образуя восточный сектор общей цир¬
куляции. Ветвь, направленная на С, в
свою
о чер едь
делится еще на две, одна
из которых пересекает порог
37

АТЛАНТИЧЕСКИЙ
Уайвилла Томсона к В от Исландии, другая же
поворачи¬
вает на 3 и, проходя южнее Исландии, становится Ирмин-
гера течением. Некоторая часть вод течения Ирмингера
движется в южном направлении и в конечном счете при¬
соединяется к
Северному Пассатному течению. Об е глав¬
ные ветви Северо-Атлантического течения оказывают зна-
Южный полярный фронт
Северный полярный фронт
Рис. 9. Водные массы и основные пути их переноса в меридиональной плоскости
Атлантического океана
(по Вюсту).
Пунктирная линия —
термоклин. СА —
пр идонные североатлантичес кие воды; Ан —
придонные антарктиче¬
ские воды; ПрАн
—
промежуточные антарктические воды; ПрСА
—
промежуточные североатлантические воды.
движется вдоль западных берегов Исландии, но большая
часть
его
смешивается с холодными
вод ами
Восточно-
Гренландского
течения.
Ветвь
Северо-Атлантического
течения, направленная
на В (вдоль 45° с.
ш.), пово¬
рачивает на Ю
и
продолжается
как непостоянное тече¬
ние,
проходящее между Азорскими о-вами
и Испанией
(см. Канарское течение). Большая часть этого течения
чительное
отепляющее
влияние
на
климат
Норвегии,
Исландии и Великобритании.
Схема поверхностной циркуляции в Гренландском
и
Норвежском морях рассматривается как часть циркуля¬
ции области холодных вод, если взять за границу изо¬
терму 9° С. Однако в Северо-Восточной Атлантике нет
полярного фронта, тогда как в Западной Атлантике он
обнаружен. Зато имеет место постепенное охлаждение
течения, направленного на С. Это основной район потери
тепла Мировым океаном.
Течение, направленное на С,
проходит в Норвежское море, тогда как противотечение
гораздо более холодной воды занимает западный район.
Между этими двумя
течениями
имеются
циклонические
круговороты с активным охлажден ием
и
погружением.
Очень холодные водные массы, погружающиеся на
глу¬
бину,
становятся
придонными
и
глубинными водами;
некоторые из них образуют нижний слой глубинных вод
Северной Атлантики (см. ниже). Теплое течение, идущее
вдоль берегов Норвегии, поворачивает на В между Шпиц¬
бергеном и Норвегией и входит в Баренцево море, где
происходит дальнейшее охлаждение его вод.
Северное Пассатное течение составляет южный сектор
североатлантической циркуляции с центром в Саргассовом
море. Северное Пассатное течение питается вод ам и
на¬
правленной на Ю ветви Северо-Атлантического дрейфа,
названного
Канарским (или Португальским) течением.
Кроме того, большой приток вод наблюдается из зоны
дивергенции
вдоль
северо-восточных
берегов Африки.
Северное Пассатное течение направляется
прямо на 3,
а затем на ЗСЗ как Гвианское течение, поворачивая более
в
северном направлении после пересечения меридиана
60°
з.
Далее оно называется Антильским
течением
и
вместе с системой Гольфстрима завершает петлю.
Часть
североэкваториа льн ых
вод поступает
в
северную часть
Карибского моря, где они вливаются в Карибское тече¬
ни е.
Это течение через Юкатанский прол. выходит из
Карибского моря и, незначительно углубляясь в Мекси¬
канский зал.,
проходит через Флоридский прол.
вА.о.
Северное Пассатное течение про ходи т
кСот10°с.ш.
Непосредственно к Ю от этой широты
в Восточной и Цеа-
38

АТЛАНТИЧЕСКИЙ
тральной Атлантике имеет место Межпассатное (Эква¬
ториальное) противотечение. К Ю от 5° с.
ш.
про ход ит
Южное Пассатное течение, образующее северный сектор
южноатлантической циркуляции. Таким образом, система
пасса тных
(экваториальных) течений не является строго
симметричной по отношению к экватору, за исключением
Рис. 11 . Сингулярные линии в поле течений на
пов ерх нос ти
Атлантического океана (по Дефанту, 1961).
В системе тропосферной циркуляции: А1 — зона дивергенции
в районе о-вов Зеленого Мыса (7 —15° с. ш.); А2 —
зона эква¬
ториальной дивергенции; АЗ —
зона конвергенции
в
Межпас¬
сатном
противотечении.
В
районе тропического термоклина
сингулярные линии соответствуют инверсиям; Б — зона дивер¬
генции Бенгельского течения; В 1 —
субтропическая конверген¬
ция; В2 —-
полярные и экваториальные границы зон субтропи¬
ческой конвергенции; Г —
полярный фронт.
недавно открытого подповерхностного противотечения.3
Это направленное на В подповерхностное противотечение
имеет хорошо очерченное ядро вод,
им еющих большую
скорость, сосредоточенное примерно на глубине 100 м,
но достигающее и горизонта 25 м от поверхности (изредка
разрывая поверхность) и распространяющееся до глубины
200 м.
Центральная часть подповерхностного противоте¬
чения на экваторе проходит непосредственно под Южным
Пассатным течением.
Значительная часть Южного Пассатного течения
отклоняется
к С южноамериканским берегом. Большая
часть его водных масс входит в Карибе кое море
и в конеч¬
ном счете проходит через Флоридский прол. Так как основ¬
ным
и сто чни ком
пит ан ия
Южного Пассатного
теч ен ия
является Бенгельское течение, то эта система представляет
основной водообмен между обоими полушариями. Обратно
направленное
те чен ие
атлантических
глубинных вод
уравновешивает направленные
на С антарктические со¬
ставляющие циркуляции холодных водных масс.
Южноатлантическая циркуляция
является циклони¬
ческой. Она ограничена
на В Бенгельским течением, на С
Южным Пассатным течением, на 3 Бразильским течением
и на Ю течением Западных Ветров. В Южной Атлантике
нет
течения,
подобного мощному Гольфстриму. Зона
подъема глубинных вод на поверхность обнаружена вдоль
юго-западных берегов Африки, но она не так обширна,
как зона,
обнаруженная севернее. Бразильское течение
составляет поток южноэкваториальных вод,
поворачива¬
ющий на Ю
и
проходящий вдоль южноамериканских
берегов. Оно встречается с холодным, направленным
наС
Фолклендским течением приблизительно на 35°
ю.
ш.
Область холодных вод. Под изотермической поверх¬
ностью 9° С находятся три мощных слоя холодных водных
масс: промежуточные, глубинные и придонные (см. рис. 9).
Все они формируются в полярных районах, где холодные
воды поднимаются на поверхность. Первый слой, непо¬
средственно
подстилающий
теплые
воды,
образуется
вдоль обращенной к полюсу узкой полосы полярных
фронтов. В А . о . субантарктические промежуточные воды
имеют намного большее значение, чем арктические
или
субарктические
промежуточные
воды,
образующиеся
в
районах Северо-Западной Атлантики. Антарктические
придонные воды занимают более обширное пространство
по сравнению с арктическими
придонными
вод ами,
что
объясняется
существованием
ряда
подводных
хребтов,
отделяющих северные котловины от остальной части А. о.
Эти хребты препятствуют проникновению на Ю исклю¬
чительно холодных глубинных и придонных вод Грен¬
ландского и Норвежского морей. В то же время западная
часть А. о. представляет собой главный «коридор» для
проникновения антарктических придонных вод на С.
В восточной части А. о. такие хребты, как Китовый, пре¬
пятствуют активной
придонной циркуляции.
Между
распространяющимися на С субантарктическими проме¬
жуточными и субантарктическими придонными водами
движутся
к
Ю североатлантические
глубинные воды,
образующиеся большей частью в субарктических районах
вблизи Гренландии, хотя часть этих вод формируется
в
Средиземном море.
Субантарктические
промежуточ¬
ные
воды.
Эти вод ные ма с сы образуются у антарк¬
тического полярного фронта и имеют соленость 33,8°/00
и
температуру 2,2° С. Происхождение промежуточных
вод изучено не полностью. Вероятно, существует смешение
талой
воды
полярных
льдов
и
субантарктических вод
вблизи
полярного фронта, где выпадение осадков значи¬
тельно превосходит испарение. Ядро субантарктических
промежуточных вод [см. Водные массы («метод ядра»)]
опускается до глубины 800 м к С от полярного фронта
и
достигает максимальной глубины 900—1000
м
между
30и37°ю.ш.
(см. рис. 9). Карта ядра и геострофических
скоростей приведена на рис.
14. Обращает на себя внима¬
ние преимущественное распространение вод вдоль берегов
Западной Атлантики. По-видимому, причиной этого откло¬
нения является влияние вращения Земли.
Ядро субан¬
тарктических промежуточных вод прослеживается при¬
мерно до 20° с. ш. Севернее этой широты и до субарктиче¬
ских широт вод с минимальной соленостью не обнаружено.
Здесь наблюдается незначительное влияние
субарктиче¬
ских промежуточных вод, и, как можно видеть на рис. 14,
они
не
так
широко распространены,
как
южные

АТЛАНТИЧЕСКИЙ
промежуточные воды. Общий объем геострофического пе-
Гренландскую и Норвежскую котловины от А. о .). Все
реноса субантарктических промежуточных вод в северном
три
слоя
(которые располагаются на глубинах 1400—
направлении, по расчетам, равен 7 • 106 м3/с.
4000 м) перемещаются в южном
н апр авле нии
и,
таким
Рис. 12. Карта абсолютной топографии (в динамических сантиметрах) поверхности Атлантического
океана (по Дефанту, 1961).
Североатлантические
глубинные
воды. Эти водные массы можно разделить на
три слоя:
верхний (воды поступают из Средиземного моря), средний
(воды поступают из районов,
расположенных вблизи
Южной Гренландии) и нижний (арктические придонные
воды, поступающие
в А. о . через хребты, отделяющие
образом, компенсируют перенос на С антарктических
водных масс и перенос вод Южным Пассатным течением
в
сферу теплых вод. Североатлантические глубинные воды
наиболее активны под сильными, направленными на С
течениями, т. е . в Западной Атлантике. Они оказывают
значительное влияние на глубинные течения в Индийском
40

АТЛАНТИЧЕСКИЙ
и
Тихом
океанах.
Глубины, температура, соленость,
Рис 13. Основные течения Атлантического океана (по Шотту,
1943; из Дитриха, 1963).
Самые длинные стрелки
—
наиболее устойчивые течения. Ско¬
рость указана толщиной стрелок: тонкие — 0
—
36 миль/сутки,
толстые —
свыше 108 миль/сутки.
А — Фолклендское течение; Б — Бразильское течение; В —
Антильское течение; Г —
Флоридское течение; Д — Гольфстрим;
Е — Лабрадорское течение; Ж — Восточно-Гренландское те¬
чение; 3 —
течение Ирмингера; И — Норвежское течение; К —
Северо-Атлантическое течение; Л — Португальское течение;
М — Канарское течение; И — Северное Пассатное течение;
О — Межпассатное
противотечение; П —- Гвинейское течение;
Р — Южное Пассатное течение; С — Бенгельское течение; Т —
течение Мыса Игольного; У —
течение Западных Ветров; Ф —
Прибрежное Полярное течение; X —
течение
Уэдделла. 1
—
арктическая конвергенция; 2 —
субтропическая конвергенция;
3~
антарктическая конвергенция; 4 —
антарктическая дивер¬
генция.
Объем геострофического переноса всех север оат лант иче¬
ских глубинных вод на Ю примерно 27.106 м3/с (рис. 16
и
17).
Мировое значение североатлантических глубинных
вод видно на схеме глубинной циркуляции (рис. 16).
Оба основных гидродинамических стока Мирового океана
находятся в А. о . Второстепенные источники глубинных
вод находятся в северо-западной части Индийского океана
(Красное море, Аравийское море),
но
они
по ста вл яют
только небольшой процент общего объема глубинных вод
Мирового океана. В Тихом океане в значительной степени
не хватае т источни ка глубинных вод. «Коридором», свя ¬
зывающим североатлантические глубинные воды с водами
других океанов, является циркумполярное
течение Южного
океана. На рис.
17 схематически представлено взаимодей¬
ствие между поверхностной и глубинной циркуляциями
в
А. о.,
в
кот ор ом
верт икаль ная
конвекция
наиболее
активна. Благодаря этой циркуляции для глубинных вод
Атлантики характерна высокая концентрация кислорода,
что резко контрастирует с почти анаэробными условиями
глубинных вод Тихого океана.
Антарктические придонные
воды.
При ледообразовании в море образуется вода с высокой
плотностью (при температуре —1,9° С и солености 34,63°/00).
Эта вода смешивается с частью более теплых североатлан¬
тических
глубинных вод в системе циркумполярного
течения и опускается на дно, образуя придонные воды,
характеризующиеся потенциальной температурой —1,0° С
и соленостью 34,65°/00. Эти воды проникают по Южно-
Сандвичеву желобу в Западную Атлантику, где по низкой
температуре они прослеживаются до 40° с. ш . На рис. 18
показано
распространение
антарктических
придонных
вод в А. о . Скорость течения придонных вод в Западной
Атлантике в среднем 7,2 см/с. Главная ось потока благо¬
даря действию силы Кориолиса сдвигается к материко¬
вому склону Южной Америки. Китовый хребет задержи¬
вает проникновение водных масс на С в восточной части
А.
о.,
и
антарктические
придонные
воды
проникают
в Восточную Атлантику через ущелье в Срединно-Атланти¬
ческом хребте вблизи экватора. Изотермы показывают, что
только в западном бассейне имеется настоящее антаркти¬
ческое придонное
течение
с измеримой скоростью,
а
в
восточном
бассейне —
то лько
горизон тальная
диф¬
фузия.
Взаимодействие между областями
теплых
и
холодных
водных
масс.
Стратификация ограничивает обмен энергией между
теплыми и холодными водными массами (см. Тропосфера
и
стратосфера в океане). Движение теплых вод
почт и
полностью определяется ветром, тогда как холодные воды
перемещаются под воздействием глубинного бароклинного
пол я
масс,
образованного изменением слоя скачка со¬
лености в полярных районах. Однако имеет место некото¬
рое взаимодействие, выражающееся в подъеме небольшого
количества холодных глубинных вод на поверхность для
компенсации опускающегося вниз вследствие повышенного
испарения потока теплых вод. Это условие должно суще¬
ствовать для достижения устойчивой стратификации, что,
очевидно, и происходит. Подсчитано, что средняя верти¬
кальная скорость, необходимая для поддержания устой¬
чивости, равна ЗЛО-6 см/с. За исключением этого воз¬
можного подъема глубинных вод на поверхность и неко¬
торого их вертикального обмена, обе области водных масс
динамически изолированы друг от друга.
Приливы. Почти все наши современные сведения
о морских приливах основаны на наблюдениях приливов
у побережья и теории приливов. Проведено очень неболь¬
шое количество измерений приливов в открытом море.
Только недавно была предпринята попытка измерить
приливы и внутренние приливные волны в открытом
океане.
Приливы в А. о . преимущественно полусуточные
(М2) в противоположность другим океанам, где суточная
составляющая значительна (К± + Ог
—
деклинационная
лунно-солнечная и главная лунная суточные составля¬
ющие). Действительно, соотношение Р, характеризующее
тип
прилива (К% + 01)/(М2 + $2) ($2 —
главная
сол¬
нечная
полусуточная волна), очен ь
незначительно для
А.
о.
—
0,10—0,25 (хотя встречаются величины
такие
низкие, как 0,05, и такие высокие, как 0,70). Отношения
41

АТЛАНТИЧЕСКИЙ
Таблица 2. Некоторые постоянные приливов на береговых и островных станциях (по Дефанту, 1958)
Станция
Координаты
Величина прилива, см
Фазы, град.
Тип
при¬
лива
Р%
широта
долгота
М2|52
*•
1О,
М2
52|Кг
о,
Сент-Джонс (Ньюфаундленд)
47е 34'
’
с.
52е 51' з.
35,7
14,6
7,6
7,0
210
254
108
77
29
Нью-Йорк (США)
40 28
74 01
65,4
13,8
9,7
5,2
218
245
101
99
19
Сент-Джордж (Бермудские
32 22
64 42
35,5
8,2
6,4
5,2
231
257
124
128
27
Порт-оф-Спейн (о. Тринидад)
10 39
61 31
25,2
8,0
8,8
6,7
119
139
187
178
47
Ресифи (Бразилия)
804ю.
34 53
76,3
27,8
3,1
5,1
125
148
64
142
8
Рио-де-Жанейро (Бразилия)
22 54
43 10
32,6
17,2
6,4
11,1
87
97
148
87
35
Буэнос-Айрес (Аргентина)
34 36
58 22
30,5
5,2
9,2
15,4
168
248
14
202
70
Мольтке-Харбор
(о. Южная
54 31
36 00
22,6
11,7
5,2
10,2
213
236
52
18
45
Г еоргия)
Кейптаун (ЮАР)
33 54
15 25
48,6
20,5
5,4
1,6
45
88
126
243
10
Фритаун (Сьерра-Леоне)
830с.
13 14
97,7
32,5
9,8
2,5
201
234
334
249
9
Лас-Пальмас (Канарские о-ва)
28 09
25 25
76,0
28,0
7,0
5.0
356
19
21
264
12
Понта-Делгада (Азорские о-ва)
37 44
25 40
49,1
17,9
4,4
2,5
12
32
41
292
10
Лиссабон (Португалия)
33 42
908
118,3
40,9
7,4
6,5
60
88
51
310
9
Брест (Франция)
48 23
'4 29
296,1
75,3
6,3
6,8
99
139
69
324
5
Лондондерри (Ирландия)
55 01
719
78,6
30,1
8,2
7,8
218
244
181
38
15
Рис. 14. Распространение субантарктических в субарктических промежуточных вод в Атлантическом
океане.
а — согласно распределению солености
в
сло е
минимальной
солености
(примерно на глубине 500—»
900 м); цифры
—
глубина этого слоя (по Бюсту, 1936); б —
течения на
глубине 800 м (по Дефан¬
ту, 1941; из Дитриха, 1963).
(Кг + 01)/(М2 + 52) для Индийского и Тихого океанов
в
среднем более 0,50.
На рис. 19 показаны котидальные линии и изоампли¬
туды волны М2 в А. о . В табл. 2 приведены данные по
некоторым постоянным приливов на береговых и остров¬
ных станциях А.
о.
Значительно преобладает составля¬
ющая М2. В южной части А. о . волна М2 распростра¬
няется
на
С.
Четко
определенных
амфидромических
точек
в
Южной Атлантике
не
имеется
(возможно,
за
исключением одной точки, расположенной вблизи 55е ю. ш .,
15° в.
д.), хотя там могут быть две узловые
линии. В Се¬
верной Атлантике имеется одна четко определенная амфи-
дромическая точка с циркуляцией вокруг нее, направ¬
ленной против часовой стрелки. Имеются другие точки
в окраинных морях, одна в Северном море,
а
другая
в
Карибском море, к Ю от о,
Пуэрто-Рико. [Величина
приливов в Понсе (о. Пуэрто-Рико) равна 1 см. ] Карты
суточных приливов (К) проще. Оци характеризуются
42

АТЛАНТИЧЕСКИЙ
Рис. 15. Распределение солености и температуры на по¬
перечном разрезе с 3 на В через Гибралтарский прол.
(36® с. ш.) (по Шотту, 1942).
Стрелки
—
основное направление распространения вод¬
ных масс.
Отношение
вертикального
масштаба к гори¬
зонтальному 200 ; 1.
Ри с.
16
«Глубинная» циркуляция вод Мирового океана
(по Стоммелу, 1958).
Вертикальные штрихи показывают участки океанического дна глубиной менее 4000
м.
а)
Рис.
17. Взаимосвязь поверхностной (а)
и
г лу¬
бинной (б) циркуляций в Атлантическом океане.
Небольшие кружки в начале линий показывают
район подъема глубинных и опускания
пов ер х¬
ностных
вод (по Стоммелу, 1957).

АТЛАНТИЧЕСКИЙ
Рис . 18 . Придонные потенциальные температуры (ЭС) в А т ла н ¬
тическом океане глубже 4000 м (по Бюсту, 1938).
двумя
амфидромическими точками,
по
одной в каж¬
дом полушарии.
Короче говоря, приливы в А.
о.
-г*
это
поступательная
волн а
полусуточного
характера,
распространяющаяся с Ю на С, с частичньш отражением
в
северной части А. о . Составляющая широтного направ¬
ле ния
не знач итель на,
за
ис ключение м
районов, распо¬
ложенных выше 40° с.
ш.
Донные осадки. Осадки дна А. о. состоят: а) из терри-
генных
материалов (сравнительно мало измененные
ча¬
стицы обломочного или вулканического происхождения;
конечные
продукты химического
выветривания
горных
пород на суше: глинистые минералы, гидроокиси
ит.
д.);
б) из биогенных материалов, пелагических органических
обломков (скелетные и мягкие остатки живых организ¬
мов); в) из аутигенных материалов местного происхож¬
дения
(марганцевые
и
другие
конкреции,
сульфиды,
цеолиты, глаукониты и т.
д.); г) из отложений космиче¬
ского происхождения (пыль и сферулы) (рис. 20).
Соотношение между перечисленными компонентами
осадков колеблется как во
времени,
такив
пространстве,
однако
они
встречаются
в
очень
тес ной
в заимосв язи.
Содержание космической пыли незначительно по ср а в н е¬
нию с другими группами и является довольно постоянным
во
времени. Аутигенный материал чаще всего встречается
в осадках с замедленным процессом отложений (в красной
глубоководной глине) или же в остаточных отложениях,
промытых течениями.
Содержание терригенного мате¬
риала в осадках увеличивается в основном по направле¬
нию к побережью, особенно в местах впадения крупных
рек и в тех местах, где близлежащие пустыни являются
источником пыли. Процесс отложения осадков биогенного
происхождения зависит от биологической
продуктивности
и наиболее ярко выражен в зонах
конвергенции и наиме¬
нее
ярко
в
районах антициклонических
круговоротов
(«конские широты»).
Классификация.
Морские
осадки
можно
подразделить на следующие типы:
1) пелагические осадки
—
белые, желто-красные или
коричневые, состоящие менее чем на 25% из обломочного
или
вул ка нич еск ого
мате риала ,
более
крупного,
чем
глинистая фракция. Эти осадки характерны для глубоко¬
водного дна:
а) известковые илы с содержанием СаС03 более 30%;
б) кремнистые глины с содержанием СаС03 менее
30% и содержанием кремнистого органического материала
более 30%;
в) красная
глубоководная
глина
с
содержанием
СаС03 менее 30% и кремнистого органического материала
менее 30%;
2) хемопелагические и терригенные осадки —
серые,
голубые, зеленые или черные, состоящие более чем на
25% из обломочного или вулканического материала, более
крупного, чем глинистая фракция. Они встречаются начи¬
ная от
побережья вплоть до аб ис сал ьн ых равнин :
а) органические (известковые и кремнистые) илы
с
содержанием СаС03 или кремнистого
органического
материала более 30%;
б) неорганические илы (песчаные илы, илистые отло¬
жения и т. д . в зависимости от их текстуры).
Распределение различных типов
осадков
показано
на рис. 20.
Состав
и
стратиграфия.
Известковые
илы.
Среди наиболее важных живых организмов, ассими ¬
лирующих из морской воды карбонат кальция, следует
отметить фораминиферы, кокколитофориды и птероп оды.
Как фораминиферы, так и
кокколитофориды имеют извест¬
ко вые раковины
или пластинки;
птероподы имеют ара-
гонит овые
раковины. Так как арагонит растворяется
быстрее, чем кальци т,
птероподовый ил накапливается
только на
сравнительно мелководных участках в теплых
водах.
Фораминиферы в
осн овно м
являются
планктон¬
ными
организмами, вместе с тем в известковых илах
всегда
присутствуют более
крупные бентосные форами¬
ниферы (до 10% карбонатной фракции). На определенных
горизонтах в глубоководных колонках они могут встре¬
чаться чаще, чем в
других местах; такие горизонты со¬
стоят
из
п ереотложенны х
осадков
(оползневого или
мутьевого происхождения), в
которых многие форамини¬
феры были раздавлены в процессе переноса и переотло-
жения. Кокколитофориды, одноклеточные водоросли с кро¬
шечными
круглыми,
эллиптическими
или угловатыми
пластинками (кокколиты, рабдолиты, пенталиты и т. д .),
составляют довол ьно существен ную
ча сть
известкового
материала, особенно в
олиготрофных районах.
Известковые илы можно подразделить
по содержанию
карбоната на мергелистые
илы
(с содержанием СаС03
30—60%) и известковые илы
(с содержанием СаС03 более
60%) и называть
в
соотв етстви и с
ти пом
планк тонны х
остатков, преобладающих в них,
например: фораминифе-
ровые известковые илы, птероподовые известковые илы,
кокколитовые мергелистые илы.
Большинство известковых скелетов растворяется при
опускании на дно моря или на самом дне, Известковый
44

АТЛАНТИЧЕСКИЙ
материал, отложенный на мелководных участках, раство-
ной части А. о.
(и в море Уэдделла), а также в отдельных
ряется в морской воде в меньшей степени. Начиная с глу-
районах северной части А.
о.
холодная
поверхностная
бины более 4000
м
содержание карбоната в морских
вода опускается вниз и у дна перемещается
п о направле.
ные линии). Изоамплитуды даны в метрах (пунктирные линии).
осадках быстро уменьшается с увеличением глубины,
а ниже горизонта 5000 м скорость растворения начинает
превышать скорость поступления известкового материала.
Уровень карбонатной компенсации, по-видимому, зависит
главным образом от этих относительных скоростей. В юж-
нию
к
экватору.
Поскольку растворимость двуокиси
углерода (так же как и
карбонатных минералов) увеличи¬
вается
с
уменьшением температуры,
придонные
воды,
имеющие высокое содержание двуокиси углерода,
обла¬
дают большой способностью растворять карбонаты на дне.
45

АТЛАНТИЧЕСКИЙ
В тех районах, в которые эти воды не поступают, как,
например,
в бассейне р. Конго, содержание карбонатов
на равной глубине более высокое, чем
в
Бразильской
котловине, через которую проходят антарктические при¬
донные воды.
При условии равновесия мо ж но предположит ь,
что
количество карбоната кальция, накапливаемого в морских
хемопелагическими и терригенными осадками (поданным Шотта).
Районы абиссальных равнин вновь возникли там, где осадки
мутьевых потоков составили довольно существенную часть (10 —
25%) общего количества всех отложений (по Хизену и Лаутону).
/_
красная глина; 2 — известковый ил; 3 — диатомовый ил;
4—
вулканогенный ил; 5
наносы мутьевых потоков.
осадках,
равно количеству карбонатов, образующихся
в
результате выветривания на суше и выносимых реками
в
море. Современная скорость образования кальция в ре¬
зультате выветривания должна приводить к отложению
0,34 г/см2 в 1000 лет на площади, равной площади дна
океана. Возможно, две трети всех этих карбонатов или
больше вносятся в северную часть А. о., и накопление
карбонатов в А. о . было бы очень высоким, если бы севе¬
роатлантические глубинные воды не переносили карбонаты
из А. о. в Тихий.
Минимум содержания карбонатов в центральной части
Тихого океана совпадает во времени с
мак симумом содер¬
жания карбонатов в Северной Атлантике. Судя по распре¬
делению карбонатов в зависимости от глубины (рис. 21),
скорость переноса (и растворения) карбонатов из А.
о.
в Тихий различна, что объясняется, по-видимому, различ¬
ной скоростью конвекционного опускания вод в крайней
северной части А. о. Можн^
предположит!?, что содержа¬
ние карбонатов и
другие
параметры, характеризующие
изменение растворяющей способности воды,
являются
отражением изменений, происходящих в климате в
ми¬
ровом
масштабе.
Живущих видов пелагических фораминифер насчиты¬
вается примерно 25; из них 15 видов распространено пов¬
семестно. Их распределение в морской воде зависит от
температуры (и других факторов). Некоторые из этих
видов преобладают в более низких широтах, другие
—
в более высоких. Можно предположить, что преобладание
низкоширотных или высокоширотных видов фораминифер
в осадках отражает климатические изменения. Однако
большое влияние на видовой состав скоплений отмерших
организмов
в глубоководных осадках оказывает разница
в скорости растворения (рис. 22).
Соотношение 180/160 в раковинах
пелагических
фораминифер находится в равновесии с изотопным соот¬
ношением
близповерхностной воды,
где
образовался
данный кальцит.
Изотопный
состав
воды
изхменяется
не только под влиянием действия температурных факторов
(испарение),
но также вследствие отступания ледяного
покрова. Было показано, что средний изотопный состав
морской воды изменялся настолько, что изотопные изме¬
нения, определенные
в раковинах фораминифер, объяс¬
няются главным образом или даже полностью влиянием
накопления льда, что могло бы вызвать незначительное
увеличение общей солености океана.
Некоторые фораминиферы имеют как правые,
так
и левые раковины.
Время от времени можно наблюдать
вариации в направлении витков, что совпадает с основными
климатическими изменениями.
Среди фитопланктона можно
отметить
кокколито-
фориды в олиготрофных районах, а также в антицикло-
нических
вихревых
течениях,
однако их
о тно сит ель ное
количество
здесь
довольно
низкое
(рис. 23). В более
плодородных районах количество фораминифер превышает
ко л ич ес т во кокколитофорид. Предпринимались попытки
установить связь между определенными видами
и палео¬
температурами. Плоские, звездчатые или в форме розеток
известковые пластинки, которые предположительно при¬
надлежали планктонным
организмам,
родственным кок-
колитофоридам, довольно широко распространены в осад¬
ках третичного возраста, но, по-видимому,
отсутствуют
в
плейстоцене.
Тот
горизонт,
в
котором
исчезают
плоские
известковые
пластинки, предлагался в качестве
границы между плиоценом и плейстоценом.
2*
гч?
§40
<2О
!..?** Ь
Вюрм
Расс
Голыитейн
Миндель
Рис. 21. Распределение карбоната кальция в колонке, взятой в северной части Атлантического океана (34° 57' с . ш .,
44° 16'
з.
д.). Корреляция
с континентальной стратиграфией условная. Приблизительный возраст: рисе (илли-
нойс) 210 000^-100 000лезшем (Сангамон) 100 000—70 000 лет; вюрм (виеконсин) 70 000-^10 000 лет; голоцен 10 000
дет до настоящего времени.
46

АТЛАНТИЧЕСКИЙ
Известковые илы имеют обычно белый или розовато-
белый цвет. Известковые глубоководные морские осадки,
имеющие серый, голубой и другие цвета, классифици¬
руются как хемопелагические.
Кремнистые илы. Накапливаются в тех зонах,
где
растворение карбонатов идет быстрее, чем их образование,
и где принос терригенного материала низок по сравнению
с интенсивностью
накопления
кремнистых органических
остатков.
Диатомовые водоросли часто встречаются в местах
с высокой концентрацией питательных веществ, как, на¬
пример,
в зонах подъема глубинных вод, или в местах,
которые противопоказаны для жизни других организмов,
Рис. 22 . Распределение кокколитофорид Роп1о$ркаега Них1еу
в Атлантическом океане (по Лохману).
как, например, вблизи больших рек, вследствие низкой
солености, которая, однако, не препятствует развитию
диатомовых водорослей. Они распространены как в хо¬
лодных, так и в теплых водах. Большинство частиц диато¬
мовых водорослей растворяется по пути на дно, и только
более крупные частицы можно встретить в осадках.
В эвфотическую (хорошо освещенную) зону северной
части А.
о.
турбулентные течения, сезонная конвекция
и
реки приносят меньше питательных веществ, чем их
поставляют глубинные воды,
идущие из Антарктики.
Поэтому развитие организмов, например диатомовых
водорослей, более интенсивно в южной части А. о. ,
чем
в его северной части. Кроме того, на плавучих льдах из
Антарктики содержится меньшее количество осадочного
материала,
чем на северных льдинах, и к тому же в край¬
ней северной части А. о. существует большой привнос
реками терригенного материала. Этими факторами можно
объяснить большое накопление диатомовых осадков в край¬
ней южной части А. о. по
сравнению с их низким накоп¬
лением в высоких широтах северной части А. о .
Ближе к полюсам образование и накопление известко¬
вых
организмов уменьшается и в планктоне начинают
преобладать диатомовые водоросли. Линия, разграничи¬
вающая зону с преимущественным преобладанием диато¬
мового ила и зону с преимущественным распространением
карбонатного ила, соответствует зоне конвергенции ан¬
тарктической.
Радиолярии
—
планктонные
животные;
они
имеют
весьма сложный кремнистый скелет (экземпляры со ске¬
летами
из сульфата стронция, целестина редко
встре¬
чаются в осадках вследствие их более высокой раствори¬
мости). Аналогично диатомовым водорослям радиолярии
встречаются чаще всего в более низких широтах. Однако
в поверхностной фауне ко ли чес тво фораминифер намного
превышае т
количество радиолярий. Тем не менее радиоля-
Г
//
Рис. 23. Распределение глинистых
мине¬
ралов в Атлантическом океане (по Голд¬
бергу, с изменениями).
Иллит бы л сначала подвержен «засушл и¬
вым выветриваниям», однако он более ха¬
рактерен для условий умеренного вывет¬
ривания.
риевый ил накапливается в тех местах, где растворяется
карбонат кальция и где образование диатомовых водорос¬
лей не является слишком значительным. Эти условия
выполняются в А. о . лишь в исключительных случаях.
В Тихом океане уровень карбонатной компенсации дости¬
гается в плодородных районах, вследствие чего наличие
радиоляриевого ила является здесь обычным явлением.
Диатомовый ил имеет желтоватый, соломенный или
кремовый цвет, тогда как радиоляриевый ил обычно имеет
желтовато-коричневый цвет. Радиолярии и диатомовые
водоросли можно использовать лишь для относительного
определения возраста осадков. Этот метод основан на
наличии
или
отс утств ии вид ов,
которые,
как
известн о,
встречаются
в осадках определенных периодов.
Красная глубоководная глина.
Встречается в олиго-
трофных районах, где карбонат кальция большей частью
или полностью растворяется и где
принос
кремнистых
организмов незначителен. Красная глубоководная глина
может быть чрезвычайно тонкозернистой, но в ней также
содержатся более крупные остатки известковых и кремни¬
стых
ор ганическ их
веществ,
зубы акул, ушные кости
китов («отолиты») и т.
д. Ее цвет бывает красно- или
шоколадно-коричневым,
однако
вблизи
побережья он
может приобретать голубые, серые или зеленые оттенки
(хемопелагические
осадки).
Красно-коричневый
цвет
47

АТЛАНТИЧЕСКИЙ
объясняется наличием гидроокиси
или окиси железа
и
незначительного
количества
марганцевокислых
минера¬
лов. Основными компонентами являются глинистые мине¬
ралы,
г лавн ым
образом обломочного происхождения.
Их распределение в значительной степени коррелируется
с региональными материковыми источниками выветренного
материала и с его изменениями, вызываемыми океаниче ¬
ской циркуляцией. Вблизи районов суши с латеритной
(красной) почвой (особенно вблизи Бразилии и юго-
восточной части США) часто встречаются каолинит и гибсит
(рис. 24 и 25). В районах вулканической деятельности
обычно встречаются монтмориллонит и цеолитовый фил-
липсит. Они могут являться продуктами преобразования
вулканической пыли, песка и пемзы. Иллит характерен
для почв умеренных климатических зон, а хлорит обра¬
зуется главным образом из метаморфических источников.
Марганцевые
конкреции
чаще
всего
встречаются
в
красной глубоководной глине, хотя они
встречаются
а)
б)
в)
г)
:
•
о
*
Оо
Ш"
;
•
•
о
во-в -|
о
О
о
о°°
-
•
1
1
1
1
Г •в-«
1
о
•
'
,
•
•
/
О
2
«
з\
1
1
1
1_?
1
1
1
1
1
1
.
1020304050
1
2
3
4
5
4
3
2
1
0
1
2
34
Рис. 24. Распределение глин (% частиц диаметром
<2 мм)
в Атлантическом океане по широтам (по Голдбергу).
а—
каолинит; 6 —
плагиоклаз; в —
анотаз; г
—
рутил. 1
—
к
3отхребта;2—
на хребте; 3 — к В от хребта.
также в органогенном иле. Они покрывают значительную
часть пелагической зоны (в среднем, вероятно, 10% ее
площади). Размеры этих конкреций колеблются от мель¬
чайших частиц (порядка нескольких микрон), когда они
рассеяны в осадках
или
образуют оторочку на других
минералах, до относительно крупных шариков, которые,
разрастаясь, образуют большие плиты. Конкреции имеют
структуру зонального роста, характеризующуюся чередо¬
ванием
слое в
гет ита
и
марганцевокислых
минералов.
Средняя концентрация марганца и ж е ле з а с оотв етс твен но
16 и 17,5%. Образование конкреций происходит только
на
поверхности
осадков;
скорость роста
очень
низка
(10“5—10“6 см/год). По этой причине конкреции могут
образовываться лишь там, где скорость осадконакопления
не
превышает скорости их нарастания. Может быть, су¬
ществует какой-нибудь другой процесс, который позво¬
ляет конкрециям
ос таватьс я
на
граничном слое между
осадками и водой. Представляется, что они не могут быть
встречены
в
колонках
грунтовых проб намного
ниже
поверхнос ти
дна.
Скорость осадконакопления красной глубоководной
глины может быть порядка 10“ 3—10“
4
см/год, а в ледни¬
ковый
период,
во зможно ,
и
выше.
Стратиграфическое
зн а че н ие красной глубоководной глины ограничено всл ед¬
ствие
редкости
органических
ископаемых
остатк ов
и
других поддающихся датированию материалов,
а также
в силу трудности интерпретации данных по минералогии
глин.
Терригенные и'хемопелагические осадки.
Глубоковод-
н ые морские ос адки .
На материковых подножиях,
абис¬
сальных
равнинах и в глубоководных желобах слои
песка могут чередоваться
со слоями ила. В глубоководных
песках, которые обычно являются тонкозернистыми или
очень
тонкозернистыми,
часто содержатся
смешанные
мелководные и глубоководные фораминиферы, что ука¬
зывает
на
пе реот ложен ие.
Таким образом,
эти
песк и
перемещались
из более мелководных районов, двигаясь
вниз по склонам вдоль осей подводных долин. Большин¬
ство
исследователей
объясняет
отложение
почти
всех
глубоководных песков результатом
в лиян ия
турбидито-
вы х потоков (рис. 26).
Вокруг Антарктиды и в северных полярных морях
широко распространены
осадки,
переносимые льдами.
Основная часть осадков дна (наносная фракция) образована
материковым льдом, а во всех тонкозернистых осадках
встречаются угловатые частички невыветренных твердых
пород (песок, гравий и обломки валунов). Встречаются
диатомовые остатки, тогда как карбонаты часто отсут¬
ствуют. В ледниковые периоды границы дрейфующих льдов
были сдвинуты примерно
на
1000 км по направлению
к экватору (примерно до 35—40° с. ш. и 35—40° ю. ш.),
что видно из исследования глубоководных колонок грунта
и
по данным драгирования.
Большие количества эоловой пыли из Сахары пере¬
носятся в
котловину
Зеленого Мыса. Размер зерен пере¬
носимого ветром материала увеличивается по направлению
к
побережью; их средний диаметр находится в пределах
наносной фракции. Зерна кварца, покрытые гематитом,
можно обнаружить в прибрежных осадках. Осадки этого
района и
других районов с вулканической деятельностью
(о-ва Зеленого Мыса, Канарские, Азорские,
о. Исландия,
Антильские о-ва, дуга Скоша и т.
д.) богаты вулканиче¬
ским материалом.
Хемопелагические осадки являются типичными пела¬
гическими отложениями серого, голубого, зеленого или
черного
цвета. Скорость осадконакопления,
возможно,
более высокая, а местами обновление придонной воды
происходит медленнее, чем в районах действительного
пелагического осадконакопления.
Оба
явления должны
повлечь за собой более длительное задержание органиче¬
ских веществ высокой бактериальной активности и сниже¬
ние
активности
реакций в осадках.
Хемопелагические
осадки чаще всего встречаются в районах с более высоким
привносом мягки х органических остатков и (или) глини¬
стого материала.
В колонках осадков могут чередоваться
окисленные и восстановленные горизонты.
Илы преобладают на материковых
склонах
и
под¬
ножиях — они
покрывают примерно 60% таких площа¬
дей; 25% покрыто песком, тогда как твердые породы,
гравий и ракушки покрывают всю остальную площадь.
Ил часто зеленого цвета и содержит глауконит; последнее
особенно относится к районам, прилежащим к засушли¬
вым побережьям, где очень мало других осадков, которые
бы маскировали аутигенный материал или препятствовали
его
развитию.
Мелководные
морские осадки.
Процесс прибрежного
отложе ния
осадков
весьма
сложен
вс ледствие
обычно
сложного рельефа и действия в этой связи многих
пере¬
менных
факторов.
На материковых отмелях наиболее распространенным
является песок. По своему происхождению
песок может
быть терригенным
или биогенным, т. е. он может состоять
из кварца, ракушек, обломков кораллов и т. д . Аутигенные
пески (оолиты, глаукониты и т.
д.) встречаются относи¬
тельно реже.
По данным Шепарда, песок обычно встре¬
чается
на открытых
материковых
отме лях
(представля¬
ющих собой бывшие пляжи плейстоцена), на
длинных
песчаных пляжах и песчаных отмелях, в
районах узких
48

АТЛАНТИЧЕСКИЙ
входов в бухты, а также на банках древнего и современного
оледенения (часто в смеси с гравием и валунами).
Ил является еще одним распространенным типом осад¬
ков на материковых отмелях и особенно часто встречается
вблизи устьев больших рек, в закрытых бухтах и заливах,
а также в депрессиях на открытых шельфах.
Твердые коренные породы выходят на поверхность
материковых отмелей во входах в бухты, проливы или
Терригенные осадки в более низких широтах состоят
главным
образом из известковых остатков бентосных
организмов (включая коралловые рифы) в противополож¬
ность терригенным осадкам в более высоких широтах,
состоящим главным образом из обломков минералов.
Сапропелевый ил образуется в определенных гипо-
трофических районах, как, например,
в
бухте Уолфищ-
Бей в Юго-Западной Африке4.
Рис.
25.
Распределение осадков мутьевых потоков на абиссальных равнинах
в Северо-Западной Атлантике
(по Хизену).
1—
склоны; 2 — абиссальные равнины. Глубины
—
в морских
с аже нях.
На врезке
—
уклоны абиссальных рав¬
нин в футах на милю.
между островами, вдоль клиффовых побережий, на подня¬
тиях или
хребтах, а также в
районах сильных придонных
те че ний (за исключением районов оледенения).
Если бы уровень моря оставался постоянным в тече¬
ние длительного времени и если бы волны представляли
собой единственный важный фактор в процессе отложения
осадков, можно было бы ожидать постепенного уменьшения
среднего размера зерен по мере увеличения расстояния
от берега. Однако последовательность отложений от по¬
бережья в море часто бывает следующей: терригенный
песок, песок и ил. Более грубозернистые осадки на внеш¬
ней стороне
материковой отме ли
представляют
собой
реликтовые отложен ия
периодов
низкого
уровня
моря
и часто включают протяженные зоны валунных осадков,
оставле нных
п осле
таяния
попавших
на
мел ь
айс¬
бергов.
Породы, слагающие ложе А. о.
Природу океанической
коры А. о. можно частично определить геофизическими
методами, главным образом сейсмическим методом пре¬
ломленных волн, однако ее петрографические характери¬
стики
можно частично определить на основании иссле¬
дования пород, слагающих океанические острова. Необ¬
ходимо делать различие между эрратическими валунами
и
неподв ижными
породами; эрратические валуны при
максимальном оледенении распространяются по направле¬
нию к экватору и доходят до 35° с. и ю. ш.
Вулканы А. о. можно разделить
на следующие типы:
вулканы орогенного происхождения, островные дуги
—
характерны наличием «тихоокеанской свиты» известково¬
щелочных
коренны х
пород
[Вест-Индия (Карибское
море),
внутренняя дуга Малых Антильских о-вов].
Недавно установленным признаком вулканических пород
49

АТЛАНТИЧЕСКИЙ
островных дуг является
наличие
в
их
составе 2—3%
ТЮ2 сравнительно с менее чем 1% для океанических
вулканов. Внешняя дуга представлена только на о.
Бар¬
бадос осадками абиссального типа (аналогичными осад¬
кам на о.
Тимор); они близки осадкам более материкового
типа на о. Тринидад и на Больших Антильских о-вах.
В южной части А. о. аналогичная
петля островов пред¬
ставлена дугой Скоша,
или о-вами Южная Георгия,
Южные Сандвичевы и Южные Оркнейские;
лавовые плато —
характерны наличием «атлантиче¬
ской свиты» щелочных пород [Исландия («провинция
Туле»), о-ва Фарерские, Роколл, Азорские, Мадейра,
Канарские и Зеленого Мыса];
вулканические хребты или подводные горы
—
пред¬
ставлены Бермудскими о-вами, о-вами Св. Елены, Фер¬
нандо-По, Принсипи, Сан-Томе, Аннобон, Фернанду-ди-
Рис 26. Соотношения поперечных структур и попер еч на я
сим »
метрия Атлантики (по Штилле, 1939).
СР—
угол
Сан-Руж; Р —
угол
Романш;
Г—
угол
Гвинеи;
А—
угол
Арики;
СК—
угол Санта- Крус.
Линия Арика
—
Гвинея представляет собой линию симметрии между северной
структурой (/) и южной структурой (//). С А
—
осевая линия
Северной Атлантики, линия симметрии между районами 1а и 16
североантильско-срединноатлантической структуры (системы).
ЮА — осевая
линия
Южной
Атлантики,
линия
симметрии
между районами На и Нб южноантильско-южноатлантической
структуры (системы).
Норонья, Триндади и Мартин-Вас. Некоторые из э ти х
островов представ лены
на по верхност и
лишь коралловыми
или
эолианитовыми
породами.
Глубинное бурение на
Бермудских о-вах позволило установить,
что фундамент
их
в улк ани ческ ого
происхождения;
в улк аны Срединно-Атлантического хребта
—
пред¬
ставлены о-вами Ян-Майен, Исландия (частично), Азор¬
скими (частично), Св. Павла (которые иногда называются
о-вами Св. Павла и Св. Петра), Вознесения, Тристан-да-
Кунья, Гоф, Буве.
Большая часть срединно-океанических коренных по¬
род представляет собой базальты от щелочных до толеито-
вых;
по-видимому, они происходят
из верхней мантии.
Базальты, наиболее удаленные от Срединно-Атланти¬
ческого
хребта (о-ва Мадейра, Канарские, Зеленого
Мыса), являются явно более щелочными,
чем базальты,
слагающие этот хребет. Зрелые острова состоят из весьма
60
дифференцированных пород, однако породы,
поднятые
вблизи хребта, очень молодого возраста, в основном спи-
ли ты,
образующие подушечные лавы (многие подводные
фотографии дна
фиксируют эту характерную форму).
К лавовым включениям относятся наблюдающиеся на
о-вах Азорских, Канарских, Мадейра, Вознесения, Три-
стан-да-Кунья и Гоф толеито вые
и
щелочные
габбро,
дунит и перидотит с минеральными характеристиками,
которые указывают, что возможным их источником могут
быть районы, лежащие на глубине свыше 50 км в верхней
мантии.
Особый
интерес
представляет
о.
Св.
Павла,
который совпадает с
одной из крупных зон разломов
меридионального простирания; на нем обнаружено весьма
обширное обнажение милонитизированных пород мантии
нескольких типов.
Недавно было установлено, что при дифференцирова¬
нии этих щелочных пород базальтовой магмы в толеито¬
вые
мо гут
возникнуть
определенные
кислые
породы,
включая особые типы гранита. Так, например, на о. Ро¬
колл в 320 км на ЗСЗ от внешней части Гебридских о-вов
с подводного плато глубиной 1000 м (площадью 640 X
X 160 км) поднимается одинаковая вершина; она пред¬
ставляет собой разновидность темного эгиринового гра¬
нита, который называется роколлитом. Его радиогенный
возраст определяется в 60 ± 10 млн.
лет
(пироксен).
На о.
Вознесения поднятые плутонические блоки
содержат монцонит, ультращелочной гранит и
сие нит.
На Ян-Майене, в 560 км в ССВ от Исландии, существует
зона
перехода базальтовых эффузивов в трахитовые
и
риолитовые; подобное явление имеет место на о- вах Во з¬
несения
и Св. Елены. Остров Буве представляет собой
трахитовый купол.
История развития. Первые гипотезы
истории развития
Атлантической впадины восходят по
крайней мере к Пла¬
тону и легендам об Атлантиде. Существуют разные интер¬
претации последних, однако все они,
по существу, сво¬
дятся к тому, что Атлантида была большим архипелагом,
расположенным к 3 от Гибралтара, население которого
стало вторгаться
в
соседние
средиземноморские земли
примерно в 9600 г. до н. э., а их
родная земля в конечном
счете оказалась затопленной водами моря. Эта дата в гео¬
логическом масштабе времени (11 500 лет назад) является
весьма интересной, поскольку она совпадает с периодом
послеледниковой трангрессии,
т.
е.
со
временем,
когда
пл еме на,
жившие
на островах и побережьях, были вы¬
нуждены под угрозой подымающегося уровня моря искать
другие земли. Такое объяснение данного сказания можно
в
равной степени использовать и в отношении районов
широких материковых отмелей вокруг Северо-Западной
Европы и северо-восточной части США, которые были
путями движения
позднепалеолитического
—
мезолити¬
ческого человека, что было установлено по археологиче¬
ским данным.
Современный уровень моря установился
примерно 6 тыс. лет
назад,
так
что
с
не оли та
л юди
жили в основном
в
«современных» географических ус¬
ловиях.
Каждый тип геоморфологических и геотектонических
провинций А.
о.
(срединно-океанический хребет, асей-
смичные
хребты, материковые бордерленды, подводные
плато, абиссальные равнины и абиссальные холмы, а также
впадины и желоба глубоководные океанические) представлен
и в других океанах, и поэтому в Энциклопедии рассма¬
тривается каждый в отдельности.
Были предложены четыре теории объяснения природы
и характера образования Атлантической котловины.
1. Теория перманентности (постоянства). Данный
«консервативный» подход основан на том предположении,
что субокеаническая кора фундаментально отличается
о т материковой и океанические впад и ны , образовавшиеся
на ранней стадии существования земного шара, сохрани-

АТЛАНТИЧЕСКИЙ
лись
более или менее неизменными (за исключением,
возможно, их краев, которые могли измениться вследствие
геосинклинальной эволюции). Доводом в пользу перма¬
нентности является симметрия очертаний многих систем
мировых линеаментов, что подробно излагается в работах
Дж. Д . Дана, Лоутиана Грина, Джорджа Дарвина,
Венинг-Мейнеса, Клооса, Брока и др. (рис. 27 и 28).
2. Теория коллапса. Установлено, что многие горные
хребты (системы) заканчиваются «тупиком» и резко обры¬
ваются океаном,
как,
например,
на
Ньюфаундленде,
в Западной Европе, Гренландии, Марокко и т. д. Более
того, палеографические данные по осадкам, по-видимому,
указывают на наличие в прошлом бордерлендов или
«потерянных материков», например Аппалачи у восточ¬
ного побережья Северной Америки. Предположения о воз¬
можной замене подобных участков земли затопленными
Рис. 27. Геометрические блоки, или «фельдер», предложенные
Клоосом по аналогии с докембрийским основанием Африки
(по Клоосу, 1937).
Хребты: П — Пара; Т — Тринидад, РГ — Риу-Гранди; ЗМ —
Зеленого Мыса; СЛ —
Сьерра-Леоне; Л — Либерийский; Г —
Гвинейский; Ки —
Китовый; К — Кейп; Ка —
Камерунский;
Ку — Куанза; Д — Дамара;
М — Мадагаскарский; СЛ —
Срединно-Атлантический; ЛИ — Атлантико-Индоокеанский.
«островными дугами» неубедительны, поскольку литология
островных дуг иная. Кроме того, они не оставили никаких
геофизических следов своего существования.
Гипотезы
коллапса и раскола были разработаны Эдуардом Зюссом
и
далее
развиты Гансом Штилле, который выдвинул
идею о «древнем океане» (первичный сектор океанического
бассейна, как, например, глубокой части А. о.) и «новом
океане»
(районы вторичного коллапса,
как, например,
окраинные моря Карибского и Средиземноморского ре¬
гионов и материковые бордерленды). Последние были
названы Штилле квазикратонными, причем современные
геофизические данные подтверждают эту точку зрения.
3. Теория дрейфа. Согласно выдвинутой Дж. Дарви¬
ном теории приливного резонанса, утверждается, что Луна
отделилась от Земли (в результате чего на Земле остался
«шрам»
в виде Тихого океана), что привело к
сокращению
материковой коры, а это должно был о
привести
к
напря¬
жениям в остальной части земного
шара, следствием чего
яв ился
дрейф материков, та к и м
образом, А. о. должен
представлять собой результат растяжения,
а океаническое
дно
—
обнаженный шрам базальтовой коры, от которого
двигались материки. Веским доводом в пользу гипотезы
дрейфа, начиная с Ричарда Оуэна в 1857 г., а затем Снай¬
дера, Пикеринга, Тейлора, Бейкера, Вегенера и вплоть
до Тузо Вильсона, было сходство побережий, особенно
в южной части А. о . Концепция дрейфа обычно известна
как
«гипотеза
Вегенера».
4. Теории разрастания. Представляется, что срединно¬
океанические хребты сложены породами мантии молодого
АЗИЯ
Рис. 28. Диаграмма, иллюстрирующая схему зон
разломов Северной Атлантики, расходящихся под
углом 28°, с открытием от Аляскинской «орокли-
нал и» (по Кэри, 1958).
возраста; некоторые специалисты придерживаются
гипотез
образования океанов в результате разрастания
океаниче¬
ского дна, отдел ившег о
материки
друг от друга,
т.
е.
в
результ ате образования новой океанической коры,
а не дрейфа материков по древнему базальтовому слою
(рис. 29, 30). В этой связи предлагаются два механизма
описываемого
процесса (которые не являются взаимо¬
исключающими):
конвекционные течения в мантии.
Срединно-океани¬
ческий хребет представляется либо как область сжатия
и смятия (подводный орогенный пояс, образованный кон¬
вергентными течениями, которые поднимаются и расхо¬
дятся под радиоактивно нагретыми материками), либо
как область растяжения и вулканической деятельности
(высокие значения теплового потока), т. е. наличия дивер¬
гентных течений, которые опускаются под границами
51

АТЛАНТИЧЕСКИЙ
Рис. 29 . Реконструкция Иберо-Британского складчатого пояса
(герцинского или позднепалеозойского возраста) до его предпо¬
лагаемого шарнироподобного раскрытия в мезозое. Проведенные
недавно в Великобритании геомагнитные измерения подтвер¬
дили аналогичное простирание герцинских структур на шельфе
(по Кэри, 1958).
Рис. 30 . Предполагаемая
зона
разломов
Кэри
в
«тетисовом
срезе»
—
левосторонний сдвиг
между двумя
полушариями,
который вызвал вихревые течения в Карибском и Средиземном
морях.
ПО — Панамская ороклиналь; АО — Антильский ороклинотат;
СС—
средиземноморский район вторичной складчатости.
материков. Ни одно из этих предположений не пред¬
ставляется
удовлетворительным
при
пространственном
рассмотрении: срединно-океанический хребет переходит
на материки вблизи дельты р. Лены, в заливах Аденском
и Калифорнийском (в каждом из этих районов следовало
бы ожидать поднятия и опускания конвекционных пото¬
ков в одной и той же точке, что представляет собой весьма
серьезную
трудность);
расширение мантии. О бразование в процессе развития
Земли плотного железо-никелевого ядра внизу и более
легкой базальтовой и гранитной коры наверху свидетель¬
ствует о том, что в
результате
магматической дифферен¬
циации более легкие минералы постепенно поднимались
к поверхности, претерпевая фазовые изменения. Палеогео¬
графическая история материков наводит на мысль о том,
что площадь, занимаемая эпиконтинентальными морями,
постепенно уменьшалась (с колебаниями). Предположение
о
дифференциации позволяет объяснить увеличивающуюся
скорость расширения (площадь увеличивается в 4зтг2
по сравн ению
с
радиусом). Несколько разных методов
дают средние
скорости увеличения радиуса
примерно
на 1 мм в год на протяжении последних
0,5
•
109 лет;
раньше скорость расширения должна была быть гораздо
меньше, но в последнее время скорости увеличения радиуса
могли быть и большими5.
РОУДЗ У. ФЕЙРБРИДЖ, АРНОЛЬД ГОРДОН,
ЭРИК ОЛАУССЕН
Прим, ред.1 Согласно последним данным,
пло¬
щадь А. о.
без островов 91 655
тыс.
км2, с островами
92 725 тыс. км2. Объем водных масс равен 330,1
•
106 км3.
Средняя глубина 3602 м, максимальная глубина 9207 м
(см. Фролов Ю. С. Новые фундаментальные данные
по морфометрии Мирового океана .
—
«Вести. ЛГУ», 1971.
No 6, вып.
1, с. 85 —90).
2
Северная граница А.
о.
проходит по восточному
в ходу Гудзонова прол., через прол. Дейвиса, Датский
прол.
и далее от м. Тернир (Исландия) через о-ва Фуглё
(Фарерские о-ва), Макл-Флагга (Шетлендские о-ва)
к о. Статланн (Норвегия) (см. «Границы морей и океанов»,
спец, выпуск No 23. Изд. Международного гидрографи¬
ческого бюро, Монако, 1953).
А. о. отд ел ен о т Южного (Антарктического) океана
хорошо развитой циркумполярной системой течений;
при составлении Атласа Антарктики (т. 1, М.—Л., ГУГК,
1966) южная гран ица
А.
о.
проведена
с максимальным
приближением к положению зоны субтропической кон¬
вергенции. Практически эта граница проходит от м. Горн
(Южная Америка) на м .
Игольный (Южная Африка).
3
В мае 1959 г. экспедиция на э/с «Михаил Ломоно¬
сов» обнаружила в тропической зоне А. о . (0° ш.,
30° з. д.)
под тонким слоем вод Южного Пассатного течения мощ¬
ное противотечение,
направленное
с3наВ,
—
подпо¬
верхностное противотечение Ломоносова. Уточняя пред¬
ставление об этом течении, советские океанологи с 1959
по 1968 г. выполнили около 1000 гидрологических
станций
с
полным
комплексом
наблюдений
от
поверхности до
глубины 4000 м. Установлено, что на протяжении 2500—
2600 миль подповерхностное противотечение Ломоносова
распространяется вдоль экватора на
В со скоростью
около 100 см/с, максимальная скорость
120 см/с; ширина
порядка 370 км; вертикальная протяженность
200—250 м;
объем переноса вод 35 млн. м3/с. Открытие в А. о . нового
течения, аналогичного течению Кромвелла в Тихом океане,
существенно изменило представления о циркуляции вод
в
тропической зоне Мирового океа на . Первооткрыватели
52

АТЛАНТИЧЕСКИЙ
и исследователи подповерхностного противотечения Ломо¬
носова удостоены
в 1970 г.
Государственной премии (см.
Колесников А. Г.
и
др. Открытие, эксперимен¬
тальное исследование и
разработка теории течения Ломо-
носоаа.
Севастополь, 1968; Ханайченко Н. К .,
Хлыстов Н. 3. Южная ветвь Экваториального про¬
тив оте чен ия
в
Атлант ическом
океа не.
—
ДАН СССР,
1966, т . 166, No 3, с . 7 0 9 —712; Основные черты гидрологии
Атлантического океана. Под ред. А . М . Муромцева. М .,
Гидрометеоиздат, 1963).
4
В последние годы фауна и флора А. о. интенсивно
исследовались
международными
экспедициями
(«Эква-
лант» и др.),
в
которых принимали участие и советские
научно-исследовательские суда. Кроме того, фауна и флора
исследовались во время рейсов э/с «Михаил Ломоносов»
(см.,
например, Канаев И. П . Некоторые осо¬
бенности
распределения
п ланк тона
в
Атлантическом
океане.
—
«Океанология»,
1963,
т.
3, вып,
6,
с,
1061—1064).
Северная часть Атлантики детально исследовалась
в биологическом отношении советскими
судами «Богучар»,
«Балаклава» и др. Результаты публикуются в Трудах
ПИНРО (Мурманск).
Обширная сводка по биологической
продуктивности
издана в 1969 г. (Мар
ти
Ю. Ю., Марти нсен Г. В.
Проблемы формирования и использования биологической
продукции Атлантического океана. М.,
Пищепромиз-
дат, 1969).
6 Советскими исследователями для объяснения
при¬
роды и характера образования океанов предлагается рас¬
сматривать рифтогенез как механизм регулирования теп-
лопотерь Земли. Субгоризонтальное перемещение коры
они рассматривают как естественное следствие того, что
кондуктивный вынос тепла через литосферную кору мень¬
ше, чем теплогенерация внутри Земли (Ушаков С. А.,
Феды некий В. В. Рифтогенез как механизм регули¬
рования теплопотерь Земли.
—
ДАН СССР, 1973,
т,
208,No5,с.
1182—1185),

Б
БАЛИ МОРЕ
Б. м.
расположено к В от о. Ява (до западной границы
моря Флорес). По определению Международного гидро¬
графического бюро, граница Б.
м.
на
Ю (со стороны
Индийского океана) проходит вдоль линии, идущей от
м. Бантенан (о. Ява) южнее о-вов
Бали и Ломбок до
о.
Сумбава. От м.
Сарокая (8° 22' ю. ш. ,
117° 10' в. д.)
Б. м.
простирается до о.
Патерностер и далее от северо-
западной оконечности о.
Патерностер до о-вов Кангеан,
а оттуда до м. Седано (о. Ява). Площадь Б. м .
око ло
45 тыс. км2. С точки
зрения океанографии водные аквато¬
рииБ.м.и
моря Флорес обычно рассматриваются как
единое целое (в этом случае площадь 119 тыс. км2, объем
воды 49 тыс. км3.
—
Ред.).
С батиметрической точки зрения Б. м . представляет
собой впадину, расположенную к 3 от впадины Флорес.
На С и 3 она окаймлена кромкой Зондского
шельфа,
на Ю — относительно мелководными порогами прол.
Бали
(глубина менее 200 м) и прол. Ломбок (глубина 220 м).
Максимальная глубина впадины Бали 1590 м. Узкий
проход (ширина около 600 м) соединяет Б. м. с Макасар¬
ским прол.
Как сказано выше, поверхностные воды Б. м. пред¬
ставляют единое целое с поверхностными водами Флорес
моря (на В), а также с
поверхностными водами Яванского
моря (на 3). Значительный перенос поверхностных вод
происходит в южном
направлении
через прол. Бали и
Ломбок в Индийский океан.
В восточную часть Б.
м.
из
Тихого океана через моря Банда и Флорес посту¬
пают
глубинные воды,
содержание
кислорода в кото¬
рых постепенно уменьшается
от
2,8
см3/л в районе
моря Хальмахера до 2,0
см3/л и менее в западной
части Б. м .,
являющейся,
по существу, замкнутым во¬
доемом .
С точки зрения структурной геоморфологии Кьюнен
(1935) относит впадину Бали к одной из форм «категории С»
(крутые края и плоское дно), что почти соответствует
группе Кея «зевгеосинклиналей». Оседание земной коры
вдоль основных сбросов подтверждается батиметриче¬
скими измерениями. Южнее впадины Бали находится ряд
гигантских вулканов широтного простирания, протянув¬
шихся цепью через восточную часть о. Ява (горы Смеру,
Руанг и др.), о. Бали (гора Батур, последнее извержение
было в 1926 г.; гора Агунг, последнее интенсивное извер¬
жение было в 1964 г.), о. Ломбок (гора Риньяни) и о. Сум¬
бава (гора Тамбора, последнее сильное
извержение было
в 1815 г.). Севернее впадины Бали проходит пояс
невулка¬
нических геосинклинальных
горных пород, которыми вы¬
полнены взбросы на о-вах Мадура и Кангеан,
54
В южной части Б. м . осадки главным образом терри-
генного
характера
с преобладанием туфа. Около 60—80%
туфового материала образуется из рыхлых
выбросов
вулкана Тамбора, переносимых в западном направлении
во
время юго-восточного муссона (радиус распространения
выбросов около 500 км; максимальная
граница распро¬
странения 1000 км). Остров Патерностер на В и о. Кан¬
геан и
другие на С, сложенные в значительной степени
известковыми породами, поставляют небольшое количество
осадочного материала,
в
том
ч исле
коралловые
пес ки
и илы.
С точки зрения зоогеографии и палеогеографии боль¬
шой интерес представляет геотектоническая
граница
Уоллеса, проходящая через Б.
м.
в
меридиональном
направлении в районе между о-вами
Бали и Ломбок.
Почти 100 лет назад Уоллес обнаружил, что многие млеко¬
питающие
и
многочисленные
более мелкие организмы,
характерные для Юго-Восточной Азии, обитают западнее
этой границы, а характерные для Австралии
—
восточнее.
Эта геотектоническая граница Уоллеса имеет межконти¬
нентальное
значение.
РОУДЗ У. ФЕЙРБРИДЖ
См. также Флорес море; Яванское море.
БАЛТИЙСКОЕ МОРЕ
Б.
м.
—
внутриматериковое
море Атлантического
океана, расположенное между Северной и Центральной
Европой. Оно связано с Северным морем Датскими прол.,
т. е . прол. Большой и Малый Бельты и Эресунн (Зунд).
Ботнический зал.,
протянувшийся на С, отделен от Цен¬
тральной Балтики Аландским морем, тогда как Финский
зал., протянувшийся на В, непосредственно связан с Цен¬
тральной Балтикой (рис. 1).
Площадь Б.
м.
384,7 тыс.
км 2 . Средняя глубина
около 65 м
Наибольшая глубина
—
459м—в котло¬
вине Ландсортсъюпет (примерно в 100 км к С от о. Гот¬
ланд). Другая котловина (Готландская) имеет глубину
249 м. Наименьшие глубины
—
9и12м—в
районе банок
Эланд (юго-западнее о. Готланд) и Хоборг (южнее о. Гот¬
ланд), а также в
районе других банок (вблизи Померан¬
ского побережья и между о-в ами
Борнхольм и Рюген).
В Рижском зал, глубины достигают 50 м, в Финском —-

БАЛТИЙСКОЕ
более 100 м. Наибольшая глубина Аландского моря 301 м,
Ботнического зал.
—
254 м.
Гидрологический режим. Циркуляция, соле¬
ность
и
тем пература.
Водосборная площадь
Б. м.
примерно
в 4 раза больше площади его акватории.
Ежегодный приток равен примерно 1/40 общего объема
воды.
Солоноватые поверхностные
воды Б.
м.
через
Датские прол. проходят в Северное море, а соленые воды
Северного моря тем же путем, но на большей глубине,
направляются в Б. м . Скорость течения поверхностных
разница
между
высоким
и
низким
пр иливам и
дости¬
гает 20 см.
Наибольшая соленость наблюдается в Датских прол.!
около
Ю°/00 на поверхности
и около
15%0 вблизи дна.
Соленость заметно уменьшается в северном и восточном
направлениях. Например, соленость поверхностных вод
в
Центральной Балтике 7—7,5°/00,
соленость
на глу¬
бине
достигает
9—Ю°/00. Соответствующие величины
5,5—б и 7—8°/о0 вблизи Хельсинки, 0—1 и 2—4°/00 во
внутренней части Фин ског о з ал . , 5—б и 7—8°/00 в Аланд¬
ском море, 4—5 и 5—б°/00 в южной части Ботнического
зал. и 2,5—3 и 3,5—4°/00 в его северной части.
Температура воды в глубинных слоях 4 —5 ° С. На
глубине 40—90 м существует температурный минимум.
Выше этой глубины летняя температура р езк о
повышается
п о напр авле нию
к п оверх ност и.
Ледовые
условия.
Б.
м.
начинает замер¬
зать в конце октября в северной части Ботнического зал.
25-32 20-25
15-20
10-15
0-Ю%в
Рис. 1 . Батиметрическая карта Балтийского моря (по Экману).
вод Б. м. 10—60 см/с, соленых вод на больших глубинах
—
меньше.
В результате вращения Земли циркуляция на¬
правлена против часовой
стрелки,
например в Ботниче¬
ском зал.
—
на С вдоль западных берегов Финляндии
и на Ю вдоль восточных берегов Швеции по направлению
к Датским прол. В Финском зал. имеется течение, идущее
на В вдоль берегов Эстонии и поворачивающее потом на 3
вдоль берегов Финляндии. Сильные ветры могут оказы¬
вать влияние на поверхностные течения и нарушать их
общий характер. Кроме того, ветры вызывают изменение
уровня моря. Сезонное колебание уровня примерно 50 см,
и средний уровень достигает наибольшей величины в ав¬
густе и сентябре, наименьшей — в
апреле и мае. Вели¬
чина прилива в Б.
м.
очень
небольшая. Наибольшая
величина — во
внутренней части Финского зал.,
где
Рис. 2. Изменение солености на разрезе
из Северного моря
в Балтийское.
а — соленость на поверхности в феврале; б —
изменение соле¬
ности на разрезе в августе (по Риману и Ваттенбергу). Цифры
в кружках на рис. 2а«= число видов животных (по Зенкевичу,
1963).
и в конце ноября в восточной части Финского зал. Наи¬
большее распространение морской лед имеет в
марте.
К концу января морской лед обычно связывает Аланд¬
ские о-ва с финским побережьем. Ледяной покров, как
правило,
простирается до внешних
островов
вдоль по¬
бережья Ботнического зал. и вдоль северного побережья
Финского зал. В
открытых водах сначала
образуется дрей¬
фующий лед, который позднее преобразуется в сплошной
ледяной покров. Средняя толщина льда равна примерно
65 см.
Морской лед тает быстрее, чем
образуется. Боль¬
шая часть льда стаивает в начале апреля, но в
северной
части Ботнического зал,
дрейфующий лед часто встре¬
чается в июне.
55

БАНДА
Прозрачность и
цвет.
Самая прозрачная
вода Б.
м.
—
в
центральной части Ботнического зал. ,
где условная прозрачность около 12 м.
В центральной
части
Б.
м.
вода
светло-голубого или голубовато¬
зе ленова того
цвета.
Ближе к побережьям вода
обыч¬
но принимает желтый, а местами коричневатый оттенок.
Периоды развития Балтийского моря. Протяженность
Б. м. и его связь с океаном изменились после
п осле дне го
четвертичного оледенения Фенно-Скандии. На Б. м. ока¬
зали влияние
отступание
материкового ле дни ка,
подня ¬
тие
су ши
и
э вста тич еск ие
колебания уровня Мирового
океана.2 В развитии Б. м. выделено несколько фаз. Перво¬
начал ьная фаза
—
Балтийское ледниковое озеро, которое
с 3 было отгорожено краем ледника, а на В, по-видимому,
какое-то
вре мя
соединялось
с
Белым морем.
Позднее,
во
время
образования фенно-скандинавских морен и
отступания ледника из Центральной Швеции, Балтий¬
ское ледниковое озеро начало высыхать (8 тыс. лет до н. э.),
уровень воды в нем понизился. В
период последующей
фазы Иольдиевого моря ледник отступал к Скандинавии;
в этот
период сначала наблюдалась морская трансгрессия,
а позднее регрессия как результат быстрого поднятия
суши. Связь с океаном через Центральную Швецию в ко¬
нечно м
счете
прекратилась вследствие поднятия суши,
и за фазой Иольдиевого моря началась фаза Анцилового
озера (примерно 7 тыс.
лет до н.
э.). Диатомовая флора
этого
периода
—
пресноводная, но на некоторых более
глубоководных участках в это же время были солоно¬
ватые воды.
За фазой Анцилового озера последовала фаза Лито-
ринового моря
—
предшественника современного Б.
м.
Литориновое море сообщалось с океаном через Дат¬
ские прол. Осадки этого моря богаты моллюсками, а это
указывает на то, что соленость Б. м . во
время образова¬
ния этих осадков была выше по сравнению с настоящим
временем.
Диатомовые водоросли также отражают раз¬
личие в солености. В
период существования Литоринового
моря моллюски были еще и
круп нее,
чем в настоящее
время.
Некоторые исследователи выделяют переходную
фазу солоноватых
вод между фазами Анцилового озера
и
Литбринового моря
—
море Мастоглоя. В результате
эвстатических колебаний уровня Мирового океана и отно¬
сительно медленного процесса поднятия суши имели место
несколько морских трансгрессий в период Литоринового
моря
в южной части Б. м. Первая литориновая транс¬
грессия наблюдалась около 5 тыс. лет до н. э . и за ней
последовали по крайней мере еще две.
Биология. Б. м .
—
это самое большое в
мире море
с солоноватыми водами. Разные районы Б. м.
различаются
по
продуктивности.
Продуктивность
в
Финско м
за л.
больше, чем в Ботническом, где меньше планктона. В Цен¬
тральной Балтике продуктивность относительно высокая.
По срав нени ю
с
океаном
наблюдается бедность видов
флоры и фауны. Число видов уменьшается с уменьшением
солености от Датских прол. Тюлени РНоса Ызрьйа и На-
ИсНоегиз §гириз имеются по всему Б.
м.
Океанические
формы,
распространившиеся до Финского зал.,
—
это
1оз1ега, Рисиз и МуШизейиИз, но многие виды не достигают
такого размера, какой они имеют в океане. Многие виды
попали
из
Белого моря после ледникового периода,
и
теперь встречаются только их остатки. Диатомовая флора
Б.
м.
оче нь
бедна видами. Наиболее распространенные
диатомовые водоросли
—
это ТНаШззюзШ ЬаШса, АсИ-
посус1из еНгепЬег^и,
АсНпапОгез
1аепьа1а,
СКае1осепоз
ЪогеаИз и Соссопегз зси1е11ит. Главнейшие промысловые
рыбы Б.
м.
—
это балтийская сельдь (С1иреа Нагепдиз),
килька (СЫреа зргаНиз), треска (Оайиз тогг/гиа), лосось
(8а1то за1аг), камбала (Р1еигопес1ез [1езиз), щука (Езох
1иЫиз), окунь (Регса [1иго1а1Шз), лещ (АЬгатьз Ъгата),
сиг
(Соге&опиз 1ауаге1из) и форель (5а1то 1гиИа).
Донные осадки. В большей части Б. м . осадки состоят
из зеленых,
коричневых или черных глинистых илов.
Под ними находится серая или красная ленточная глина,
отложившаяся на тилле (ледниковые отложения). Тилль
устилает дно.
Пески
распространены
в
прибрежных
районах. В период отступания ледника ежегодная мощ¬
ность отложений (как показывает
мощность слоев) со¬
ставляла 5—200 мм, в последниковый период она умень¬
шил ась
до 0,2—2
мм.
ПЕНТТИ АЛОНЕН
Прим. ред.
1
По современным данным, площадь Б. м .
422,7 тыс.
км2,
а
включая
острова
—
448,2
ты с.
км2.
Объем воды 20,3 тыс.
км 3. Средняя глубина моря 48 м
(см. Фролов Ю. С . Новые фундаментальные данные
по
морфометрии Мирового океана.
—
«Вести. ЛГУ . Сер.
геология и
география», 1971, No 6, вып.
1, с.
85—90;
см.
так же
Соскин
И. М . Многолетние
изменения
гидрологических характеристик Балтийского моря. Л.,
Гидрометеоиздат,
1963; Добровольский А. Д.,
Залогин Б. С . Моря СССР. (Природа, хозяйство;
М.,
«Мысль»,
1965).
2
Прецизионная нивелировка и
наблюдения
над
приливами показывают, что в 1892—1958
гг.
скор ость
поднятия берегов на С Ботнического зал. была порядка
8—9 мм/год; вдоль северного берега Финского зал. (Ханко,
Хельсинки) 2—3 мм/год. В
то
же
время южный берег
Швеции (Истад), берега Дании (Копенгаген), ФРГ (Тра-
вемюнде), Польши (Свиноуйсьце), по-видимому,
исп ы¬
тывают
погружение
(см. «Современные вертикальные
движения земной
коры на территории западной половины
Европейской части СССР» .
—
Труды УНИИГАиК, 1958,
вып. 123; Шпайхер А. О . Новые данные о вертикаль¬
ном движении Фенно-Скандии.
—
Изв. Всесоюз. геогр.
о-ва, 1957, т. 89, вып. 3, с. 239—243).
БАНДА МОРЕ
Б. м.
(центр в точке 5° ю. ш.,
126° в.
д.) ограничено
о-в ами Сула, Буру, Серам и внешней дугой о-вов Кай,
Танимбар, Тимор до о.
Алор, далее граница идет
от
о.
Комба до
о-вов
Тукангбёси и
до
юго-восточной
оконечности о. Сулавеси.
В этих границах
площадь
моря 470 тыс.
км2. Международное гидрографическое
бюро проводит западную границу Б. м .,
в
отличие
от
вышеуказанной, до
восточной
оконечности
о.
Флорес
и
через о.
Салайар до юго-западной оконечности о. Су¬
лавеси.1 Основные формы рельефа дна Б. м .
—
котловины
и
впадины, соединенные порогами;
их
окружают
абис¬
сальные области с глубинами 3000 м и более.
Северная котловина Банда (средняя глубина 4700 м)
им еет
изрезанный,
но
сравнительно
невысокий рельеф
дна, характеризуется крутыми склонами. Эта котловина
отделена от Южной котловины Банда широким, со слож¬
ным рельефом подводным
поднятием,
расположенным
между о-вами Тукангбёси и о.
Буру. Барьер обозначен
хребтами Луимес
и
Си бога.
Вдоль гребней
хребтов
над
поверхностью Б.
м.
возвышаются
коралловые
острова.
Южная котловина Банда (средняя глубина также
4700 м) имеет относительно плоское дно, характеризуется
тоже
крутыми склонами.
Лишь вулкан Гунунг-Апи
56

БАНДА
поднимается с глубины 4500 м до высоты 280 м над уров¬
нем
моря.
Впадина Банда (Вебер) (7440 м) характеризуется
крутыми склонами и плоским дном в
п опе реч ном
с ече нии
и, очевидно, является абиссальной равниной. Дно впадины
не совсем горизонтальное, на это и указывают различные
глубины вдоль ее границы.
Треугольное очертание,
крутые склоны и скорее
плоское, чем неровное, дно характеризуют котловину
Манипа. Крутые склоны и плоское дно обнаружены также
и в котловине Амбалау. У впадины Бутунг пологие склоны,
за исключением уступа
вблизи о.
Бутунг; его поперечный
профиль является синклинальным.
Гидрологический режим.
Характеристики
глубинных вод и
придонные
течения.
Анализ батиметрических данных по различным
впади¬
намБ.м.и
характеристик глубинных вод в море
иза
его пределами (табл. 1 и 2) показывают, что во впадины
вода поступает из Тихого океана через Молуккское море
(рис. 1, 2).
Таблица 1. Глубоководные впадины моря Банда
(по данным экспедиции на «Снеллиусе», 1929
—
1930)
Район
Огра¬
н ичи¬
вающая
изобата,
м
Пло¬
ща дь.
км2
Глубина
порога,
м
Макси¬
мам.
1ая
глубина,
м
Северная котловина Бан¬
4000
80 000
3130
5800
да
Южная котловина Банда
4000
120 000
3130
5400
Впадина Банда (Вебер)
4000
50 000
3130
7440
Котловина Манипа
3000
2 800
3100
4360
Котловина Амбалау
4000
7 000
3130
5330
Впадина Бутунг
4000
1 200
3130
4180
Таблица 2. Характеристики глубинных вод
во в пад инах
и за пределами их
порогов в море Банда
(по данным экспедиции на «Снеллиусе», 1929 — 1930)
Я
а
>>
Н
Я
л
н
о
си
А
Н
О
Район
а
си
о
я
%Си
СиО -
О
я
я
<и
н
ч
2
о
о*®
ок§
ч
Но
Оо
О
О
П
Порог (ст. No 221, 3000 м) 3,06
34,59
2,50
1,027575
Северная кот ловина
Банда
(ст. No 218, 4371 м)
3,16
34,60
2,39
1,025575
Порог (ст. No 249, 2990 м) 3,095 34,61
2,50
1,02759
Южная котловина Банда (ст.
No 246, 4331 м)
3,19
34,60
2,40?
1,02757
Порог (ст. No 321, 2990 м) 3,07
34,61
2,33
1,02759
Впадина Банда (Вебер) (ст.
No 362. 7293 м)
3,635 34,63
2,38
1,02755
Порог (ст. No 255, 3185 м) 3,105 34,605 2,50
1,027585
Котловина
Манипа
(ст.
No 253, 3991 м)
3,235 34,605 2,42
1,02757
Порог (ст. No 209, 2980 м) 3,04
34,63
2,50
1,02761
Котловина
Амбалау
(ст.
No 251, 5045 м)
3,25
34,605 2,39
1,02757
Впадина Бутунг (ст. No 201,
2936 м)
3,05
34,605 2,45
1,02759
Характеристики
поверхностного
слоя и климат.
Метеорологические условия Б. м.
полн ость ю
регулируются муссонами.
По данным Ван-дер-Штока, средняя температура
поверхностного слоя Б. м . имеет максимальные значения
в
ноябре (28,8—28,9° С),
а
минимальные — в
июле—
августе (25,6—25,9° С). Средняя соленость на поверхности
имеет
мин им ум
в
марте —мае (33,1—33,7°/00), в
остальную
часть года она мало меняется (34,0—34,6°/00). Среднее атмо¬
сферное давление в течение года изменяется незначительно
(755,3—759,2 мм рт.
ст.). Ветер в декабре—мае наблю¬
дается северной четверти, силой 0,5—2,4 балла, а в июне—
ноябре
—
южной четверти, силой 2,5—3,4 балла.
Течения и приливы.
В табл. 3 приведены
данные о поверхностных течениях Б. м .
в
указанных
направлениях.
Таблица 3. Скорость течений
(в морских милях в сутки)
(по данным Ван-дер-Штока, 1922)
Район
Декабрь
—
февраль
Март
—
май
Июнь —
август
Сентябрь
—
ноябрь
Северная ко т¬
в,
ЗЮЗ,
3,
ЗСЗ,
ловина Банда
1—5
15-20
15—20
5—10
Южная кот¬
в,
ВСВ,
3,
3,
ловина Банда
10—25
5—25
5—20
5—10
В прол. Чапалулу (о-ва Сула) максимальная скорость
приливных течений 7,9 и 9,3 узла соответственно в южном
и
северном
направлениях.
Величина прилива в Южной
котловине Банда 2,0
м.
Ниже приведены данные о течениях, полученные
экспедицией на «Снеллиусе» в октябре 1930 г.
(ст. No 364а
между о -ва ми Кай и Танимбар).
Глубина, м
Скорость течения,
см/с
Направление,
град.
0
46
280
100
22
20
400
13
240
3000
4
20
Донные осадки. Поданным Ниба (1943), донные осадки
в Б. м . распределены следующим образом (см. также
рис. 1):
Северная котловина Банда —
терригенные илы, об¬
разуются главным образом из кремнистых вулканических
пород;
Южная котловина Банда
—
вулканические и те р¬
ригенные
илы
с
концентрацией вулканических илов
вокруг вулканических
островов.
Глобигериновые илы
(по крайней мере 30% карбоната кальция) покрывают
подводные участки выше изобаты 3000 м;
впадина Банда (Вебер) —
терригенные илы, частично
образовавшиеся
из кристаллических сланцев;
котловина Манипа —
терригенные илы, местами вы¬
ходы коренных
пород;
котлови на
Амбалау
—
терригенные илы, образовав¬
шиеся
гл авны м
образом из крис талл ичес ких
сланцев;
впадина Бутунг
—
вероятно, терригенные илы;
хребты Луимес и Сибога —
глобигериновые илы (на
глубине менее 2500 м), терригенные илы (более глубоко¬
водные участки). Вокруг коралловых островов скапли¬
ваются коралловые
и лы и пески.
Обнажения коренных
пород
встречаются
главным
образом в районах с сильными придонными
теч ения ми.
Используя пепел вулкана Тамбор извержения 1815 г.
как индикатор, Ниб (1943) определил, что скорость обра¬
зования
н евул кани ческ их
терригенных
осадков 75
см
в 1000 лет, т. е . по крайней мере в 40 раз больше, чем
в
экваториальной Атлантике (см. Флорес море).
67

БАНДА
До сих пор еще неясно, почему
в колонках осадков
длиной до 2 м, взятых в восточноиндонезийских глубоко¬
водных котловинах, не обнаружены краткие перерывы
в процессе напластования, или
стратификации.
Геофизика и геологическое строе ние д на. Северная и
Южная котловины Банда характеризуются по ложи тель ¬
ными аномалиями силы тяжести с максимальными значе¬
ниями
вих
центральных
ча стях соответственно
154 и
землетрясений. Геологическая интерпретация подобного
распределения эпицентров в Индонезии была предложена
Венинг-Мейнесом, Берлажем и др.
Вулканы района Б. м . относ ятся к
орогенному типу
с индексом взрывной интенсивности 99.
Из-за особенностей морфологии предполагают, что
одни впадины Б. м .
(Северная и Южная котловины Банда,
котловины Манипа и Амбалау) имеют сбросовый харак-
Рис. 1. Батиметрическая карта, придонные течения (стрелки) и донные осадки моря Банда (по данным экспедиции на «Сне-
лиусе», 1929
—
1930).
Т
терригенные илы; О —
глобигериновые илы; УТ —
вулканическая
грязь.
Глубины— в метрах.
91 мгл. Вдоль восточных границ Б. м. (о. Тимор,
внешняя
дуга
о-вов Банда, о.
Серам и о.
Буру) проходит пояс
значительных отрицательных
аномалий силы тяжести, до
—15 0 мгл. Котловины Манипа и Амбалау занимают самую
северную част ь этого
пояса и
характеризуются анома¬
лиями около —50 мгл.
Впадина Бутунг (—50 мгл) на¬
ходится на южном
конце другого пояса отрицательных
аномалий силы тяжести. Этот пояс проходит через юго-
восточную и восточную
оконечности
о . Сулавеси в цен¬
тральный хребет Молуккского моря.
На хребтах Луимес и Сибога отмечены положительные
аномалии силы тяжести порядка 50 мгл и менее.
Распределение эпицентров землетрясений в Б.
м.
приведено на рис. 3. С 3 на В уменьшается глубина очагов
53
тер, тогда как другие [впадины Банда (Вебер) и Бутунг]
рассматривают как складчатые, сочетающиеся со сбросами.
Очень неправильные формы рельефа хребтов Луимес и
Сибога могут быть также отнесены к складкообразованию,
сопровождавшемуся сбросовой деятельностью. Северная
и
Южная котловины Банда могут классифицироваться
как эпиконтинентальные бассейны,
а
впад ина
Банда
(Вебер) относится к классу межгорных впадин (Кьюнен,
1950). Они являются соответственно зевгогеосинклиналью
и
эвгеоси нклиналь ю.
Некоторые геологические структуры района Б.
м.
относятся
к
позднему третичному периоду или даже
к более молодому возрасту. Наиболее важные их признаки:
1) большая частота землетрясений и извержений вулканов

БАРЕНЦЕВО
орогенного типа в
настоящее время; 2) частичная
изо-
статическая аномалия краев бассейна; 3) срезание миоце¬
новых складок современными береговыми линиями; 4) на¬
больших для коралловых построек. Происходят непре¬
рывные положительные и отриц ат ел ьны е
вертикальные
движения со скоростью от 1 до 10 мм/год.
О
100
200
300
400
500км
Рис. 2. Распределение потенциальной температуры на разрезе
Молуккское
море
(котловина
Бачан)
—
море
Банда
(по Ван-Рилю, 1934).
личи е
в ыступив ших
из
воды плио-плейстоценовых ко¬
ралловых террас, достигающих на о.
Тимор высоты 1283 м;
5) наличие мощн ых
п лас тов
невулканических
кластиче-
Рис. 3 . Гравиметрия моря Банда (/ —
пояс отрицательных ано*
малий, указана отрицательная аномалия 50 мгл и более), актив¬
ные вулканы (2) и очаги землетрясений (3) —
глубина менее
100 км, 4
—
100 — 199 км,
5 — 200—289 км, 6
—
300—399 км
ит.д.).364а—
станция экспедиции на «Снеллиусе*.
ских
(обломочных) отложений третичного возраста на
островах, окруженных глубоководными участками; 6) на¬
личие атоллов, круто поднимающихся с глубин, слишком
X. Д. ТИА
Прим. ред.1 В границах Международного гидро¬
графического бюро площадь Б. м . 695 тыс. км2, средняя
глубина 3064 м, объем воды 2129 м3.
БАРЕНЦЕВО МОРЕ
Б. м. расположено
в самой западной части Евразиат-
ского шельфа. Площадь Б. м.
1 300 000 км2.1 По данным
Международного гидрографического бюро Б. м . отделено
от Арктического бассейна арх. Шпицберген, о-вами Белый,
Виктория и арх. Земли Франца-Иосифа. На В его граница
с Карским морем проходит от о. Греэм-Белл до м. Желания
и по проливам Маточкин Шар (о. Новая Земля), Карские
Ворота (между о-вами Новая Земля и Вайгач) и Югорский
Шар (между о. Вайгач и материком). На Ю Б. м. ограни¬
чен о
побережьем Норвегии, Кольского п-ова
и
п-ова
Канин. Восточнее расположен зал. Чешская
губа. Запад¬
нее п-ова
Канин находится прол. Горло Белого моря.
На ЮВ Б. м. ограничено Печорской низменностью и се¬
верной оконечностью хребта Пай-Хой (ответвление Ураль¬
ского хребта на С). На 3 Б. м.
ши роко открывается
в
Нор¬
вежское море и, следовательно, в Атлантический океан
(рис. 1).
Гидрологический режим. Расположение Б. м .
между
Атлантическим океаном и Арктическим бассейном обуслов¬
ливает его гидрологические особенности. С 3 между о. Мед¬
вежьим и
м.
Нордкап проходит ветвь Гольфстрима
—
Нордкапское течение. Направляясь на В оно дает ряд от¬
ветвлений, следующих согласно рельефу дна.
Температура атлантических вод 4—12° С, соленость
примерно 35°/00. При перемещении на С и В атлантические
воды охлаждаются и смешиваются с местными. Соленость
поверхностного слоя падает до 32—33°/00,
а температура
у дна до -*-1,9°С. Небольшие потоки атлантических вод
через глубокие проливы между островами входят в Б. м .
из
Арктического бассейна на глубине 150—200 м. Холодные
поверхностные воды из Арктического бассейна приносят
полярные воды.
Воды Б. м. выносятся холодным течением, идущим
к Ю от о. Медвежьего.
ВБ. м. развит исключительно важный рыбный промы¬
сел.
Богатую и разнообразную органическую жизнь
(рис. 2) изучает Полярный научно-исследовательский ин¬
ститут морского рыбного
хозяйства
и
океанографии
им.
Н. М. Книповича.
Ледовые
условия.
Хорошая изоляция от
ледяных массивов Арктического бассейна и Карского моря
имеет особое значение для гидрологических условий Б. м.
Его южная часть не замерзает, за исключением отдельных
фиордов Мурманского побережья. Кромка плавучих льдов
проходит в 400—500 км от побережья. Зимой она примы¬
кает к южному побережью Б. м . восточнее Кольского п-ова.
Летом плавучие льды обычно тают и только в самые холод¬
ные годы сохраняются в средней и северной частях моря и
у Новой Земли.
Химический состав вод Б. м. Воды Б. м.
в
результате интенсивного вертикального перемешивания,
вы званн ого
температурными изменениями, хорошо аэриро¬
ваны. Летом поверхностные воды пересыщены кислородом
59

БАРЕНЦЕВО
благодаря обилию фитопланктона. Даже зимой в наи¬
более застойных участках у дна наблюдается насыщение
кислородом не ниже 70—78%.
Вследствие низкой температуры глубинные слои обо¬
гащены
углекислотой. Щелочной коэффициент равен
663. КГ1.
В Б. м. на стыке холодных арктических и теплых ат¬
лантических вод расположен так называемый «полярный
фронт». Он характеризуется подъемом глубинных вод с по.
Рис. 1. Структура дна Баренцева моря.
а — ось депрессии; 6 —
протерозойская складчатость; в
—
кале*
до нс ка я скла дчатос ть;
г—
герцинская складчатость; д —
тре~
тичные движения; е —
разло мы. 1
—
Кольский п-ов (Мурман¬
ское побережье); 2 —
п -ов
Канин; 3 —
о.
Колгуев; 4 —
устье
р. Печоры; 5 — о.
Вайгач; 6 —
о.
Новая Земля; 7 — Земля
Франца-Иосифа;
8 — Шпицберген; 9 —
о.
Медвежий; 10 —
западный бессейн (бассейн о.
Медвежий); 11 —
центральный
бассейн; 12 —
северо-восточный бассейн; 13 — желоб Франца-
Иосифа
—-
Виктории; 14 —
часть
Арктического бассейна; 15 —
Центральное поднятие.
вышенным содержанием биогенных элементов (фосфора,
азота и т.
д.), что обусловливает обилие фитопланктона
и во обще органической жизни .
Приливы.
Максимальные приливы отмечены
ум. Нордкап (до 4 м), в Горле Белого моря (до 7 м) и в фиор¬
дах Мурманского побережья; далее к С и В величина при¬
ливов уменьшается до 1,5 м у Шпицбергена и до 0,8 м
вблизи Новой Земли.
Климат. Климат Б. м . очень изменчив. Б . м .
—
одно
из наиболее штормовых морей в мире. Через него проходят
теплые циклоны из Северной Атлантики и холодные анти¬
циклоны из Арктики, что является причиной несколько
более высокой температуры воздуха по сравнению с дру¬
гими арктическими морями, умеренных
з им и обильных
атмосферных осадков. Активный ветровой режим и об¬
ширный район открытых вод создают около южного побе¬
режья условия для максимальных штормовых волн высо
той до 3,5—3,7 м.
Рельеф дна и геологическое строение (рис. 1). Дно
Б. м. имеет небольшой уклон с В на 3. Глубина большей
частью 100—350 м и только вблизи границы с Норвежским
морем увеличивается до 600 м.
Рельеф дна сложный. Мно¬
гие пологие подводные возвышенности и понижения вызы¬
вают сложное распределение водных масс и донных отло¬
жений. Как и в других морских бассейнах, рельеф дна
Б. м. определяется геологическим строением, связанным со
структурой сопредельной суши.
Кольский п- ов
(Мурманский берег)
—
част ь докем-
брийского Фенно-Скандинавского кристаллического щита,
состоящего из метаморфических пород, преимущественно
Рис. 2 . Бентические биоценозы в Баренцевом море
(по Зенкевичу, 1963).
/—
юго-западный район с преобладанием губок,
с
пятнами
брахиопод; II —
центральный район с пластинчатожаберными,
иглокожими, многощетинковыми червями и др.;
III —
в осто ч¬
ный (мелководный) район с преобладанием пластинчатожабер¬
ных и иглокожих; IV — восточный (прибрежный) район с пла¬
стинчатожаберными,
ракообразными,
гастроподами,
кишечно¬
полостными и др.; V —
северный (глубоководный) район с игло¬
ко жим и,
пластинчатожаберными, многощетинковыми червями;
VI—
северный (мелководный) район с преобладанием брахиопод;
частично губок.
из архейских гранито-гнейсов. Вдоль северо-восточной
окраины щита протягивается протерозойская складчатая
зона, сложенная доломитами, песчаниками, сланцами и
тиллитами.
Останцы этой складчатой зоны находятся на
п-овах Варангер и Рыбачьем, о. Кильдин и в ряде подвод¬
ных возвышенностей (банок), расположенных вдоль побе¬
режья. Протерозойские складки известны и восточнее —
на п-ове Канин и Тиманском кряже. Подводные поднятия
в южной части Б. м ., хребет Пай-Хой, северная оконеч¬
ность Уральских гор и южная часть Новоземельской склад¬
чатой системы простираются в том же северо-западном на¬
правлении (рис. 1).
Обширная Печорская депрессия между Тиманским
кряжем и Пай-Хоем покрыта мощной толщей отложений
вплоть до четвертичных; к С она переходит в ровное дно
юго-восточной части Б. м .
(Печорское море).
Равнинный о.
Колгуев, расположенный северо-восточ ¬
нее п-ова Канин, состоит из горизонтально залегающих
отложений четвертичного возраста.
60

БАРЕНЦЕВО
На3врайонем.
Нордкап протерозойские отложения
срезаются
кал едо нски ми
структурами Норвегии. Они
протягиваются на ССВ вдоль западного края Фенно-Скан-
динавского щита. Каледониды того же субмеридионального
простирания образуют западную часть Шпицбергена. Мед-
вежинско-Шпицбергенское мелководье, Центральная воз¬
вышенность, а также Новоземельская складчатая система
и примыкающие к ней банки прослеживаются в том же
направлении.
Новая Земля сложена складками палеозойских пород:
филлитов, глинистых сланцев, известняков, песчаников.
Проявления каледонских движений обнаружены вдоль
западного берега, и можно
предпол агать,
что здесь кале¬
донские структуры частично погребены молодыми отложе¬
ниями и
скрыты под морским дном.
Вайгачско-Новозе-
мельская складчатая система герцинского возраста 5-об¬
разно изогнута и, вероятно, огибает массивы древних
пород или кристаллического фундамента. Центральная
впадина, Северо-восточная впадина, желоб Франц-Викто¬
рия западнее Земли Франца-Иосифа и желоб Святой Анны
(залив Арктического бассейна) к В от нее имеют то же са¬
мое субмеридиональное простирание с 5-образным изгибом.
То же направление присуще глубоким проливам Земли
Франца-Иосифа и подводным долинам, находящимся на их
продолжении на С в Арктический бассейн и на Ю к Север¬
ному плато Б. м.
Острова в северной части Б. м. имеют платформенный
характер и сложены преимущественно осадочными поро¬
дами, залегающими слабо наклонно или почти горизон¬
тально. На о. Медвежьем это —
верхний палеозой и триас,
на Земле Франца-Иосифа
—
юра и мел, в восточной части
Западного Шпицбергена
—
мезозой и третичные. Породы
обломочные, иногда слабо карбонатные; в позднем мезозое
в них
внедрились базальты.
Формирование
тектонического
строения
северной
части Б. м. обусловлено разломами на стыке субмеридио¬
нальной Северо-Атлантической системы и субширотной
си стем ы ю жной гр аницы Арктического бассейна. Возник¬
шие в
раннеюрское время горизонтальные и
вертикальные
перемещения в
третичном периоде сопровождались разло¬
мами и излияниями базальтов вплоть до четвертичного и,
вероятно, даже до настоящего времени.
Молодые разломы ограничивают платформу Б. м. со
стороны Кольского п-ова, Финмаркена, Земли Франца-Ио¬
сифа и Шпицбергена. В целом геологическое строение
дна Б. м . аналогично
Русской платформе, и в нем также
можно проследить на протяжении его геологической исто¬
рии чередование субмеридиональных и субширотных дви¬
жений.
Подводные террасы. Структурный рельеф Б. м.
ха¬
рактеризуется двумя поверхностями выравнивания на глу¬
бинах около 200 и 70 м. Они соответствуют двум этапам
четвертичной истории и связаны с двумя оледенениями,
наиболее сильно
проявившимися
на
Русской платформе.
Погруженная береговая линия в среднем на 200 м (180 м
на В и 220 м на 3) выражена в виде террасового уступа.
Здесь траление и драгировки обнаруживают многочислен¬
ные выходы коренных
пород и
подстилающих древних
глин, валуны
и обломки пород местного происхождения.
Обломки пород на глубине более 200 м, сильно
выветрелые
и одетые мощной коркой железо-марганцевых окислов,
свидетельствуют о длительном пребывании их на морском
дне. Подводные склоны выше 200 м очень расчленены, воз¬
мож но,
вследствие продолжительной субаэральной эро¬
зии.
Более молодой уровень (70 м) выражен в рельефе
слабее, морское дно выше него сильно выравнено, обло¬
мочный материал представлен свежей хорошо окатанной
галькой.
Положение погруженных береговых линий несколько
искажено
дифференцированными движениями.
Наиболее
быстрое поднятие происходит на Новой Земле и сопровож¬
дается опусканием
в Приновоземельском желобе и Печор¬
ской низменности. Синхронно поднятые береговые линии
обнаружены на о.
Колгуев на высоте 70 м,
н а хребте
Пай-Хой и на Полярном Урале на высоте 20 м. Поднятие
Новой Земли достигает 240 м.
Западный и Норвежский
желоба и северная часть Б. м . представляют собой районы
опускания.2
Источники осадочного материала. Разломы и ступенча¬
тые опускания, отделяющие баренцевоморскую равнину
от Русской платформы, очень ограничивают сток речных
вод. Соотношение площади моря с площадью водосбора
равно 3, т. е. близко к
океаническому. Если не
принимать
во внимание небольшие потоки, то только р. Печора впа¬
дает непосредственно
в море. Реки Кольского п-ова, как
и реки Новой Земли, небольшие, впадают в фиорды и зимой
промерзают. Вечная мерзлота, встречающаяся местами на
п-овах Кольском и Канине и сплошная
далее
на В,
способствует малому количеству речных выносов. По¬
ступление
об ломо чног о
ма териал а
со льдами также не¬
велико.
Оледенение северного острова Новой Земли, Земли
Франца-Иосифа и Северо-Восточной Земли Шпицбергена
носит реликтовый характер. Островной лед на мелких
островах (Виктория, Белый, Ева-Лив) обычно обламы¬
вается у берега. Ледники на северном острове Новой Земли
и на Земле Франца-Иосифа только местами образуют до¬
стигающие моря ледяные потоки. Они отделяют небольшие
айсберги (не более 12—15 м), которые большей частью
разрушаются вблизи берега. Продукты ледникового сноса
почти целиком погружаются в губах залива.
Эоловый перенос
и
перенос морской пеной песков с от¬
лог их
морских берегов играют незначительную роль.
Воды Б. м. очень чистые и
прозрачные.
Остатки организмов играют малую роль в осадках.
Скопления крупнозернистого ракушечного песка встре¬
чаются только на мелководье. У Мурманского побережья
и на склоне Медвежинско-Шпицбергенского мелководья
песчаная и алевритовая фракции осадков местами обога¬
щены спикулами кремневых губок. Остатки диатомовых
водорослей найдены почти во всех пробах грунта, но редко,
только в виде обломков наиболее прочных форм. Форами-
ниферы встречаются чаще и представлены главным обра¬
зом агглютинированными формами. Они слагают основную
массу песчаной фракции в более глубоководных осадках
западной части Б. м .
В целом осадки Б. м. относятся к терригенным обло¬
мочным фациям. Ведущий процесс их образования
—
меха¬
ническая дифференциация под действием гидродинамиче¬
ских факторов.
Распределение осадков. На глубине менее 100 м дно
Б. м. покрыто песком, часто содержащим валуны, гальку,
гравий, битую и
целую ракушку *. В затишных участках
на мелководье песок сменяется илистым песком,
иногда
песчанистым илом. На склонах под действием активного
гидродинамического режима, например на склоне Медве¬
жинско-Шпицбергенского мелководья, песок распростра¬
няется на большие глубины.
На широких площадях поверхностей выравнивания,
даже на малых глубинах, песок сменяется илистым песком,
иногда песчанистым илом. В понижениях рельефа на
глу¬
бинах более 300 м в южной и средней части Б. м. и более
200 м в северной части дно покрыто илом. Отдельными пят¬
нами в наиболее затишных участках северной части Б. ы
встречается глинистый ил.
*
Классификация осадков основана на содержании частиц,
меньших
0,01
мм: песок
содержит
меньше
5% таких частиц;
илистый
песок — 5
—1 0%; песчанистый ил «=
10—30%; ил —
30—50%; глинистый ил —- более 50%.

БАРЕНЦЕВО
Преобладающую площадь на дне Б. м . занимает пес¬
чанистый ил. Механический состав осадков хорошо отра¬
жает особенности и детали гидродинамического режима.
Окраска осадков меняется от зеленовато-серой в юж¬
ной части моря до желтовато-серой в юго-восточной, ко-
детельствует об их местном про исх ожд ени и. Тон кий сл ой
(10—20 см) современных голоценовых
осадков
подсти¬
лается позднеплейстоценовым слоем различного состава.
Последний часто представлен серой или розовато-серой
глиной ледникового происхождения,
иногда делювием
Рис. 3 . Динамика осадков Баренцева моря. Районы медленного и «отрицательного» осадконакопления.
а—
активная
эр озия ,
влияющая
на механический
состав
осадков
(бимодальные
гистограммы);
б — остаточный покров; в —
чередование эрозии и накопления осадко в.
Условные обозначения 1=—15 см. на рив. 1 .
ричневато-серой в центральной части на промежуточных
глубинах и коричневой и темно-коричневой во впадин ах
на больших глубинах, а севернее 76°с. ш. на всех глубинах.
Динамика осадков (рис. 3). Состав донных отложений
отражает дифференцированные тектонические движения.
На всех подводных возвышенностях накапливается крупно¬
зернистый материал (валуны, галька, гравий). Каждому
поднятию дна присущ своеобразный набор пород, что сви-
коренных пород. Малая мощность слоя современных осад¬
ков на поверхности и на склонах возвышенностей соче¬
тается с плохой сортировкой материала. Это отражено
также
в
механическом
составе
(двухвершинные гисто¬
граммы), свидетельствующем о наличии активного размыва.
Поэтому здесь имеет место обогащение осадков песчаной
фракцией, сопровождаемое увеличением содержания тяже¬
лых минералов (с удельным весом более 2,7), что харак¬
62

БАТИАЛЬНАЯ
тер но
для
участков активного гидродинамического ре¬
жима и замедленной седиментации (рис. 2).
Во впадинах мощность верхнего (голоценового) слоя
увеличивается.
Здесь в колонках
грунта наблюдаются
следы климатических ритмов в виде
тонких
прослоек
(присыпок) мелкого песка на определенных горизонтах,
которые хорошо коррелируются на обширных площадях.
Минеральный и химический состав осадков Б. м.
Ко¬
личество тяжелых минералов
(амфибол, пироксен, гра¬
нат, ильменит, магнетит и др.)
в
поверхностном слое осад¬
ков 1—2%, на склонах до 3% , у берегов и на мелководных
возвышенностях в условиях активного гидродинамиче¬
ского режима 5%, изредка больше. Основную часть осад¬
ков составляют легкие минералы
—
кварц и полевой шпат,
а в мелкозернистых осадках
—
глинистые минералы (глав¬
ным образом гидрослюда типа иллита).
Содержание кремнезема колеблется от 85% (в песке)
до58%в
и л е и глини стом и л е; полуторных окислов —
от 8 до 25%; т. е . химический состав непосредственно зави¬
сит от механического. Соответственно в более мелкозерни¬
стых осадках увеличивается содержание растворимой в со¬
ляной кислоте части. Содержание карбонатов колеблется
в
пределах от 0 до 2% у берегов, сложенных карбонатными
породами.
Активные химические процессы на дне Б. м. связаны
с миграцией окислов железа и марганца, взаимодействую¬
щих с органическим
и
другими компонентами, поступаю¬
щими из морской воды. Полуторные окислы выщелачи¬
ваются из подзолистых почв северной лесной зоны, пере¬
носятся реками в шельфовые моря Северного Ледовитого
океана и осаждаются в них.
Содержание марганца в осадках колеблется от 0,01—
0,02% в песке южной части Б. м. до 0,56% в иле и глини¬
стом иле на С (средние значения). Увеличение количества
марганца сопровождается некоторым опреснением поверх¬
ностного слоя воды и ослаблением вертикальной циркуля¬
ции. Последнее создает плохие условия для органической
жизни и приводит к
малому поступлению органического
вещества в осадки.
Содержание органического углерода в осадках Б. м.
0,15 —3 ,12%, азота 0,02—0,42%. Количество Сорг увели¬
чивается пропорционально содержанию пелитовой фрак¬
ции «0,01
мм). Содержание органического углерода
в осадках одного и того же механического состава зависит
от степени окисл ения
полуторных окислов, что можно за ¬
метить по окраске. В осадках зеленовато-серого цвета оно
всегда выше, чем в
коричневых. Максимальное содержание
углерода обнаружено у подножия возвышенностей, на
склонах и поверхности которых развивается богатая орга¬
ническая жизнь, в особенности в районах «полярного
фронта». В осадках, богатых органическим веществом,
окись железа превращается в закись, благодаря чему
осадки приобретают зеленовато-серый цвет, как и в южной
части Б. м.
Замедленная седиментация в северной части Б. м. и
в участках активного
ги дродинамичес кого режима при во¬
дит к относительно
высокому
н акоп лен ию
полуторных
окислов. Здесь происходит подводное выветривание (галь-
миролиз)
—
образование пленок, корок и налетов бурых
окислов, образуются железо-марганцевые конкреции и
корки
на камнях. Обломки горных пород частично или
полностью замещаются полуторными окислами.
Относительное обогащение марганцем наблюдается
там, где морские воды встречаются с опресненными водами,
богатыми органо-минеральными соединениями.
Количество
фосфора в осадках Б. м .
колеблется от
«следов» до 0,05% в южной части и до 0,32% в северной
части. Он осаждается в
участках поступлений атлантиче¬
ских вод и
встречи их с водами, обогащенными полутор¬
ными окислами. Железо в данном случае служит реакти¬
вом, вызывающим осаждение фосфора. Количество послед¬
него везде возрастает с увеличением мощности окислен¬
ного поверхностного слоя.
Заключение. Основой осадков Б.
м.
служат древние
коренные породы, продукты их разрушения и образовав¬
шиеся на них четвертичные отложения. Последние в неда¬
леком
про шлом
и в настоящее время подвергаются размыву
и
переотложению.
Темп осадконакопления
в
Б.
м.
очень низок, на большей части его площади не превышает
1—3 см/1000 лет.
Во многих участках аккумуляция отсутствует. Как
ив
других морях, геологическое строение дна Б. м . обус¬
ловливает морфологию дна, особенности гидрологического
режима и процесса осадкообразования.2
М. В. КЛЕНОВА
Прим, ред.1 По современным данным площадь Б. м.
1 438 400 км2, а включая острова 1 469 800 км2. Объем воды
267 900 км3. Средняя глубина Б. м .
186 м, максимальная
около 600 м [см. Фролов Ю. С . Новые фундаменталь¬
ные данные по морфометрии Мирового океана.
—
«Вести.
ЛГУ. Сер. геология и география», 1971, No 6, вып. 1, с.
85—90; Добровольский А. Д ., 3 ал оги н Б. С.
Моря СССР (Природа, хозяйство). М.,
«Мысль», 1965].
2
ПодробнееоБ.м.см.КленоваМ.В.Геология
Баренцева моря. М ., Изд. АН СССР, 1960, 365 с.; Кле¬
но ва
М. В . Современное осадкообразование в Баренце¬
вом мор е.
—
В кн.: «Современные осадки морей и океанов».
М., Изд. АН СССР, 1961, с. 419—436.
БАТИАЛЬНАЯ ЗОНА
Морская экологическая зона, занимающая промежу¬
точное положение между материковой отмелью и ложем
океана, известна под названием Б. з. (от греч. Ьа1ЬУ$
—
глубокий). Подобно другим экологическим зонам,
Б. з.
определяется
не только
глубиной, но также проникнове¬
нием света, что зависит главным образом от географической
широты и другими биогеографическими характеристиками.
Б. з.
является
афотической. (Глубина проникновения
света определяется углом падения солнечных лучей и про¬
зрачностью, зависящей от таких местных факторов, как
соленость, взвешенные осадки и планктон.) Расчеты дают
диапазон глубин Б. з. в пределах от 100—300 до 1000—
4000 м в зависимости от местных изменений глубины пере¬
гиба шельфа, широтных колебаний проникновения света
и
местных
условий (течений, солености,
прозрачности
и т. д.). Б. з. в океане соответствует глубинам материко¬
вого склона. В узких замкнутых бассейнах все морское
дно может входить в пределы Б. з . В отношении планктона
и нектона термин «мезопелагический» применим для глу¬
бин примерно 200—1000 м, тогда как термин «батипелаги-
че ский»
—
для глубин 1000—4000 м. В отношении донных
организмов применяют иногда термин «архибентос» (или
архибентосная зона), предложенный А. Агассисом, иногда
термины «эпибатиальный» и «мезобатиальный» бентос.
В настоящее время почти все исследователи называют бен¬
тос «батиальным».
Некоторые из биогеографических характеристик зави¬
сят от расстояния от берега или, в еще большей степени, от
относительного влияния факторов, связанных с сушей:
поступления пресной воды, взвешенных осадков и т. д.
В соответствии с этим многие ученые
в
Б. з.
выде¬
ляют переходную зону
—
хемопелагическую фацию, под
63

БАТИАЛЬНАЯ
которой подразумевается зона с условиями,
не
совсе м
характерными для открытого моря, но и не вполне соответ¬
ствующими шельфу, т. е. неритовой фации. Как подчер¬
ки вал
Кьюнен (1950), срединно-океаническую отмель
(строго говоря, в пределах нормального диапазона глу¬
бин Б. з.) обычно покрывают пелагические («эвпелагиче-
ские») осадки, например, такие, как глобигериновый, пте-
роподовый или кокколитовый ил. То же самое можно ска¬
зать и о некоторых широких материковых отмелях вблизи
северо-западного побережья Австралии, В противополож¬
ность этому для некоторых внутренних- бассейнов (напри¬
мер, бассейнов Индонезии,
исследованных Кьюненом)
характерны хемопелагические осадки,
простирающиеся
до глубины 7000 м и более.
Здесь необходимо подчеркнуть, что термины
«Б. з.» и
«хемопелагическая
фация» используются как морскими
биологами, так и морскими геологами, что объясняется
досадной тенденцией забывать о существовании других
наук при определении нового термина. Эти термины отно¬
сятся также к биофации и литофации: как к биономии, так и
к экологии организмов, а также к
физическому субстрату,
осадкам и твердым породам, слагающим дно, и, кроме того,
физико-химическим условиям окружающей среды (морская
вода, ее химический состав, температура, давление, цир¬
куляция
и т. д.).
Существует еще одна группа специалистов, которая
также использует
эти термины, но, к сожалению, весьма
часто не имеет никакой связи с первыми двумя группами,
упомянутыми выше; эта группа состоит из палеоэкологов,
стратиграфов и палео нтоло гов.
Тот факт, что некоторые
весьма видные геологи, например Люсьен Кайё (1941), не¬
дооценивают важность местных условий и причин их воз¬
никновения, привел к попыткам объяснить ритмическую
последовательность неритовой и пелагической фаций силь¬
ными вертикальными колебательными движениями земной
коры. Эту последовательность лучше объяснять действием
таких потенциальных факторов, как турбулентные течения,
циклические смещения границ систем региональных вет¬
ров, циклические колебания в количестве
атмосферных
осадков на материке, эвстатические колебания уровня
моря. Поскольку Б. з . является граничной между эвпела-
гической и неритовой фациями, она особенно чувствительна
к сравн ительн о
незначительным изменениям окружающей
физической среды. По мнению автор а, мно гие ри тмически е
стратиграфические следствия в геологическом прошлом
Земли могут быть исследованы на основании изменений, ко¬
торые можно предсказать, используя расчеты движения
планет, проведенные Миланковичем,
прецессии и т. п.
Биогеографические характеристики Б. з .
Свет. Б. з.
является почти полностью афотической, хотя в тропиках
при благоприятных условиях можно зарегистрировать
не¬
которое проникновение
слабого света до глубины свыше
600 м; в высоких широтах
свет проникает до глубины менее
50 м. За полярным кругом зимой из-за отсутствия
света
происходит резкое снижение органической продуктивности*
В тропических морях и некоторых морях средних широт
впадающие в них большие богатые илом реки вызывают
значительное уменьшение прозрачности морской воды на
расстоянии до 100 км и более от устья. Самое глубокое
проникновение света в Б. з. зарегистрировано вблизи
засушливых районов суши в поясах
вы сокого д авл ения
(в районах, лежащих на тропике Рака и
тропике
Козе¬
рога). В основном в Б. з. не наблюдается никакой сезон¬
ности (хотя в расположении нижней границы проникнове¬
ния света и в скорости некоторых течений наблюдаются
колебания в зависимости от времени года). В переходной
зоне «дисфоти чес кого» света различаются «сумерки», недо¬
статочные для фотосинтеза.
Температура. В низких и средних широтах
в Б. з . температура еоды колеблется в пределах 15—5° С.
64
Для живых орга низмо в э тот диапазон температур, как
правило,
не является критическим
и вполне подходит для
стенотермных форм (т. е . приспособленных к жизни при
определенных температурных условиях.
—
Ред.). В высо¬
ких широтах температуры
в Б. з. обычно колеблются при¬
мерно от3до —1°С.
Соленость. Соленость в Б. з. может колебаться
в
пределах 34—36°/00; высокая соленость наблюдается
в
районах со значительным испарением (пояса высокого
давления и частично закрытые бассейны, такие, как Среди¬
земное море, Красное море и Персидский зал.), в районах
образования льда, а также в районах, в которые поступает
талая вода; низкая соленость наблюдается в районах с боль¬
шим количеством атмосферных осадков и большой повто¬
ряемостью облачности, а также в районах таяния льдов.
Организмы Б. з. характеризуют как стеногалинные (т. е.
способные существовать лишь в условиях очень незначи¬
тельного изменения солености).
Циркуляция.
Скорость течений в Б. з . чрез¬
вычайно мала; течения в основном геострофические, за
исключением придонных. Во многих районах в низких и
средних широтах основные области теплых вод (так назы¬
ваемой субтропосферы Дефанта) почти неподвижны на
глубине примерно 1000 м.
Мористее концентрация кисло ¬
род а понижается, и флора и фауна опускаются намного
ниже
уровня эвпелагической
популяции
(расселения).
Большое значение в Б. з . высоких широт приобретают так
называемые противотечения вдоль материковых склонов.
В некоторых окраинных морях (например, Черное море),
а также в некоторых глубоких фиордах с небольшой глу¬
биной порога развиваются условия, характерные для стоя¬
чей воды, содержание кислорбда падает до нуля и накапли¬
в аются
летальные для организмов количества сероводо¬
рода.
Фауна. Так как эвпелагический планктон, напри¬
мер небольшие фораминиферы, распространен всюду в Ми¬
ровом океане (кроме полярных вод), его раковины п о¬
стоянно попадают в Б. з. В средних и высоких широтах
противотечения и глубинные воды, поднимающиеся к по¬
верхности, приносят большое количество питательных ве¬
ществ, способствуя созданию в этих широтах благоприят¬
ных условий для жизни глубоководных рыб. По данным
экспедиции на судне «Челленджер» (1872—1876), число
видов фауны Б. з. и общее их количество резко снижаются
с глубиной, причем средние величины в Б. з . составляют
50% соответствующих величин в неритовой зоне. Количе¬
ство батибентоса зависит в большой степени от субстрата
и циркуляции. В восточной части Атлантического океана,
начиная с широты Северной Норвегии до экватора, встре¬
чаются холодноводные батиальные коралловые участки и
отмели (но не настоящие «рифы»). Кораллы, образующие
большие срединно-океанические атоллы, не могут приспо¬
собиться к афотическим условиям и развиваются лишь
вблизи литоральной (прибрежной) зоны, и их основания
претерпевают хмедленное погружение.
Флора.
В низких широтах наряду с эвпелагиче-
скими фораминиферами встречаются
кокколитофориды.
В высоких широтах флору Б. з . составляют главным обра¬
зом диатомовые водоросли; там, где наблюдается очень
большой сток северных рек, некоторые пресноводные и со¬
лоноватоводные виды диатомовых можно обнаружить до¬
вольно далеко от
суши. Бентосная флора в Б. з. представ¬
лена главным образом бактериями, однако некоторые водо¬
росли (включая содержащий известь литотамнион) заре¬
гистрированы на значительной глубине и в очень холодных
водах: метаболические условия существования этой формы
представляют собой загадку.
Донные осадки. ВБ . з . выделяют три основ¬
ных типа осадков при наличии всех стадий перехода между
ними.

БАТИМЕТРИЯ
Органогенные илы, обычно белые или розоватые, соз¬
даются при благоприятных условиях в результате накопле¬
ния ске лет ных
остатков орган измов пелагических форм
(фораминифер, птеропод, кокколитофорид и т. д .), выпа¬
дающих из верхних
слоев воды. Необходимыми условиями
образования органогенных илов являются отсутствие осад¬
ков других типов, которые могли бы разбавить массу выпа¬
дающих раковин,
и
отсут ствие
п одъ ема
на поверхность
холодных глубинных вод, богатых С02, которые могли б ы
в отдельных местах уменьшить уровень карбонатной ком¬
пенсации и таким образом растворить выпадающие рако¬
вины.
Аутигенные осадки являются продукта ми подводного
выветривания
(химико-минералогического преобразова¬
ния первичного осадка.—
Ред.) [например, видоизменения
глинистых минералов, образования глауконита из поле¬
вого шпата и слюды, филипсита (цеолита) и пелагонитовых
форм из пепла]. Образующиеся в результате этого осадки
часто представляют собой «зеленый ил» (зеленый
—
от
присутствия хлорита
или
глауконита). Образование новых
минералов
также происходит непосредственно вследствие
растворения («гальмеического»,
по
определению
Арре¬
ниуса), происходящего иногда вокруг органического ядра
(что приводит к созданию микроокружения с низким рН),
например барита, фосфорита, железо-марганцевых конкре¬
ций, конкреций кремния, кальцита, гипса и т. д. (частично
уже синдиагенетических).
Терригенные осадки, особенно глина и ил («голубой ил»),
теряют свои характерные признаки вследствие наличия
органических
обломков
и
бактериального образования
сульфида железистого железа (гидротроилита). Верхний
слой в несколько сантиметров часто окисляется и приобре¬
тает красновато-коричневый оттенок. Особые типы терри-
генных осадков включают ледниковый материал (тилль),
который может быть распределен на протяжении несколь¬
ких миллионов квадратных километров, а также вулкани¬
ческую пыль, песок и пемзу, которые могут быть сконцен¬
трированы в
з начи тел ьном
количестве
на
протяжении
примерно 100 км от их источника, и коралловый ил и пески ,
которые также ограничены районом их источника.
По¬
скольку терригенные осадки являются слишком мелкими,
они долго не задерживаются на материковой отмели, а сно¬
сятся вниз по
материковому склону под действием силы тя¬
жести и
транспортируются вдоль материкового склона под
действием геострофических течений. Так как почти все
меридиональные течения материкового склона имеют свои
противотечения,
в том месте, где накапливаются взвешен¬
ные осадки,
должна существовать застойн а я
зона.
По¬
скольку имеются сезонные и долгопериодные
колебания
скорости
течений (и их ширины), застойная зона переме¬
щается то вверх, то вниз по
ск лон у,
что в ыз ыв ае т распреде¬
ление терригенных осадков в обширном районе. Вероятно,
такое распределение осадков является определяющим
в гео-
синклинальном осадконакоплении (по личному сообщению
Хизена). Исследования осадконакоплений в геосинкли-
нальных зонах,
например,
в
карпатских флишах (Дзу-
линский, Кшазкевич и Кьюнен, 1959), показали, что основ¬
ные направления течений проходят параллельно оси си¬
стемы, однако смещения под действием силы тяжести (об¬
валы и т. д .) являются нормальными по отношению к этой
оси; системы, созданные под действием последних, совер¬
шенно отличны от систем, связанных с общими геострофи-
ческими
течениями.
Другим источ ником
переноса
терригенных
осадков
являются турбидитовые течения. Они развиваются вдоль
определенных каналов, обычно питаемых непосредственно
флювиальными источниками или вдольбереговыми лито¬
ральными наносами, и включают разнородную
смесь осад¬
ков, размеры зерен которых колеблются в больших пре¬
делах (от мелких частиц до валунов). Турбидитовые тече-
3
Заказ 4С6
ния непостоянны, они носят сезонный или циклический
характер, причем самые значительные из них имеют место,
возможно, один раз
в десятилетие или даже столетие. По¬
лучающиеся
в
результате их действия турбидиты часто
характеризуются
наклонными
напластованиями и могут
чередоваться с нормальными батиальными осадками. Тур¬
бидиты откладываются на местности двух
типов: 1) на под¬
водных конусах выноса, как это видно на примере районов
СЗ Северной Америки, рек Конго, Ганга и т. д.,
или 2) на
абиссальных равнинах вблизи материков; там где такие
равнины
расположены
в
глубоководных котловинах,
особенно в северной части Атлантического океана, условия
являются типично абиссальными, однако в менее глубоко¬
водных котловинах наблюдается «запруживание»
на проме¬
жуточных батиальных глубинах, как, например, в неко¬
торых окраинных морях. Палеоэкологи должны постоянно
остерегаться того, чтобы не смешивать переносимые тана-
токонотические осадки, т. е.
те, которые
переносятся
мутьевыми потоками с небольших глубин в батиальные
слои, где они оседают, с осадками другого происхождения.
Детальный анализ фораминифер из колонок осадков, взя¬
тых в бассейнах, граничащих с материками (впервые про¬
веден Натландом
у побережья Южной Калифорнии),
позволил выявить перенос мелких биофаций в более глу¬
бокие слои осадков. Интересный спор возник по вопросу
интерпретации определенных флишевых систем в Пире¬
неях: утверждалось,
что
флиш не харак терен дл я батиаль¬
ной фации, что доказывают обнаруженные птичьи следы и
солевые псевдоморфозы. Не существует никакой бсобой
причины,
по которой определенные литоральные фации
крутого орогенного побережья не могли бы перейти непо¬
средственно
в
батиальные фации. Упомянутые солевые
псевдоморфозы в действительности не похожи на кристаллы
современных эвапоритов,
более того , окруж ающая
мате¬
ринская порода показывает наличие флюидальной струк¬
туры, а «кубы», возможно, являются межформационными
брекчиями (которые иногда образуют кубическую форму
скола). Данный спор напоминает о необычных, целиком
воображаемых «докембрийских артроподах», восстановлен¬
ных по угловатым
ос к ол к ам межформационных брекчий
в Южной Австралии Дейвидом Тильярдом (1936).
РОУДЗ У. ФЕЙРБРИДЖ
См. также Абиссальная зона\ Бентосных организмо-
распределение; Материковое подножие; Морская экология;
Мутьевые потоки; Неритовая зона; Пелагические орга¬
низмы; Тропосфера и стратосфера в океане.
БАТИМЕТРИЯ
Б.
—
способ измерения глубин специальными прибо¬
рами. На основании данных измерений составляются спе¬
циальные батиметрические карты. Батиметрическая ин¬
формация имеется также на навигационных картах,
что
предупреждает мореплавателей об опасностях (отмелях,
рифах, скалах и т. п.), а также помогает определить
место¬
нахождение судна .
Поэтому во всех странах,
имею щих
выход к морю, созданы правительственные учреждения,
которые занимаются составлением и выпуском морских
навигационных карт. Задачу составления батиметрических
карт прибрежных районов развивающихся стран взяли
на себя более крупные державы. Зондирование океани¬
ческих глубин более чем на 200 м до недавнего времени счи¬
талось чисто учебным занятием (за исключением ограни-
65

БАТИМЕТРИЯ
ченных районов, через которые прокладывался подводный
кабель). В 1903 г. в Монако принцем Альбертом I была из¬
дана первая общая батиметрическая карта океанов мас¬
штаба 1 : 10 000 000. Собранные из многочисленных источ¬
ников данные зондирования были обобщены группой уче¬
ных, работавших у принца Альберта I в научном отделе,
после чего на карту были нанесены батиметрические кон¬
турные линии.
В последние десятилетия
в
результате расширения
океанографических исследований (как в мирных,
так и
в военных целях) появилась обширная информация по
зонд ированию глубоководных морей, однако, поскольку
в такой информации нет большой коммерческой необходи¬
мости, большинство батиметрических карт все еще состав¬
ляется лишь для прибрежных районов. Методы и способы
гидрографической съемки на мелководье подробно обсуж¬
даются в учебниках гидрографии;1 со вре ме ни установле¬
ния основных принципов съемки в начале 19 в. она измени¬
лась мало, за исключением того, что были разработаны бо¬
лее современные методы навигационного контроля
и
луч¬
шие способы промера. В настоящей статье изложены во¬
просы, связанные с глубинной батиметрией.
Промер глубин. Данные глубоководных промеров со¬
бираются океанографическими судами, морскими исследо¬
вательскими судами, проводящими прибрежную съемку,
судами, укладывающими кабель, а также кораблями воен¬
но-морского флота. При проведении рекогносцировочных
работ выбор метода съемки и
используемых
при
этом
средств
зависит от особенностей рельефа дна. Так, съемка
каньона производится серией зигзагообразных пересече¬
ний его оси. Подводные горы исследуются методом ра¬
диального поиска, целью которого является обнаружение
характерных особенностей поднятия
дна,
островные
склоны
—
или методом кругового поиска, если
предпола¬
гается обнаружить каньоны или другие некрупные формы
рельефа, или же
ме тодо м
радиа льно го
поиска,
е сли
изучаются принципиальные морфологические особенности.
Метод исследования в значительной мере определяется
имеющимися в наличии средствами определения
местопо¬
ложения судна. Там где невозможен точный навигационный
контроль,
обычно не производят промер глубин на галсах,
пересекающих районы, съемка которых была уже сделана
раньше, с тем чтобы уменьшить
количество расхождений и
согласований
в
местах
пересечения
промерных
галсов.
Там, где имеется точный
навигационный контроль,
частое пересечение ранее
выполненных промерных
галсов
является
желательным.
Системы промерных галсов, используемые при точной
съемке, зависят в некоторой степени от особенностей релье¬
фа исследуемых объектов. Иногда применяется система
радиальных
галсов,
например
при
наличии
округлых
черт рельефа, таких, как подводные горы. Часто исполь¬
зуется также система параллельных галсов одного направ¬
ления, однако эта система имеет тот явный недостаток, что
в тех случаях, когда ориентировка галсов параллельна
направленности топографических структур, отдельные
детали рельефа часто остаются незамеченными или, по
крайней мере, изображаются плохо. Прямоугольная сетка
равноотстоящих
га лсов
является
на илуч шим
способом
изображения подводного рельефа, особенно если имеется
точный навигационный контроль.
В обычной практике данные промера эхолотом сни¬
маются не только через определенные расстояния, но и на
каждой вершине, во впадинах и в местах, где более или
менее изменяется уклон.
В глубоководных районах про¬
водится одно или два зондирования
эхолотом на каждую
милю.
Большинство организаций использует единицу
измерения, равную Ч400 с, которую
в
разных
источниках
называют по-разному:
или «стандартной единицей», или
«поминальной морской саженью». Если для специальных
исследований требуется ис тинна я
глубина, а не время рас¬
пространения звука,
эти единицы можно
перевести в
метры
или
морские сажени путем внесения поправок на измене¬
ние
скорости звука
в зависимости от
температуры и соле¬
н ости в о д. При проведении подробной съемки дна мо жн о
вносить поправки на уклон дна с целью определения глу¬
бин.
Данные промера изображаются в виде близко располо¬
женных цифр вдоль пути судна. При этом для обозначения
местоположения судна используются стандартные карты
в меркаторской проекции в масштабе 1 : 1 000 000 или
1:500000.
Для обычной работы необходимо отобрать важные
значения глубин, поскольку при масштабе стандартных
карт трудно нанести на эти карты глубины с плотностью
большей, чем одно значение глубины на каждую милю.
Батиметрические карты. Контурные линии впервые
использованы при составлении батиметрических карт,
и
лишь
позже они
были приспособлены для отображения
особенностей рельефа поверхности дна. Батиметрические
контурные линии —
изобаты —
проводят на основании
данных единичного зондирования глубин, линий комплекс¬
ного зондирования и профилей зондирования. По данным
зондирования гидрограф должен представить себе, каким
может быть соответствующий рельеф, а затем отобразить
это представление на бумаге. После тщательного анализа
данные по ненадежным глубинам отбрасываются. Для об¬
наружения масштабных и хронометрических ошибок необ¬
ходимо знать, как работает эхолот. Весьма желательно
знать геологию и процессы отложения осадков. Необходимо
также обладать практическим знанием навигации для прео¬
доления трудностей, которые могут встретиться в районах
большой облачности в высоких широтах, а также в районах
сильных течений. На первый взгляд рельеф дна, воссоз¬
даваемый по данным зондирования, может показаться хао¬
тическим, однако в
природе обычно можно найти опреде¬
ленный порядок.
Не представляется возможным оценить или надежно
использовать батиметрические карты, если не показаны
мес та расположен ия ли н ий
зондирования,
использован¬
ных при составлении этих карт. (На публикуемых картах
обычно не показываются действительные данные зондиро¬
вания.)
Физиографические диаграммы. Для
нескольких
морских районов были составлены морские
физиографические диаграммы. В противоположность
со¬
ставлению
геологических
карт
суши
в
данном случае
требуется, чтобы гидрограф обосновывал структурные осо¬
бенности рельефа на основании профилей зондирования
эхо лото м.
Топографические профили являются первич ¬
ными данными,
используемыми при составлении физио¬
графических диаграмм. Особенности рельефа, показанные
на профилях зондирования, наносятся на диаграммы вдоль
всего пути судна. При этом проводится анализ данных по
рельефу на смежных галсах на обнаружение характерных
простираний и региональных особенностей. Когда вычер¬
чены все пути в каком-нибудь районе, определяются основ¬
ные тенденции, и
работа завершается посредством интер¬
поляции и
экстраполяции.
Профили зондирования. Профили зон¬
дирования обычно строятся при отношении вертикального
и горизонтального масштабов 100 : 1, чтобы подчеркнуть
особенности рельефа дна. Структуры, ширина которых
менее 2—3 миль, лучше всего можно изучить, анализируя
первоначальные (исходные) эхограммы. Идеальным для
этой цели является регистратор точных глубин. Тщательно
изучая эхограммы, опытный наблюдатель может обнару¬
жить такие микроструктуры, как песчаные волны и отвалы,
а также сделать определенные выводы относительно геоло¬
гического строения дна.
05

БАТИМЕТРИЯ
Геоморфологические области. Океаны подразделяются
океанографами на обширные котловины (рис. 1). Эти кот¬
ловины обычно показываются на батиметрических картах,
публикуемых Международным гидрографическим бюро,
контурными линиями .
Котловины граничат с массивами
суши
и основными океаническими хребтами. Такая система
удобна при изучении водных масс, однако она не годится
для изучения подводной физиографии. Обобщенные изо¬
баты, на которых основана подобная система, будут прохо-
нается резко у края материковой отмели на глубине 70—
200 м.
Крутизна склона обычно 3 —6 °.
Материковое подножие, краевые впадины и внешние
хребты обычно лежат в основании материкового склона.
Материковое подножие представляет
собой сравнительно
гладкий клин отложений с обычным градиентом 1 : 100—
1 : 700. Его ширина колеблется от нескольких миль до
нескольких сотен миль.
Краевая впадина
—
это
узкое
углубление, которое простирается по крайней мере на
Л
МАТЕРИКИ
ИГ
т
ЗЕМНАЯ КОРА
1
Бп
-►Островные дуги
Средиземные моря
их
ОКЕАНЫ
ПОДВОДНАЯ ОКРАИНА МАТЕРИКОВ
— ~~Г
х
ГГ
*
I
Л®
2X
сХ1Н
а_
ДНО ОКЕАНИЧЕСКИХ КОТЛОВИН
Г—
оХО
з2
СОЙ
2Е3
ЛИГ
я
эё СО
азш
5*
I
СРЕДИННО-ОКЕАНИЧЕСКИЕ ХРЕБТЫ
X
ЛОЖЕ ОКЕАНА
(абиссальное дно)
И
ОКЕАНИЧЕСКИЕ
ПОДНЯТИЯ
х!
г
Т.
СКЛОНЫ
X
ГРЕБЕНЬ
шхид
ун
ш
ш
т
ш
2
2Е
се -г
хх
X
Ш
Рис. 1. Классификация форм подводного рельефа (по Хизену и др.,
1959).
/—
крупнейшие формы рельефа Земли; 2 — основные формы рельефа дна океана; 3 —
категории провинций и под¬
провинций; 4 —
провинции; 5 —
подпровинции и отдельные крупные формы рельефа.
дить через физиографические границы, как показывает точ ¬
ное
зондирование
эхол отом .
Морские физиографические районы определяются
в соответствии с системой, аналогичной той, которая ис¬
пользуется в земной
физиографии. Океаны подразде¬
ляются на три морфологические единицы:
материковая
окраина, ложе океана и срединно-океанический хребет.
Материковая окраина. В пределах мате¬
риковых окраин можно выделить три характерные формы
рельефа. Сравнительно плоские
участки
погруженной
в
воду материковой платформы образуют материковую от¬
мель. Глубина материковой отмели обычно менее 200 м, ее
ширина колеблется от нескольких миль до 200миль и более.
Мористее материковой отмели находится более крутой
материковый склон. Материковый склон
обычно
начи-
•
2000 м ниже
уровня примыкающего
к
нему дна океана,-
Типичная материковая окраина
состоит из материко¬
вой отмели , материкового склона и
материкового подно¬
жия.
В некоторых районах, таких, как районы плато
Пуэрто-Рико или плато Блэк, верхняя часть материкового
подножия представляет собой
краевую впадину
или котло¬
вину, а нижняя часть
—
внешний хребет.
Ложе океана.
Абиссальное дно объединяет
абиссальные равнины и абиссальные холмы. Абиссальные
равнины
—
это области, имеющие уклон поверхности дна
менее 1 : 1000. Этот исключительно пологий уклон, воз¬
можно, обусловлен отложением терригенных осадков,
приносимых на абиссальные равнины различными грави¬
тационными течениями. Океаническое поднятие представ¬
ляет собой широкое, относительно выровненное возвышение,
67

БАФФИНА
измеряемое
сотнями
квадратных
миль,
которое
не
связано с
материковой окраиной или системой среди нн о¬
океанического хребта. Типичными примерами могут слу¬
жи ть
Бермудское плато и плато Сьерра-Леоне. Подводные
горы, вулканические гряды встречаются во всех океанах
и в основном расположены в глубоководных частях океана.
Срединно-океанический
хребет.
Представляет собой единый срединный хребет общей про¬
тяженностью более 74 000 км, проходящий через Атлан¬
тический, Индийский океаны и южную часть Тихого океана.
Это в основном широкое, разбитое трещинами возвышение,
поднимающееся на 900—2700 м над океаническим дном.
Хребет обычно характеризуется срединной рифтовой доли¬
ной, к которой приурочены эпицентры землетрясений.
БРЮС ХИЗЕН, С. Л. ДЖОНСОН
Прим. ред.
1
См. также Белобров А. П . Гидро¬
графия моря. М ., «Транспорт», 1964; Карелин Д. Б .
Принципы районирования и классификации морей и океа¬
н ов.—
Тр. ЛГМИ, 1956,
вып.
4, с.
3—21; Миль-
ков
Н. Ф.
Критические ландшафтные точки на гипсогр а ¬
фической кривой. Воронеж, 1962 (Науч. зап . Геогр. о-ва
СССР (Воронежское отд-ние)]; Деменицкая Р. М.
Кора и мантия Земли. М ., «Недра», 1967.
БАФФИНА МОРЕ — см . Канадский Арктический архи¬
пе л аг и Баффина море.
(примерно 70—100° з . д .)
и
на С до Южного полярного
круга Б. м.
открыто русской экспедицией Ф. Ф. Беллинс¬
гаузена и М. П . Лазарева в 1821 г. Б . м. включает заливы
Рис.
1. Батиметрическая карта, поверхностные течения (3) и
господствующие ветры (4) моря Беллинсгаузена.
1
суша; 2 —
лед.
БЕЛЛИНСГАУЗЕНА МОРЕ
Б. м.
—
окраинное море Южного океана, расположен¬
ное
между п-овами Терстон на 3 и Антарктическим на В
Ронне и Маргерит. ВБ . м. расположены о. Петра I, о.
Шарко и Земля Александра I (рис. 1)
Гидрологический режим. В Б. м . отмечаются две вод.
ные массы: антарктическая поверхностная вода (до гори.
Рис. 2 . Распределение температуры (°С) (слева) и солености (°/00) (справа) на разрезе между 55° 20' и 70° 3.'
о
ш.
по80°з.д.
в октябре 1932 г., марте 1934 г. и феврале 1930 г. в море Беллинсгаузена (по Дикону, 1937).
АК — зона антарктической конвергенции.

БЕЛОЕ
зонта 200 м) и антарктическая глубинная вода. Разделом
этих двух водных масс служит промежуточный слой с боль¬
шим градиентом солености и плотности.
Наиболее быстрое увеличение солености происходит от
поверхности до глубины 75 м, в области перехода от тон¬
кого слоя поверхностной воды к подповерхностному слою,
характеризующемуся минимальной температурой (ниже
—1,5° С). Ниже слоя минимальных темпер атур
темп ера¬
тура
начинает повышаться с
глубиной до дна, где наблю¬
даются максимальные температуры.
В южной части Б. м. соленость увеличивается с глу¬
биной от 33,76°/00 на поверхности до 34,69°/00 на глубине
525 м.
По данным измерений на одной из глубоководных стан¬
ций содержание растворенного кислорода уменьшается
с глубиной от 9,0 мл/л на поверхности до 4,5 мл/л у дна.
О течениях в Б. м . известно очень мало. Экспедиция
на с удне «Пуркуа-Па?» отме тила юж ное направлен ие
тече¬
ний вдоль берегов о-вов Аделейд и Земля Александра I,
но в заливах Мата и Маргерит наблюдалось течение, на¬
правленное
на С. Экспедиционные суда «Пуркуа-Па?»
(1908—1910), «У. Скорсби» и «Дисковери II» (1930—1931)
встретили южнее арх. Палмера значительно больше айсбер¬
гов, чем в районе, смежном с Южными Шетландскими
о-в ам и.
Это скопление айсбергов может быть
частично
вызвано северо-восточным
течением из Б. м.,
которое
по¬
ворачивает
к
берегу, а затем вновь к ЮЗ.
Б. м.
между о-вами Аделейд и Шарко обычно покрыто
сплоченным льдом, и это свидетельствует о том, что поверх¬
ностная вода сгоняется к берегу, как это наблюдается на
левой стороне течения, направленного на ЮЗ. Распределе¬
ние плотности поверхностной воды также приводит к этому
выводу.
Донные осадки. Осадки в восточной части Б. м. яв¬
ляются ледниковыми. Они состоят в основном из материала,
переносимого материковым льдом с суши или мелководий
и опускающегося на дно по мере таяния льда.
Биологическая продуктивность. Данные по биомассе
фитопланктона, собранные автором в Б. м . в феврале
1965 г. (растительный пигмент, хлорофилл а и фотосинте¬
зирующая активность фитопланктона, определенная радио¬
изотопным методом 14
С), показали более высокую продук¬
тивность в восточной части Б. м. (например,
в зал.
Марге¬
рит и к С от о. Аделейд), чем в других районах. Средние
величины хлорофилла а
и
поглощен ия
14С
составили
соответственно 1,33 мг/м3 и 1,46мг С/(м2*ч). По сравнению
с
другими водными массами Антарктики плотность фито¬
планктона в Б. м . больше, чем в прол. Дрейка, море Уэд¬
делла и в прол. Брансфилд.
САИД ЭЛЬ-САИД
БЕЛОЕ МОРЕ
Б. м . расположено к ЮВ от Кольского п-ова и соеди¬
нено с Баренцевым морем прол. Горло Белого моря. До
м. Канин Нос оно занимает площадь около 95 000 км2.
Б. м. имеет
четыре больших залива: Мезенский, Двинский,
Онежский и Кандалакшский, с многочисленными бух¬
тами (губами),
и множество островов,
гл авны м образом
в западной части. В Б. м . впадают многие реки: Северная
Двина, Мезень, Онега и др.
Климат и гидрологический режим. Климат более кон¬
тинентальный, чем в Баренцевом море. Поверхностные воды
значительно опреснены (24—26°/00),
в отличие от придон¬
ных вод (30—30,5°/00). Сезонные колебания температуры
поверхностного слоя 20е С; придонные воды имеют постоян¬
ную отрицательную температуру до —1,5° С. Заливы и
губы Б. м. в зимнее время замерзают, центральная
час ть
покрыта дрейфующими льдами.
Приливы приходят из
Баренцева моря. В некоторых заливах величина их дости¬
гает 7
м.
Максимальная глубина 340 м, но преобладают глу¬
бины 100—200 м. Центральная часть Б. м . представляет
собой замкнутый бассейн, изолированный от Баренцева
моря мелководным порогом, препятствующим обмену при¬
донных вод. Вертикальная циркуляция и аэрация при¬
донных вод зависят от зимнего охлаждения поверхностных
слоев.
Поэтому на дне Б. м.
господствуют окислительные
условия и наблюдается лишь незначительный дефицит
кислорода. Избыток пресных вод стекает в Баренцево море.
В центральной части Б. м . под действием ветра образуется
круговое течение.
Геология прибрежных районов. Берега Б. м. в
районе
Кандалакшского зал.
и на 3. Онежского тектонического
происхождения. Они образуют многочисленные, сравни¬
тельно
открытые
и мелководные бухты и губы типа швед¬
ских
фиордов. Побережье Кольского п-ова во многих ме¬
стах
ограни чено сбросами. Восточное побережье Б.
м.
низменное и в геологическом отношении представляет со¬
бой погруженную часть Русской платформы. Западное
побережье и острова
в этой части Б. м . сложены из мета¬
морфических пород, преимущественно из архейских гра-
нито-гнейсов. На южном побережье распространены чет¬
ве ртич ные отло жения .
Донные осадки. В районах быстрых течений в Горле
Белого моря и на мелководье осадки представлены галь¬
кой, гравием и песком. На склонах они сменяются песком,
песчанистым илом и илом. Центральная часть Б. м . покры¬
та очень мелкозернистым глинистым илом интенсивно ко¬
ричневого
цвета.
ВГорлеБ.м.ив
других его частях обнаружены
же¬
лезо-марганцевые конкреции.
Осадки образуются за счет речных выносов, преиму¬
щественно Северной Двины и других рек, дренирующих
лесные массивы и выносящих полуторные окислы в про¬
цессе
подзолистого
выветривания. Среднее содержание
марганца в отложениях Б. м . составляет 0,81%, а фосфора
0,3%. Осадки бескарбонатные. Скопления ракушечника
встречаются только местами на ме лководье. Содержание
органического углерода не превышает 1,8%.
Мощность современных осадков колеблется от нуля
в участках размыва
и до 22 см в центральной части бас¬
сейна, до 100—150 см у берегов и свыше 3 м в устьях рек.
Скорость осадконакопления составляет 2 см/1000 лет в цен¬
тральной части Б. м . и более 30 см/1000 лет у берегов.
Современные осадки
подстилаются
позднеледниковыми
глинами. Местами вскрыты ленточные глины, что свиде¬
тельствует о существовании
на его месте ледникового
озера (аналогично Балтийскому морю). Б . м .
на
месте
л едни ково го
озера возникло по окончании последнего
оледенения, т. е . не более 12 тыс. лет назад.
М. В. КЛЕНОВА
Прим, ред.1 По современным данным, площадь Б. м .
90 000 км2, включая острова 90 800 км2, объем воды
4400 км3 . Средняя глубина 49 м (см. Фролов Ю. С .
Новые фундаментальные данные по морфометрии Миро¬
вого океана.
—
«Вести. ЛГУ. Сер. геология и география»,
1971, No 6, вып. 1, с. 85—90; Добровольский А.Д .,
Залогин Б. С. Моря СССР. (Природа, хозяйство.) М.,
«Мысль», 1965: Авилов И. К . Мощность современных
осадков
и
послеледниковая
история Белого
моря.
—
Тр. ГОИН, 1956, вып . 31/43, с. 5 —57).
69

БЕНГАЛЬСКИЙ
БЕНГАЛЬСКИЙ ЗАЛИВ
Б. з. расположен в северо-восточной части Индийского
океана. Площадь Б. з. около 2200 тыс. км2. На С Б. з.
окаймляют районы дельт рек Ганга и
Брахмапутры, на 3—
п-ов Индостан, на В —
п-ов Индокитай и Андаманские и
Никобарские о-ва, являющиеся продолжением подводного
хребта Аракан-Йома. По данным Международного гидро¬
графического бюро, южная граница
Б. з.
проходит по
линии от южной оконечности о.
Шри-Ланка до северной
оконечности о, Суматра (рис, 1),
70
Гидрологический режим. В северной части Индийского
океана атмосферная циркуляция имеет характер муссонов.
Муссоны, возникающие в области низкого давления, обра¬
зующейся летом северного полушария над Персидским зал.,
дуют с ЮЗ (океанический муссон). Муссоны, возникающие
в области высокого давления, образующейся зимой над
нагорьем Тибет, дуют с СВ (континентальный муссон).
Прохождение воздушных потоков (океанического муссона)
над Гималаями вызывает самое большое количество осад¬
ков в
мире. Обильные дожди, выпадающие осенью, когда
направление ветра непостоянно, увеличивают материковый
Глубины—в метрах.
А — Яванский желоб; Б — каньон Ганга; В —
каньон Бирма; Р —= каньон
Трикомали; Д = к аньо ны
Андхра,
Махадеван и Кришна.

БЕНГАЛЬСКИЙ
сток в Б. з ., что оказывает значительное влияние на
гидро¬
логический режим северной части Индийского океана.
Сезонные изменения направления ветра
в Б. з. вызы¬
вают различную циркуляцию поверхностных вод. Весной
наблюдается антициклоническая циркуляция поверхно¬
стных вод, которые на Ю сливаются с Северным Пассатным
течением, движущимся в восточном направлении.
В этот
период в центральной част и материковой отмели Индий¬
ского океана наблюдается самое быстрое течение — ско¬
рость достигает 3—5 узлов. Осенью направление циркуля¬
ции поверхностных вод изменяется на обратное
—
обра¬
зуется круговое течение против
часовой стрелки
с меньшей
УОЛТЭР
Рис. 2. Распределение плотности мористее побережья Андхра-
Прадеш.
а
весной; б я осенью.
скоростью в центральной и восточной частях Б. з .
(см.
рис. 1).
Ветровая система (с учетом силы Кориолиса) развивает
в Б. з. периферийные вертикальные циркуляции. Так, ве¬
сенние юго-западные ветры вызывают сгон поверхностных
вод от восточного берега п-ова Индостан, что приводит
к
подъему глубинных вод и соответственно к наклону изо-
пи кн вверх по направлению к берегу. Осенью, когда по¬
верхностные воды скапливаются на 3 Б. з . (рис. 2), наблю¬
дается наклон изопикн вниз по направлению
к
берегу.
На рис. 2 показано влияние распределения
плотности
воды и изменений направления ветра на уровень моря
в
Вишакхапатнаме (восточное побережье п-ова Индостан),
где годовая амплитуда колебания уровня примерно 45 см.
Сезонные колебания уровня, равные 120 см (самые боль¬
шие из отмеченных в
мире), наблюдаются в Чатагаме (вер¬
шина Б. з.) (см. рис. 1).
Воронкообразная форма Б. з . и
распределение глубин
способствуют формированию высо ки х
приливов;
сейши
и
внутренние волны отличаются разными периодами
и вы¬
сота ми.
Внутренние волны более короткого периода наблю¬
даются на границе между поверхностными водами с низкой
плотностью и более плот н ым и глубинными водами.
Их
можно обнаружить по длинным полосам спокойной и взвол¬
нованной поверхности моря. Поскольку эти волны, высота
которых достигает 6—9 м, проходя над мелководьем, испы¬
тывают
рефракцию, то полосы обычно параллельны побе¬
режью.
Исключительно обильные осадки вызывают в осенний
период большой речной сток в
северную
часть Б. з. Реки
Кришна, Годовари, Маханади, Ганг, Брахмапутра и Ира¬
вади в разной степени влияют на характеристики вод Б. з.
В южном течении распресненных поверхностных вод, распро¬
страняющихся осенью на 3 Б. з., соленость вод снижается
на
параллели 17° с. от 33—34 до 18°/00, причем низкая со¬
леность наблюдается в основном у берегов Б. з . Засушли¬
вый период характеризуется северным течением и подъемом
к поверхности более соленых (до 34°/00) глубинных вод.
Хотя соленость поверхностного слоя колеблется, в целом
воды Б. з . имеют более низкую соленость, чем воды других
районов Индийского океана. Самая низкая соленость —
в
вершине Б. з., по направлению к океану она постепенно
повышается.
В период подъема глубинных вод содержание фосфа¬
тов в Б. з . увеличивается от б до 10 мкг-ат/л, а силикатов
от 8 до 20 мкг-ат/л. Содержание кислорода при подъеме
глубинных вод уменьшается. Минимум кислорода наблю¬
дается в центральной части Б. з.
примерно
н а глубине
300 м (меньше 0,1 мл/л). В прибрежной зоне подъем глу¬
бинных вод приводит
к
усиленному развитию фитопланк¬
тона и связанного с ним зоопланктона (в северо-восточной
части Б. з.
—
при северо-восточных ветрах,
в западной
—
при юго-западных). Органическая продукция, включая
рыбу,
в конце зимы выше в
районах дельты Хугли, побе¬
режья Бирмы и Андаманских о-вов, чем у других побере¬
жий.
Геология. Впадина Б. з., и м еющая 1Гобразную форму,
открыта к Ю (см. рис. 1). Центральная часть ее почти рав¬
номерно опускается
к
ложу океана пр имерн о
с глубины
2000 м до 4000 м (уклон около 2 м на милю). Это свидетель¬
ствует о том, что дно Б. з . не испытывало тектонических
движений в течение длительного периода. Первоначаль¬
ные
крупные тектонические структуры замаскированы
последующим интенсивным осадконакоплением.
К широт¬
ной дельте Ганга ровное дно переходит в поднятие. Край
материковой отмели на западной стороне Б. з. находится
на глубине 130—180 м, где наибольший уклон материко¬
вого склона примерно 4,5°. К Ю от о.
Шри-Ланка ма¬
териковый склон очень крутой
—
свыше 45°.
Подводные каньоны.
Одна из особенностей
рельефа дна Б. з .
—
Яванский (Индонезийский) желоб,
заходящий в Б. з . на максимальной глубине 4500 м. Другой
заметной формой рельефа дна является каньон Ганга, кото¬
рый, начинаясь на мелководье у дельты Ганга, прорезает
материковую отмель с СВ на ЮЗ. Ширина каньона 8 миль,
глубина 1260 м, дно его углублено относительно окружаю¬
щей подводной равнины на 540—720 м. По мнению Стюарта,
формирование каньона обусловлено час т и ч но сбросами,
частично размывом дна.
Края ка ньо на
Ганга крутые,
примерно 1 ; 1,5, а дно почти плоское.
В 1963 г.
у побережья Андхра-Прадеш (штат, Индия)
были обнаружены каньоны Андхра, Махадеван и Кришна.
Профили каньонов на глубине 1260 м свидетельствуют
о
том, что они имеют У-образную форму и уклон 1 : 5. Неко¬
торые из этих каньонов и другие, еще не получившие назва¬
ния и
полностью не изученные, способствуют переносу
осадочного
материала,
выносимого
реками.
Благодаря
этим каньонам многочисленные мутьевые потоки, стекаю¬
щие с
побережья Б. з.,
распространяются
поднуБ.з.
Материковая отмель (шельф). На де¬
тальных профилях шельфа в вершине Б. з. и
у побережья
Андхра-Прадеш видно, что он имеет ширину 100 миль, но
сужается
к Ю. Средняя ширина шельфа у побережья
Андхра-Прадеш примерно 24 мили, средний уклон 0° 15',
71

БЕНГАЛЬСКИЙ
а средняя глубина внешнего края шельфа примерно 180 м
(рис. 3). Шельф можно разделить на пять зон. Каждая зона
имеет характерные уклон
и осадки. Средние ширина и ук¬
лон этих зон даны в табл. 1 .
Все зоны имеют относительно сглаженный рельеф, за
исключением зоны В—Г, лежащей между глубинами 63 и
104 м, где амплитуды неровностей дна достигают 3,6—5,4 м.
По внешнему виду склона и разломам в различных зонах
можно предположить, что отложение осадков обусловлено
течениями,
параллельными берегу,
которые вызывают
осадкообразования и ег о в л и ян и и н а рельефообразующие
и
геологические процессы.
Шельфовые осадки Б. з. сходны с осадками
на материковом склоне. На рис. 3, на котором изображен
шельф, выделены зоны осадков; хотя между зонами по со¬
ставу осадков существует частичное совпадение, все же
они достаточно отчетливо выражены. В первой зоне (А—Б),
удаленной от берега на расстояние около 2 миль (глубина
0—27 м), донные осадки состоят из песка, размер зерен ко¬
торого убывает по мере удаления от берега.
Г
25Л Емор.
О
мор.саш.
10
15
20
25 мор.
мили
Рис.
3. Распределение осадков мористее побережья Андхра-Прадеш.
эрозию на дне. Дальше на С на глубине от 187 до 270 м нахо¬
дится терраса. Основание материкового склона прорезают
каньоны, идущие параллельно склону.
Донные осадки. Глубоководные осадки
—
это в основно м глобигериновый ил, который встречается
в
центральной части Б . з. и
других глубоководных частях.
Терригенные осадки из северных
и более мелководных ча¬
стей Б. з. разносятся повсюду мутьевыми потоками. Изме¬
рения твердого стока Ганга, Брахмапутры, Маханади и дру¬
гих
рек не проводились, однако, по данным расчета, внеш¬
ний край шельфа перемещается в направлении материко¬
вого склона со скоростью 1 миля за каждые 40 лет.
По данным другого расчета, 1% осадков, выносимых
стоком во время паводка, составляет 4* 109м3; этого доста¬
точно, чтобы за год покрыть дно слоем осадков мощностью
2 мм. Данный расчет дает общее представление о характере
Донные осадки второй зоны (Б—В), расположенной на
расстоянии 2—13 миль от берега (глубина 27—64 м), со¬
стоят из глины и мелкого песка.
Осадки третьей зоны (В—Г), находящейся на расстоя¬
нии 13—21 мили от берега (глубина 64—128 м), характери¬
зуются наличием обломков раковин
и повы шенны м содер¬
жанием песка. Максимальное количество раковин встре¬
чается на глубине 106—128 м. В этой ракушечной зоне на
глубине примерно 64—106 м находятся уплотненные дон¬
ные осадки. Хотя коренные породы и кораллы в колонках
осадков, взятых в Б. з., не обнаружены,
их наличие дока¬
зано:
в колонках
выявлены организмы (мшанки, губки,
гидроиды и гребешки), характерные для твердых донных
осадков. Кроме того, записи эхолота дают многократные
отражения и указывают на наличие коренных порол или
кораллов более раннего возраста именно в этой зоне.
72

БЕНГАЛЬСКИЙ
Таблица 1. Характеристика шельфа
у побережья Андхра-Прадеш
Шири¬
Глу¬
Зона
на,
Уклон
бина,
Осадки
мили
м
Береговая
2
0° 26'
0
Песок
А—Б
27
Песок
Б—В
11
004
27
Песок, глины
54
Раковины, глины
64
Песок, раковины, ко¬
ренные породы (?),
0И
кораллы (?)
В—Г
6
64
73
Песок, раковины, ко¬
ренные породы (?),
кораллы (?)
Песок,
раковины,
конкреции, коренные
породы
(?),
корал¬
лы (?)
106
Песок,
раковины,
конкреции, коренные
породы
(?),
корал¬
лы (?)
г-д
2
035
106
Песок,
раковины,
конкреции, коренные
породы
(?),
корал¬
лы (?)
Д-Е
128
Песок,
раковины,
конкреции
2
109
128
Песок,
раковины,
конкреции
183
Песок, ил, конкреции
203
Ил
После Е
5
438
203
Ил
910
Ил
Четвертая зона
(Г—Д), или зона конкреций, частично
заходит в
ракушечную зону
и
простирается от глубины 73 м
до материкового склона. Наружная часть ее, часто назы¬
ваемая оолитовой зоной, простирается за ракушечную зону
и лежит на
расстоянии примерно 21—23 миль от побережья
Андхра-Прадеш (глубина 128—183
м). Характерной
особенностью осадков этой зоны является то, что они сце¬
ментированы в округлые конкреции, или оолиты, диаме¬
тром примерно 1 мм.
Осадки материкового склона пластичные и мягкие по
консистенции и имеют темно-серый цвет с голубым оттен¬
ком. Они состоят из глинообразующих минералов, глауко¬
нита,
мелкозернистых
минералов
и микроорганизмов,
таких, как фораминиферы, радиолярии и др.
Дельтовые осадки. Осадки, отложившиеся
из наносов, приносимых реками Гангом, Маханади, Года¬
вари, Кришна и Пеннару, состоят в основном из ила
и глины и обычно темнее по цвету, чем шельфовые осадки.
Поскольку в д ель тов ых районах не встр еча ют ся коралл ы
и
моллюски,
содержание карбоната кальция в осадках
дельтовых районов низкое.
Радиоактивные осадки. На шельфе в рай¬
оне м. Уолтэр относительное содержание радия (Р-актив-
ность) в осадках
имеет зональный характер. На рис. 3
черными кружками обозначена зона осадков с относи¬
тельно высокой
радиоактивностью (11—14-10“6 г II на
1
г осадков), простирающаяся на 12 миль от берега (до
глубины 55 м). Эти большие величины обусловлены нали¬
чием монацита и
циркона—минералов, обычно
встречаю¬
щихся на
берегу.
Следующая радиоактивная зона осадков с низкими
величинами радиоактивности (3—7* 10"
6
гIIна1госад¬
ков), расположена в пределах 12—23 миль от берега
(на глубине 55—183 м).
Еще одна, внешняя, радиоактивная зона осадков
имеет
также
относительно
высокую радиоактивность
(13—15* 10“
6
гУна1госадков).
*?•
Эрозия пляжей. Песчаные пляжи вдоль восточного
побережья Индии получают песок, выносимый неболь¬
шим и
реками и поступающий в результате эрозии бе¬
регов.
Сортировка песка. При выпадении осадоч¬
ного материала в устьях рек начинаются естественные
процессы сортировки песка по крупности зерен и удель¬
ному весу. Более тяжелые минералы
—
монацит, гранит,
ильменит и магнетит
—
оседают в приустьевом районе,
Рис. 4 . Сезонные колебания уровня песчаных осадков и фак¬
торы, влияющие на эрозию пляжей Бенгальского зал.
1—
уровень песчаных осадков на пляже; 2 —
преобладающее
направление ветра; 3 —
волнение; 4 —
уровень моря; 5 -= при¬
брежное течение.
а более легкие минералы
—
кварц, полевой шпат и слюда—
уносятся дальше
на
С доминирующим вдольбереговым
потоком. Промышленная добыча таких минералов произ¬
водится на Ю Индии.
Основной причиной концентрации черного песка
является отступание берега, возникающее при строитель¬
стве сооружений, таких,
как Мадрасская гава н ь
или
волнорез Вишакхапатиам.
Песок, поступающий с Ю,
задерживается у такого сооружения,
т огда
как
пляж
кС
продолжает размываться. Большие отложения песка
ум.
Годавари, накопившиеся за последнее столетие, при¬
вели к
отступанию берега Уппада к С и к созданию мине¬
ральных залежей, имеющих
промышленное значение.
Годовые изменения уровня песка.
На уровень песка на пляже Уолтэр в Б. з . влияют волны,
течения, приливы, ветры и дожди.
73

БЕНГАЛЬСКИЙ
Изменения ветров, волн, направления и скорости
течения и
соответствующие им изменения уровня песка
в
центральной части восточного побережья Индии пока¬
заны на рис.
4.В
период максимального волнения и
при
северном течении пляж размывается
и песок выносится
в
море.
При более спокойной погоде и слабом южном
течении песок выносится снова к берегу и восстанавливает
пляж.
Зто колебание уровня песка на пляже Уолтэр
достигает 3 м.
Двухмесячные циклы изменений
Уро
ВцН
я
песка.
Профиль пляжа Уолтэр между
сизигийными
и
квадратурными приливами
отражает
зуют одну зону (В'). Энергия волн при
ни зкой
во де
рассеивается в обширном прибрежном мелководном районе,
тогда как при высокой воде она расходуется также и на
берегах (от нижней подводной террасы до уровня малой
воды).
80% 12
1*
•
Г
1
Г
Г— "Г
—
Р7П
ЕЩ2
-
—
16 11953
20! 1953—*
111
Ч-УЛ1
—|— «—« —1—1
С13:
ю
Станции
21
206
100% 12
Станции
Рис. 5 . Сравнение (вертикальный масштаб одинаков) наблюденных изменений уровня в гавани Вишакхапатнам
во время квадратурного (а') и сизигийного (а) приливов; вычисленная (%) продолжительность стояния определенного
уровня пляжа, омываемого волнами во время
квадратурного (б') и сизигийного (б) приливов; изменение уровен-
ной поверхности песка во время
квадратурного (в') и сизигийного (в) приливов.
1 — смыв песка; 2 — намыв песка.
Отношение вертикального масштаба к горизонтальному 11:1.
также двухмесячный цикл изменения уровня песка. На
рис. 5 дается пример такого изменения во время сизи¬
гийного и
квадратурного приливов.
Уровень прилива,
уровень эрозионного действия волн и уровень песка пока¬
заны на одной вертикальной шкале.
Уровень песка колеблется около узловой точки при¬
мерно на 30 см ниже средней величины прилива. Во
время
сизигийных
приливов в
среднем
волны образуют две зоны
длительного размыва (В); квадратурные приливы обра-
74
Вдольбереговое перемещение песка
у восточного побережья Индии направлено на СВ, или
к
вершине Б. з. На рис. 4 видно, что течение в продол¬
жение 7 месяцев направлено на СВ и его скорость
в это
время больше, чем когда оно направлено
на ЮЗ. Кроме
того, в период северного течения приходящие с Ю волны
выше. Это настолько способствует взмучиванию песка, что
он легко
переносится вдольбереговыми течениями. Вдоль¬
береговое перемещение песка в северном направлении

БЕНГЕЛЬСКОЕ
заметно по наличию песчаных баров, лежащих иногда
поперек небольших устьев рек. Эти бары неизменно начи¬
наются от южной части берега.
Широкий пляж,
расположенный южнее
волнореза
Мадрасской гавани, появился в результате накопления
песка,
поступающего
с Ю. Волнорез Вишакхапатнам
также за держи вает поступающий с Ю песок. О б разова¬
ние м. Годавари также было вызвано перемещением
и от¬
ложением песка. Первоначально он не отличался от других
песчаных баров в устье р. Годавари, но паводки и обезле¬
сен ие района дельты Годавари привели к тому, что боль¬
шая
часть речного стока сбрасывается в открытое море,
а не в зал. Какинада. Таким образом, у м. Годавари про¬
исходит интенсивный процесс отложения осадков,
и
за
последнее столетие мыс выдвинулся с Ю на С примерно
на 8 миль. При таком темпе отложений зал.
Какинада
через 50 лет станет озером. Отложение у Мадраса, Вишакха-
патнама и м.
Годавари происходит со скорос тью 1 м лн . т
в год, или примерно 102 тыс. м3/год.
в. с. ЛАФОНл
БЕНГЕЛЬСКОЕ ТЕЧЕНИЕ
Б. т., отличающееся холодной, поднявшейся из глу¬
бин водой,
проходит в северном
направлении
вд оль
западных берегов Южной Африки, примерно между 15
Рис. 1 . Распределение температуры (°С) поверхностного слоя в
марте (а) и сентябре
—
октябре 1950 г.(б)
(по Харту и Кьюрри).
75

БЕНГЕЛЬСКОЕ
и35°ю.ш.,
в 100 милях от берега, вдоль пустынной или
полупустынной прибрежной полосы,
за
исключением
небольшого района у м.
Доброй Надежды.
Течения в южной части Атлантического океана обра¬
зуют антициклонический круговорот, подобный таким
круговоротам в южных частях Тихого и Индийского океа¬
н ов.
Эта формируемая ветром система циркуляции
вод
логарифмическая, чтобы подробно показа ть по верхност ¬
ные слои. На всех
трех разрезах изотермы
в
поверхност¬
ном слое наклонены вверх к берегу, что может служить
доказательством подъема
глубинных вод. Ниже 400 м
изотермы становятся почти
горизонтальными, температура
медленно понижается с глубиной и равна примерно 3° С
на глубине 2000 м.
Рис.
2. Распределение температуры (°С) на трех разрезах с
преобразуется под действием вращения Земли. В южном
полушарии ветровое течение отклоняется влево от напра¬
вления ветра под углом примерно 45° на поверхности.
Здесь преобладают две
главные
ветровые системы
—
юго-восточные пассаты и западные ветры. Пассаты, дую¬
щие к экватору, образуют течение, идущее с В на 3 юж¬
нее экватора,
которое известно
как
Южное Пассатное
течение. Подойдя к берегам Южной Америки, оно откло¬
няется влево и идет к Ю как Бразильское течение. На
широте западных ветров оно снова отклоняется и сливается
с течением Западных Ветров. Южнее Африканского мате ¬
рика течение поворачивает на С и идет в восточной части
Атлантического океана, очевидно, усиленное каким-либо
течением из Индийского океана.
Здесь рассматривается именно восточная ветвь южно¬
атлантической
циркуляции,
причем
Б. т.
соста вляет
только небольшую ее часть (это название сохраняется для
холодных вод возле берега). Остальная часть идущего на С
течения, взаимодействующая с более теплыми субтропи¬
ческими водами на 3 и С, может быть названа дрейфовым
течением юго-восточного пассата (общая картина течений
представлена на рис. 1 в статье Мыса Игольного течение).
Термическая
структура.
Температура
поверхностного слоя воды Б. т .
у берегов обычно примерно
на 8° С ниже средней температуры, характерной для этих
широт, и поэтому течение относительно холодное. Распре¬
деление температуры поверхностного слоя воды в марте
и
сентябре показано на рис. 1 (см.
также рис.
2 в статье
Мыса Игольного течение, где показаны температуры
в ян¬
варе
и
июле). Изотермы обычно идут параллельно берегу,
и
самая холодная вода наблюдается у берега. Температур¬
ный градиент, нормальный к берегу, достигает наиболь¬
ших значений в летнее время, когда самые высокие темпера¬
туры наблюдаются в удалении от берега. За исключением
южных
районов, где летом вода более холодная, чем зимой,
сезонные колебания температуры около
берега невелики.
Распределение температуры по вертикали
на
трех
гидрологических разрезах вдоль 17, 27 и 34° ю. ш.
пока¬
зано на рис. 2. Эги данные получены Южно-Африканским
отделом рыболовства в январе 1959 г. Вертикальная шкала
76
Водные массы.
На рис.
3 сплошной линией прове¬
дена Т, 5-кривая для одной из удаленных от берега станций
на34°ю.ш.
(январь 1959 г.); цифры означают глубины.
Если эту Ту 5-кривую сравнить с Т, 5-кривыми, пока¬
занными
на
рис.
4 в статье Мыса Игольного течение,
то они окажутся очень похожими. Минимальная соленость,
равная примерно 34,3°/00 при температуре 4° С, отличает
антарктическую промежуточную воду, однако в течении
Мыса Игольного этот слой встречается на глубине 1200 м,
на приведенной станции (рис. 3) находится на глубине
800 м, а дальше на С поднимается до 500 м. Это вода ант¬
арктического происхождения,
и в более высоких широтах
она встречается на
поверхности. Ниже нее находится севе¬
роатлантическая глубинная вода более низкой темпера¬
туры и более высокой солености, которая течет на Ю на
очень глубоких горизонтах из северной части Атланти¬
ческого океана. Эти измерения сделаны на недостаточно
больших глубинах, чтобы показать максимальную
соле¬
ность,
обычно присущую этой водной массе, которую

БЕНГЕЛЬСКОЕ
можно увидеть на схеме течения Мыса Игольного. Выше
антарктической
промежуточной воды
находится слой
южноатлантической центральной воды (на рис. 3—прямая
линия, соединяющая точки 6° С, 34,4°/00 и 16° С, 35,5°/00).
Она имеет такие же свойства, как и индоокеанская цен¬
тральная вода, и, очевидно, образована смешением суб¬
тропической поверхностной воды с антарктической про¬
межуточной водой. Субтропическая вода с высокой соле¬
ностью и температурой выше 16° С встречается на глубине
менее 100 м.
Преобладающие ветры. Системы ветров в этом районе
в
большой степени определяются субтропической обла¬
ст ь ю вы сокого д авл ения над южной часть ю Атлантиче¬
ского океана. Однако в прибрежных районах оказывает
некоторое влияние область высокого давления над мате-
ные
расстояния над сушей, и, таким образом, не пр иносят
дождей в этот район.
Распределение плотности.
Распределение плотно¬
сти
(а*) по вертика ли
на
н еск оль ких
гидрологических
разрезах, выполненных в январе 1959 г.,
показано на
рис. 4 . Плотность увеличивается с глубиной, так что
на иболь шая
плотность
встречается
в
придонном
сл ое
Б. т.,
а субтропическая вода с наименьшей плотностью
остается на поверхности. Изопикна а*
=
27,2 на разре¬
зах
вдоль параллелей 17 и 27°
ю. ш.
пок азыв ает,
что
антарктический промежуточный минимум находится
на
глубине 500—600 м. На разрезе по 34° ю. ш. он располо¬
жен несколько глубже.
Вода обычно движется вдоль а*-поверхностей так,
что стрелки на схеме (рис. 4) указывают вероятный подъем
Рис. 4. Распределение условной плотности на трех разрезах с В
на 3 в январе 1959 г.
П
подъем; О —
опускание.
риком.
В летний
период большую часть времени (80%)
дуют юго-восточные пассаты . Зимой барические системы
смещаются на С, так что северная половина ареала нахо¬
дится все еще под влиянием пассатов, тогда как южная его
часть, южнее 30° ю. ш., находится под влиянием бари¬
ческой депрессии, т. е. под воздействием западных ветров,
приносящих зимние дожди на м. Доброй Надежды. В при¬
брежной зоне наблюдаются суточные смены ветра, обу¬
словленные
поперемен ным
нагреванием
и
охлаждением
суши. Ветры обычно дуют на берег днем и
вечером
исбе¬
рега
ночью и утром.
Над большей частью побережья
ветры в основном южные или юго-восточные утром и ме¬
няют направление на южные или юго-западные в течение
дня, за исключением м.
Доброй Надежды в зимний период,
где ветры дуют в основном из западной части Атланти¬
ческого океана.
Климат побережья севернее 30° ю. ш .
очень сухой.
Это обусловлено наличием холодных вод возле берега,
которые охлаждают воздух над ним и вызывают конден¬
сацию влаги, содержащейся в воздушных массах, прихо¬
дящих из более теплых районов океана. Таким образом,
прибрежная полоса находится в области дождевой тени
подобно зоне подветренной стороны гористого хребта.
Ветры, дующие в направлении от берега, несут очень
сухие воздушные массы, поскольку они проходят огром-
вод вверх по направлению к берегу. В то же время а/-по¬
верхности, имеющие наклон вверх, дадут направленный
вниз градиент давления, согласующийся с идущим на С
течением, параллельным берегу. На разрезе по 17° ю. ш .
наблюдается
некоторое подтверждение направленности
движения вниз и южного течения между 100 и 300 м.
Подъем глубинных вод к поверхности. Явление подъ¬
ема глубинных вод хорошо известно и наблюдается у за¬
падных берегов материков на широтах, соответствующих
ш и р от а м Бенгельского поднятия. Механизм вертикального
движения вод недостаточно хорошо понят, но, очевидно,
в
некоторой степени подъем обусловлен действием ветра.
Вода, поднимающаяся
на поверхность,
сохраняет
все
свойства, присущие глубинной воде. На рис. 3 пунктир¬
ной линией дается
кривая связи
между температурой
и соленостью для прибрежной станции на 34° ю. ш. с обоз¬
начением
глубин. Участок кривой мористой станции,
характеризующий горизонты 400—150 м, совпадает с участ¬
ком кривой прибрежной станции для горизонтов 200—
50 м. Это очень хорошо иллюстрирует движение глубинной
воды
вверх без
изменения
температуры и солености.
Выше этих глубин соответствие нарушается, поскольку
по дняв шаяс я
вода,
достигнув
поверхности,
согревается
под действием солнечной радиации,
и
температура повы¬
шается на
1—2° С.
Т9 5-кривая для
мелководной
77

БЕНГЕ ЛЬСКОЕ
прибрежной станции показана пунктирной линией. За
исключением участка кривой для поверхности, она почти
сов пада ет с кривой глубоководной станции и показывает
подъем воды с температурой 12° С примерно с глубины
300 м к повер хно сти.
Преобладаше южных ветров
в
прибрежной зоне
вызывает отклонение течения на 45° влево, т. е . на СЗ,
и в конечном счете
перемещение воды под углом
90° влево,
т. е . на 3 от берега. Поскольку эта вода, унесенная от
берега вследствие сгона, заменяется на поверхности под¬
нявшейся из глубин водой, то здесь устанавливается
своего рода ячейка конвекции. Дефант (1961) показал это
на схеме, воспроизведенной на рис. 5. Он также предпола¬
гал наличие более слабого южного течения под основным
течением.
Структура (характер) изотерм
и
(^-поверхностей,
наклоненных вверх, сама по себе не доказывает существо¬
вание активного подъема глубинной воды. Тот же самый
Дивергенция
Расстояние от берега
уст.мили
Рис. 5. Изотермы (°С) на разрезе, нормальном
к
бе¬
регу, для района Бенгельского течения (по Дефанту).
П—
подъем; О —
опускание.
эффект будет достигнут при наличии близко у берега океа¬
нической воды, подстилающей прибрежную воду. Однако
в
рассматриваемом случае над расположенной к 3 от
берега океанической акваторией дуют юго-восточные ветры,
возбуждая направленное на 3 течение и перенос
воды
к ЮЗ. Поэтому здесь не наблюдается тенденции движения
океанических вод близко у берега, и теория чисто
ветро¬
вого подъема глубинных вод на поверхность кажется наи¬
более вероятной. Холодная, поднявшаяся с глубин на
поверхность вода всегда отличается от воды поверхностного
слоя
с
температурой, характерной для более высоких
широт,
и
вопрос о возможности существования непосред¬
ственного поверхностного течения с Ю отпадает.
Скорость Б. т .
Поскольку прямых измерений скоро¬
сти Б. т. было проведено очень мало, то большая часть
сведений была получена по данным о температуре и соле¬
ности. Аномалии динамических высот на поверхности отно¬
с ител ьно
принятого ур о в ня нулевой поверхности были
рассчитаны по этим данным и нанесены на карту. Дина¬
мическая карта за январь 1959 г. показана на рис. 6 .
Течение довольно слабое, не превышает 25 см/с.
В нем
наблюдается ряд маленьких завихрений, но общее напра¬
вление ясно выражено с Ю на С.
Южная граница Б. т. Мористее м.
Доброй Надежды
расположена зона перехода между течением Мыса Иголь¬
78
ного и Б. т. Зимой южные границы обеих систем течений
смещаются на С под действием пассатных ветров,
и темпе¬
ратур ы возле м .
Доброй Надежды исключительно одно¬
образны как в районах открытого моря, так и в прибреж¬
ных. Летом подъем к поверхности холодных глубинных вод
у западных берегов Африки распространяется к м. Доб¬
рой Надежды и далее к м.
Игольному. В это же время
поток теплой агульясовой воды направлен на 3 в Атлан¬
тику. Системы течений у м.
Доброй Надежды очень слож ¬
ны е.
Здесь наблюдаются
сильны е
ан ти ц ик л онические
круговороты со
скоростью до 70 см/с и более, которые
меняются
по интенсивности
и
пол ожению.
Существуют
признаки непрерывного притока воды^из
течения Мыса
Игольного в Б. т .,
за исключен ием районов,
очень близ¬
ких
к
берегу, но распространение на 3 языка теплой
агульясовой воды в летний период показывает, что часть
этой воды огиб ает м .
Добро%Надежды и затем, возможно,
течет на С. Система круговоротов, очевидно, более тесно
связана с западным дрейфовым течением.
Течение Мыса Игольного намного сильнее, чем Б. т.,
и состоит из главного потока и обратного течения. Язык
теплой агульясовой воды на поверхности
оттесняет более
холодную воду поверхностного слоя; соответственно плот¬
ность резко возрастает на периферии языка теплой воды,
что дает основание для предположения
о подъеме глубин¬
ных
вод. Индоокеанская центральная вода очень редко
встречается
на поверхности
восточнее м. Игольного, но
она наблюдается на глубинах до 100 м возле берега и на
обращенной к морю стороне течения. Этот подъем глубин¬
ных вод не вызывается ветром, как в Б. т.,
а является
результатом перераспределения
плотности. Большой
гра^ -
диент плотности на обеих сторонах клина воды с низкой

БЕНТОС
соленостью не благоприятствует развитию конвекции.
Значение Б. т. Б. т.,
несмотря на
ограниченную про¬
тяженность и
небольшую скорость, играет важную роль
в
океанографии южной час т и Атлантического океана бла ¬
годаря с вяза нно му
с ним подъему глубинных вод к поверх¬
ности.
Поднимающиеся воды, богатые биогенными эле¬
ментами,
на
поверхности
получают
много солнечного
тепла и света и обеспечивают прекрасную среду для раз¬
вития планктона и других морских организмов, повышая
продуктивность промысловых районов. Если по какой-
либо причине нормальная циркуляция нарушается, на¬
пример
в
период штилевых условий или северных ветров
летом южного полушария
в
северной части района,
то
снабжение
кислородом
прибрежных вод материковой
отмели может временно уменьшаться, что вызывает бур¬
ное развитие бактерий в донных осадках.
Сульфатреду-
цирующие бактерии образуют большое количество серо¬
водорода в донных осадках, и тяжелый серный запах
проникает на расстояние до 40 миль в глубь материка.
Присутствие в воде Н25 часто ведет к массовой гибели
рыбы, особенно в бухте Уолфиш-Бей, и других морских
организмов. Массовая гибель рыб в этом районе, вызывае¬
мая явлением, известным под названием «красных прили¬
вов», имеет совершенно иное происхождение. Она связана
с обильным развитием планктона и
встречается дальше
на Ю в зал. Фолс-Бей (Фалсбай), возле
Кейптауна. Выде¬
ления
сернистого газа наблюдались только в северной
части Бенгельского ареала, севернее 25° ю. ш., где встре¬
чаются донные осадки, в
которых возникают анаэробные
процессы, приводящие к образованию сероводорода.
Таким образом, Б. т .
представляет исключительный
интерес во многих отношениях. Механизм течения и хими¬
ческие компоненты воды, а также биология заслуживают
более подробного исследования.
МОЛЛИ ДАРБИШИР
БЕНТОС МОРСКОЙ
Б.
—
совокупность организмов, обитающих на грунте
и в грунте морей, озер и рек. По среде и способу обита¬
ния Б. отличается от планктона
—
пассивно
переносимых
те чениям и организмо в
—
и нектона
—
активных пловцов.
Большинс тво
бентосных
животных
имеют
планктонные
ли чинки, а
некоторые виды нектона тесно связаны со сре¬
дой бентали. Термин «демерсальный» (придонный) также
используется для
названия
организмов,
встречающихся
на дне или у дна.
Б.
является
важной экологической группой, потому
что он встречается во всех морских
и
материковых водоемах
земного шара
и
имеет важное хозяйственное значение.
Бентосные животные изменяют физические и химические
свойства донных осадков. Кроме того, большинство иско¬
паемых состоит из остатков бентосных организмов.
Принято делить бентосные организмы на эпифауну
и
инфауну. Эпифауна
—
все те животные, которые живут
на
морском
грунте или
на растениях,
скалах
ит.д.,
выступающих над поверхностью дна. Инфауна состоит из
тех животных, которые живут в грунте. Хотя большинство
бентосных видов связано или только с эпифауной, или
только с
инфауной, небольшое количество их
встречается
в обеих средах.
Состав. Все типы
морских организмов хорошо пред¬
ставлены в Б., за исключением гребневиков (С(епоркога)
и щетинкочелюстных (СНае(о§па(На). Характерными груп¬
пами, представленными в макробентосе (организмах раз¬
мером больше 1 мм), являются многощетинковые черви,
пластинчатожаберные моллюски, иглокожие, губки, асци-
дии и ракообразные. Мейобентос, состоящий из организ¬
мов, размер которых примерно 0,1—1 мм, обычно пред¬
ставлен мелкими многощетинковыми червями, пластин¬
чатожаберными моллюсками, копеподами {Награсйсо1д,а),
остракодами, некоторыми видами Ситасео, нематодами,
ресничными червями (ТигЬеИапа) и фораминиферами.
Промежуточная фауна песка
на мелководье составляет
уникальный мейобентос. Организмы, размер которых
меньше
0,1 мм,
составляют
микробентос. Эта группа
включает
бактерии, бентосные диатомовые
водоросли,
ресничные инфузории (СШа{а)у амебы и
жгутиковые.
Хотя бактерии составляют небольшую часть общего веса
или биомассы бентосного сообщества, они имеют большое
значение в пищевой цепи моря. Бентосные бактерии воз¬
вращают биогенные элементы в экосистему и превра¬
щают детриты и растворенное органическое вещество
в частички, которые могут использоваться более крупными
организмами.
Многообразие и обилие видов Б. меняется с широтой
и
глубиной, а также в зависимости от локальных условий
среды. Число макробентосных видов
может превышать
100 на 1 м2 на мелководье. Количество экземпляров
коле¬
блется от нескольких до тысячи на 1 м2. Микробентос
недостаточно
изучен,
но
сообщалось,
что
количество
экземпляров достигает 105—109
на
1 м2. Биомасса Б.
колеблется от нескольких килограммов до десятых грамма
на 1 м2. Разнообразие и численность Б. уменьшается
с глу¬
биной. Эта зависимость численности от глубины является
характерной чертой в масштабе океана и менее очевидна
в
пределах основных местообитаний. При определенных
условиях среды, таких, какие встречаются в некоторых
районах полярных морей и в устьях рек, фауна может
состоять из нескольких видов, представленных огромными
популяциями.
Окружающая среда. Бенталь обычно делится в соот¬
ветствии
с
физиографическими зонами; супралитораль,
литораль, сублитораль, батиаль, абиссаль и ультраабис¬
саль, или хадальная зона (см. Морская экология). Глубины,
соответствующие каждой из основных зон, меняются с ши¬
ротой, в зависимости от геологической структуры
и
раз¬
личных факторов окружающей среды. Фауна морского
дна на глубинах, превышающих 2000 м, обычно рассма¬
тривается как глубоководная, или абиссальный Б. Хими¬
ческие и физические свойства среды бентали в простран¬
стве изменяются постепенно, и поэтому нельзя провести
резкие границы основных сред.
Наиболее важными физическими особенностями среды
бентали, очевидно, являются природа отложений, темпе¬
ратура и соленость. На мелководье эти факторы быстро
меняются во времени и пространстве. В глубинных водах
моря постоянство условий окружающей среды на боль¬
шом
протяжении
определяет гомогенность фауны.
На
мелководье важными факторами являются осушка, свет и
движение воды.
На распределение и численность видов
влияют такие биотические факторы среды, как хищни¬
чество, паразитизм, конкуренция в пище и
пространстве.
Большая часть макробентоса поглощается рыбами и дру¬
гими
нектонными
животными.
Биотические факторы,
очевидно, не являются столь существенными для бентос¬
ных сообществ, обитающих на мелководье, как физиче¬
ские. В окружающей среде инфауны наблюдаются менее
быстрые колебания физических и химическ их
свойств,
чем
в
окружающей среде эпифауны.
Пищевые циклы. Основными источниками пищи для
Б. являются планктон , терригенный органический детрит
и на мелководье крупные водоросли и цветковые растения.
Там, где свет проникает до дна,
бентосные д иа то мов ые
водоросли могут создать значительные количества пищи.
В большинстве районов планктон является основным
79

БЕНТОС
источником пищи, и высокая продукция Б. обычно свя¬
зывается с высокой продукцией планктона, обитающего
в
пелагиали.
Терригенный детрит может переноситься
мутьевыми потоками на большие расстояния от берега
ина
глубины. Бактерии также являются важным источ¬
ником пищи дл я глубоководного Б.
По типу питания наиболее
характерными для
Б.
являются
детритоядные.
Такие организмы, как губки,
многие пластинчатожаберные моллюски (Рексуройа), кри-
ноиды (Сппоьйеа) и брахиоподы (ВгасЫоройа), извлекают
детрит
и з вышележащих то лщ воды. Другие организмы
питаются
донными
осадками.
Многощетинковые черви
представляют наиболее важную группу из детритоядных.
В результате
их жизнедеятельности разрушаются осадоч¬
ные структуры и изменяются химические свойства осад¬
ков. Животные, питающиеся осадками, обычно встречаются
в иле и илистом песке. Животные, питающиеся взвесями,
доминируют в эпифауне твердых субстратов и в инфауне
крупного песка и гравия.
Организмы, питающиеся взве¬
сями и обитающие на грунте или в грунте из мелкозер¬
нистых осадков, часто имеют специальные приспособле¬
ния, чтобы избежать закупорки фильтрующего аппарата.
При интенсивном накоплении осадков
эти
организмы
погибают или приостанавливают свой рост.
Рыбы, морские звезды, офиуры, многощетинковые
черви (Ыетз), некоторые моллюски, головоногие и
крупные
ракообразные являются в основном хищными и всеядными
животными. Растительноядные животные встречаются
на
мелководье, где имеются крупные растения
и
обрастающие
водоросли. Многие виды способны изменить свой способ
питания, если позволяют условия. Так, некоторые пластин¬
чатожаберные моллюски, обычно питающиеся взвесями,
могут временами питаться осадками. Активно двигающиеся
многощетинковые черви могут быть и детритоядными,
и
хищниками.
Размножение. Способ размножения бентосных живот¬
ных —
одна из наиболее характерных
их особенностей.
Большинство бентосных видов имеет
пелагические ли¬
чинки. Личинки могут жить в окружающей воде от не¬
скольких часов до нескольких месяцев. Бентосные виды
представлены двумя типами, обитающими в совершенно
различных условиях окружающей среды и обладающими
различными группами адаптации. Непрерывность како го -
либо вида в
ареале
завис ит о т выжи ваемости личи нок;
таким образом, внешние условия
—
течения, температура
или выедание
—
могут влиять на постоянство бентосной
популяции. Прямое развитие, свойственное организмам
Б., чаще встречается на больших глубинах и в полярных
морях.
Личинки многих бентосных видов способны активно
выбирать подходящую среду. Метаморфоз может задер¬
жаться до тех пор, пока не будет найдено подходящее
место
для оседания.
Характер
субстрата,
очевидно,
является
основным
фактором,
вызывающим
оседание
личинок многих видов, особенно среди детритоядных.
Оседание может быть связано с размерами и формой ча¬
стицы, ее состоянием, органическим содержанием, шеро¬
ховатостью поверхности или химическими свойствами
субстрата. В некоторых случаях, как,
например, среди
устриц
и
балянусов, личинки оседают в местах, занятых
взрослыми особями.
Бентосные сообщества. Повторяемость характерного
видового состава позволила различать бентосные сооб¬
щества. Связь конкретного сообщества с особым типом
субстрата настолько обычна, чтс бентосные сообщества
определяются
по
характерным
видам
и
субстратам.
Связь субстрата и сообщества обусловлена тем, что боль¬
шин ст во бен тосных вид ов
является
детритоядным.
При¬
рода субстрата отражает другие важные факторы среды,
такие, как движение воды и расстояние от берега. Раз¬
80
личие фауны указывает на то, что более важными подраз¬
делениями субстрата являются ил, илистый песок, крупный
песок, гравий и ска лис тые
поверхности. Коралловые рифы
являются особым типом сообщества, которое экологически
связано с сообществами, развивающимися на скалистом
дне и
берегах.
Бентосные сообщества встречаются повсюду в море,
за
исключением
немногих
особых условий, таких, как
в
Черном море, где на глубине наблюдается исключительно
высокая концентрация сероводорода. Обилие и разнооб¬
разие эпифауны заметно уменьшается в высоких широтах,
так как инфауна остается почти постоянной. Кроме того,
инфауна одинаковых
грунтов на сравнимых глубинах
является
так же
сходной по таксономическому составу
во всем мире. Предполагается, что эти свойства распреде¬
ления отражают тот факт, что, за исключением темпера¬
туры, среда инфауны меняется меньше, чем среда
эпи¬
фауны. Наибольший контраст численности и
разнообра¬
зия наблюдается между Б. мелководья и Б. глубоководных
районов моря.
Характерной особенностью бентосных сообществ,
обитающих на мелководье,
является
з ам етн ое преобла¬
дание одного или нескольких видов. От 1 до 12 видов могут
составить 95% всего количества экземпляров и биомассы
сообщества. Состав многих бентосных сообществ меняется
через относительно короткие периоды времени.
Сезонные
колебания, очевидно, более заметны на мелководье.
Почти все исследованные колебания численности живот¬
ных связаны с изменениями скорее физической, чем биоло¬
гической среды.
На мелководье при резких изменениях
погодных условий часто гибнет большое количество бен¬
тосных организмов.
Способность к размножению у морских
беспозвоночных
с толь
велика,
что
п опул яция
может
быть быстро восстановлена очень небольшим количеством
оста вш ихся особей.
Геологическое значение. Б. изменяет осадки несколь¬
кими способами. Движение организмов инфауны разру¬
шае т
то нкоз ернис тые
осадочные структуры,
таки е,
как
напластование. Детритоядные изменяют текстуру осадков
выделением фекалий,
и
во
многих
местах
мел ков одья
последние
являются
основной
компонентой отложений.
Химический состав заглатываемых живыми организмами
частиц осадков также меняется. Б. поставляет значитель¬
ное количество прочного остаточного материала. Песок,
состоящий из вещества раковин, и гравий, состоящий
почти
полностью
из
бентосных
остат ков,
часто
встре¬
чаются в наше время
и
широко представ лены
в виде био-
кластических карбонатных пород в ископаемых остатках.
Почти все морские осадки изменяются до некоторой степени
бентосными организмами.
Большинство окаменелостей в земной коре состоит
из остатков бентосных животных. Хотя имеются сведения
только о тех животных, которые
им е л и прочные твердые
части, палеозойские бентосные сообщества очень сильно
напоминают современные сообщества. Соотношение между
повторяемостью отдельных видов и литологической харак¬
теристикой субстрата напоминает современную зависи¬
мость сообщества—субстрат. Образ жизни указывает на
структурное сходство с современными сообществами, раз¬
вивающимися в подобных субстратах. Детритоядные пре¬
обладали и тогда.
Большинство окаменелых сообществ
палеозойской эры состоит в основном из остатков организ¬
мов эпифауны, но это, возможно, обусловливается факто¬
рами сохранения. Таксономические особенности Б. конца
мезозойской эры сохранились до
настоящего
времени.
Экологическое
сходство
древних
и
современных
бентосных сообществ дает
возможность
воспроизводить
прошлые условия
и
изучать эволюцию сообществ организ¬
мов.
Видов бентосных
сообществ сохранилось больше,
чем других животных сообществ. Большая часть организ¬

БЕНТОСНЫХ
мов бентосных сообществ имеет прочный скелет, и Б.
населяет
преимущественно зону
отложений. Природа
субстрата
—
основной фактор среды
—
сохранена. Для
того чтобы использовать геологические данные бентосных
сообществ, палеонтолог должен отличать остатки живот¬
ных, которые жили в осадках, от тех животных, которые
могли быть принесены течениями из других мест. Состоя¬
ние
сохранности
—
экологическая
сторона
ископаемого
сообщества
—
и
физические свойства осадков являются
ценными критериями при реконструкции
способа форми¬
рования ископаемых сообществ.
р. г. ДЖОНСОН
БЕНТОСНЫХ ОРГАНИЗМОВ РАСПРЕДЕЛЕНИЕ
Бентос —
совокупность организмов, обитающих на
гру нте (эпифауна) или в гру нт е (инфауна), плавающих
близко у дна или никогда не покидающих его. Бентос мо¬
жет быть животный (зообентос) и растительный (фитобен¬
тос). По размерам бентосные организмы делятся на макро¬
бентос (более 1 мм) и микробентос (менее 0,1 мм).
Животные и растительные бентосные
организмы
группируются
в сообщества. Состав этих сообществ обусло¬
вливается чувствительностью каждого вида к различным
факторам внешней среды (температуре, солености, типу
субстрата, гидродинамическим движениям и т. д.)
и взаи¬
моотношением среди видов, образующих эти сообщества.
Сравнение видового состава определенного числа проб
показывает, какие виды являются характерными для опре¬
деленного сообщества.
Сообщество, наделенное продол¬
жительной качественной устойчивостью и соответствую¬
щее определенным условиям внешней среды, называется
биоценозом. Биоценоз представляет «фацию», где местное
преобладание какого-либо экологического фактора спо¬
собствует численному преобладанию одного или несколь¬
ких видов (характерны эти виды для биоценоза или нет),
которые все же не меняют качественной специфики био¬
ценоза.
Количество органического вещества живых организ¬
мов, выражаемое
в массе сырого или сухого вещества на
единицу поверхности
или
грунта, называется биомассой.
Вертикальная зональность Б. о. р. Виды, встречаю¬
щиеся на глубине в несколько метров, не встречаются на
глубине в несколько тысяч метров.
Вертикальное распределение существующих
видов
зависит от трех основных факторов: освещенности, коли¬
чества влаги и давления.
Свет, который обусловливает растительную жизнь
(фотосинтез), поступает от Солнца. По мере постепенного
проникновения света на глубины происходит его погло¬
щение и изменение спектрального состава.
Первыми
поглощаются красный и желтый цвета спектра, тогда как
голубое излучение в водах
открытого моря и зеленое
в прибрежных проникают очень глубоко.
Толща
морской
воды,
получающая достаточное
количество света для жизни растений, называется фи-
талью, иногда литоралью. Глубина этой зоны достигает
150—160 м
в
наиболее прозрачных морях, получающих
наибольшее количество солнечного света. За нижней гра¬
ницей фитали,
где растения еще могут использовать
слабый свет, начинается афитальная зона (глубоковод¬
ная).
Количество влаги имеет значение только для орга¬
низмов, обитающих в зоне,
в
которой наблюдаются
колебания уровня воды в результате приливов
или в за¬
висимости
от
метеорологических условий (от ле гкого
орошения брызгами до полного погружения,
вызванного
поднятием уровня воды).
Гидростатическое давление в море увеличивается
на
1 кг/см2 на каждые 10 м глубины. Увеличение давления,
несомненно, играет какую-то роль в жизни морских орга¬
низмов, но точное его влияние еще не известно.
С учетом этих трех факторов в распределении бентос¬
ных организмов
по вертикали
в океа нах (морях) выделяют
семь зон, которые образуют две системы: фитальную и
афитальную (рис. 1). К фитальной системе относятся че¬
тыре зоны: супралиторальна я,
медиолиторальная (лито¬
ральная), инфралиторальная (сублиторальная), цирка-
литоральная; к афитальной системе относятся три зоны:
батиальная,
абиссальная, хадальная (ультраабиссаль-
ная).
Фитальнаясистема. Супралиторальная зон а.
Животные организмы, обитающие в этой зоне, могут пере¬
носить непрерывное или почти непрерывное погружение
в
воду
или
нуждаться в нем. В морях, где величина при¬
лива большая, животные организмы погружаются только
при полной воде равноденственных приливов. Супрали-
торальные животные, обитающие на твердом субстрате,
исключительно однообразны по составу
во всех водоемах.
Практически всегда встречаются одноклеточные Суапор-
Нусеае и СМогоркусеае, лишайник, мелкие брюхоногие
моллюски рода ЬШогЬпа и мелкие ракообразные изоподы
(Ы§Ийае).
Население побережья состоит из очен ь
подвижных
амфипод и в тропических районах
—
амфипод и крабов,
которые более или менее приспособлены к образу1 жизни
на воздухе (вне воды).
Медиолиторальная
(литоральная)
зона
находится
в
пред елах
приливных
колебаний
уровня воды. В
морях
с большой величиной прилива
эта
зона
представлена срединной частью приливной зоны.
Медиолиторальные (литоральные) виды приспособлены
выно сить дли тельное осушение
и обычно не могут
жи ть
при непрерывном погружении
в
воду.
На мягких
субстратах (песок или ил) трудно разграни¬
чить медиолиторальные биоценозы, поскольку часто они
перемешаны. Когда уровень воды падает, животные орга¬
низмы зарываются
в ил, содержащий определенное коли¬
чество воды.
Таким образом животные защищаются
от
вредного действия осушения. Фауна побережья состоит
из
нес ко льк их
видов
кольчатых
и
многощетинковых
червей (ОрНеИа и Ыеппе) и ракообразных изопод и амфи¬
под. Кроме того, в тропиках встречаются крабы рода
Цса и «л о ж н ы е крабы» семейства НеррЫае.
На верхней границе медиолиторальной зоны,
на
скалистых берегах, обычно встречается биоценоз, состоя¬
щий главным образом из усоногих рачков (СМНатаЫз),
очень стойких к воздействию осушения при отливах. На
нижней границе этой зоны встречается
м ас са известковых
водорослей (за исключением
высоких
широт), которые
часто
сме шива ются
с
другими циррипедиями
(Ва1апиз
и
Те&асШа:) и миди ям и. Здесь также встреч ается бога тая
фауна моллюсков (Оаз1гороАа) с конусообразной формой
раковин из группы РаЫИДае. На побережьях в тропиках
часто встречаются устрицы. В морях с большой величиной
прилива, особенно в средних широтах, группы бурых
водорослей, которые растут параллельно береговой линии
(поэтому их часто называют поясами), могут наклады¬
ваться
и,
очевидно, более или
менее вытеснять ранее
обитавший здесь биоценоз.
Инфралиторальная (сублитораль¬
ная) зон а
—
зона обитания морских фанерогамных или
фитофильных (светолюбивых) водорослей. Верхняя гра¬
ница
зоны
редко
обнажается, поэтому длительное
осушение приводит к гибели
инфралиторальных расти¬
тельных и животных организмов. На скалистых субстратах
81

БЕНТОСНЫХ
инфралиторальной зоны можно
различить
два
ти па
биоценоза.
Один тип состоит в основном из фитофильных водо¬
рослей, главным образом бурых водорослей в высоких
широтах, красных водорослей в средних широтах и зеле¬
ных
водорослей в субтропических районах. Сопутствую¬
щая фауна этой зоны непостоянна ,
причем биомасса ее
обычно ниже, чем биомасса растительной фракции. В не¬
которых фациях могут преобладать различные беспозвоноч¬
ные
(моллюски УегтеИйае и многощетинковые
черви
семейства 8егриШае).
Другой тип биоценоза
представлен
коралловыми
рифами в тропических морях. На первый взгляд кажется,
что животных организмов гораздо больше, чем раститель-
водорослей, относящихся обычно к роду Саикгра, а иногда
из видов, относящихся к
роду НаИтейа, причем их слое¬
вища (таллом) пропитаны известняком. В
умеренных
или
умеренно
холодных
м орях субстраты, покрытые круп¬
ным песком или разнообразными обломками, часто зара¬
стают бурой водорослью, относящейся к группе ламина¬
рий, которые растут также на твердом грунте. Но главной
ос обенн ость ю
под вижн ых
субстратов
инфралиторали
является их способность обеспечивать прикрепление мор¬
ских фанерогамных растений, которые являются харак¬
терным признаком этой зоны. Эти цветковые растения,
относящиеся к
группе однодольных (односеменодольных),
требуют настоящей почвы, из которой они берут мине¬
ральные вещества (точно так же, как наземные растения),
Неритичесная область
Оиеаничесная область
Рис. 1. Распределение бентоса по глубинам.
7 — максимальный уровень сизигийного прилива; 2 — максимальный уровень среднего прилива;
3 — минимальный
уровень среднего прилива; 4 — минимальный уровень сизигийного прилива.
ных, но в действительности это не так.
Биомасса водо¬
рослей, находящихся в симбиозе со строителями коралло¬
вых рифов
и различными другими беспозвоночными, при¬
мерно в три раза больше биомассы животных
организ¬
мов. Сопутствующая фауна на
корал ловых рифах
—
одна
из самых богатых и разнообразных в мире.
Примером биоценоза инфралиторали, представляю¬
щего большой интерес с практической точки зрения,
являются животные организмы и некоторые растительные
(морские водоросли), вызывающие обрастание корпусов
судов и свай в портах, где вода загрязнена.
На подвижных субстратах в инфралиторальной зоне
различают два типа биоценоза животных; существование
одного из них обусловливается наличием многоклеточных
растений, другого
—
их
отсутствием.
Последний тип
биоценоза животных состоит из видов, обитающих в дон¬
ных
осадках,
с реди
которых
преобладают моллюски
и
многощетинковые
черви.
Хищниками
этих
гр упп
является иглокожие (обычно отсутствующие в поверхност¬
ных горизонтах) или моллюски переднежаберники (осо¬
бенно многочисленные в тропических морях).
Подвижные субстраты инфралиторали с многокле¬
точными растениями очень разнообразны. В теплых морях
растительный покров субстрата часто состоит из зеленых
82
тогда как бентосные водоросли используют субстрат просто
для
закрепления,
получая
минеральные
вещества
из
морской воды.
Эти морские
фанерогамные растения,
которые часто образуют настоящие
подводные
луга,
особенно многочисленны и разнообразны в тропических
морях.
Они также покрывают большие площади дна
инфралиторали в умеренных морях {1о81ега в северной
части
Атлантического океана,
. Розьйота и Сутойосеа
в
Средиземном море). Когда плотность этих фанерогамных
растений становится большой, они могут сильно сокра¬
т ить инфауну животного населения . Фауна, прикреплен¬
ная к листьям фанерогамных растений и к частям корне¬
вищ ,
выступающих из донных осадков,
способствует
обилию животного населения во всех водоемах земного
шара. Эти фанерогамные растения также создают укры¬
тие в
гуще своих листьев для многочисленных подвижных
видов.
Циркалиторальная зона.
Нижняя гра¬
ница этой зоны соответствует максимальной глубине, где
возможна жизнь водорослей, которые еще способны расти
при самом слабом освещении.
На скалистых субстратах можно встретить население,
в
котором биомасса зообентоса обычно больше, чем био¬
масса
фитобентоса, и в которо м преобладают прикреплен-

БЕНТОСНЫХ
ные
формы: губки, альционарии,
кишечнополостные
(горгониды), мадрепоровые кораллы (не образующие
рифов) и особенно
мш анки ,
которые образуют прямые
или разветвленные известковые колонии.
Из водорослей здесь встречаются главным образом
красные водоросли, у которых слоевища (таллом) пропи¬
таны известняком. Население мягкого грунта зависит во
многом от природы донных осадков. На грубозернистых
осадках (гравий и крупный песок, смешанный с обломками
раковин) свободно развивается большая масса известко¬
вых водорослей, принадлежащих к группе Ы1ко1кат-
таг. Некоторые водоросли, подобно известковым Ме1о-
Ьезьае или 8 диатаггасеа, способны преобразовать мягкий
грунт в твердый субстрат, скрепляя различные элементы,
и
наоборот, если создаются благоприятные условия для
растительных и животных организмов,
разлагающих
известняк.
Вообще, субстраты циркалиторальной зоны состоят
в основном из ила и илистого песка. На таком грунте
или
водорослей мало, или они полностью отсутствуют, по¬
скольку субстрат не пригоден для прикрепления.
Разно¬
образная фауна беспозвоночных в соответствии с природой
субстрата служит пищей для
относительно
большого
населения
рыб. Циркалиторальная зона,
занимающая
нижнюю часть материковой отмели, является основным
центром тралового промысла.
Афитальная система.
Батиальная зона, ли ¬
шенная автотрофной растительности, принадлежит сооб¬
ществам, которые располагаются на материковом склоне и
его подножии на глубине 2500—3000 м. Нижняя граница
этой зоны отмечена
коренным
изменением бентосной
фауны
—
в
о снов ном
у моллюсков
и
иглокожих.
Эта
граница отмечена также
^как предел распространения не¬
которых видов животных фитальной системы, обитающих
в
литоральной зоне, которые могут опускаться с матери¬
ковой отмели. Эти
литоральные
виды, способные опу¬
скаться на большие глубины (эврибатные виды), только
за редким исключением проходят батиальную зону. На
скалистых субстратах, встречающихся реже по мере увели¬
чения
глубины,
самым
примечательным
биоценозом
являются «глубоководные кораллы»
—
мадрепоровые ко¬
раллы (особенно рода БоркеИа и Майгерога), лишенные
ввиду недостатка света симбиотических водорослей. Эти
глубоководные кораллы образуют оазисы в подводной
жизни, сопровождаемые богатой и разнообразной фауной
на
глубинах, которые обычно мало заселены.
На мягком субстрате обитает довольно однообразное
в видовом отношении сообщество, но фации представляют
интерес. Наиболее обычны в Атлантическом океане
крупные альционарии, выступающие из отложений (на¬
пример, РитсиИпа), горгонии (1ыд.е11а, среди которых
обитают креветки Аг1в(е1с1ае, имеющие промысловое зна¬
чение) и шестилучевые губки, обитающие главным обра¬
зом в области скопления
продуктов раз ложения (особенно
растительных фрагментов), опускающихся с материковой
отмели.
Абиссальная
з она
простирается от подно¬
жия материковой отмели до свала глубин склона, пред¬
шествующих глубоководным впадинам, т. е. на глубинах
от 3000 до 6500—7000 м.
Эта зона заселена главным образом биоценозом, харак¬
терным для илистого дна. Редкие твердые субстраты (вул¬
канические скалы, конкреции окиси железа и марганца)
имеют весьма бедную фауну. Биоценоз илистого дна абис¬
сали разнообразен, но, как правило, средняя биомасса
ниже (1 г/м2 сырого веса); практически все группы бес¬
позвоночных, встречающиеся в фауне материковой отмели,
встречаются
также
в
абиссальной
зоне,
но
процент
архаических форм (подобных живым ископаемым) выше
по отношению ко всей фауне в батиальной и абиссальной
зонах. Рыбы еще встречаются на абиссальных глубинах,
но количество
видов животных заметно уменьшается.
Хадальная
(ультраабиссальная)
зона соответствует впадинам с глубинами от 6500—
7000 до 11000 м и более (в Тихом океане).
Субстрат состоит в основном из ила, а биомасса умень¬
шается до нескольких миллиграммов (сырой вес) на квад¬
ратный метр. Биоценоз характеризуется полным отсут¬
ствием ряда типов,
классов или отрядов и в основном
тех, которые являются хищниками,
—
декаподы, морские
звезды и рыбы, а доминируют некоторые группы,
в частно¬
ст и голот урии (Е1а81рос1а), эхиуриды, изоподы и много-
щетинковые черви. Кроме того, в отложениях этой зоны
встречаются бактерии, приспособившиеся к жизни под
большим давлением (барофильные), численность которых
очень велика (несколько миллионов организмов на грамм
влажных
отложений). Эти микроорганизмы являются
основной пищей для детритоядных.
Морской бентос различных зон в экономике океанов.
Интересно выяснить,
правильно ли человек осваивает
биоценозы (главным образом рыб) для пищевых целей
и есть
ли способы увеличения урожайности бентосных
видов. В инфралиторальной (сублиторальной) зоне био¬
масса
некоторых биоценозов, обитающих на скалистом
г ру нте , достига ет н еск ол ьки х килограммов (сырого веса)
на квадратный метр (иногда до 80 кг), тогда как биомасса
биоценоза, обитающего на мягких субстратах, достигает
нескольких сотен граммов (редко больше 1 кг/м2). В цирка¬
литоральной зоне биомасса может составлять несколько
сотен граммов на квадратный метр.
По мере увеличения глубины биомасса уменьшается.
Это уменьшение происходит медленнее, когда большие
глубины находятся вблизи суши. Однако биомасса, рас¬
сматриваемая отдельно,
недостаточна
для выражения
богатства морского дна. Если два сообщества А и Б имеют
одинаковую биомассу (100 г/м2) и если сообщество А
состоит
из
видов,
продолжительность
жи зни
которых
со ставл яет в
среднем 5 ле т, а сообщество Б —
из видов,
живущих только один год, то ясно,
что сообществу А
потребуется пять лет, чтобы дать 100 г биомассы, а сооб¬
ществу Б потребуется только один год, чтобы дать такое же
количество
биомассы.
Таким образом, продукция сооб¬
щества Б в пять раз больше, чем сообщества А.
Сравнение соответственной продукции дает лучшую
оценку реального богатства, но, очевидно, самое лучшее
ее выражение дается соотношением продукция/биомасса,
или
П/Б. Это отношение П/Б менее показательно для
бентали, чем для пелагиали; оно также намного больше
в тропических морях, чем в холодных водах высоких ши¬
рот или в батиальной зоне.
Продукцию бентоса необходимо изучать, для того
чтобы рационально осваивать бентосные виды и не допу¬
скать «перелова», который в настоящее время характерен
в целом для материковой отмели Северного моря и Север¬
ной Атлантики. Перелов, вызванный применением более
совершенной техники, угрожает верхней части батиальной
зоны (200—600 м), в которую стремится перенести свою
деятельность траловый флот, после того как на материко¬
вой отмели появились признаки уменьшения запасов.
В нижней части батиальной зоны, имеющей довольно
малую биомассу, отмечается меньшая продукция, обусло¬
в лен ная
большей средней продолжительностью жизни
живущих здесь видов.
Когда в толще вод наблюдается обильная популяция
планктона и когда глубина не слишком большая, оседание
отмершего планктона создает добавочный источник пищи
донной
популяции.
Вполне
возможно
искусственное
удобрение морского дна, но еще неясна его эффективность.
Не исключается также идея разведения или
культивации
морских бентосных видов, но в ближайшем будущем это
83

БЕРИНГОВО
трудно осуществить. Проводились опыты по заселению
биоценозов как отдельными
видами, естественный запас
которых был подорван переловом,так и видами, инород¬
ными для данного биоценоза. Эти виды, которые имеют
быстрый темп роста
и являются хорошим пищевым объек¬
том, используются
или
непосредственно в качестве про¬
дукта питания для человека, или как пища для промыс¬
ловых гидов. Этот метод может улучшить рациональное
использование ресурсов морского бентоса на благо чело¬
вечества.
Ж. М. ПЕРЕС
БЕРИНГОВО МОРЕ
Б. м., расположенное между 5 Ни 66° с. ш. и 157 з.
д.и
163° в. д., обычно рассматривается как продолжение север¬
ной части Тихого
океана. Площадь Б.
м. 2300 тыс. км2,
средний объем воды 3700 тыс. км3, средняя глубина 1636 м.1
Оно является вторым после Средиземного моря по вели-
Рельеф дна. Рельеф дна Б. м. необычен:
неритовая
(0—200 м) и абиссальная (более 1000 м) зоны почти одина¬
ковы по площади и составляют около 90% общей площади.
Обширная материковая отмель шириной свыше 400 миль
в северо-восточной части Б. м. является одной из самых
больших в мире3. Материковая отмель продолжается
в
северном направлении через узкий Берингов прол. до
Чукотского моря и иногда упоминается как Берингово-
Чукотская платформа.
Хотя платформа в настоящее время покрыта водой,
геологические и палеонтологические данные свидетель¬
ствуют о том, что Сибирь и Аляска —
две части одного
материка, связь между которыми прерывалась периоди¬
ческими погружениями дна несколько раз в последние
50—60 млн. лет.
Полагают,
что
последнее
погружение
произошло примерно
в конце плиоцена или начале плей¬
стоцена
около миллиона лет назад.4 Материковая отмель
в доль Алеутской островной дуги и побережья СССР очень
узкая.
Материковый склон
почти
на
вс ем
протяжени и
переходит
в глубоководное ложе обрывистыми уступами.
Уклон составляет 4—5°, за исключением юго -во сто чно го
района, где Берингов каньон, очевидно, самый большой
Рис. 1. Донные осадки в Беринговом море (по А. П . Лисицыну).
1—
валуны, галька, гравий с участками твердого грунта; 2 —
песок; 3 а—
алевриты; 4 « алеврито-глини¬
стые илы; 5 =- глинистые илы.
чин е
из
относительно
закрытых (полузамкнутых) морей.
Б. м., имеющее форму сектора с радиусом
1500 км, лежит
между берегами Азиатского материка (СССР) на 3, п-ова
Аляски на В и цепью Алеутских о-вов (США) на Ю.
В вершине Б. м . находится Берингов прол. Море и про¬
лив названы по имени мореплавателя Витуса Беринга,
который командовал большой русской экспедицией в 1725—
1742 гг. , исс ледовавшей побережье Камчатки и Аляски.2
в мире, имеет
уклон 0,5°. По дну Б. м. проходят два хребта:
Олюторский хребет (хребет Ширшова. —Ред.), протя¬
нувшийся на Ю от м.
Олюторского (Камчатка) по 170° в. д .
к
Алеутской островной дуге и отделяющий Западную
(Командорскую.
—
Ред.) котловину от Алеутской (Цен¬
тральной), и островной Крысий хребет (хребет Бауэрс.
—
Ред.) . Полуостров Аляска и Алеутская островная дуга,
ограничивающие водообмен Б. м. и северной части Тихого

БЕРИНГОВО
океана, имеют вулканическое происхождение; их образо¬
вание относится к
концу кайнозойской
эры. Островная
дуга, самая северная в Тихом океане, состоит из шести
групп островов: Командорские, Ближние, Крысьи, Андрея¬
новские, Четырехсопочные и Лисьи, которые поднимаются
с глубины примерно 7600 м в Алеутском желобе и с
глу ¬
бины 4000 м во впадине Б. м.
Самый глубокий пролив (4420 м) находится на 3
Б. м.
между Камчаткой и западной оконечностью о. Бе¬
ринга (Командорские о-ва). Здесь также самые большие
глубины, измеренные в Б. м . Севернее пролива на глубине
В колонках грунта длиной свыше 30 м, взятых со дна,
обнаружены хорошо сохранившиеся скелетные части
фораминифер, мелкий и крупный песок и ву лка ни че ска я
пыль и песок, заключенные между слоями ила. В резуль¬
тате анализа фораминифер, позволившего выделить
че¬
тыре горизонта, удалось установить,
что
в улк ани чес кая
активность резко усиливалась
в
ледниковую эпоху
и что
наибольшие глубины Б. м.
существовали во вторую поло¬
вину четвертичного периода.
Климат. Средняя температура воздуха зимой от —25 ° С
в
Беринговом прол. до 2° С у Алеутских о-вов, летом
Рис. 2 . Поверхностная циркуляция в Беринговом море летом.
3589 м порог полностью отгораживает бассейн, затрудняя
водообмен. В глубоководной впадине Б.
м.
на
глубине
3800—3900 м находится обширная абиссальная равнина;
несколько котловин с умеренным уклоном имеют глубину
4151 м. Эпизодические промеры эхолотом выявили нали¬
чие больших
глубин, однако это
требует дальнейшего
уточнения.
За исключением очень узкого прохода на долготе 180°,
глубина порога восточнее 171° в. д. значительно меньше
1000 м, и общее поперечное сечение, определяющее водо¬
обмен через южную границу, всего 731 км2.
Донные осадки (рис. 1). Донные осадки соответствуют
общему характеру батиметрии. Материковая отмель п о¬
крыта песком, возле
материкового склона песок сменяется
мягким
грунтом, размытым
и
переносимым
водой,
—
алевритом; глубоководное ложе покрыто диатомовым илом.
6—10° С. В году 35% дней дождливые, снег — обычное
явление с сентября по июнь. Среднее давление на уровне
моря колеблется от 1000 мб зимой, когда область низкого
давления под влиянием
алеутского минимума смещается
к Ю центральной части Б. м .,
до 1011 мб летом, когда
сказывается влияние восточнотихоокеанской области вы¬
сокого давления. Над Б. м. небо обычно затянуто обла¬
ками (средняя годовая облачность на С 5—7 баллов, на
Ю 7—8 баллов в год.
—
Ред.)
и
часто бывает туман.
На реках западного и восточного материковых побе¬
режий лед начинает формироваться в октябре. К началу
ноября припай встречается в большинстве заливов и гава¬
ней, а морской лед
—
на Ю Берингова прол. К январю
морской лед достигает максимального развития и распро¬
страняется до изобаты 200 м, за исключением камчатского
побережья,
где холодные
массы
воздуха,
приходящие
85

БЕРИНГОВО
с материка,
вызывают образование льда за пределами
изобаты 200 м, побережий Алеутских о-вов и западной
оконечности п-ова Аляска, где относительно теплое Аля¬
скинское течение задерживает образование морского льда.
Морской лед обычно
покрывает 80—90% поверхности
Б. м., и никогда не наблюдалось, чтобы Б. м. было сплошь
покрыто прочным ледяным покровом (то же самое отно¬
си тся и к Берингову прол.). Ледяные по л я обычно имеют
60
55
50
45
40
35° ож
г
""
I
»
"
"»
1
1
»
толщину до 2 м, однако подсовы и торошение, особенно
у берегов, могут увеличить толщину льда до 5—10 м.
Площадь, занимаемая льдами, относительно постоянна до
апреля, после чего происходит быстрое разрушение и
смещение границы льда на С. Прежде всего разрушение
льда происходит в прибрежных районах, где он тает под
влиянием материкового стока, и обычно к концу июля
Б. м . освобождается ото льда.
Гидрологический режим. Приливы у побережья юго-
западной части Б. м . суточные
и
примерно
на60°с.ш.
—
смешанные; севернее 62° с. ш . наблюдаются только полу¬
суточные приливы. У побережья Аляски от Берингова
прол. до п-ова Аляска наблюдаются смешанные приливы,
а суточные приливы встречаются только у побережья
центральных (Крысьи и Андреяновские) и западных (Че¬
тырехсопочные и Лисьи) групп островов Алеутской
островной дуги. Средние полумесячные величины при л и ¬
вов небольшие (от 0,5 до 1,5 м), за исключением Анадыр¬
ского и Бристольского зал.,
где они составляют соответ¬
ственно 2,5 и 5,0 м.
Рис. 4. Вертикальное распределение температуры, кислорода и
солености в Беринговом море.
По современным представлениям, течения в узких
проливах Алеутских о-вов в основном приливные
с одина¬
ково сильными составляющими прилива
и отлива и со
скоростью от 150 до 400 см/с. Основное течение в Б. м.,
имеющее значение для водного баланса, наблюдается на
долготе 170° в., где поток конвергирует с водами, иду¬
щими на С в западной субарктической циркуляции,
в
ре¬
зультате чего формируется циклонический круговорот
в западной части Алеутской котловины и антициклони-
ческий круговорот вблизи Крысьего хребта. Основной
поток продолжает идти на С, огибая Крысий хребет,
затем поворачивает на В, образуя общую циклоническую
циркуляцию над глубоководной впадиной Б. м .
(рис. 2).
86

БЕРИНГОВО
В восточной части Б. м. в
районе выхода основного течения
к
материковой отмели и поворота его на С образуются
циклонические и антициклонические круговороты. В се¬
верной части Б. м.
т ече ние
расходится,
причем одна
ветвь идет на С в Берингов прол., другая
—
на ЮЗ вдоль
берегов Камчатки, где она, очевидно, становится Восточно-
Камчатским течением и возвращается в
северную часть
Тихого океана. Течения над материковой отмелью вдоль
берегов Аляски в основном приливные, за исключением
прибрежного района, где воды речного стока движутся на С
и выходят через Берингов прол. В восточной части Берин¬
гова прол. наблюдалось течение со скоростью до 300 см/с.
Скорость течения примерно в 3—4 раза больше в августе
и сентябре, чем в феврале и марте, когда море покрыто
льдом. Особенности этого течения, поставляющего около
20% притока в Арктический бассейн, могут в общем быть
объяснены ветрами, господствующими над Арктическим
бассейном, Б. м. и Гренландским морем. В крайней запад¬
ной части Берингова прол. периодически возникает на¬
пра вленное
на Ю противотечение, или «полярное» течение.
Течения на глубинах недостаточно изучены. Хотя темпе¬
ратура воды в северных районах материковой отмели
зимой очень низкая, соленость поверхностных вод недо¬
статочно высокая для образования глубинных вод в Б. м .
Глубинная вода входит через пролив между Камчаткой
и Командорскими о-вами и
рассеивается по всему бассейну.
Водные массы.
В Б. м . выделяют три водные
массы.6 Вода на широкой мелководной материковой отмели
зимой охлаждается от поверхности до дна,
весной она
разбавляется стоком крупных рек, таких, как Кускок-
вим, Юкон и Анадырь, летом нагревается на
п овер хно сти.
Ее температура
от —1,6 до 10° С, соленость на поверх¬
ности от 22,0 до 32,8°/00 (соленость придонных вод немного
выше). Хотя известно, что в воде, покрытой льдом, со¬
держится небольшое количество растворенного кислорода,
в Б. м. в течение года на всех горизонтах (от поверхности
до дна) количество
растворенного
кис лорода
близко
к насыщению (рис. 3). Вода поверхностного слоя (0—150 м)
над глубоководной частью Б . м .
формируется в районе
ю жн ее Алеутских о-вов
и
трансформируется под влия¬
нием сезонного охлаждения и нагревания. Содержание
кислорода в ней равно
или близко к насыщению. Темпе¬
ратура колеблется от 1 до 9° С, а соленость на поверхности
ост ает ся
выс ок ой (32,9—33,2°/00). Холодные, лишенные
кислорода воды на глубинах более 200 м в центральной
части Б. м. формируются на глубинах более 600 м в Тихом
океане и приносятся в Б. м . (рис. 4). Воды поверхност¬
ного слоя и воды ниже 200 м разделены слоем воды с ми¬
нимальной температурой и ре зк им градиентом содержания
кислорода между 100 и 200
м
(табл. 1). Температура и
сол еность у дна,
н а глубине 3500—4000 м, составляют
1,51 ± 0,02° С и 34,68 ± 0,026/00.
Таблица 1. Данные гидрологической станции
(56° 52' с. ш.,
166° 37' в. д.) Лето 1962 г.
Глубина,
м
Температура,
ес
Соленость,
° /оо
О2 мг-ат/л
0
10,51
32,94
0,620
50
3,02
33,10
0,696
100
1,33
33,22
0,639
200
3,71
33,88
0,104
300
3,60
34,03
0,046
500
3,34
34,18
0,034
1000
2,63
34,40
0,040
2000
1,84
34,59
0,120
3000
1,57
34,65
0,197
3500
1,53
34,66
0,245
Биология. Планктон. Несмотря на многочислен¬
ные исследования, разнообразие применяемых при этом
методов и разные сроки проведения наблюдений позво¬
ляют сделать только общие выводы относительно био¬
массы. Из 163 видов фитопланктона 104 относятся к диа¬
томовым и 55
—
к
перидиниевым. Максимальная биомасса
фитопланктона отмечается весной в поверхностных водах
материковой отмели — от 0,150 до 350 г/м2 по сравнению
с ~1,5 г/м2 в поверхностных водах над большими глуби¬
нами.
Биомасса уменьшается летом,
но вновь увеличи¬
вается осенью, при этом по величине она примерно на
порядок меньше весенней вспышки. Изучение вертикаль-
Рис. 5. Зоогеографические районы дальневосточных
морей
(по Виноградову, 1948).
1—
высокоширотные районы Арктики;
2—
низкоширотные
районы Арктики; 3 —
ледниковые районы; 4 —
субарктические
районы; 5 —
северные бореальные районы; 6 — южные боре-
альные районы; 7 —
субтропические районы.
ного распределения показывает, что максимальная попу¬
ляция диатомей не всегда встречается
только на поверхно¬
сти, иногда она наблюдается на глубине до 30 м. Весной
и в начале лета количество диатомовых
водорослей ко¬
леблется от 0,3-105 до 5-108 клеток/м3; наиболее частые
формы
—
это ЫИгвеЫа вепаЬа и НМговокта НеЬеШа.
Зоопланктон, взятый мелкоячеистой сетью, можно
разделить на две группы
—
неритический и океанический.
В 150-метровой толще воды, лежащей над глубоководной
частью Б. м. , веслоногие ракообразные (копеподы) соста¬
вляют свыше 50% биомассы зоопланктона, причем доми¬
нирующими видами являются Еиса1апив Ьип§И, Са1апив
р1итскгив и С. спвШив, ОИНопа вшШз; эвфаузииды,
главным образом Ткувапоевва 1оп&1рев, составляют 25%;
Скае(о&па1ка— 20%; АтрЫройа и Р&гороАа
—
остав¬
шуюся часть.
Неритические формы представлены главным
образом двумя видами копепод
—
Са1апив /ттагсЫсив
и АсагИа 1оп&1гет1з. О вертикальной миграции зоопланк¬
тона в этом районе известно очень
мало .^
Рыбы
и
млекопитающие.
ВБ. м.
оби¬
тает около 315 видов рыб, из которых 25 имеют промыс¬
ловое
значение.
Среди наиболее важных пром ысло вых
рыб
—
сельдь,
лосось,
треска,
палтус, тихоокеанский
окунь и камбала. Среди ракообразных промысловое зна¬
чение имеют камчатский краб и креветки.
Встречаются
87

БИОГЕННЫЕ
каланы, морские львы и моржи,
а о-ва Прибылова и
Командорские являются лежбищами котиков. Встречаются
также киты и
касатки,
кашалоты и белуха.
Ф. ФЕЙВЕРИТ
Геологическое строение дна. Согласно
предположению
Гутенберга, глубоководная впадина Б. м. является частью
типичной «островной дуги». Алеутские о-ва
образуют
почти правильную дугу кругового сектора, центр кото¬
рого находится возле Берингова прол. Алеутский хре¬
бет (Алеутские о-ва) вулканический по происхождению и
п од ст ила ет ся утолщенной океанической корой.8 В глубо¬
ководной впадине Б. м . мощность осадочного слоя не
менее 2000 м и, возможно, достигает 4000 м; под нагрузкой
этих
от ложени й
находится базальтовый слой. Толщина
океанической коры, уравновешенной эпигенети ческими
осадками, достигает 15 км. Очевидно, Алеутский хребет
срезает угол тихоокеанского бассейна и
с л у ж ит «плотиной»,
позади которой происходит быстрое накопление осадков
(в основном, вероятно, суспензионных). Глубоководная
впадина Б. м . заполнена осадками почти до уровня сиаля
севернее Камчатского прол.
и
в
скором времени часть
наносов, очевидно, будет отлагаться в северной части
Курило-Камчатского желоба.
Геотермальные измерения в глубоководных отло¬
жени ях
Б. м.
неожиданно выявили
значение теплового
потока, равное всего лишь 1,1 мккал/(см2-с), т. е . меньше
среднего значения для Тихого океана в целом. Очевидно,
вулканическая деятельность концентрируется только вдоль
Алеутской островной дуги,
не
затрагивая внутренней
части бассейна.
Шельф в восточной и северо-восточной частях моря
является, очевидно, частью материкового массива с гра¬
нитным фундаментом и погружением мантии до 29 км.
Большие скопления осадков наблюдаются в Бристольском
зал.,
где недавно проводились нефтепоисковые работы.
В Беринговом прол. осадочный слой отсутствует или
встречается редко, на дне пролива обнаружены выходы
коренных горных пород.
Г. г . шор-мл.
Прим. ред.
1
По современным данным площадь Б. м .
2315 тыс. км2, объем вод 3796 тыс. км3, средняя глубина
1640 м, а максимальная 4420 м (Камчатский прол.) (см.
Фролов Ю. С . Новые фундаментальные данные по мор¬
фометрии Мирового океана.
—
«Вести. ЛГУ. Сер. геология
и
география», 1971, No. 6, вып. 1, с . 85—90; см.
также
Добровольский А. Д .,
Залогин Б. С.
Моря СССР. (Природа, хозяйство.) М., «Мысль», 1965).
2
1-я Камчатская экспедиция (1725—1730), возгла¬
вляемая В. И . Берингом, была организована для решения
вопроса о наличии перешейка или пролива между Азией
и Америкой. Экспедиция обошла восточный берег Кам¬
чатки, южные и восточные берега Чукотки, прошла через
пролив (названный впоследствии именем Беринга), не зная
этого, до 67° 18', где потеряла из виду землю, и
вернулась
обратно, н е
разрешив вопроса о проливе.
2-я
Камчатская экспедиция (1733—1742), так же
возглавляемая В. И . Берингом, исследовала берега Север¬
ной Америки.
Первые достоверные сведения о проливе между Азией
и Америкой были получены в 1648 г., когда якутскому
казаку Семену Дежневу уделось обогнуть северо-восточную
оконечность Азии и выйти в Б. м .
3
Материковая отмель занимает 46%
площади дна
Б. м . , материковый склон
—
17% и глубоководное ложе —
37% (см. Ковалев А. Д . Берингово море.
—
В кн.:
«Север Дальнего Востока». М.,
«Наука», 1970).
4
См. «Северный Ледовитый океан и его побережье
в кайнозое». Под ред. А . И . Толмачева. Л., Гидрометео-
издат, 1970.
6
Через Берингов прол. в Арктический бассейн в т е ¬
чение года поступает около 30 • 106 км3 воды. Общий приток
воды в этот бассейн около 150 км3/год.
6
По современным представлениям, в Б. м .
существуют
четыре водные массы. Беринговоморская поверхностная
вода располагается на всей акватории и образует верхний
слой толщиной 25—50 м; летом нижней ее границей
служит слой скачка
температуры.
Мощность
этого
слоя возрастает с СВ на ЮЗ. Температура летом 7—10°,
зимой —1,7, +3°С. Беринговоморские промежуточные
воды
представлены
холодным
промежуточным
слоем,
нижняя
граница
которого
располагается
на
глубине
150—200 м. В теч ен ие г ода термический режим и соленость
этого слоя
мало
изменяются.
Температура от —1,7 до
4° С, соленость 33,7—34,0°/00- В Б. м.
отмечено
т акже
присутствие тихоокеанских промежуточных вод, нижняя
граница которых расположена на глубине 650—1000 м,
температура воды 2,5—4,0° С, соленость 33,7—34,3°/00.
Глубинные водные массы занимают более 70% всего объ¬
ема водных масс Б. м .,
температура их 1,5—3° С, соле¬
н о с т ь 34,3—34,8°/0о* (См. Арсеньев В. С . Течения
и
водные
массы
Берингова моря. М., «Наука», 1967.)
1 Советскими
исследователями
вертикальная
мигра¬
ция зоопланк тона и
фауна Б. м.
в достаточной степени
изучены
(см. Виноградов М. Е. Вертикальное
распределение океанического зоопланктона. М., «Наука»,
1968; Бродский К. А .. Фауна веслоногих
рачков
(Са1апо1йа) и зоогеографическое районирование северной
части Тихого океана и
сопредельных вод. М.-Л., Изд-во
АН СССР, 1957).
8
В пределах Б. м. выделяются четыре типа структуры
коры, которые находят отражение и в рельефе дна: конти¬
нентальный — в
пределах шельфа, океанический —
под
глубоководным желобом и примыкающей к нему частью
Тихого океана, субокеанический
—
в
пределах глубоко¬
водных котловин и субконтинентальный
—
характерный
дляАлеутскойдуги.(См.ГайннановА.Г.
и
др.
Изостазия и структура литосферы Берингова моря и
Алеутской дуги.
—
В кн.: «Морские гравиметрические
исследования». Изд. МГУ, 1970.)
БИОГЕННЫЕ ВЕЩЕСТВА В МОРЕ
Кроме консервативных основных элементов,
в
мор¬
ской
воде находятся (в концентрациях
миллиграмм-
атом/м3) компоненты, которые являются существенно важ¬
ными для развития фитопланктона
—
основы
пищевой
цепи в море. К ним относятся растворенные неорганиче¬
ские
фосфаты (0,1 —3 ,5
мг-атР/м3),
нитраты (0,1
—
43 мг-ат!М/м3), нитриты (0,1—3,5 мг-атЫ/м3), аммоний
(0,35—3,5 мг-атЫ/м3) и
силикаты
(0,1—170 мг-ат51/м3).
Эти морские удобрения расходуются только в верхних
слоях моря, где световые условия способствуют фотосин¬
тезу и часто определяют развитие. Неорганический фос¬
фор и азот восстанавливаются путем бактериального раз¬
ложения органических осадков и растворимых органиче¬
ских веществ, а кремний восстанавливается путем раство¬
рения раковин.
Восстановленные Б. в.
возвращаются
на поверхность при подъеме глубинных вод в результате
турбулентности, турбулентной диффузии и вертикальной
конвекции.
88

БИОГЕННЫЕ
а)
б)
в)
мг-ат/м
Рис. 1. Распределение биогенных веществ в океанах (по Свердрупу и др.,
1942).
а—
фосфаты (мг-ат Р_ро4/м3; б —
нитраты (мг-ат Ы_^о3/м3)5 в ~
силикаты (мг- ат 5 1/м8).
1 — Атлантический океан; 2 — Тихий океан; 3 — Индийский океан; 4 —
северная часть Тихого океана;'
5
северо-восточная часть Тихого океана; 6 — Южная Атлантика.
Таблица /. Концентрация биогенных веществ в океанах, морях и эстуариях (мг-ат/м8)
Район
ро|_
шг
N0^
мн3
81
Северная Атлантика
0,0
—
1,25
0,5-35
Западная Атлантика
0,1—2,6
0,1—27,0
—
—
Центральная Атлантика
0,1—2 ,0
5,0
—
40,0
—
—
.—
Берег Западной Африки (24-я параллель)
0,8—2,6
—
—
—*
—
Экваториальная Атлантика
0,25
—
1,0
—
—
—
—
Юго-восточная Атлантика
1,0 —1 ,5
—
—
;
10—80
Юго-западная Атлантика
1,7 —2,9
—
—
—
—
Тихий океан
0,5 —3 ,9
—
—
10—170
Экваториальная часть Тихого океана
0,2—2,6
—
—
—
5—30
Индийский океан
0,0 —3,3
0,0
—
36,0
—
—
10—120
Южный океан
1,0 —3 ,0
7,1—39,3
0,02-0,57
3—12
4—60
Северное море
0,0—1 ,14
0,0 —4,3
—
1—,
1
Норвежское море
0,40
—
1,17
.—
—
—-
1
Зал. Ваддензе
0,04
—
0,49
я—
—
0,028—0,102
Черное море
0,5—6,0
—
—
—
Средиземное море
0,1—0 ,4
—
—
—
—,
Балтийское море
0,15 — 2,0
0,21 —5 ,9
—
1,3 —1,9
—-
Финский зал.
0,19 — 0,95
0,29
—
5,7
1,6 —2 ,1
—
Ботнический зал.
0,076
—
1,2
0,50 — 3,5
2,6 —3,3
—
Прол. Па-де-Кале
0,16 —0,65
—
—
0,4 —1 ,2
0,72-5 ,50
Зал. Мэн
0,0 —1 ,8
3—15
0,0-0,35
0,0 —3,8
.—
Прол. Лонг-Айленд
0,1 -1 ,0
0,1—8,5
—
—-
Венесуэльский зал.
0,3 —1,0
—
—
.—
—,
Впадина Карьяко
2,42
•
—
—
—
8—,
Панамский зал.
1,0 —3,0
—
|
Саргассово море
0,0
—
1,35
0,1—3,0
—
—
—
Фрайди-Харбор (США, штат
Вашингтон)
1.2 —1,7
15—25
0,1—0,4
—
—
Зал. Монтерей (США, штат Калифорния)
—
—
—
—
10-60
Пьеджент-Саунд (США, штат Вашингтон)
0,2 —3 ,0
0,0
—
37,4
—
—
3,6-250
Район близ дельты р. Миссисипи
—
—
—
1,5-115
Главная ось течения Куросио
1,0 —3,0
10—36
0,1—0,3
—
Район подъема глубинных вод у Еноу-Нода
1,0-3,0
10—20
0,1—0,4
—
Кольский меридиан, 33° 30' в. д.
0,65 — 1,14
9,15 — 19,2
—
—
—
Рижский зал.
0,1—0,45
—
1,78 — 2,14
10,7
—
12,5
Азовское море
0,03
—
0,58
8,5-32 ,1
8,9—26,7
89

БИОГЕННЫЕ
Распределение Б. в . В зависимости от концентрации
Б. в. в водной толще выделяют четыре слоя: 1) поверх¬
ностный слой, в котором концентрация Б. в. низкая и от¬
н осит ельн о
однородная по глубине; 2) слой, в котором
концентрация Б. в.
быстро увеличивается с глубиной;
3) слой максимальной концентрации Б. в. ,
обычно на
глубине 500—1600 м; 4) придонный слой, в котором с глу¬
биной наблюдаются незначительные изменения концен-
Различное содержание Б. в .
в
океанах
зависи т
от
свойств глубинных вод при формировании и последующего
изм енен ия
э тих
св ойств
под
влиянием
биологических
факторов. У северных окраин Тихого и Индийского океа¬
н ов глубинной воды формируется немного или совсем не
формируется. Поверхностная вода в этих океанах, теку¬
щая на Ю, замещается глубинной водой, формирующейся
в Южном океане. Глубинные воды Атлантики формируются
м
60°ю.ш .
40 30
20
Ю
0
10°с. ш,
Рис. 2 . Распределение биогенных
веществ (в мг-ат/м3)
в
различных
океанических
районах
(по Свердрупу
и
др. ,
1942).
а—
фосфаты, Центральная Атлантика; б — фосфаты,
Тихий океан; в —
фосфаты, западная час ть Индийского
океана;
г
—
кремний,
западная
часть
Индийского
океана; д —
кремний, Юго-Восточная Атлантика; е—фос¬
фаты, Юго-Восточная Атлантика; ж —
нитраты,
Цен¬
тральная Атлантика.
трации фосфатов и нитратов, хотя содержание кремния
может быть значительно увеличено.
На рис. 1 показано вертикальное распределение Б. в .
в океанах. В табл. 1 даны колебания концентрации Б. в.
в океанах, морях и прибрежных районах. На рис. 2 —4
показана концентрации Б. в. в океанах.
В средних широтах обоих полушарий четко выражен
бедный Б. в.
поверхностный слой, являющийся самым
мощным. Ясно обозначен там и второй слой с увеличиваю¬
щейся с глубиной концентрацией Б. в. В зонах диверген¬
ции у экватора или около него поверхностный слой очень
тонкий, а находящийся под ним слой с большими концен¬
трациями Б. в. значительный по толщине. В высоких широ¬
тах
поверхностный слой может отсутствовать,
поэтому
на поверхности наблюдается высокая концентрация Б. в.
90
в высоких широтах
и замещаются поверхностной водой,
движущейся в
северном
направлении.
Относительно
небольшие изменения свойств глубинных вод происходят
под влиянием биологических факторов.
О колебаниях концентрации Б. в .
в
прибрежных
водах, эстуариях и мелководных морях
и
о
факторах,
влияющих на их
содержание, имеется больше сведений.
Обширные данные собрали Барнес (1957) и Редфилд (1963).
Факторами,
влияющими
на
колебания
концентрации
Б. в.,
являются
продуктивность
планктона,
сезонные
факторы (свет, температура, продолжительность дня),
приток новых водных масс (подъем глубинных вод, реч¬
ной сток и изменение направлений течений).
Фосфор. Фосфор в морских организмах находится
преимущественно в виде ортофосфорной кислоты в слож¬

БИОГЕННЫЕ
ных органических соединениях, таких, как фосфопротеиды,
нуклепротеиды, фосфолипоиды и
др.
Восстановление
неорганических фосфатов происходит путем химического
распада простых продуктов выделения, но
преобладающим
55% фосфора план ктона
переходит
в
фосфаты за 17—
35 дней). Ниже 300 м органических фосфатов очень
мало. Исходя из среднего годового запаса фосфатов в Чер¬
ном и Азовском морях
с учетом продукции
и
распада
Рис. 3 . Распределение фосфатов в Мировом океане на глубине 2000 м (по Редфилду, 1958).
Изолинии проведены с интервалами 0,25 мг-ат/м3.
восстановительным процессом является процесс разложе-
всего органического материала, а также с учетом удаления
ния
органических
соединений бактериями. Скорость
фосфатов путем переноса течениями, было найдено, что
регенерации является функцией температуры воды и
фосфаты в этих морях совершают круговорот 7—8 раз
численности планктона (в лабораторных условиях 35—
в год.
50° ю.ш.
Ю°с.ш.
Рис. 4 . Распределение нитратов (^_мо.)
на
разрезе
от моря Уэдделла к С
вд оль
меридиана
30° з. через
з оны
антарктической и субтропической конвергенций (по Дикону, 1933).
91

БИОГЕННЫЕ
В Атлантике максимальное содержание фосфатов
(2 мг-атР/м3) отмечается на глубине около 1000 м к С
от
Антарктиды. На глубине более 1000 м содержание
фосфатов уменьшается с Ю на С. В Тихом океане макси¬
мальная концентрация фосфатов (3,5 мг-атР/м3) наблю¬
дается к С от экватора, в то время как в районе Антарк¬
тиды она составляет 2 мг-атР/м3. Содержание фосфатов
в Индийском океане (0,5—3,0 мг-атР/м3) является средним
между концентрациями
в Атлантическом и Тихом океа¬
нах.
Промежуточный максимум в южных широтах Индий¬
ского
океана
соответствует максимуму
в
Атлантике;
максимум в экваториальных районах Индийского океана
соответствует максимуму в северной части Тихого океана
(рис. 2, 3).
Из имеющихся данных очевидно, что в распределе¬
нии
фосфатов и нитратов существует значительное сход¬
ство, хотя промежуточный максимум нитратов выражен
не так ясно. В Атлантическом океане наблюдаются зна¬
чительно более низкие концентрации нитратов, чем в Ти¬
хом и Индийском океанах; концентрация нитратов в ат¬
л анти ческ их
глубинных водах увеличивается более чем
вдвое по мере того, как они движутся на Ю к Антарктике.
Увеличение концентрации нитратов происходит быстрее
по сравнению с фосфатами, может быть, вследствие медлен¬
ного разложения некоторой части
растворенного азота
(см. табл. 1 и
рис. 3).
Кремний. Кремний требуется только для образования
скелетов диатомей и радиолярий, а не для питания в стро-
Рис. 5. Распад диатомовых в морской воде. Штриховка
—
периоды регенерации культуры, подвергнутой
действию света (по Бранду, Ракестроу и Ренну, 1939).
VI =-
твердые частицы; 2 = аммоний; 3 —
нитриты; 4 -=*
нитраты.
Азот.
Конечным неорганическим продуктом окисле¬
ния
содержащих
азот
органи ческих
веществ
в
море
являются ионы
нитрата (органический азот —
аммоний —
нитриты
—
нитраты). Все неорганические формы азота
потребляются фитопланктоном, в результате чего концен¬
траци я азота в
эвфотической зоне иногда приближается
к
нулю. В основном регенерация азота происходит за
счет автолиза и деятельности бактерий. Для более про¬
стых веществ, таких, как мочевина, азот восстанавливается
путем химического гидролиза до аммония, хотя бактерии
тоже
могут освободить аммоний из мочевины.
Аммоний и нитриты обычно появляются там, где
планктон разлагается в большом количестве. В мелковод¬
ных
прибрежных водах
районов умеренных широт ам¬
мон ий
присутствует
в
очень
н ебол ьших
количествах
в конце зимы, но количество его увеличивается весной,
и
иногда
он
становится
основной формой содержания
азота. Осенью и зимой количество аммония уменьшается,
и нитраты становятся основной неорганической нитроген-
иой компонентой. В глубоководных морях аммоний и
нитриты
ниже
эвфотической зоны обычно не
встречаются
в з начит ельн ых колич ествах , исключая анаэробные впа¬
дины, например, впадину Карьяко. Концентрация нитри¬
тов обычно ниже концентрации аммония.
Нитраты на всех глубинах встречаются в более высо¬
ких
концентрациях,
чем другие нитрогенные формы.
Максимальная концентрация нитратов наблюдается на
большей глубине, чем фосфатов. Это дает основание пола¬
гать, что скорость регенерации нитратов меньше, чем
скорость регенерации фосфатов. В лабораторных условиях
нитраты восстанавливались за 3—4 месяца. Однако 50—
80% уменьшения органического азота планктона проис¬
ходит за 17—20 дней (рис. 5).
гом смысле слова. В регенерацию кремния бактерии,
по-видимому, не вовлекаются, и основным
путем восста¬
новления
кремния является растворение выпадающих
раковин.
Раковины диатомей и радиолярий, которые
размельчаются в пищева рите льны х
трактах
мор ск их
организмов,
растворяются гораздо быстрее, чем цельные
раковины. Реки непрерывно добавляют в морскую воду
кремний, но увеличения содержания кремния близ реч¬
ных дельт не
происходит: либо кремний быстро исполь¬
зуется организмами, либо он осаждается каким-то неиз¬
вестным способом.
Предполагается, что дренаж тундры
также поставляет кремний в океан и что
некоторое коли¬
чество глубоководного кремния обеспечивают подводные
вулканы.
При лабораторных исследованиях
восстановление
кремния, т. е.
полное растворение раковин диатомей,
происходило через 5 месяцев после их гибели. Было под¬
считано, что кремний в прол. Па-де-Кале за один сезон
использовался несколько раз, однако по другим райо¬
нам сравнимых данных не имеется. В дополнение к раство¬
ренному кремнию морская вода содержит некоторое ко¬
личество кремния в глине и в нерастворившихся диато¬
мовых раковинах.
Концентрации кремния в океанах сильно отличаются
от концентраций фосфатов и нитратов.
В поверхнос тных
слоях
пр оисходи т
значительное
потребление кремния
диатомовыми,
поэтому
здесь
наблюдается
наименьшее
его количество. С глубиной концентрация кремния почти
всегда увеличивается в результате регенерации при мине¬
рализации остатков организмов и частичного растворения.
В верхних слоях воды кремния находят менее 0,5 мг-атЗЬ м3.
Серероатлантические глубинные роды
содержат
около
35
мг-ат51/м3,
антарктические
глубинные
воды
92

БОЛЬШАЯ
120 мг-ат51/м3. Глубинные воды северной части Тихого
океана
очень
богаты
кремнием
—
до
170 мг-ат$1/м3.
В глубинных водах Индийского океана его содержится
120 мг-ат51/м3. В целом в океанах не существует
заметного
промежуточного
максимума
кремния,
какой
имеется
у фосфатов.
л ел А М. ДЖЕФФРИ
БИОМАССА — см.
Плодородие океана.
БИОХИМИЧЕСКАЯ ПРОДУКТИВНОСТЬ
—
см. Первич¬
н а я продукция.
БИРМАНСКОЕ МОРЕ — см.
Андаманское море.
БИСМАРКА МОРЕ — см. Новогвинейское море.
БОЛЬШАЯ НЬЮФАУНДЛЕНДСКАЯ БАНКА
И ВОСТОЧНОЕ ПОБЕРЕЖЬЕ КАНАДЫ
Восточное побережье Северной Америки от Флориды
до п-ова Новая Шотландия не имеет заметных выступов
суши
в оке ан; такой выс туп
—
п-ов Новая Шотландия
—
появляется лишь на широте зал. Св. Лаврентия (рис. 1).
По побережью с ЮЗ на СВ проходит Аппалачская гор¬
ная система, которая в районе зал. Св. Лаврентия изог¬
н ута
в том же направлении, что и береговая линия залива.
Эта горная система исчезает к СВ от Ньюфаундленда.
Шельф Новой Шотландии (рис. 1 и 2) имеет ширину
около 190 км, глубину от 40 м над отмелями (такими, как
банка о. Сейбл и Банкеро) до 300 м и более над депрес¬
сиями,
расположенными на внутренней части шельфа.
Этот шельф ограничен с СВ желобом Лаврентия, который
отделяет его от Б. Н. б. Желоб Лаврентия, трогообразный
по форме, имеет пологие ровные склоны, ширину
около
110 км и глубину 400 м. Он тянется к ЮВ от зал. Св.
Лаврентия через прол. Кабота к внешнему краю шельфа.
Серии вытянутых глубоководных впадин проходят через
шельф Новой Шотландии в
юго- запад ном
направлении
перпендикулярно желобу, но не пересекают его, упираясь
в гряду банок, расположенных на юго-западной стороне
желоба. Северо-восточная сторона желоба плавно сли¬
вается с шельфом южнее о. Ньюфаундленд; на внутренней
части этого шельфа находится другой, меньший по размерам
желоб, идущий на ЮЗ от южного побережья о.
Ньюфаун¬
дленд. Банки южнее Ньюфаундленда мелководные, сред¬
няя глубина в этом районе 40—100 м, северо-восточнее
Ньюфаундленда средняя глубина больше —
около 400 м.
Узкие
заливы
северо-восточ ного
побережья
Канады
Рис. 1. Восточное побережье Канады и Большая Ньюфаундлендская банка.
Толстые стрелки на северной стороне банки —
Лабрадорское течение; толстая стрелка
на
южной
стороне я*
Гольфстрим; тонкая стрелка
—
вода склона.
93

БОЛЬШАЯ
(такие, как зал. Нотр-Дам) часто очень
глубоководные—
в отдельных случаях глубина достигает 750 м. Банки вытя¬
нуты в Атлантический океан подобно пальцам; к СВ рас¬
положена любопытная структура
—
купол Флемиш, ко¬
торый представляет собой отмель, отделенную от шельфа
желобом глубиной 1300 м, похожую на Галисийскую
банку, находящуюся у м. Финистерре (Испания).
Гидрологический режим. Из всех течений, проходящих
над Б. Н. б . и вдоль восточного берега Канады, наиболь¬
шее значение имеют Гольфстрим и Лабрадорское тече¬
ние. Лабрадорское течение берет начало в море Лабрадор
и идет на ЮВ вдоль берега п-ова Лабрадор. Достигнув
северного края Б. Н. б., оно разветвляется:
часть потока
проходит над Б. Н. б ., другая часть —
вдоль материко¬
вого склона. Воды этого течения через проливы Кабота
и
Белл-Айл попадают в зал.
Св. Лаврентия.
Главная циркуляционная система северной
части
Атлантического океана —
Гольфстрим
—
нач ина ется в эк-
Рис. 2. Шельф Новой Шотландии.
Показано распределение
суши и моря в случае последовательного понижения уровня
моря до 30 (а), 50 (б), 70 (в), 100 (г), 150 (б) морских саженей.
Суша показана белым, мо ре
—
черным (районы, находящиеся
вне зачерненной границы,
также
полностью заняты морем).
Сложность рельефа восточной части
шельфа хорошо видна на
рис. 2 6 и 2 в, правее центральной части (рис. 2 г) виден развет¬
вл енн ый дренаж.
Желоба, направленные в сторону канала Лав¬
рентия (рис. 2 г), в действительности не соединяются с каналом
(по А. Е . Коку).
ваториальных
районах и распространяется
на
СВ до
встречи с Лабрадорским течением у южного края Б. Н. б.
Вблизи шельфа Новой Шотландии Гольфстрим образует
пояс высокосоленой теплой воды.
В районе Б. Н. б.
и
восточного побережья Канады
выделяют: прибрежные воды, воды материкового склона,
воды Гольфстрима и атлантические воды.
Для рассма¬
триваемого района наибольшее значение имеют первые
два типа
вод. Относительно пресные прибрежные воды
(от побережья Новой Шотландии до внешнего края
шельфа) имеют явно выраженную стратификацию, осо¬
бенно в летние месяцы. Можно выделить три слоя: поверх¬
ностный слой —
до глубины более 70 м, температура 5° С
и более и соленость менее 32°/00; промежуточный слой
холодной воды
—
на глубине от 30 до 150 м, температура
менее 4° С и соленость 32—33,5°/00, что объясняется втор¬
жением
вод
Лабрадорского течения; придонный слой

БОЛЬШАЯ
теплой воды
—
температура более 5° С и соленость более
33,5°/00. Воды материкового склона образуются в ре¬
зультате смешения вод Лабрадорского течения, прибреж¬
ных и Гольфстрима. Они имеют соленость и температуру
промежуточные между теми, которые наблюдаются в при¬
брежных водах и водах Гольфстрима. Ширина пояса этих
вод приблизительно 315 км, но изменяется при смещении
северной границы Гольфстрима.
Над Б. Н . б. проходят холодные воды Лабрадорского
течения. Температура поверхностного слоя около 3° С,
соленость колеблется от 30 до 34,8°/00. Однако над южным
материка, а также плейстоценовым оледенением. Аппа¬
лачская система проходит с ЮЗ на СВ, несколько изменяя
нап рав лен ие
на широте
зал. Св.
Лаврентия. Береговая
линия Ньюфаундленда и атлантического побережья Но¬
вой Шотландии сформировалась в процессе разрушения
Аппалачской горной системы, происходившего в доплей-
стоценовое время и в плейстоцене. Однако и в Новой
Шотландии, и на Ю Ньюфаундленда породы Аппалачской
системы перекрыты осадочными породами, смятыми в по¬
логие складки, которые определяют морфологию большей
части шельфа (рис. 3).
Рис. 3. Упрощенная геологическая карта Восточной Канады (по Баррету и др. ,
1964).
1—
триас;
2—
пенсильваний; 3 —
миссисипий; 4 —
девон; 5 —
силур; 6 —
ордовик; 7 —. кембрий;
8 — докембрий. /
—Новая Шотландия, Ньюфаундленд; // — =
Нью-Брансуик.
а —без подразделения.
и западным склонами Б. Н . б. воды Лабрадорского тече¬
ния
смешиваются с
те плы ми
вода ми
Гольфстрима, что
пр иводит
к
повышению
температуры
поверхностного
слоя до 10° С. Скорость течения в этом районе варьирует
в широких пределах
—
от 9 до 44 км/сутки. Характери¬
ст ики
глубинных вод на Б. Н . б . определяются относитель¬
ным положением
границ
и
скоростями двух взаимодей¬
ствующих
систем —
Лабрадорского течения и Гольф¬
стрима.
Геологические и географические исследования. Геоло¬
гическое строение Б. Н . б ., прилегающей к восточному
побережью Канады, определяется в основном структу¬
рами Аппалачской
горной системы
и
Атлантической
прибрежной равнины, занимающей юго-западную часть
Мощность неконсолидированных осадков на шельфе
и отмелях различна. На отмелях южнее Ньюфаундленда
поверхностный слой осадков имеет мощность в несколько
десятков метров и резко отличается от слоистых подсти¬
лающих пород. В некоторых депрессиях шельфа Новой
Шотландии поверхностный слой рыхлых осадков менее
четко, но тоже отличается от подстилающих пород; при¬
чины этого неизвестны. Отмели и банки на краю шельфа
Новой Шотландии, где мало грубозернистых осадков,
служат дополнительными источниками осадочного мате¬
риала, поступающего с них к подножию материкового
склона на дно абиссальной равнины Сом; Хизен, Дрейк
и
Юинг сделали вполне убедительное предположение,
что
землетрясение
1929 г. с эпицентром под материковым
95

Аномалии
БОЛЬШАЯ
Рис. 4а. Сейсмические профили и корабельные галсы, по которым проводились гравитационные измерения.
1—•
сейсмические профили (по различным источникам); 2 —
гравитационные измерения; 3 — сейсмические
профили по данным Ламонтской обсерватории.
склоном, вблизи желоба Лаврентия, привело к образо¬
ванию оползней и
мутьевых потоков.
Мощность осадочных пород, подстилающих неконсо¬
лидированные осадки, иногда достигает 5000 м, например
у о* Сейбл, на краю шельфа Новой Шотландии. В некото¬
рых районах эти осадочные пород ы ка менноу гольног о воз¬
раста, например у м. Бретон; согласно Марлоу, осадоч¬
ные
породы, поднятые со дна подводного каньона Галли
вблизи о. Сейбл, третичного возраста. Марлоу полагает,
что системы, подобные Атлантической прибрежной рав¬
нине,
существуют
вблизи
Новой Шотландии,
южнее
Б.Н.б.и
северо-восточнее Ньюфаундленда.
Строение коры северо-восточнее Ньюфаундленда и
на
шельфе Новой Шотландии свидетельствует о влиянии
Аппалачской горной системы (рис. 5). Мощность коры
под шельфом Новой Шотландии около 35 км, но она
умень¬
шается до 15 км у подножия материкового склона, где
мощность осадков приблизительно такая же, как и под
о. Сейбл. Сейсмические и гравитационные исследования
позволяют предположить, что мантия под материком от¬
личается от мантии под океаническим бассейном —
под
материком она более плотная, начиная с глубин 45 км
(рис. 4а, 46). Значит, под центральным подвижным поя¬
сом Аппалачской системы земная кора толще, чем кора
под атлантическим побережьем Новой Шотландии. Также
может быть,
что скорость
продольных
волн
в верхней
* 1Рис. 46. Строение коры и верхней мантии под материковой окра¬
иной в районе п-ова Новая Шотландия (по Кину и Лонкаревичу,
1965).
1—
измеренные гравитационные аномалии Фая; 2 — расчетные
аномалии.
96

БОФОРТА
Рис. 5 . Структура коры Аппалачской горной системы (по Ирвингу и др. ,
1965).
—
скорость продольных волн в породах осадочного слоя; Уп
—
скорость
продольных
волн
в первом
кристаллическом
Р$
Ро
*
слое
фундамента; V
р^
—
скорость продольных волн во втором слое коры; У
р
—-
скорость продольных волн
в
промежуточном
слое;
VРп
~
скорость продольных волн
в
верхней мантии. Скорости
в км/с. Вертикальное увеличение
—
3,5.
мантии под центральным поясом выше (8,5 км/с), чем под
районами вблизи края Аппалачской системы (8,1 км/с).
Аппалачская система исчезает северо-восточнее Нью¬
фаундленда, и,
по-видимому,
она частично перекрыта
осадками, которые характерны для шельфа этого района.
Анализ данных измерений магнитного поля показывает,
что
горная
сист ема
резко обрывается северо-восточнее
Ньюфаундленда. Строение коры под Б. Н. б. недоста¬
точно хорошо известно. С помощью сейсмических иссле¬
дований
методом
преломленных
волн,
выполненных
Бентли и Уорзелом, установлено, что скорость продоль¬
ных волн в
подкоровом слое (верхняя мантия) под мате¬
риковым склоном в районе Б. Н. б. аномально низка
(7,2—7,6 км/с), но это может быть слой коры над поверх¬
ностью Мохоровичича, который прослеживается в
зал.
Св. Лаврентия.
ШАРЛОТТА КИН, ДЖ. Е . БЛАНШАР, М. ДЖ. КИН
4 Заказ 406
БОФОРТА МОРЕ
Б. м.,
названное
в
чес ть
английского
адмирала
Ф. Бофорта, расположено у северного побережья Аляски
и Канады между о . Банкс (Канадский Арктический архи¬
пелаг) на В и Чукотским морем на 3. В
сущности Б. м. —
неотъемлемая часть Арктического бассейна и нет никаких
физиографических и океанографических оснований для
его выделения. Однако название это прочно утвердилось.
Международное гидрографическое бюро принимает в ка¬
честве северной границы линию, соединяющую м. Барроу
и оконечность м. Лендс-Энд (о. Принс-Патрик).
1
Рельеф дна. Шельф вдоль береговой линии Б. м .
—
самый узкий из всех шельфов Арктического бассейна;
его ширина редко превышает 150 км. За пределами шельфа
океаническое дно резко понижается до наибольшей глу¬
бины 3940 м в Канадской котловине (см. Северный Ледо-
витый океан), В прибрежной зоне шельф усеян островами,
97

БОФОРТА
сложенными из гравия, которые возвышаются над уров¬
нем моря
в основном лишь на несколько метров и очер¬
та ния
которых
непрерывно
меняются
под действием
сильных течений, идущих от берега, и давления
льда.
Самые крупные из этих
ос тро вов
—
Бартер и Хиршал
—
имеют площадь соответственно 14 и 19 км2. Многое в мик¬
рорельефе шельфа Б.
м.
и
Чукотского поднятия можно
объяснить эрозионной деятельностью льдов и, согласно
предположениям
советских
ученых,
эрозией во время
четвертичного оледенения.2
т°с
8%°
- 2-1
0
1
30
32
34
36
зах в Арктическом бассейне.
1—
«Альфа-2», 77° с.
ш.,
160° з. д .; 2— «Браво», 82° с.
ш.,
104° з.
д.
Шельф рассекается тремя подводными
долинами,
наибольшая
из
которых,
Аляскинская, отходящая
от
м.
Барроу, имеет шири ну 45 км.
Крупные реки
—
Колвилл, Маккензи и Андерсон
—
и многочисленные мелкие выносят наносы в Б. м. и вли¬
яют
на
океанографию. Аэромагнитные и геологические
данные
по звол яют
пр едполож ить,
что
дно
Бофорт-
ской котловины представлено
исключительно
мощным
слоем осадочных пород с кристаллическим фундаментом,
нак лон енн ым
на
В, депрессия образуется,
во зможн о
под действием седиментационной нагрузки.
Гидрологический режим. На систему циркуляции вод
Б. м. оказывает влияние циклонический круговорот, ох¬
ватывающий Канадскую котловину и котловину Бофорта.
В удалении от берега течения циклонического кругово¬
рота имеют скорость 2—4 км/сутки. Однако течения
идущие вдоль берегов и зависящие во многом от местных
ветров,
очень
изменчивы.
Течения,
направленные по
часовой стрелке, нагромождают многолетний лед вдоль
берегов Канады и Аляски, ограничивая срок навигации
второй половиной августа
—
сентябрем, что в известной
степени объясняет малое количество данных наблюдений
в этом
районе.
В Б. м. выделяют четыре водные массы. В слое
аркти¬
ческой поверхностной воды заметны сезонные изменения
температуры и солености в зависимости от замерзания
и таяния пакового льда. Ниже
поверхностного слоя на¬
блюдается заметная устойчивость в распределении темпе¬
ратуры и солености в течение всего года. Мощность слоя
арктической поверхностной воды около 100 м, и из всех
водных масс она самая холодная. Температура ее коле¬
блется от
—1,4° С
в
конце л ета до
—1,7° С
в
конце
зимы, соленость
28—32°/00.
Под слоем арктической поверхностной воды нахо¬
дится более теплый слой тихоокеанской
промежуточной
воды, входящей через Берингов прол.3 Ниже, на глубине
примерно 200—700 м, располагаются атлантические вод¬
ные массы, которые являются самыми теплыми из четы¬
рех водных масс; температура их выше 0° С, а иногда
даже +1° С. Соленость почти не меняется с глубиной
(34,9—35,0°/00). Максимальная температура наблюдается
на
глубине 300—500 м,
ниже
происходит постепенное
понижение до 0° С на
границе с придонными водными
массами. Придонные воды начинаются на глубине 900 м
и
имеют исключительно
однородную соленость (34,90 —
34,93°/00). Температура медленно понижается с глубиной
до —0,4° С (рис. 1).
Большая часть Б.
м.
покрыта
плавучими
ль дами ,
хотя каждое лето побережье Аляски и Канады свободно
ото
льдов
и
открыто для
навигации.
4
НЕД А. ОСТЕНСО
Прим. ред.
1
По данным Большой Советской энци¬
клопедии, площадь Б.
м.
476 тыс. км2, максимальная
глубина 4683 м.
2
Подробно с точкой
зрения
со ветс ких
ученых на
происхождение микрорельефа поднятий Бофорта и Чукот¬
ского можно ознакомиться в
сборнике статей «Северный
Ледовитый океан и его побережье в кайнозое». Л., Гид-
рометеоиздат, 1970.
3
Слой тихоокеанской промежуточной воды впервые
был обнаружен в 1950—1951 гг . наблюдениями на дрей¬
фующей станции «СП-2»; тогда же была выдвинута гипо¬
теза, объясняющая его образование результатом проник¬
новения
в
Арктический бассейн теплого Аляскинского
течения.
Динамические карты течений,
составленные
А. Ф. Трешниковым, показывают, что основная масса
тихоокеанских
вод
включается
в
антициклоническое
движениекСотБ.м.и
распространяется до самого полюса.
Анализ наблюдений,
выполнявшихся
на
дрейфующей
станции «СП-2» в 1963—1964 гг.,
показал, что скорость
распространения
тихоокеанских
вод
порядка
1 см/с;
время полной трансформации 3,4 года (см. Гудко-
вич
3.
М.
Результаты предварительного
анализа
глубоководных гидрологических наблюдений.
—
В кн.:
Материалы наблюдений научно-исследовательской дрей¬
фующей станции, 1950/51 года. Т. 1 . Л .,
«Морской тран¬
спорт», 1955, с. 41—170; Трешников А. Ф . По¬
верхностные воды в Арктическом бассейне.
—«Проблемы
Арктики», 1959, вып. 7, с. 5 —14; Шпайхер А. О., Бе¬
ляков Л. Н ., Измайлов В. В. К вопросу о влия¬
нии тихоокеанских вод на гидрологический режим прити-
хоокеанской части Арктического бассейна.
—
«Проблемы
Арктики и Антарктики», 1966, вып. 22, с . 3 5 —42 .
4
См. Смирнов В. И . Ледовые плавания и их
научно-оперативное обслуживание за рубежом. Л., Гид-
рометеоиздат, 1970.
98

БУРН
БРАЗИЛЬСКОЕ ТЕЧЕНИЕ
Южное Пассатное течение, достигнув берегов Южной
Америки, отклоняется к ЮЗ и становится теплым Б. т.,
о тли ча ющи мся т а к ж е выс ок ой солено стью (35,0—37,25°/00
и бол ее.
—
Ред.). По мере продвижения на Ю Б. т . от¬
клоняется
от берега, подобно Гольфстриму. Примерно
на 35—40° ю. ш.
Б. т.
встречает холодное Фолклендское
течение и
поворачивает
на В.
По сравнению с Гольфстримом Б. т . слабое (скорость
на
поверхности 1—2 узла) и неглубокое (100—200 м).
Различие между Б. т. и Гольфстримом объясняется раз¬
ными
термохалинными условиями: термохалинная цир¬
куляция у Бразилии направлена на В и ослабляет течение,
идущее к Ю; в Гольфстриме же термохалинная циркуля¬
ция у с ил и ва е т северное ветровое течен ие.
Ниже глубины 100—200
м
больш ая
ча сть Южного
Пассатного течения поворачивает на СВ в районе г.
Ре¬
сифи, другая часть образует глубинное течение вдоль
берегов Бразилии. Идущая на В от Ресифи на глубине
100—200 м вода с максимальной соленостью 37°/00 соста¬
вл яет
ядро Межпассатного подповерхностного
прот иво¬
течения в Атлантическом океане.1
РОУДЗ У. ФЕЙРБРИДЖ, ТЛКАШИ ИЧИЕ
Прим, ред.1 Исследования Института океанологии
АН СССР на судне «Академик Курчатов»
поз волили
построить
новую
схем у
течений западной тропической
части Атлантического океана, которая, с одной стороны,
подтвердила наличие Бразильского, Гвианского и Антиль¬
ског о
течений, а с другой
—
существенно дополнила
представления о системе течений данного района. Отли¬
чие новой схемы от существовавших ранее в следующем.
Западнее 70° з. д. зарождается мощное течение, которое
по отношению к Антильскому и Гвианскому является
про тив оте чени ем.
Противотечение (условно названное
Антило-Гвианским) прослежено
на
расстоянии более
3500 миль от 75° з. д. до отрыва от системы пограничных
течений в районе 30° з. д ., где оно дает начало Межпас¬
сатному течению и
подповерхностному противотечению
Ломоносова. Ширина противотечения от 80 до 150 миль,
оно распространяется на глубину до 1000 м. Общий рас¬
ход
вод
в
средней
части
противотечения
порядка
30-106 м3/с (см. Корт В. Г. Океанические течения
по современным данным.
—
«Океанология», 1971, т.
2,
вып. 5, с. 81 1—818).
БУРН МОРЕ — см.
Серам море.

в
ВЗАИМОДЕЙСТВИЕ ОКЕАНА И АТМОСФЕРЫ
(МАКРОПРОЦЕССЫ)
Устойчивые океанические течения, возбуждаемые вет¬
ром.
Крупномасштабное В. о. и а. лучше всего показать
на примере Северной Атлантики (рис. 1 и 2).
Среднее годовое поле тангенциального трения ветра на
поверхности Атлантического океана имеет циклонический
характер (движение направлено против часовой стрелки)
в области низкого атмосферного давления с центром
о коло
60° с. ш ., 30° з. д . и антициклонический в области высокого
атмосферного давления с центром около 32° с. ш., 30° з. д.
(рис. I). Соответственно поверхность океана (рис. 2) обра¬
зует депрессию в море Баффина, западнее центра низкого
атмосферного давления, и купол на правой стороне Гольф¬
стрима, далеко к
3 от центра высокого атмосферного
дагления.
Изолинии топографии поверхности океана (относи¬
тельно геоида) представляют
собой линии тока геостро-
фической составляющей океанических течений. В самом
100
верхне м слое океана на
эту составляющую накладывается
составляющая ветрового дрейфа воды. Последняя откло¬
няется
приблизительно на 45°
вправо от направления ветра
на
поверхности океана и с глубиной постепенно повора¬
чивает направо и, уменьшаясь при этом по величине, ис¬
чезает на
глубине около 50 м.
Вектор полного дрейфового
переноса воды в слое
трения (экмановский перенос) на¬
правлен под прямым углом вправо от направления
ветра.
В результате экмановского переноса поверх¬
ностные воды дивергируют в
центре низкого
атмо¬
сферного давления и конвергируют в центре
высо¬
кого
атмосферного давления. Для сохранения по¬
стоянного
уровня океана геострофическая компо¬
нента океанических течений должна вызывать кон¬
вергенцию
водных
масс в зоне
дивергенции экма ¬
н овск ого
переноса
и
дивергенцию
водных
ма сс
в зоне
конвер генции
экмановского переноса.
Это
правило было выражено Свердрупом (1947) сле¬
дующим
уравнением:
*0
рV йг
-Н
где г0
—
уровень океана; к —
глубина, на которой
скорость океанического течения становится
равной
нулю; р —
плотность
воды;
V—
меридиональная
компонента течения: г —
радиус Земли; х — век¬
тор трен ия ветра на
поверхности океана; О
— угло¬
вая
скорость вращения Земли и ф
—
географиче¬
ская широ та.
Уравнение Свердрупа
объясняет
основные
черты циркуляции вод, показанной на
рис. 2. Для
сохранения условий неразрывности узкий, но быст¬
рый поток Гольфстрима около Северной Америки
должен переносить на С столько же воды, сколько мед¬
ленно движущийся на Ю широкий поток, занимающий
пространство между Гольфстримом и Северной Африкой.
Аналогичным образом узкие течения вдоль берегов Вос¬
точной Гренландии и п-ова
Лабрадор, имещие южное на¬
правление, должны компенсировать перенос масс широ¬
кими и медленными ветвями Гольфстрима, идущими на С.
Тепловой бюджет океана. В среднем за год океаны
получают избыточное количество радиационного тепла
(рис. 3). На рис. 4 и 5 показан средний годовой поток
тепла из океана в атмосферу на
единицу площади отдельно
для летнего и зимнего периодов.
В тропиках зимой и летом
действуют примерно одинаковые тепловые потоки,
ав
средних
и высоких
широтах океан отдает очень мало тепла
Рис. 1. Среднее
годовое распределение давления
на
уровне моря
за период 1900 — 1939 гг. Пунктирными линиями показаны средние
годовые изотермы поверхности моря.
г сиг!х
2&созф
*

ВЗАИМОДЕЙСТВИЕ
Рис. 2. Динамическая топография поверхности (в динамических сантиметрах) в северной части Атлантического
океана (по Дефанту, 1961).
Рис. 3 . Общий годовой приход радиации, проникающей через
Рис
4. Суммарное количество тепла и скрытое тепло, переноси
поверхность воды [калДсм2* сутки)] (по Свердрупу, 1942).
мое
от
океанов
в
атмосферу
зимой
[калДсм8* сутки])
(по Свердрупу, 1942)
1—
фронтальный раздел.

ВЗАИМОДЕЙСТВИЕ
летом и
гораздо больше зимой. Максимальные тепловые
потоки из океана в
атмосферу существуют тогда, когда
холодный воздух с материка движется над теплыми
океаническими течениями, такими, как Куросио и Гольф¬
стрим. В течение года отдача тепла теплыми океаническими
течениями в атмосферу превышает поступление радиа¬
ционного тепла (рис. 6). Такой тепловой дефицит должен
компенсироваться
«конвергенцией теплового
по тока»
вдоль теплых
океанически х
течений.
Рис. 5
Суммарное количество тепла и скрытое тепло, переноси¬
мое от океанов в атмосферу летом [кал/(см2* сутки)]
(по Свердрупу, 1942).
Рис. 6. Суммарный годовой тепловой бюджет океана [кал/(см2Х
X сутки)]. Положительный приход заштрихован
(по Свердрупу, 1942).
Короткопериодные изменения
теплового
бюджета
океана.
Исследованиями
в
Северной Атлантике (Бьерк¬
нес, 1962) обнаружены межгодовые изменения силы запад¬
ных ветров
в
средних широтах, достигающие ±30% сред¬
ней величины.
В результате усиления западных ветров
поверхность
океана охлаждается, особенно в центральной
части Атлантики (50—55°
с. ш.). Усиление ветров, дую¬
щих из области холода (СЗ Атлантики), обусловливает
повышенную разность температур холодного
воздуха
и теплого океана, что в свою очередь приводит
к
усилен¬
ному переносу тепла и скрытого
тепла из океана в атмос¬
феру. Кроме того, повышение интенсивности механичес-
ского
перемешивания верхнего
слоя океана,
вызванное
усилением западных
ветров,
приводит
к подъему более
холодных вод на поверхность.
Межгодовое
усиление ветров
в
южной
половине
исландского минимума должно проявляться
также в
уси¬
лении циклонического вихря напряжения ветра
и
(после
некоторого запаздывания) в увеличении объема теплых
вод, переносимых геострофическими ветвями Гольфстрима,
идущими на С. Это приводит к потеплению вод верхнего
слоя Атлантического океана, особенно между 50° с.
ш.
и южным
берегом Исландии. Такая интенсификация теп¬
лых
северных ветвей Гольфстрима требует усиления цир¬
куляции в течение нескольких лет для того, чтобы пре¬
кратить охлаждение на поверхности океана, вызванное
усилением ветров.
В годы усиленных западных ветров наблюдается также
усиление пассатов, охлаждающих океан наиболее ощутимо
у берегов Северной Африки: это охлажде ние распростра¬
няется на 3 к Антильским о-вам. В низких широтах
нет
компенсации
тепла
геострофическими те че н ия ми .
Для
восстановления
теплопотерь, вызванных выхолаживающим
воздействием усиленных пассатов, в
район низких широт
должно поступать избыточное количество радиационного
тепла.
Воды на холодной стороне Гольфстрима от м. Хатте-
рас до Большой Ньюфаундлендской банки обычно стано¬
вятся теплее
при
сильных западных ветрах, так как при
таком типе
атмосферной циркуляции волны холода, иду¬
щие от Северной Америки, теряют силу в низких и
сред¬
них
широтах.
Вековые изменения теплового бюджета океана — ма¬
лый ледниковый период. Карты распределения среднего
атмосферного давления над Северной Атлантикой (Ламб
и
Джонсон, 1959), составленные по данным измерений
начиная с конца 18 в., показывают значительное различие
атмосферных условий тех лет и нашего времени, особенно
для зимнего периода. Так, из рис. 7, на
котором приведены
карты
среднего
январского давления
за
1790—1829
и
1900—1939 гг. ,
видно, что в конце
18—начале
19 в.
исландский минимум был выражен менее четко, чем в наши
дни, в то
время как более важные циклонические центры
существовали в моря х Баффина и Норвежском. Ответная
реакция океана должна была бы быть
в таком случае
следующей: более северное, чем ныне, положение Гольф¬
стрима в Западной Атлантике под влиянием циклона моря
Баффина и меньшее
проникновение на С той ветви этого
теплого течения, которая направлена
к Исландии. Такая
реакция океана подтверждается
и стор ичес кими
ис ланд¬
скими
хро никами, ко то ры е по казыв ают горазд о более про ¬
должительную
весеннюю блокаду исландского побережья
арктическим многолетним льдом
в
период
с
1600 до
1900 г., чем в нашем веке, когда вновь усилилось поступ¬
ление теплой воды с Ю. Такое предположение также сог¬
ласуется
с
име ющи мися ранними данными наблюдений
температуры в британских водах (конец 18 в.), которые
показывают, что температура океана была тогда на 1—2° С
ниже температуры океана в наше время.
Зимние температуры воздуха в приморских районах
Северо-Западной Европы должны были быть соответственно
понижены. Максимум оледенения Альп и Скандинавских
гор был около 1750 г., а так называемый малый ледниковый
период был все еще отчетливо выражен
в 1790—1829 гг.
Высокая степень оледенения может быть объяснена опус¬
канием отрицательных изотерм
в
воздушных массах атлан¬
тического происхождения, которые дают большую часть
осадков в виде снега в
горах Европы.
Дальнейшее рассмотрение причин недавних климати¬
ческих изменений может быть проведено
с помощью рис. 8,
который характеризует состояние механизма климата
нашего времени. На рис. 8 дано распределение атмосфер¬
ного давле ния на
уровне моря
и
топография поверхности
102

ВЗАИМОДЕЙСТВИЕ
500 мбар над северным полушарием в январе
и июле 1950—
1959 гг.
Карты для АТ5оо показывают фон циркумполяр¬
ных
западных
ветров,
ко тор ые
являются
неизбежным
с лед ств ием
тог о,
что
экваториальный пояс нагревается
больше, чем полюса. Кроме того, эти карты показывают
характерные
географически локализованные
длинные
Рис. 7 . Вверху: среднее месячное распределение атмосферного даз~
ления (в мбарах) в январе за период 1900—1939 гг. ф^обозначают
меридиональные компоненты геострофического движения воды.
Внизу: то же самое в январе за период 1790 — 1829 гг. (сплошная
линия) и фазница по сравнению с периодом
1900 —1939 гг.
(пунктир).
обозначают аномалии меридионального движения
воды относительно значений в период 1900 —1939 гг.,
принятых
за норму (по Ламбу и Джонсону, 1959).
волны над районами западных ветров, дующих
на таких
больших высотах.
Карты для каждого отдельного дня
показали бы большое разнообразие движущихся возму¬
щений с более короткой длиной волны, которые
исчезают
на картах величин, осредненных за 310 дней. Движу¬
щиеся
циклонические
возмущения
имеют
тенденцию
к
усилению в долготах, где располагаются
высотные лож¬
бины стационарных длинных волн, а
также
временами
и тенденцию к задержке
в этих районах после достижения
максимальной интенсивности. Наиболее активное образо¬
вание новых циклонических центров происходит в поляр¬
ных
фронта* вдоль западных берегов Азии и Северной Аме¬
рики, где соответственно от вод Куросио и Гольфстрима
поступают тепло и влага. Передвигаясь в северо-восточ¬
ном направлении, эти циклоны обусловливают максимум
выпадения осадков в районах, расположенных непосред¬
ственно к В от стационарных
высотных ложбин.
Ложбины около побережья Азии и Северной Аме¬
рики наиболее рельефно выражены на картах АТ500
(рис. 8), а их максимальная интенсивность наблюдается
зимой, когда происходит усиление циклонов полярного
фронта. Соответствующая ложбина на поверхности 500 мбар
в июле над восточной частью Северной Америки еле заметна
потому,
что
возмущения на
полярно м фронте летом имеют
меньше энергии и
меньшую тенденцию к
сосредоточению
над восточным побережьем.
Следуя вдоль линий АТ5оо на В
через Атлантику,
м ожн о обнаружить следующую высотную ложбину около
Британских о-вов в июле и над Восточной Европой в ян¬
варе. Другими словами, длина волны
между ложбинами
зимой больше,
чем
л етом.
Теория динамики стационар¬
ных высотных волн
предполагает, что это сезонное измене¬
ние длины волны является функцией сезонного изменения
силы западных ветров.
Хорошо установленная взаимосвязь
между силой
верхних западных ветров и длиной стационарных высот¬
ных волн, конечно, сказалась и во
время малого ледни¬
ков ого
периода. В то
время высотные западные переносы

ВЗАИМОДЕЙСТВИЕ
над
атлантическим сектором были слабее,
чем сейчас,
такжекаки
приземные западные ветры
в
Средней Атлан¬
т ике
(рис. 7). Поэтому и стационарная волна в тропосфере
должна была быть короче. Отсюда следует,
что высо тная
ложбина, наблюдаемая в настоящее время над Советским
Союзом, в
период малого ледникового периода располага¬
лась значительно западнее. Эта высотная ложбина, ве¬
роятно, проходила в меридиональном направлении вдоль
5 или 10° в. д. Она была, таким образом, сдвинута с холод¬
ной северной Восточно-Европейской (Русской) равнины
к более
теплому Норвежскому морю, где мог поддержи¬
ваться глубокий приземный циклон. Южный край той же
самой ложбинм должен был поддерживать малоподвиж¬
ные циклоны над Западным Средиземноморьем. В Сканди¬
на вских
горах,
Альпах и
Пиренеях, таким образом,
в этот
период количество осадков в зимнее
врем я
было повышено,
а отрицательная температурная аномалия вод Восточной
Атлантики определяла меньшую высоту снеговой линии,
чем в настоящее время. В результате в Европе наступила
ледниковая
аномалия,
названная
малым
ледниковым
периодом.
Малый ледниковый период в районе канадских Скали¬
стых гор, вероятно, можно объяснить таким же образом.
Известно, что периоды слабых западных ветров характе¬
ризуются на приземной карте расхождением линий тока
и
имеют
ответвленный
северотихоокеанский минимум
с центром, расположенным над зал. Аляска. Центр и соот¬
ветствующая высотная ложбина четко вырисовываются
на январских картах на рис. 8 . В течение малого леднико¬
вого периода, когда высотные волны в тропосфере были
немного короче, центр циклона над зал. Аляска должен
был располагаться несколько западнее, создавая, таким
образом, условия для обильного
поступления
влажного
воздуха
к канадскому побережью и к берегам Южной
Аляски. Результирующая положительная аномалия зим¬
ни х осадков,
во зможно ,
не была связана с отрицатель¬
ной аномалией температуры вод океана, как в Северо-
Восточной Атлантике, и высота снеговой линии могла не
понижаться.
Но все ледники с высоко расположенными
областями питания, многие из которых находятся вдоль
тихоокеанского побережья, тем не менее должны отражать
максимум осадков, соответствующий условиям малого
ледникового периода.
Важная роль океанов в стабилизации климата малого
ледникового периода в те чен ие
двух веков видна на состав¬
ленных для прошлых времен картах аномалий температуры
вод Атлантики.
Наряду с уже упомянутыми отрицательными
анома¬
лиями температуры исландских и британских вод, необхо¬
димо отметить отрицательные аномалии температуры воды
вдоль американского побережья от м. Хаттерас до Большой
Ньюфаундлендской банки. Но над Саргассовым морем
преобладают
положительные
аномалии
с максимумом
+3° С на теплой стороне Гольфстрима к ЮВ от Нью¬
фаундленда. Метеорологическая карта (рис. 7) объяс¬
няет отрицательные аномалии температуры воды вдоль
американского побережья более сильными и холодными,
чем обычно, ветрами с материка, в то время как положи¬
тельная аномалия температуры воды в западной части
Саргассова моря должна была вызываться геострофической
адвекцией воды с Ю, где в настоящее время преобладает
противоположный поток.
Однако главной метеорологи¬
ческой причиной должно было быть циклоническое поле
трения ветра над западной частью Саргассова моря около
1800 г. в
противоположность слабому антициклоническому
полю в настоящее время (рис. 7).
Язык положительной аномалии температуры воды мог
распространяться
кСв
направлении южной оконечности
Гренландии,
если северные
ответвления
Гольфстрима дей¬
ствительно начинались дальше на 3, чем в настоящее время,
104
вследствие влияния как аномально слабого исландского
минимума, так и аномально сильного минимума моря Баф¬
фина. Но для проверки этого предположения
нет данных
по
температуре воды за прошлые годы.
С достаточной определенностью
об обратном влиянии
океана на атмосферу в малый ледниковый период можно
сказать следующее.
1. Циклоны полярного фронта не находили благо¬
приятных условий для образования и углубления между
аномально теплым Саргассовым морем и аномально
хо¬
лодным и прибрежными водами Северной Америки. Не¬
обычно большое число этих циклонов должно было идти
по
кривой на С в
море Баффина. Как известно, так они
двигаются в настоящее время при слабо развитом
ис¬
ландском
минимуме.
Небольшие
ледники
Лабрадора
и
Баффиновой Земли, которые в настоящее время испыты¬
вают недостаток в зимних атмосферных осадках, при ука¬
занных
условиях могли расти
и создавать малый леднико¬
вый
период одновременно
с образованием ледников, на¬
блюдавшимся в Европе и в горах от Западной Канады до
Южной Аляски.
2. Усиленная высотная ложбина, расположенная на
долготе моря Баффина, должна была ослаблять исландский
минимум (половина длины тропосферной волны) и усили¬
вать область низкого давления в
Норвежском море (пол¬
ная длина тропосферной волны).
3. Ослабление исландского минимума означало ослаб¬
ление или даже частичное исчезновение ветви Гольфстрима,
направленной с 3 от Британских о-вов к Исландии и
Норвежскому морю.
Этот фактор сказывался также
в том, что арктические льды меньше подвергались тая¬
нию.
4. Пониженная температура вод Норвежского моря
наряду с сильной циклонической активностью способство¬
вала
скандинавскому
оледенению.
5. Воды пониженной температуры, приносимые из
Атлантики, давали Великобритании меньше, чем обычно,
тепла, и
поэтому зимы здесь были на 1—2° С холоднее,
чем в наше
время.
6. Аномально холодный зимний атлантический воздух
способствовал также оледенению в Альпах и Пиренеях.
При этом
европейская высотная ложбина атмосферного
давления
находилась
к3
от
ее
современного
поло¬
жения.
Вопрос о том,
как
начали складываться приблизи¬
тельно около 1600 г. климатические условия
малого лед¬
ни ковог о
периода, не получил
о тв е т а в вышеприведенном
обсуждении, и, возможно, на него никогда не будет дан
исчерпывающий ответ. Тем не менее дальнейшие исследо¬
вания в области океанографии, метеорологии и гляцио¬
логии в обоих
полушариях Земли, возможно, прояснят,
как шли процессы в сравнительно недавние конечные
фазы малого ледн иков ого
п ериода
и
как
формируются
сейчас новые тенденции климата.
Возможно,
что
нач ало
«великого
плейстоценового
ледникового периода» после межледниковья было довольно
сходно с
условиями, к от ор ые
мы можем реконструировать
для малого ледникового периода. Существенное различие
заключается в продолжительности климатической анома¬
лии, которая влияла на рост ледников. За сравнительно
недолгий период развития малого ледникового периода
влияние
нарас тания
ледников
на
планетарное альбедо
проявилось незначительно. Это влияние было, конечно,
другим, чем в великие ледниковые эпохи, когда значи¬
тельный дефицит теплового бюджета планеты возник от
распространения л ед ни ко в. Кроме того, понижения уровня
океана в любую из главных плейстоценовых ледниковых
эпох сильно сокращали
обмен
вод
ч ерез
подводные
хребты, связывающие Шотландию с Фарерскими о-вами
и Исландией; в то время температура Норвежского моря

ВЗАИМОДЕЙСТВИЕ
падала, и снеговая линия в горах Скандинавии опуска¬
лась гораздо ниже, чем во время малого ледникового пе¬
риода.1
я.
БЬЕРКНЕС
Прим. ред.
1
Указанные автором колебания системы
океан—атмосфера не
исчерпывают
всего
спектра
этих
колебаний и причин, их порождающих. Отметим другие,
наиболее важные из них, представляющие интерес для дол¬
госрочных
прогнозов погоды.
Прежде всего это открытые В. В. Шулейкиным термо¬
барические сейши — автоколебания с периодами порядка
недели (Шулейкин В. В . Физика моря. Изд 4-е. М .,
«Наука»,
1968). Далее
—
это
автоколебания,
в ызва н¬
ные регулирующей ролью облачности, с периодами по¬
рядка нескольких месяцев. Природа этих колебаний была
вскрыта Б. Л. Гаврилиным и А. С. Мониным (Гаври¬
лин Б. Л., Монин А. С . Модель долгосрочных взаи¬
модействий океана и атмосферы.
—
ДАН СССР, 1967,
т. 176, No 4, с. 822 —825).
ВЗАИМОДЕЙСТВИЕ ОКЕАНА
И АТМОСФЕРЫ (МИКРОПРОЦЕССЫ)
Хотя В. о. и а. в основном выражается в макропроцес¬
сах, полное представление об этом явлении может быть
достигнуто только при изучении и микропроцессов. По¬
средством микропроцессов между океаном и атмосферой
происходит обмен количеством движения, водяным паром,
теплом, энергией,
газами
и
солевыми
частицами.
Под
микропроцессами обычно понимают не только процессы,
происходящие непосредственно на поверхности раздела,
но также и
процессы, происходящие в прилегающих к этой
поверхности слоях океана и атмосферы толщиной в не¬
сколько десятков метров. Горизонтальные макроизменения
среды
являются
первостепенной
причиной
возникно¬
вения океанических течений и основным источником
энер¬
гии в тропосфере. Колебания во
времени определяют измен¬
чивость как океанических, так и атмосферных движений.
Изучение
изменчивости явления требует более глубокого
понимания сути вопроса, чем изучение его среднего со¬
стояния, и
поэтому трудно представить, что такие измене¬
ния можно познать без расширения знаний о
микропро¬
цессах.
До последнего времени прямые измерения микропро¬
цессов были невозможны, поэтому использовались кос¬
венные данные. Однако с недавних пор стали применять
новые технические средства, а кроме того,
в
настоящее
время разрабатываются новые методы прямого измерения
микропроцессов.
Так как появились попытки проводить
т акую работу, необходимо критически рассмотреть наи ¬
более важные методы исследования микропроцессов,
ис¬
по льзовав шиеся
в
прошлом.
Разрабатываемые методы исследования микропроцес¬
сов все больше связывают с синоптическими масштабами,
а
не
с
климатическими,
которым
раньше уделялось
большое внимание.
Приблизительные методы,
дающие
приемлемые результаты для климатологии, могут быть со¬
вершенно неприменимы
к более мелкомасштабным явле¬
ниям.
Процессы
переноса.
Исследования
микропроцессов
взаимодействия моря
и
атмосферы сводятся к
изучению
процессов переноса характеристик через горизонтальные
плоскости, мысленно
проводимые
в
указанных средах.
При этом только энергия
может излучаться под действием
отдаленных причин. Все другие виды переноса осущест¬
вляются частицами жидкости со
скоростью ха (ха
—
вер¬
тикальная компонента локальной скорости) или молеку¬
лярными процессами. Последние имеют очень небольшое
значение везде, за исключением слоя толщиной примерно
1 мм у поверхности раздела. Так как в
среднем поверх¬
ность воды горизонтальна, а в микромасштабах прини¬
м ается
предположение
о
горизонтальной однородности,
значение
ха на поверхности,
осредненное по достаточно
большой
площади,
должно быть равно
нулю.
Перенос
поэтому осуществляется вследствие флуктуации скорости.
Если, например, свойство Р при ха положительном стре¬
мится быть более концентрированным, чем
при
ха
отрица¬
тельном, то будет чистый поток Р вверх. Аналитически
локальная мгновенная скорость переноса Р вверх на еди¬
ницу площади поверхности выражается р/ш, где /
—
коли¬
чество Р на
единицу массы и р
—
плотность жидкости.
Среднее* значение обозначается р/ха и в общем случае не
равно нулю, если даже среднее значение ха = 0 . Следует
заметить, что хотя ха является колеблющейся величиной,
эта турбулентная характеристика и любой в ид колебания,
включая
многие
волнообразные движения,
которые
нельзя обычно относить к турбулентным,
может
выз¬
вать определенный вид переноса.
Обычно (хотя не
всегда) направление переноса таково,
что количество Р
переносится
в
направлении,
противо¬
положном среднему градиенту, т. е . р[ха имеет знак, про¬
тивоположный вертикальной компоненте А/. Эту мысль
можно
выразить уравнением
&= -Кг 1-.
которое аналогично следующему:
поток =
—
к
йг
Последнее уравнение описывает молекулярную диф¬
фузию. При этом к является коэффициентом молекуляр¬
ной диффузии. Тогда по аналогии Кр называется коэффи¬
циентом турбулентной диффузии количества Р. В отличие
от к, Кр не постоянно; оно является функцией не только г,
но и природы колеблющихся полей скорости и Р. Такое
определение Кр не претендует на объяснение физики про¬
цессов переноса.
Перенос количества движения. Возможно, из всех про¬
цессов переноса наиболее важным для океанографа яв¬
ляется перенос количества движения. Пусть Р является
количеством движения в горизонтальном направлении и /
является Ц, т. е . количеством движения на единицу массы,
или горизонтальной компонентой скорости. Тогда перенос
количества движения дается как рЦха. Поскольку изме¬
нения в р слишком незначительны, чтобы иметь значение
в этом переносе,
можно писать рIIха. Скорость V можно
выразить
в виде суммы средней скорости V и пульсацион-
ной скорости и. Так как среднее значение ха равно нулю,
то Vха также равно нулю,
и
поэтому [/ха
—
иха, т. е.
верти¬
кальная скорость переноса количества движения
через
горизонтальные
плоскости дается плотностью, умноженной
на среднее произведение вертикальной и горизонтальной
пульсационных компонент скор ос т и.
Скорость изменения количества движения есть сила.
Скорость переноса количества
движения
на
еди ницу
*
В теории среднее берется или как среднее по совокуп¬
ности, или как среднее по площади. Но большинство программ
наблюдений требует брать среднее по времени. Эргодические
гипотезы, связывающие эти два вида средних, не могут быть
доказаны, но обычно принимаются как правильные.
105

ВЗАИМОДЕЙСТВИЕ
площади в таком случае будет сила,
приходящаяся на
единицу площади, т. е . напряжение; следовательно т =
=
—ритю —
напряжение,
возникающее
между
двумя
слоями жидкости. Напряжение такого рода называется
рейнольдсовым (в честь Рейнольдса, впервые исследовав¬
шего этот вопрос).
Появление новых технических средств сделало воз¬
можным проведение прямых измерений ит над поверх¬
ностью воды. В настоящее время имеется очень мало таких
измерений, и почти все данные по
переносу количества
движения между атмосферой и океаном получают путем
выво дов
из
косвенных
измерений. Одним из наиболее
распространенных
методов
косвенного
изм ерен ия
яв¬
л яет ся определение уклона поверхности моря, созданного
подъемом воды у наветренного берега. Принимая опре¬
деленные допущения, можно вычислить напряжение ветра.
Урселл (1956) показал, что этот метод сопряжен с трудно¬
стями, заключающимися в необходимости учета рельефа
дна. Последние теоретические
и
экспериментальные иссле¬
дования свидетельствуют
о том, что он включает также
ошибки, связанные с переносом количества движения в по¬
верхностных
волнах. Вычисление
напряжения ветра
по
измерениям уклона поверхности моря
в настоящее время
надо рассматривать
с некоторой долей скептицизма.
По другому методу,
взятому из
микрометеорологии,
аргументы
и
результаты, пригодные для профиля ветра
над твердой поверхностью, распространяют на взволнован¬
ную поверхность. Можно показать, что при установив¬
шемся ветре и нейтральной стратификации напряжение
ветра фактически постоянно в нижних 10—100 м атмо¬
сферы. В таком случае допускается, что
турбулентность
имеет структуру подобия, которая полностью определяется
толь ко двумя параметрами:
высотой г над поверхностью,
определяющей масштаб турбулентности, и значением на¬
пряжения
т (постоянным), определяющим интенсивность
турбулентности. Теория турбулентности обычно имеет
дело с кинематическими единицами, т. е. свойства выра¬
жаются чаще на единицу массы, чем на
единицу объема.
Тогда кинематически
напряжение
ветра определяется
просто —гш
=
—и2
где и —динамическая скорость.
Выражение
для
турбулентной диффузии
будет
—ии)
—
КтсИЛЛг,
где
Кт
—
формально определенный
коэффициент турбулентной диффузии, связанный с
пере¬
носом количества движения и называемый вихревой вяз¬
костью. Если Кт определяется только по 2 и ц*, тогда из
соображений размерности он должен выражаться в форме
Кт
—
Ки*20, где безразмерная постоянная К
—
посто¬
ян ная
Кармана,
в ели чина
которой, найденная эмпири¬
чески, около 0,40.
В таком случае условное выражение
напряжения
ветра будет и2 = 0,4и^гсШ/Аг, интегрируя которое, можно
получить II =
2,5^*1п г/г0, где 20
—
п осто янн ая интегри¬
рования, которая является характеристикой поверхности
и
называется
параметром шероховатости. Эмпирически
это примерно одна десятая размера вертикальных элемен¬
тов
шероховатости на твердой поверхности.
Обычно измеренные величины V наносят против 1п 2
и таким образом получают и и
г0. Прямое сравнение и29
определенного таким способом над твердой поверхностью,
с
прямыми (балансовыми) измерениями фактических сил,
приложенных
к
поверхности, дает устойчивые и удовлет¬
ворительные результаты. Этот метод также используют
(особенно Шепард и Флиагл) и для поверхности воды.
Но в этом случае возникают некоторые трудности; наи¬
более значительная из них заключается в том, что
теперь
гораздо труднее обосновать предположение, что турбу¬
лентность определяется только двумя параметрами
—
г0
и и*. Для характеристики водной поверхности необходимо
знать более двух параметров. К их числу относятся длина
волны, ускорение силы тяжести § и другие, описывающие
распространение волн. Кроме того, трудность заключается
не только в определении того, какова природа 20,
но
ив
определении природы О. Средний дрейф воды на по¬
верхности происходит
не только из-за ветра,
но и из-за
волн, которые вызывают движение частиц, включающее
также средний перенос поверхностных вод. Кроме того,
на гребнях волн, где можно предполагать наиболее силь¬
ное воздействие ветра на воду, возникает большая скорость
в
направлении ветра, которой нельзя пренебрегать. При
вполне разви том
волнении наиболее типичные и заметные
волны
распр остра няю тся
почти со скоростью ветра
и имеют
орбитальную скорость на гребнях, близкую к фазовой ско¬
рости и , сл едовате льно, к
средней скорости ветра. К сожа¬
лению, измерений напряжения ветра при вполне развитом
волнении сделано очень мало. Там, где такие измерения
были проведены, большей
частью
при малых разгонах,
определение V не является большой проблемой: но как
раз по этой причине (т.
е.
малые
разгоны) может ока¬
заться невозможной экстраполяция результатов на слу¬
чай, когда волнение вполне или почти вполне развито,
что типично для океанов. Это может означать, что наши
наблюдения не совсем отражают пр оц есс ы, происходящие
над большей частью глубоких океанов. Очевидно, для того
что бы получи ть бол ее достоверные выводы, необходимо
прибегнуть к боле е
прямым измерениям
иха.
Невозможно измерить градиент скорости ветра над
океаном с достаточной точностью для дальнейшего опре¬
деления напряжения ветра без тщательно подготовленных
наблюдений, внимательно контролируемых и выполняе¬
мых на высоком
уровне. Затем данные наблюдения следует
выразить в какой-то форме, из которой можно вычислить
напряжение ветра по имеющимся сведениям. Обычно
известен только средний ветер, измеренный на каком-то
уровне. Поэтому в океанографии используется выражение
т=
РаСоС!2*
Поскольку I] является функцией г,
безразмерный
коэффициент касательной силы трения ветра по отноше¬
нию к воде Со в какой-то мере зависит от уровня, на кото¬
ром измерено II. Условно уровень выбирается равным
10 м. В течение долгого времени использовалось значение
Со
—
0,0026, полученное в основном
при
измерении
уклона поверхности моря. Более поздние наблюдения пред¬
полагают, что Со возрастает с увеличением II. Шепард
получил Со — 8-10~5 + 1,14• 10”6 II (II в см/с). Вывод
сделан по наблюдениям профиля ветра на оз. Лох-Ней.
Эти наблюдения проводились при сравнительно малых
разгонах, когда даже при более высоких скоростях ветра
волны полностью не развивались. Возможность экстрапо¬
ляции для областей с большими разгонами еще не ясна.
Некоторые исследователи настроены более оптими¬
стично, чем авторы этой статьи, в отношении возможности
определения простой связи между полем ветра
и
нап ряже ¬
нием на поверхности воды. Эллисон (1956) и Чарнок (1956)
доказывают, что
структура волн сама по себе не является
функцией ветра и поэтому г0 не независимый параметр,
а может быть определен как функция и*.
Они исходят из
следующего выражения:
откуда следует увеличение Сд с (/, что находится в ка¬
чественном соответствии с
результатами Шепарда. Китай¬
городский также высказывает мнение,
что
н апря жен ие
ветра сильно зависит от наличия очень малых волн, кото¬
рые быстро приходят в равновесие с локальным мгновен¬
106

ВЗАИМОДЕЙСТВИЕ
ным
ветром, и что для описания касательного напряжения
ветра требуется всего несколько параметров. Но эти точки
зрения
в ряд
ли
можно
поддержать,
е сли
рассмотр еть
ситуацию внимательно. Давайте на какое-то
врем я забу¬
дем трудности определения природы г0
иЦи
примем
за
основную трудность определение
г0 как функции как
можно меньшего числа параметров. Если г0 и соответ¬
ствующий уровень наблюдений известны, то коэффициент
касательной силы трения
ветра
по
отношению
к
во де
можно
определить
по
выражению
Сс=(2,51п-11)-2\
где г0 выражено в
метрах. Кажется единственно правиль¬
ным
предположение, что г0, а также Ср и
являются
функциями характера волн на поверхности
воды,
что
наиболее
элементарно может б ыть
описан о с
помощью
спектра. Пространственный энергетический спектр грави¬
тационных волн ограничен низкими значениями скаляр¬
ного волнового числа к в зависимости от скорости ветра,
длины разгона и продолжительности ветра. Анализ раз¬
мерностей приводит к заключению, что при умеренной
величине волновых чисел спектр уменьшается по закону
6~3,
—
результат, достаточно хорошо подтверждаемый
наблюдениями. При самых высоких значениях волнового
ч исла
спектр ограничен тем, что здесь начинают играть
роль поверхностное натяжение и вязкость, которые
ста¬
н овятся
гораздо более важными для коротких
вол н. Те¬
перь предположим, что в некоторый момент г0 зависит ст
выр ажен ия
оо
| кп3 (к) Лк,
о
являющегося функцией поверхностного спектра 5 (к).
При п
—
0 г0 практически зависит от ограничения низ¬
кими волновыми числами и, следовательно, не только от
скорости ветра, но и от длины разгона и продолжитель¬
ности ветра. В другом крайнем случае можно предполо¬
жить, что г0 зависит от кривизны (п
=
4) водной поверх¬
ности. Тогда интеграл явно зависит от высокочастотного
ограничения, которое означает, что г0 зависит от темпе¬
ратуры и загрязнения
пов ерх нос ти.
Если г0 зависит от
крутизны волны (п
=
2), то на него оказывают влияние
оба
ограничения. Поэтому кажется, что было бы почти
невозможно определить г0 без учета того или иного огра¬
ничения. Вероятно, будет необходимо учитывать оба фак¬
тора. К сожалению, имеющиеся данные наблюдений не
охватывают ряда переменных
и наблюдения в целом про¬
ведены недостаточно точно для более полного установления
возможной зависимости. Так как
аппаратура очень тон¬
кая и работать с ней сложно, все наблюдения по так назы¬
ваемому логарифмическому профилю проведены или при
слабом ветре, или при малом разгоне и ничего не известно
о влиянии длины разгона и продолжительности ветра. При
сильных
ветрах все без исключения наблюдения проводи¬
лись или
при малом разгоне,
или
при малой продолжи¬
тельности ветра. Эти
трудности не связаны с ранее ука¬
занными
проблемами,
касающимися
природы V
и
г0,
и также с
вопросом о применимости этого метода к воде.
Еще раз станови тся очевидной большая необходимость
прямого измерения касательного напряжения путем одно¬
временного измерения флуктуаций и и хю. Более того, из
последующих доводов становится ясно, что ко- и
квадра¬
турный спектры таких величин, как и и ш, давления р5
**
Это выражение может быть получено комбинированием
выражения для коэффициента трения с выражением для лога¬
рифмического профиля.
на поверхности
и воз выш ения поверхности та кже и м ею т
большое значение.
Если не учитывать молекулярную вязкость, то един¬
ственным
процес сом,
пер ено сящ им
горизонтальную
со¬
ставляющую количества движения на мгновенной поверх¬
ности воды, является горизонтальная компонента силы,
создаваемая давлением р5,
нормально действующим на
поверхность. Следовательно, поток
количества движения
является
ковариацией р8 и 6г}/6х
—
локальной крутизны
взволнованной водной поверхности. Полный поток в та¬
ком случае ассоциируется с механизмом генерации волн.
Дрейфовые течения возникают из-за адвекции количества
движения при действии ветра на поверхность моря
и даль¬
нейшем переносе количества движения от волн к среднему
потоку через турбулентность и другие механизмы рассеи¬
вания волн. Для того чтобы быть эффективными, колеба¬
ния приземного давления ветра соответствующего размера
должны перемещаться в среднем вдоль поверхности с фа¬
зовой скоростью волн подобной же величины и между ними
должно сохраняться соответствующее среднее фазовое
различие. Для того чтобы это
произошло,
количество дви¬
жения должно передаваться вниз к поверхности моря через
механизм ит вихрями такого же размера от уровня, из¬
вестного
в
настоящ ее
время
как
критическая
высота
Майлса, где вихри эффективно переносятся ветром с фа¬
зовой скоростью волны. Филлипс предположил механизм
такого типа, при котором вихри являются типичными для
турбулентности, но
поле
давления,
связанное
с
ними,
слишком мало и незначительно по отношению
к волнам
для тог о, ч тобы возбуждать действительные волны наб лю¬
даемой величины.
Майлс (1960) предположил, что есть
обратная связь от волн к вихрям того же размера. Тогда
этот процесс будет оказывать большее влияние на рост
волн. Ясно, что в этом процессе колебания ветра в слое,
расположенном ниже критической высоты Майлса, должны
носить
более
упорядоченный характер,
чем
обычная
турбулентность; при этом данные колебания должны иметь
некоторые черты, свойственные волновому движению. Та¬
кое
пол ожение
согласуется
с
нашим
предположением,
что ветровое поле около
поверхности должно соответ¬
ствовать системе волн внизу. Вихри несколько выше кри¬
тического уровня будут иметь свойства обычной турбулент¬
ности и степень согласованности с волнами
внизу будет
малой. В обеих областях направленный вниз
пер енос
коли¬
чества движения определяется ковариацией иш.
Теперь очевидно,
что
ковариация
амплитуд этих
частей в пределах небольшого диапазона волновых чисел
или частота пар из и, та, р8, Ьк/бх и т. д. и
средняя разность
фаз между ними дает описание и
структуры,
и действия
вихрей данных размеров, участвующих в переносе коли¬
чества движения. Ко- и
квадратурный спектры дают такие
сведения, и поэтому их измерения существенны для пони
мания всего процесса переноса количества движения, кото¬
рый проявляется при действии ветра на поверхность воды.
Потоки тепла и водяного пара. Поток водяного пара Е
имеет большое значение для метеорологов, так как его
скрытое тепло Е является основным источником>.энергии
для тропосферных движений. Испарение с поверхности
океана понижает температуру и увеличивает соленость
воды. Происходящее вследствие этого увеличение плотно¬
сти в поверхностном слое создает движущую силу глубо¬
ководной циркуляции океана. Поток скрытого тепла на еди¬
ницу площади дается формулой / =
в общем выражении
переноса, где ц
—
масса водяного пара на единицу массы
воздуха, и, таким
образом,
ЕЕ = Ердхю.
Для подсчета действительного переноса тепла рас¬
смотрим вертикальный столб воздуха с площадью попереч¬
107

ВЗАИМОДЕЙСТВИЕ
ного сечения, равной единице, с основанием у поверхности
воды. В условиях средней горизонтальной однородности
чистый поток через боковые стороны должен быть равным
нулю.
Таким образом, при отсутствии локального погло¬
щения лучистой энергии или освобождения скрытого тепла
путем
конденсации первый закон термодинамики дает
нам возможность приравнять средний тепловой поток через
поверхность воды к потоку внутренней энергии рСуТт
сверху плюс средняя
скорость работы рю на вершине
столба, где р
=
ргТ есть давление воздуха,
а г является
удельной газовой постоянной. Эта сумма будет направ¬
ленным
вве рх
суммарным
тепловым
пот оком
р срТш.
В этих выражениях
и
ср являются теплоемкостями
при постоянных объеме и давлении соответственно; Т —
абсолютная температура,
но так как представляют инте¬
рес
только ее флуктуации, то Т может быть выражено
в гра¬
дусах Цельсия.
Только сейчас этот способ становится возможным для
удовлетворительных прямых измерений переноса водяного
пара. Такие определения проводились на суше , но не над
водной поверхностью. При отсутствии таковых океано¬
графам приходилось прибегать к методам приближенного
определения.
Выражение переноса скрытого тепла аналогично диф¬
фузии:
—
—
рА,
гдеКю—
коэффициент турбулентной диффузии для во¬
дяного пара.
Для представления турбулентного потока явного
тепла
надо
сперва
отметить,
что
соответствующее
св ойс тво
жидкости
не
будет удельной
внутренней
энергией С&Т, а будет выражать суммарное тепло (эн¬
тальпию) СуТ + ~ —
срТ. Увеличение этого свойства
на единицу увеличения вертикального смещения умень¬
шается приобретенной потенциальной энергией §. Таким
образом, количество тепла, сохраненное во время верти¬
кального движения водной массы, будет
сРТ
—
8г-
Если это количество не зависит от г, то мы имеем так
называемый адиабатический вертикальный градиент Г,
где
Г=
8/Ср =
—
-Ц-
ай.
Можно предположить,
что турбулентный
перенос
тепла происходит, только если температурный градиент
отличается от Г, так что тепловой поток вверх на
единицу
площади выражается в виде
Н=
- СрКн(-%- +
т).
Близко к поверхности йТ/Аг обычно велико по сравне¬
нию с Г, которое равно 10"2 град/м.
На практике потоки опять должны соответствовать
имеющейся_информации, которая обычно сводится к 77,
Т и реже к <7, измеренному на высоте палубы, а также к тем¬
пературе Т8 и солености поверхности воды, по которым
может быть подсчитано давление пара над поверхностью е8.
Схожесть выражений
коэффициента диффузии для Е
и переноса количества движения т предполагает,
что
если Кии/Кщ
—
величина
постоянная,
то
вер тик аль ные
профили V и
<7 будут сходны. Тогда
ЕЙ=
с72_г7, Кт>
где индексы относятся к уровням гг и г2.
Два недавних сравнения этой формулы для потоков над
землей с Е и т, подсчитанными в одном случае непосред¬
ственно по прямым вихревым потокам (р/&0, а в другом
случае по испарению
с небольших участков
и
измерениям
касательной
силы
трения,
показал и,
что
/Сш^1,1/Ст
в
условиях умеренной неустойчивости и умеренной силы
ветров. Для условий над водой, если предположить далее,
что Кш
—
Кт, механизмы переноса через поверхность оди¬
наковы и что
Ц1 — 0 на поверхности, заменяя т его выра¬
жением, приведенным выше, находим
гг
пасй г
-
ч
г/
Е—
~Т7бр
^а5
где индексы «5» и «а» относятся соответственно к
поверх¬
ности и к
данному уровню в атмосфере, обычно находя¬
щемуся в пределах 6—10 м, и еа
=
\$раЯа есть давление
пара
_на эт^ом^уровне. Эквивалентное выражение Е =
—
3 (е8
—
еа) V часто использовалось д ля
определения
интенсивности
испарен ия с
поверхности океана. Наиболее
надежное определение ^
было сделано Джекобсом, ис¬
пользовавшим
кл иматоло гически е
данные
по
четырем
выбранным океаническим районам и сравнившим
полу¬
чен ные величины с пот ока ми
скрытого тепла ЕЕ, вычи¬
сленн ыми п о
соответствущим климатологическим данным
о тепловом бюджете.
В методе теплового бюджета предполагается, что
поглощение тепла за длительные периоды равно нулю и
изучение проводится в целом по
океану
ил и п о районам,
в
которых чистые
пот ери
т епла
при горизонтальном пере¬
носе или незначительны, или могут быть достоверно и точно
вычислены. Тогда, осредняя по
району, получим
1Е+Я=1Т+Г,
где 1Г — разница в интенсивности потока поступающей
солнечной радиации и уходящего излучения, вычисленная
по климатологическим данным, а Т — чистый перенос
тепла в данный район. Обычно это записывается следующим
образом:
ЕЕ(1+Л)
=
/,+Т,
где
=
Н1ЕЕ называется соотношением Боуэна. Если
предположить, что /Сш
=
Кн и, как при выводе соотно¬
шения Е/т, процессы переноса тепла и водяного пара через
поверхность аналогичны,
найдем, что
Ьбсрра Г5- Га
К
т
-
,
ь
ев~еа
где индекс «5» относится к
поверхности. Свердруп, исполь¬
зовав данные Джекобса, получил, что Я изменяется от
~0,1 в тропиках до ~0,5 в высоких
северных
широтах.
Джекобе нашел, что значение ^
составляет
1,65-10"12
при условии, что все данные выражены в единицах СГС.
Соответственное значение Сэ равно 2 -10 ~3, что совпадает
с
ранее употреблявшимися значениями.
Бюст
ранее
получил У путем сравнения с поверхностным испарением,
измеренным
в
ваннах,
выставленных
на
корабельных
палубах. Его значение У примерно на 40% меньше, чем
у Джекобса. Оба метода достаточно полно рассмотрены
в работах Джекобса (1951) и Свердрупа (1951).
К методу Бюста можно предъявить несколько явных
возражений, в то время как метод Джекобса вызывает
всего одно и, по-видимому, дает достаточно верные ре¬
зультаты по климатологическим данным. Тем не менее
ясно, что неправильно было бы экстраполировать его ре¬
зультаты для применения к случаям, когда период осред¬
нения мал. Более того, формула для У сама по себе не
бесспорна. Формула для Е1т, только недавно испытанная
108

ВНУТРЕННИЕ
в
условиях суши,
экст раполирован а д ля
применения
к воздуху
над водой. Далее сделана экстраполяция от
низкого уровня к поверхности, и, кроме того, вновь воз¬
никает вопрос о сущности V. Но далее, несмотря на эти
возражения,
если ^ пропорционально Со, то результаты
Шепарда указывают, что величины Со далеки от того,
чтобы быть постоянными. Однако может случиться, что
наиболее серьезные
возражения
возникнут
из
первого
предположения
о подобии профилей V и
<7;
такое же пред¬
положение делается дл я (/
и Т, в некоторых случаях не¬
явно при выводе выражения для Я. В любом случае, если
Кт
—
Ян
—
Кт> рассмотрение переноса количества дви¬
жения может выполняться в
применении не только к Кт>
но и к /Сш и Кн> Ясно, что единственный способ избежать
существующей неопределенности
—
это
попыт аться
п ро¬
води ть
прямые
изме рени я фактического переноса р/ш
одновременно с измерениями профилей и волн
как
при
малых, т ак и
при больших величинах разгона, для того
чтобы
найти простейшую возможную параметризацию.
Это необходимо для успешного развития
океанографи¬
ческих
и
метеорологических
прогнозов
синоптических
масштабов. Такие измерения проводятся сейчас в различ¬
ных районах.1
РОНАЛЬД У. БЕРЛИНГ, РОБЕРТ У. СТЮАРТ
Прим. ред.
1
Изменчивость коэффициентов теплооб¬
мена и испарения (по некоторым данным, эти коэффициенты
могут изменяться в 30 раз!) может иметь важные послед¬
ствия в тепло- и влагообмене между океаном и атмосферой
за большие промежутки времени. Если наибольший вклад
в
суммарный теплообмен и испарение
вносят
шт ормы,
кот орые
на климатических
картах почти не
отражаются,
то подсчет соответствующих потоков по таким картам не¬
возможен. Величины потоков могут быть вычислены только
путем суммирования локальных потоков тепла и влаги за
долгий срок. Такое корректное суммирование впервые при¬
менил Гарстанг [изложение части результатов Гарстанга
можно найти в монографии ЗилитинкевичаС. С .
«Динамика пограничного слоя атмосферы». (Л., Гидрометео-
издат, 1970)], который получил для тропической Атлан¬
тики средние месячные значения указанных потоков путем
суммирования их ежечасных значений. О возможности
корректного расчета этих потоков с помощью исчисленных
моделей атмосферы было указано Гаврилиным и Мони¬
ным
(Г аврилинБ. Л.,Монин А. С. О расчете кли¬
матических корреляций по численным моделям атмосфе¬
ры.
—
Изв. АН СССР . Физика атмосферы и океана,
1970,
т. 6, No 7, с. 659—665).
ВНУТРЕННИЕ ВОЛНЫ
В.
в.
—
это
волны,
наблюдаемые на поверх ностях
раздела плотности или в
пределах слоев, где существуют
вертикальные градиенты плотности. Они
могут существо ¬
вать в любой стратифицированной жидкости и могут быть
вызваны потоком над неровной поверхностью дна, атмо¬
сферными возмущениями, приливными силами и сдвигом
скоростей. В глубоком море высота В. в . может достигать
нескольких десятков метров, однако в слое главного тер¬
моклина они обычно имеют
высоту 6—18 м. Амплитуда В. в .
существенна на всех горизонтах, за исключением дна, где
она нулевая, и поверхности, где она крайне мала. На
изменение амплитуды с глубиной влияет распределение
плотности, причем для смещения нечетко выраженной
границы раздела плотности требуется меньше энергии,
чем для смещения четко выраженной* границы. Из-за
больших вертикальных и горизонтальных смещений ча¬
стиц воды В. в. являются одним из важных факторов пере¬
мешивания
и
переноса
водных
масс.
Теория. Теоретически свободные В. в.
существуют
лишь между инерционной частотой и частотой Вяйсяля
(Эккарт, 1960). Нижний предел (инерционная частота)
является функцией широты, верхний предел (частота Вяй¬
сяля, или частота устойчивости А)
—
функцией глубины г:
Д72 __
ЛР_Ц_
раг
с2
9
где р
—
плотность среды,
с—
скорость волны в среде,
§—
ускорение
свободного падения.
Теория существования плоских В. в . в
противополож¬
ность
теории зарождения и разрушения исходит из их
полной согласованности в пространстве. Это означает,
что В. в . должны проходить невозмущенными через океан.
В. в., ко торые существуют в реальном море, не являются
настолько согласованными. Кроме того, в океане может
существовать множество источников В. в.,
от которых
волны могут случайно взаимодействовать между собой,
иногда усиливая, а иногда уничтожая друг друга (рис. 1).
В глубоком море математически возможно бесконеч¬
ное число мод колебаний В. в . для одной частоты возбужде¬
ния, но физически должен существовать верхний предел
из-за обязательного сдвига. Каждая более высокая мода
колебания при данной частоте имеет большее волновое
число и распространяется с меньшей фазовой скоростью.
В общем, наблюдаемый спектр внутреннего перемеще¬
ния уменьшается с увеличением частоты. На приливных
частотах и вблизи частоты устойчивости в спектре появ¬
ляются второстепенные пики, однако условия устойчиво¬
сти еще не установлены.
Измерения.
Прямые. Наиболее интересные дан¬
ные по В. в. получают при измерении вертикальных изме¬
нений плотности. Несколько В. в. были измерены непо¬
средственно путем прослеживания их
вертикальных коле¬
баний. Например, на определенную плотностную поверх¬
ность (изопикну) запускался большой плавучий контей¬
нер. Глубина его положения регистрировалась маномет¬
ром н?~ барабане. В более глубоководных районах оказа¬
л ось
возм ожны м
зап уст ить
поплавки
тип а
Сваллоу на
более глубокие изопикны, и глубина их положения аку¬
стически передавалась на судно.
В. в. можно также
измерять непосредственно при по¬
мощи серии подвесных или укрепленных вертушек. Однако
эти измерения из-за трудностей работ проводились лишь
в
ограниченных
пределах.
Косвенные. Так как вертикальный градиент
плотности может быть вызван изменением или
температуры,
109

ВНУТРЕННИЕ
или солености, или обеих характеристик, для измерения
плотности может быть использован любой скаляр при усло¬
вии постоянства этого скаляра и пренебрежения диффу¬
зией. В открытом море основные изменения плотности обу¬
словливаются температурой. Кроме того, измерение тем¬
пературы наиболее легко выполнимо, поэтому такой кос-
о)
14е
V
/Ч
Т100 фут.
|
1
'
ИЛЯ ,
вертикально подвешенные и буксируемые термисторы-
бусинки с малой инерционностью (рис. 2). Иногда ведутся
синхронные измерения солености .
Вертикальные гирлянды термисторов-бусинок. Чтобы
определить моды колебания В. в.,
необходимо иметь дан¬
ные о полной картине условий от поверхности до дна.
б)
УУ'М-^у'-'
'"'V'
~А/
Рис 2. Примеры коротких (а) внутренних волн в интенсивном термоклине и длинных внутренних волн (б) в сла¬
бом термоклине. Температура
—
в
гр адусах
Цельсия.
венный метод становится наиболее широко применимым
для выделения В. в .
Вертикальные колебания температуры измеряют при
помощи различных приборов (иногда одновременно с соле¬
ностью). Так, для изучения долгопериодных В. в . исполь¬
зуют опрокидывающиеся термометры
и батометры, для
определения размеров
и формы В. в.
используют батитер¬
мографы (несколько опусканий) и в последне е врем я
—
Чтобы получить данные о скорости и направлении В. в .,
необходимо использовать несколько термисторов-бусинок.
Если температура не записывается непрерывно на каждом
термисторе, последний заключается в термоизоляционную
камеру, чтобы избежать явления элиазинга.* Термисторы
*
Элиазинг —
эффект искажения
частот,
зав ися щий
от
ди скрет ност и
наблюдений.
—
Прим. ред.
ПО

ВНУТРЕННИЕ
обычно изолированы так, что их временная чувствитель¬
ность вдвое больше, чем самый короткий период исследуе¬
мых
колебаний. Существует также проблема смещения
Допплера вследствие движения буксируемых датчиков.
Если известны направление движения и мода колебания
В. в ., возможно ввести поправку на это смещение в ча¬
стоте.
Рис. 3 . Частотное распределение (повторяемость) высот внутрен¬
них волн на глубине 20 м у пляжа Мишен, Калифорния (для
волн высотой более 2 футов).
Прибор, следящий за глубиной изотерм. Один из луч¬
ши х сп особов изуче ния
прогресс ивны х В.
в.
—
измере¬
ние В.
в.
приборами, следящими за глубиной изотерм,
которые устанавливают на фиксированной платформе.
Эти приборы «следуют» за данной температурой и, таким
образом, описывают В. в., проходящие через место наблю¬
дений. Имея три таких прибора или более, можно опре¬
делить направление и скорость В. в. в мелководном рай¬
о не.
Данные измерений. Для глубокого открытого моря
получено очень мало сведений, которые не
могут полно¬
стью определить природу температурных В.
в.
по
всему
столбу воды.
Однако в мелководном районе у пляжа
Мишен (Калифорния) было проведено детальное исследо¬
вание В. в . с фиксированных платформ с применением раз¬
личных приборов и методик.
Высота волн. Для
измерения
высоты В.
в.
достаточно серии временных наблюдений в одном пункте
по всему столбу воды. Наблюдавшаяся глубина положе¬
ния отдельной изотермы в термоклине сильно менялась
при глубине места всего лишь 20 м. Обычно величина ко¬
роткопериодных вертикальных колебаний обратно про¬
порциональна градиентам слоев, в которых они наблю¬
даются, и почти всегда имеют место самые малые колеба¬
ния. Распределение измеряемых высот волн в этом мелко¬
водном районе показано на рис. 3.
Период волн. Если небольшое количество воды
сместить адиабатически с нулевого положения и дать ему
свободно двигаться, оно будет колебаться на частоте Вяй-
ся ля
пр и усло вии,
что энтропия остается постоянной.
Это соответствует равенству между силами плавучести
и
инерционными силами.
Высокочастотные инерционные
волны ограничены районами вблизи максимума М, но не
исключены и более низкие
частоты.
Суточные и 4,5-су¬
точные циклы, вызванные аналогичными
периодами вет¬
ров,
накладываются
на
длиннопериодные
сезонные
циклы. Одной из основных сил,
вызывающих движение
в
море, является приливообразующая сила, следовательно,
многие явления, включая В. в.,
имеют периоды, равные
полусуточному
и
суточному
приливам.
Это применимо
как к глубокому, так и к мелководным районам и пред¬
ставляет собой явление внутреннего прилива. Таким обра¬
зом, в
море существует широкий спектр В. в .1
Поскольку в море плотность с глубиной непрерывно
увеличивается, может одновременно возникнуть бесконеч¬
ное число мод колебаний В. в . Именно мода колебания
вскрывает, каким образом смещаются по вертикали изо-
пикны.
В модах первого порядка
изопикна смещается
лишь в одном направлении. Моды второго порядка сме¬
щают изопикны вверх в
пределах определенного интер¬
вала глубин и
зат ем
вниз
в
ост авше мся
ст олбе
воды.
Моды третьего порядка смещают изопикны сверху вниз
и затем снова вверх; это наблюдается и в модах более вы¬
соких порядков. Для каждой частоты возубждения В. в .
имеют разные длины волн для каждой моды колебания,
поэтому фазовая скорость для каждой частоты для каждой
моды различна. Лишь мода первого порядка представляет
самый простой случай, когда наблюдаются два слоя по¬
стоянной (но разной) плотности. Максимальная амплитуда
вертикального смещения наблюдается на
границе ме ж ду
накладывающимися
с лоям и.
Амплитуда уменьшается
к свободной поверхности и ко дну и становится равной
нулю у дна и незначительной на поверхности моря. При¬
мер нескольких мод колебаний В. в . показан на рис. 4 .
В мелководном районе у пляжа Мишен было1 полу¬
чено распределение частот более 1000 измеренных В. в .
(рис. 5). В . в. с периодом менее 2 мин были исключены.
Рис. 4. Пример вычисленн ых
мод внутренних волн у берегов
Южной Калифорнии (М,
—
первая мода, М2 —вторая мода
и т. д.). Абсцисса
(Мп)
—
относительная амплитуда вертикаль¬
н ого с меще ния.
50% всех В. в. с периодами свыше 2 мин имели период
более 7,3 мин.
Скорость. Для двухслойной системы дл ин ны х
волн, в
которой длина волны велика по сравнению с глу¬
111

ВНУТРЕННИЕ
биной и не учитываются небольшие возмущения на по¬
верхности
моря ,
скорость прогрессивной В.
в.
с
будет
2_
&/к(Р~Р'>
р'
ккН’ 4- р
Нкк
*
гдекир
—
высота и плотность нижнего слоя; к' и р'
—
высота
и
плотность
поверхностного
сло я;
к—
2л1Ь\
^
—
длина волны. Для коротких волн
С2=
3 (Р-Р')
к (р+р')
Рис. 5. Частотное распределение
(повторяемость)
периодов
внутренних волн у пляжа Мишен, Калифорния (для волн с пе¬
риодом более 2 мин).
В мелководном районе скорость В.
в.
определяется
по измерению вертикальных колебаний одновременно в трех
местах, а также по наблюдениям за движением связанных
с ними поверхностных сликов. Подобные измерения пока¬
зали, что в
районе пляжа Мишен В. в.
движутся
к
берегу
со скоростью 0,11—0,60 узла, при средней скорости 0,31
узла на глубине 18 м.
Также было определено, что для
формы В. в . имеет значение глубина термоклина. По мере
приближения к свободной поверхности моря гребни волн
с тано вятс я
плоскими.
Подошвы, наоборот, становятся
плоскими при соприкосновении
с морским дном (рис. 6).
Кроме того, передний склон волны обычно круче, чем ты¬
ловой. Отдельные температурные инверсии указывают на
случаи разрушения В.
в.
Распространение. О направлении распро¬
странения В. в . в
глубоководных районах моря известно
оче нь
мал о.
Так,
многочисленные судовые наблюдения
установили распространение внутреннего прилива по
направлению к берегам Южной Калифорнии. Были обна¬
ружены внутренние приливы в северо-восточной части
Тихого океана с направлением,
пар алле льны м
по верх¬
ностным приливам.
В мелководных районах направление
их распространения почти перпендикулярно берегу.
Волновое движение. Движение вод, связанное с В. в.,
изучалось по непосредственным измерениям и по данным
анализа его влияния на особенности рельефа морской по¬
верхности. В море В. в ., по-видимому, принимают форму
прогрессивных волн.
В озерах и частично замкнутых
водоемах были
обнаружены стоячие волны.
Природа
прогрессивных волн между жидкостями двух различных
плотностей описана Ламэом (1945). Теоретическое движе¬
ние вод, связанное с этой простой прогрессивной волной,
показано на рис. 7.
Помимо вертикальных колебаний, было обнаружено
другое доказательство этого явления в океане:
1) изуче¬
ние бокового сдвига скоростей показало, что вертикальные
полосы краски в воде претерпевают разрыв в слое термо¬
клина; 2) изучение поверхностных течений и
других
по вер хно ст ных
явлений в Бенгальском зал. обнаружило
длинные полосы попеременно взволнованной и спокойной
поверхности. Высота ряби составляла 15—20 см, и по¬
лосы
взволнованной
поверхности,
числом
до
2—10 ,
иногда тянулись до горизонта. В Андаманском море такие
полосы были еще более четко выражены. Здесь полосы не¬
высоких бурунов вызывали шум при прохождении мимо
дрейфующего судна в районе спокойной поверхности.
Аналогичные явления чередования взволнованных и шти¬
левых поверхностей наблюдались у Южной Калифорнии.
По данным анализа термической структуры было обна¬
ружено, что гребень В. в .
распо лага ется прямо под зоной
максимального волнения. Таким образом, по поверхност¬
ным течениям, по термической структуре и поступатель¬
ному движению было определено, что это явление возбуж¬
дается мелководной В. в .
Вертикальное смещение г| поверхности раздела двух¬
слойной системы (с плотностями р и р') дается уравнением
т]
=
а соз (кх
—
а/),
а горизонтальная скорость потока и в верхнем слое будет
и=
—(а!к') с соз (кх
—
а/),
гдек'—
средняя толщина верхнего слоя, а —
амплитуда
волны на поверхности раздела, с —
скорость волны на
поверхности раздела.
Если в направлении у не отмечается какого-либо
заметного потока (по нормали к направлению распростра-
поверхности моря (а), на промежуточной глубине (б) и вблизи
дна (в).
ш

ВНУТРЕННИЕ
нения) и нз отмечается заметного переноса поверхностных
вод в направлении
распространения, то над подошвой
должен пройти тот же самый объ ем вод на
единицу ширины.
Скорость потока в горизонтальном направлении должна
быть обратно пропорциональной
мгновенной толщине
верхнего слоя г . Величина г становится очень малой над
гребнями В.
в. большой амплитуды у поверхности моря.
Во В. в . на мелководье движение над гребнем стано¬
вится интенсивнее. Вода, первоначально проходящая над
подошвой, теперь оказывается заключенной в более узком
поперечном сечении. Если гребни очень близки к
поверх¬
ности, то скорость потока возрастает.
Вовлечение в во¬
ронку воды над гребнем и ослабление скорости сразу по¬
зади него приводят к образованию турбулентности и ряби
на поверхности.
Когда термическая граница В. в . наблюдается вблизи
дна моря, то здесь имеет место аналогичный механизм.
Максимальная турбулентность будет отмечаться над п о¬
дошвой, но максимальная скорость будет направлена на¬
встречу распространению
волны.
На мелководье В.
в.
движется к берегу; таким образом, максимальная скорость
у дна будет в направлении от берега. Стеснение воды в во¬
ронке, создаваемое между подошвой и дном, всегда имеет
направление от берега и, безусловно, усиливает вынос от
берега осадков. Даже в глубоком море В. в.
у дна могут
вызвать движение осадков и
образовать песчаные волны
на грунте.
Связь В. в.
со сликами. Слики на морской поверх¬
ности, которые часто являются визуальным доказатель¬
ством существования под ними В. в.,
наблюдаются как
полосы или пятна относительно спокой ной поверхности
моря,
окруженные участками
поверхности,
покрытой
рябью. Отсутствие мелких волн на слике придает
им
в и д стекла по сравнению с приле гающим и уч астк ами ряби.
Слик в дневноевремя выглядит под всеми углами зре¬
ния светлее, чем окружающая его поверхность, потому
что ровная поверхность сильнее отражает свет, чем взвол¬
нованная. Ночью, когда может существовать свечение при
отражении, слики составляют контраст с прилегающими
участками ряби и кажутся темнее, так как их невзволно¬
ванная поверхность менее чувствительна к отражению.
Слики часто принимают форму широких, соединенных
друг с другом полос, как бы перепонок, а в некоторых
случаях они имеют вид изолированных пятен. В мелковод¬
ном море над материковой отмелью слики часто принимают
форму длинных полос, более или менее параллельных
берегу.
Ясно видимые слики обусловлены ветром, освеще¬
нием, присутствием достаточного количества органичес¬
кого вещества и природой В. в . Площадь поверхностной
пленки зависит от взаимного соотношения высоты В. в .,
их длины и глубины залегания. Средняя глубина залега¬
ния В. в . и ее отношение к глубине моря также влияют на
тип циркуляции и, таким образом, имеют значение для
образования сликов.
Поверхностные слики иногда наблюдаются над по¬
дошвой пониженного давления в термоклине.
Однако
более часто отмечают слики над размытым термоклином,
где-то между гребнем и последующей подошвой. Хотя
ма ксима льно е
распространение
в
глубь поверхностного
слоя отмечается над подошвой, слики обычно обнаружи¬
вались на активной поверхности зоны конвергенции. Зна¬
чительное движение в зоне поверхностной конвергенции
создает слики над тыловым склоном В. в . Это результат
циркуляции вод, создаваемой В. в. (рис. 7). Так как В. в .
распространяются
п о напра влени ю
к
берегу, то слики воз¬
вращаются
в то же положение по отношению к В. в., т. е.
сразу
после гребня. Таким образом, зная положение и дви¬
жение поверхн остных морск их сликов, м ож но
установить
положение В. в . и
направ ление
их движения.
Влияние топографии. Изменения глубины, над которой
распространяются В. в.,
могут
изменить скорость, форму
и
на правл ение
вол ны.
Кроме того, поток воды над неров¬
ным дном может создать дополнительную турбулентность
и В. в. Различные формы рельефа морского дна (склоны,
мелководья, подводные горы, хребты, острова и мысы
суш и,
вклинивающиеся
в
течение) изменяют поток и, '
следовательно,
его
термическую
ст рук туру.
Наиболее
простым примером этого является открытый берег, где
наблюдаются береговые ветры и приливные
течения.
Направленное к берегу поверхностное течение заглубляет
положение термоклина, для которого обычно
характерна
суточная
миграция;
приливные колебания термоклина
обычно имеют полусуточный характер. По мере прибли¬
жения к
материковому склону длина В. в .
уменьшается/
Другим примером является поток над мелководьем или
Рис. 7. Циркуляция, обусловленная прогрессивными внутрен¬
ними
волнами,
и
ее связь со сликами
на
по верхн ости
мо ря
(пунктиром обозначены линии тока).
подводной горой, который смещает термоклин
вверх.
Длина В. в. здесь тоже уменьшается
и
при этом возникает
крупномасштабная турбулентность. Поток над подводным
хребтом, кроме того, вызывает смещение термоклина вниз
по течению и его отклонение вправо.
Наличие островов обычно увеличивает глубину зале¬
гания термоклина вдоль побережья, к которому
подхо¬
дит течение, при этом
турбулентная зона зде сь раз вив ает ся
в
районе острова (с боков и тыла). Различное направление
орбитального движения создает возмущение температур¬
ной структуры данного района. Участки суши, омываемые
течениями,
отклоняют
прибрежные воды
мелководий
в
районы основных течений и вызывают турбулентность
в
районе мысов этих уч аст ков су ши .
С подветренной сто¬
роны мысов вдоль западного побережья США и Мексики
им еет
место те чени е
против часовой стрелки с подъемом
более
хол одных
вод
на
поверхность.
Таким образом,
топографические особенности рельефа, которые вызывают
вертикальную миграцию термоклина, в
некоторой степени
способны вызвать или изменить
направление В. в .
Е. К. ЛАФОНД
Прим. ред.1 В. в., возникающие при движении судна,
уменьшают его скорость и создают явление «мертвой воды»,
открытой Ф. Нансеном ь Северном Ледовитом океане во
в р ем я эк спедиции на «Фраме».
1X3

ВОДНЫЕ
ВОДНЫЕ МАССЫ («МЕТОД ЯДРА»)
В. м.
Мирового океана могут бы ть разделе ны
на
типы, характеризующиеся определенными свойствами или
определенным соотношением различных характеристик.1
Название каждой В. м .
отражает район формирования
(источник) и пути
ее
перемещения. Например, антаркти¬
ческая придонная вода образуется в различных районах
вокруг Антарктического
материка
и
обнаруживается
у дна на больших участках океана. В . м . образуются либо
в
результате термохалинных изменений, обусловленных
взаимодействием моря и атмосферы, либо в результате
перемешивания двух или более вод. После формирования
В. м . смещается на горизонт, определяемый ее плотностью,
в зависимости от
вертика льного распределения плотности
окружающей воды, и, постепенно перемешиваясь или
взаимодействуя с атмосферой (если В. м .
распространяется
у поверхности или на горизонтах, близких к поверхности),
теряет характерную черту (или черты), которую она
приобрела в районе формирования. Процесс формирова¬
ния
В. м.
должен существовать постоянно или
периоди¬
чески, чтобы предотвратить полную однородность воды
океанов в результате перемешивания и диффузии.
В. м . можно изобразить графически, используя вели¬
чины
двух
из ее
хара ктеристик (температуры, солености,
содержания кислорода) как координаты.
В большинстве
случаев для идентификации В. м. достаточна температурно-
соленостная 7\ 5-диаграмма, предложенная Хелландом
Хансеном. В . м . может изображаться на 7\ 5-диаграмме
как кривая или как поверхность,
нов
случая х ис ключи¬
тельно
однородной воды для идентификации достаточно
одной точки. В последнем случае можно говорить об одном
типе воды, а первые два случая полагать смесью двух
или
более типов вод; форма кривой или поверхности зависит
от первоначального вида Г, 5-диаграмм этих типов вод.
Глубинные В. м. более однородны, чем поверхностные,
и
поэтому обозначаются меньшими участками на Г, 5 -кри¬
вой (это можно заметить
на Г, 5-диаграммах основных
В. м.
Мирового океана, см. рис. 5). В действительности
все
кривые имеют ширину наименьшей точности измерений
температуры и солености и,
вероятно,
более широко
обусловливают вторичные изменения
в
структуре В. м.
Таким образом, все величины, полученные для определен¬
ной В. м., будут находиться внутри «огибающей» на Т, 5-
диаграмме.
Эта огибающая
строится таким образом,
3000
ТИП 36,5 -36 ,9/00
7Ш 34.8 -34,85
34.7-34 ,8
ШШ 34,6-34,7
-
2
114
Рис. 1 . Схематическая блок-диаграмма распределения солености в Карибском море.
1*—
субтропическое
противотечение; 2 —
субантарктическое промежуточное течение .

ВОДНЫЕ
что
включает
большую часть (90—95%) данных, полу¬
ченных в этом районе.
Основные В. м.
Мирового океана образуются в ре ¬
зультате термохалинных изменений. Такие В. м .
име ют
экстремум по одной или многим характеристикам. Слой,
в
котором наблюдается этот экстремум (глубина слоя
определяется плотностью воды), называется срединным
слоем. Этот слой может быть обнаружен при исследовании
вертикального распределения типичных
свойств В. м .
Используя «метод ядра», разработанный Бюстом (1936) 2,
можно проследить распределение В. м. от района их фор¬
мирования до районов, в которых они уже не могут быть
распознаны. Этот метод был успешно применен Бюстом
к водам Атлантического океана, Средиземного моря и
сравнительно недавно к водам Карибского моря. Метод
включает
предположение
об устойчивости циркуляции;
при этом все данные трактуются
в син оптическ ом см ысле .
При изучении В. м. «методом ядра» все данные гидро¬
логических станций, полученные в интересующем нас
районе, собираются
и подвергаются строгому качествен¬
ному контролю. Каждый экстремум, который является
общим для большинства станций, наносится на карту,
после чего можно провести изолинии и определить место¬
положение основной оси распространения В. м . Подго¬
тавливаются
вертикальные разрезы
параллельно
этой
основной оси и перпендикулярно к ней. Обычно на верти-
115

ВОДНЫЕ
кальном разрезе выделяется несколько
срединных слоев,
и для каждого должна быть изготовлена карта. На рис.
1
дана блок-диаграмма структуры солености в
Карибском
море. Положение этого блока показано на карте-схеме
Карибского моря. Южный край блока расположен парал¬
лельно основной оси распространения В. м . (см. Кариб-
ское море): меридиональные стороны перпендикулярны
основной оси. Зачерненные участки представляют собой
два слоя с экстремальной соленостью, т. е . слои «ядер»
субтропического противотечения (верхний слой) и
антарк¬
тической промежуточной воды.
Срединный слой может быть идентифицирован как
образовавшийся в определенном районе, точки вдоль основ¬
ной оси распространения могут быть изображены на 7\
5-диаграмме,
и
остающийся
процент первоначальной
воды может быть найден как функция расстояния от
источника. На рис. 2 представлены содержание кислорода
в
глубинной водной массе центральной части Северной
Рис. 2 . а: распространение ядра водных масс в глубоководной части Северной Атлантики (содер¬
жание кислорода в слое промежуточного кислородного максимума на глубинах 2000 — 3000 м; числа
более 100 указывают глубину этого максимума) (по Бюсту, 1936). б: поле течений на глубине 2000 м
(вычисленные по карте абсолютной топографии поверхности 2000 дбар) (по Дефанту, 1941).
1 —- главное направление распространения; 2 — ветви.
Рис.
3. Стандартные Т, 5-кривые для ядра североатлан¬
тической глубинной водной массы (по Дефанту, 1961).
Атлантики и обнаруженные в этом слое
геострофические
течения в поле плотности.
Рисунок 3 представляет собой
Г, 5-диаграмму, построенную по точкам основной оси рас¬
пространения.
Процентное содержание глубинной воды
на
широте 35° с. принимается за 100%.
Таблица 1 содержит параметры, использованные для
идентификации основных срединных слоев Атлантического
океана
(по Бюсту).
Таблица 1
Срединный слой
Источник
Параметр
Арктическая
и
ан¬
тарктическая
при¬
донные воды
Североатлантическая
глубинная вода
Средиземноморская
промежуточная вода
Антарктическая про¬
межуточная вода
Полярные
районы (Грен¬
ландское море,
море Уэдделла)
Район около
Гренландии
Средиземное
море
Антарктический
полярный фронт
Минимум придонной
потенциальной
тем¬
пературы
Максимум кислорода
в
промежуточном
слое
Максимум солености
в
промежуточном
слое
Минимум
солености
в
промежуточном
слое
116

Рис. 4. Тропосферные (центральные) водные массы Мирового океана (по Свердрупу и др.,
1942).
Кр—
красноморская водная масса; ИЭ —
индоокеанская экваториальная водная масса; ИЦ
—
индоокеанская центральная вод¬
ная масса; САн—субантарктическая водная масса; П —
проме жуточ ная водная масса; Цп—цирку мпол ярн ые воды; АнПр—антарк¬
тическая придонная водная масса; СА —
тихоокеанские субарктические воды; ЗСТЦ—западная северотихоокеанская центральная
водная масса; ВСТЦ —
восточная северотихоокеанская центральная
в одная
масса;
ТЭ —тихоокеанские экваториальные
воды;
ЗЮТЦ —
западная южнотихоокеанская центральная водная масса; ВЮТЦ —
восточная
южнотихоокеанская центральная водная
масса;
САЦ —
североатлантическая
центральная
водная
масса;
ЮАЦ —
южноат лантич еская
центральная
водная
масса;
Ср—
средиземноморская
водная масса; Га —
североатлантическая глубинная и придонная водная масса.
Т°С
34.0'
34.5
350
"
35'5
36.0
~3655%,
35.0
35.5
34.0
34.5
35 05%о
Рис. 5 . Обобщенные Т, 5-соотношения
для основ¬
ных водных масс Мирового океана (по Свердрупу
и др.,
1942).
а—
Индийский океан; б — южная
часть
Тихого
океана;
в—
северная часть Тихого океана; г —Атлан¬
т иче ский
океан.
САн —
субантарктические воды;
ИЦ—
индоокеанская
центральная
водная
масса;
АнП —ант арктическая про межут очн ая в од ная м ас са;
ИЭ—
индоокеанская экваториальная водная
мас са;
Кр —красноморская водная масса; Цп
—
цирку мпо¬
лярные
воды;
АнПр
—
антарктическая
пр идонная
водная
масса; ВЮТЦ —восточная южнотихоокеан¬
ская центральная водная масса; ТЭ —тихоокеанские
экваториальные воды; ЗЮТЦ —западная южнотихо¬
океанская
центральная
водная
масса;
СА—тихо¬
океа нские субарктические воды; СТП —
северотихо¬
океанские промежуточные воды; ВСТЦ —
восточная
се вероти хоокеан ская
центральная
водная
мас са;
ЗСТЦ —
западная северотихоокеанская центральная
в одная
масса;
АП—
арктическая
промежуточная
вода; ЮАЦ —южноатлантическая центральная вод¬
ная масса; САД—североатлантическая
центральная
водная масса; Ср—средиземноморская водная масса;
Га—
североатлантическая глубинная
и придонная
водная масса.

волны
В океане много различных В. м., но они могут быть
подразделены на следующие основные типы: поверхностные
или подповерхностные (до 300 м), промежуточные (500—
1000 м), глубинные (1200—4000 м) и придонные (рис. 4
и 5).
Наибольшую часть поверхностных и подповерхност¬
ных В. м.
состав ляют
центральные В. м .,
которые об¬
наруживаются в умеренных широтах в обоих полуша¬
риях. Они характеризуются высокой соленостью и доволь¬
но высокими температурами и могут быть подразделены
на такие подтипы, как западная и восточная центральные
В.
м.
Это именно те В. м.,
которые являются источ¬
ником срединного слоя с низким
максимумом
сол ено сти
(субтропическое противотечение), формирующегося в ре¬
зультате опускания поверхностных вод в
зонах
суб¬
тропических конвергенций (35—40°
с. и ю. ш.) в большин¬
стве тропических районов океана . Между центральными
В.
м.
северного
и южного
полушарий находится эква¬
ториальная
вода. Эта В. м.
хорошо развита
в Тихом и
Индийском океанах, но ее нет в Атлантическом океане.
В направлении
к полюсам центральные В. м. охлаж¬
даются,
что
связано
с
таянием
льда
и
температур¬
ным
контрастом
между водой
и
атмосферой. Между
полярными поверхностными В.
м.
и
глубинными вода¬
ми
существуют
воды промежуточной зоны —
субаркти¬
чес кая
и
субантарктическая поверхностные воды.
При
стыке В. м.
промежуточной зоны происходит опускание
вод вдоль зоны конвергенции. Эту зону,
или полярный
фронт, можно рассматривать как район образования про¬
межуточных В. м.
Мирового океана.
Они
холодные,
и меют
низкую соленость
и
отделяют
в ерхнюю
теплую
водную сферу от нижней холодной. В Атлантическом океане
наиболее
распространенной промежуточной В. м .
яв¬
ляется
антарктическая
про межуточн ая
вода,
образую¬
щаяся в пределах южного полярного фронта; она может
быть прослежена «методом ядра» до 20° с. ш .
Севернее
этой широты существует срединный слой с неярко выра¬
женным минимумом солености. Субарктическая промежу¬
точная
вода встречается
в более северных широтах, но
она
гораздо менее
ярко выражена и не
распространяется
так
широко,
как
антарктическая
промежу точная
вода.
Из-за мелководности Берингова прол. циркуляция между
Северным Ледовитым океаном и северной частью Тихого
океана ограничена; поэтому субарктическая промежуточ¬
ная вода в Тихом океане имеет малое распространение.
Однако у побережья СССР происходит опускание вод и
формирование промежуточной В. м . ,
очень похожей на
субарктическую; так как эта В. м. неарктического про¬
исхождения, она названа северотихоокеанской промежу¬
точной водой, но термин «субарктическая промежуточная
вода» используется.
Глубинные и придонные воды образуются в полярных
районах,
наиболее активно —
вокруг Антарктического
материка и в районах, прилегающих к Южной Гренлан¬
дии. Влияние Арктического бассейна на глубоководную
циркуляцию Мирового океана незначительно вследствие
отч лене ннос ти глубин Арктического бассейна подводными
хребтами
—
порогами.
Предполагают,
что
и сто чни ком
большей части глубинных и придонных вод является атлан¬
тический сектор Южного океана (море Уэдделла). Сильная
глубоководная циркуляция приводит к тому,
что влияние
Атлантического океана ощущается в большинстве районов
Мирового океана. Тихий океан не имеет больших источни¬
ков глубинной воды, и поэтому поток ниже 2000 м, веро¬
ятно, слаб. Индийский океан имеет сложную систему глу¬
бинных вод, которая зависит скорее от смешения многих
других В. м ., чем от образования типов В. м. в
результат е
термохалинных изменений.
АРНОЛЬД ГОРДОН
Прим. ред.1 Классическое определение В. м .
да но
А. Д. Добровольским: «В. м .
следует называть некоторый
сравнительно большой
объем
воды,
формирующийся
в
определенном районе Мирового океана —
очаге, источ¬
нике этой массы, обладающий в течение длительного вре¬
мени почти постоянным и непрерывным распределением
физических, химических и биологических характеристик,
составляющих единый комплекс, и распространяющийся
как одно, единое целое» (Добровольский А. Д.
Об определении
водных
масс.—
«Океанология»,
1961,
т. 1, вып. 1, с. 12—24).
2
Дальнейшее развитие теории и практики 7\ 5-ана¬
лиза В. м . получило в трудах советских ученых, моногра¬
фической сводкой которых является книга О. И. Мамаева
«Г, 5-анализ вод Мирового океана» (Л., Гидрометеоиз-
дат, 1970).
ВОЛНЫ — см.
Океанические во л н ы.
ВОСТОЧНО-АВСТРАЛИЙСКОЕ ТЕЧЕНИЕ
Вдоль восточных берегов Австралии в южном направ¬
лении идет сильное узкое В.-А . т . —
западная часть анти-
циклонической циркуляции южной половины
Тихого
океана.
В.-А. т .
берет начало около 20° ю. ш .,
между
Большим Барьерным и Честерфилдским рифами, прибли¬
зительно между 153 и 158° в. д. С января по март в него
вливаются экваториальные поверхностные воды, посту¬
пающие в Коралловое море с С и СВ и гонимые на 3—ЮЗ
муссонными ветрами. Между 20 и 25° ю. ш. В.- А. т. узкое
и глубокое и усиливается за счет субтропических вод,
идущих с В.
В. -А. т . становится наиболее сильным около м. Байрон
(28,5° ю. ш.), где его
средняя скорость
с
декабря по апрель
достигает почти 50 см/с, а в остальную часть года
—
больше
30 см/с. В центре В.-А . т. скорость часто превышает 75 см/с.
Между25и32°ю.ш.
ширина В. -А. т .
достигает
100—
200 км, а глубина
—
более 1000 м. Зимой южного полу¬
шария, в июне и июле, когда часто дуют сильные южные
ветры, вдоль берега развивается противотечение на С.
К Ю от 32° ю. ш . В.-А . т. становится шире, слабее
и разделяется на вихри. У берегов Тасмании В.- А . т.
разветвляется. Значительная часть его (левая ветвь) от
северных берегов Тасмании поворачивает на СВ и идет
вдоль западных берегов Новой Зеландии. Правая ветвь
В.-А. т.
проходит южнее Новой Зеландии и вливается
в течение Западных Ветров.
В.-А. т. на поверхности несет на Ю субтропические
воды. Соленость этих вод превышает 35°/00, а температура
падает с 25° С (северная часть В.-А . т.) примерно до 15° С
(южная часть В. -А. т.). Соленость экваториальных по¬
верхностных вод, вливающихся в В.-А. т., с
января по
март несколько понижена. На глубине около 100—200 м
наблюдается вода с максимальной
соленостью
—
более
35,8°/оо> которая имеет субтропическое происхождение.
На большей глубине температура и соленость умень¬
шаются.
В. -А. т. несет к Ю около 30 млн. м8/с воды, однако
наблюдался расход до 45 млн. м3/с. С точки зрения дина¬
мики В.-А. т. рассматривается как западное пограничное
течение.
КЛАУС ВИР ТКИ
118

восточно
ВОСТОЧНО-ГРЕНЛАНДСКОЕ
ТЕЧЕНИЕ —
см.
Грен¬
ландское море, Норвежское море, Северный Ледовитый
океан.
ВОСТОЧНО-КИТАЙСКОЕ МОРЕ
В.-К . м.
расположено между восточными берегами
Китая на 3, о-вами Рюкю и Кюсю (Япония) на
Ви
ки т.
о.
Тайвань на Ю.
На С граничит с Японским
(по северной окраине Корейского прол.)
и
Желтым
морями (по линии юго-западная оконечность
п-ова
Ко-
ложено автором статьи,
чтобы отличать ее от впадины,
идущей вдоль внешней стороны островной дуги Рюкю —
желоба Нансей (Рюкю), находящегося в Филиппинском
море.) Желоб Окинава имеет протяженность до 1000 м,
его максимальная
глубина 2717 м. Шельф является частью
одного из самых больших в мире шельф эв, протянувше¬
гося от зал. Бохайвань Желтого моря через Тайваньский
прол. до шельфа Южно-Китайского моря и зал.
Бакбо
(Тонкинского). Вдоль внешнего края шельфа рассеяно
несколько островов. К С от зал.
Ханькоу и Шанхая по¬
бережье материка пологое с песчаными отмелями
и
или¬
стыми банками, к Ю
—
побережье скалистое с классиче¬
скими
длинными клиновидными
заливами.
Донные осадки. Шельф В. - К - м.
покрыт главным об¬
разом терригенными осадками, приносимыми р. Янцзы
Рис. 1. Поверхностные
течения
Восточно-Китайского
моря летом и зимой (по Ниино и Змери, 1961).
1 — низкая температура,
низкая соленость; 2 — высокая температура, высокая соленость.
рея
—
материк), на Ю —
с
Южно-Китайским морем (по
северной окраине Тайваньского прол.) (рис. 1).
Площадь В.-К. м .
752 тыс.
км2, средняя глубина
349 м, объем 263 тыс. км3. Наиболее крупным проливом
является Тайваньский прол.;
его
ширина 115 миль, длина
150 миль, средняя глубина около 60 м, в
пределах пролива
встречаются
коралловые рифы.
Рельеф дна. В В .- К. м . выделяют две провинции:
ма¬
териковую
отмель (шельф) до глубины 150—166 м и широ¬
кую глубоководную впадину
—
желоб Окинава, прости¬
рающуюся от о. Тайвань до о. Кюсю вдоль внутренней
стороны островной дуги Рюкю, (Название впадины пред-
и в меньшей степени р. Миньцзяи (в устье которой нахо¬
дится Фучжоу). Янцзы ежегодно выносит 400 млн. т на¬
носов
(Миссисипи выносит 500 млн.
т). Вдоль берега
от Тайваня до Кореи тянется полоса ила шириной 140 км,
параллельно
которой проходит более широкая полоса
рыхлых
осадков
(песок и ил) позднеплейстоценового
возраста. На внешней части шельфа осадки почти целиком
состоят из известкового или кремнистого песчаника. Кроме
того, в этой полосе встречаются ракушечник
и
аутигенные
отложения (глауконит и фосфорит), а также наблюдаются
отдельные выходы коренных пород, особенно в централь¬
ной размытой части Тайваньского прол.
119

Рис.
2. Рас¬
пределение со¬
лености
(%0)
поверхно¬
стного слоя
Восточно-
Китайского
моря летом и
зимой (по
Ниино и Эме¬
ри, 1961).
Рис.
3. Рас¬
пределение
температуры
(°С)
поверх¬
ностного слоя
Восточно-
Китайско¬
го моря летом,
и
зимой (по*
Ниино и Эме¬
ри,
1961).

восточно
Известно, что желоб Окинава покрыт терригенным
илом и пелагическим известковым илом органического
происхождения (40% фораминифер).
Гидрологический режим. Основное течение Куросио
перед о. Тайвань разветвляется: одна ветвь проходит
восточнее о. Тайвань, другая
—
западнее; затем, объеди¬
нившись, оно
направляется на СЗ вдоль оси желоба Оки¬
нава; южнее о.
Кюсю основное течение поворачивает
на В, а меньшие потоки доходят до Желтого моря и через
ное прибрежное течение, которое проходит далее за Сянган
(Гонконг). К С от Шанхая поверхностные воды Желтого
моря с низ кой температурой (8—12° С) и низкой соленостью
(31,2—33,5°/00) текут в юго-восточном
н апр авл ен ии почти
на 370 км к Ю от Сай-Сиото. Обширные вихри, кот^рае
образуются от взаимодействия этих течений с Куросио,
направляются в центральную часть В.- К . м . В западной
части В.- К . м. можно наблюдать поразительный контраст
между темно-голубыми водами Куросио и водами от блед-
Рис. 4 . Скорость и направление ветра над Восточно-Китайским морем (по Ниино и Эмери, 1961).
Пунктирные линии — сила ветра в баллах: 1 —
1,0 м/с, 3 —4,4 м/с, 5
9,8 м/с.
Корейский прол. проходят в Японское море. Куросио
—
продолжение ветви Северного Пассатного течения, воды
которого имеют высокую температуру и соленость. Поэтому
температура и
солен ость
вод
Куросио также высокие.
Летом оно усиливается
за счет муссонов, но тем не менее
значительно и зимой. Между о-вами Тайвань и Мияко
ширина течения достигает
100 миль, скорость
18—
41 миль/сутки. Скорость течения над желобом Окинава
28—30 миль/сутки (рис. 2).
Во время северо-западного муссона, начиная с апреля,
С Сянгана (Гонконга) вдоль берега по направлению на
Вот идет течение, которое, пройдя Тайваньский прол.,
объединяется с Куросио. Во время северо-западного мус¬
сона, начиная с сентября, от Шанхая к Ю идет юго-запад¬
но-голубых до зеленых прибрежных течений, к тому же
отличающихся от вод Куросио низкой соленостью и низ¬
кой температурой.
С материка в В.- К . м. поступает значительное коли¬
чество пресной воды. Летом температура воды Куросио
равна 30° С, что на б—10° С выше температуры воды вблизи
берегов Китая между 28 и 33° с. ш.
(рте. 3 и 4).
По данным
Хелланда-Хансена, ветровые
волны
в В.-К. м.
имеют длину до 79 м и период 6,9 с.
Парис
приводит данные о волнах высотой до 6,5 м и длиной до
30—102 м с
периодами 4,2—10,0 с, возбуждаемых ветром
скоростью до 14,6 м/с.
Приливы. Приливы образуются в Тихом океане,
откуда они проходят в В. -К- м . Острова Тайвань и Рюкю
т

восточно
делят их на множество местных систем.
На о-вах Рюкю
величины сизигийного прилива 1,24—1,90 м. На о. Тайвань
они возрастают до 5—6 м,
в
некоторых заливах еще
больше, примерно до 7 м в зал. Санса, а на материковом
побережье в зал.
Ханькоу,
к ЮЗ от Шанхая, они достигают
11 м. Эти приливы полусуточные. Самые большие величины
сизигийных приливов наблюдаются летом и зимой, а са¬
мые малые величины
квадратурных приливов наблюдаются
весной и
осенью.
Геоло гич еск ая история.
Большая часть шельфа при¬
надлежит к устойчивой палеозойской Китайской плат¬
форме или к более древним затвердениям. Орогенический
пояс, проходящий через о-ва Тайвань и Рюкю, по возрасту
относится к мезозою с третичными вкраплениями. Этот
пояс назван
Хессом (1948) геоантиклиналью Нансей.
Желоб Окинава, по-видимому, является талассократонной
областью позднетретичного
и
четвертичного опускания.
По-видимому,
он
представляет
со бой
эвгео синкли наль
на
ранней стадии развития.
Острова Рюкю являются
типичной сдвоенной островной дугой, с вулканическим
поя сом с
внутренней (материковой) стороны с несколь¬
ки ми
действующими или недавно действовавшими вулка¬
нами и внешним
рядом невулканических островов,
сло¬
женных
главным
образом третичными ‘известняками,
тсрригенными
и
вулканогенными отложениями. На север¬
ной оконечности о. Тайвань находится потухший вулкан,
еще
два
подводных
вулкана
—
недалеко
от
острова.
Вулканическая активность увеличивается
сЮЗ
на СВ
вдоль о-вов Рюкю по
напр авле нию
ко.
Кюсю; глубоко¬
фокусные землетрясения обычно наблюдаются к СЗ
от
о-вов
Рюкю, что соответствует
оси
желоба Окинава.
Мелкофокусные землетрясения характерны для о. Тайвань
и
внешней островной дуги.
РОУДЗ У. ФЕЙРБРИДЖ
ВОСТОЧНО-СИБИРСКОЕ МОРЕ
В.-С. м. —
шельфовое море, расположенное у север¬
ного
побережья Азии между о.
Котельным (Новосибир¬
ские о-ва) и о.
Врангеля. Проливы Дм. Лаптева, Этерикан
и Санникова соединяют В.-С . м. с
морем Лаптевых на 3,
а прол.
Лонга соединяет его с Чукотским морем на В. Се¬
верная граница проходит по 200-метровой изобате, при¬
мерно по 79° с. ш.,
сев еро- запа дная
—
по
меридиану
139° в., а восточная
—
по меридиану 180° до 76° с. ш.
Площадь В.- С. м .
в
пределах этих границ 944 608 км2.1.
В западной и центральной частях В. -С. м.
преобладают
глубины до 10—20 м, тогда как в восточной части глубины
достигают 30—40 м.
Геологическое строение дна.
Большая часть дна
В.-С. м .
покрыта тонким осадочным чехлом. В третичный
период и в начале четвертичного поверхность дна была
почти плоской равниной, сложенной аллю вием древних
речных систем палео-Индигирки и палео-Колымы, следы
которых на морском дне можно различить до сих пор.
Большинство архипелагов
и отдельных островов, встре¬
чающихся
в районе шельфа, сложены
породами
э того
фундамента (о-ва Медвежьи, Раутан, Шалаурова, часть
о. Айон и др.). В районе о-вов Де-Лонга и в северной части
В. - С. м . находится так называемая гиперборейская плат¬
форма (по Шатскому). Аэромагнитные съемки под тв ер¬
ждают наличие в этом районе твердого кристаллического
фундамента, перекрытого и окаймленного мезозойскими
породами, местами смятыми в складки.
Донные осадки. Донные осадки шельфа состоят в ос¬
новном из песчанистого ила, содержащего раздробленные
122
валуны и гальку; некоторые из них являются обломками
горных пород о. Врангеля или
других островов, прине¬
сенными льдом.
Берега. Побережье к В от устья Колымы гористое,
ак3—
низкое и сложено
вечномерзлыми аллювиально¬
морским и о тло жен ия ми
четвертичного возраста,
включа¬
ющи ми
линзы
ископаемого
льда.
Термоабразионный и
абразионно-солифлюкционный типы берегов здесь наибо¬
лее
распространены
и
характеризуются большим мелко¬
водьем. Выносимые реками взвешенные осадки вызывают
изменение
глубин в прибрежных районах и образование
баров в устьях рек.
Река Индигирка выносит взвешенных
наносов в год 16,7 млн. т, Колыма —
8,3 млн. т . Жидкий
сток
Колымы составляет 132* 103 м3/год.
В результате отепляющего воздействия речных вод
на
прилегающие прибрежные районы происходит интен¬
сивная
термическая абразия приустьевых участков берега.
По имеющимся данным, скорость абразии колеблется от
1—5 до 10—15 м/год.
Там, где побережье сложено коренными породами
(район м.
Баранов и м. Шелагский, западное побережье
о.
Врангеля и т.
д.), обычно развит денудационный тип
берегов, поскольку воздействие в о л н
ослаблено
и
пре¬
обладают процессы физического выветривания.
Акку¬
мулятивные берега с широкими песчано-галечными бара¬
ми, отделяющими цепочки лагун, встречаются на южном
берегу прол. Лонга.
Гидрологический режим и климат. Климат побережья
В. - С. м . типично арктический. Средняя температура самых
холодных месяцев (января и февраля) от —26 до —33° С,
а абсолютный минимум температуры составляет —48,
— 50° С. Средняя температура воздуха в июле в южной
части В.-С. м. от
—3до7°С, в севернойот0до—2°С.
Большую часть год а В. -С. м.
покрыто льдом. В его
восточной части плавучие льды часто остаются вблизи
берегов даже летом. Наблюдения, проводившиеся на вы¬
сокоширотных станциях Советского Союза, показали, что
направление дрейфа льда зависит от распределения атмо¬
сферного давления. Зимой, когда у полюса развивается
область высокого давления, усиливается антициклониче-
ская (по часовой стрелке) циркуляция воды, что выну¬
ждает лед дрейфовать в северо-западном
направлении.
Средняя суточная скорость дрейфа льда 3—8 км.
Когда полярный антициклон слабеет, область цикло¬
нической циркуляции воды расширяется, что препятствует
выносу льда из В.-С. м . и , наоборот, благоприятствует
поступлению многолетнего льда
в
В. -С.
м.
из
высо ких
широт и скоплению льда в
прол.
Лонга.
Температура и соленость поверхностных вод зависят
от ледовых условий и
речного стока.
Восточная часть
В. -С . м . обычно характеризуется более высокой соле¬
ностью и более низкой температурой воды по сравнению
с западной частью. Самые высокие те*мпературы воды
(6—7° С) наблюдаются в августе в устьях больших рек,
когда дуют южные ветры. Соленость воды здесь колеблется
от 10 до 15°/00 и увеличивается до 300/оо у кромки льда.
Температура воды у кромки льда снижается до 1—2° С.
Когда дуют северные
ветры,
температура воды даже
вблизи побережья не
превышает 2° С.
Приливные колебания уровня невелики, но под влия¬
ни ем
ветра изменения уровня воды в
прибрежной зоне
со ставл яют
1—2
м.
В июле и августе преобладают восточные и северо-
восточные
ветры,
в то время как осенью на побережье
дуют западные и юго-западные ветры. Скорость северо-
западных
и северо-восточных
ветров
часто достигает
20—25 м/с. Они вызывают волны высотой до 4—5 м.
Западные ветры способствуют образованию теплого тече¬
ния, идущего в восточном направлении из района Колымы.
Именно это теплое течение очищает прол. Лонга ото льда.

ВПАДИНЫ
В удалении от берега скорости штормовых ветров часто
достигают 40—45 м/с, при этом они сопровождаются фё¬
новыми
явлениями
(нагревание воздуха и т. д.) .
Биология. Флора и фауна В. -С. м. качественно бедны
по
сравнению с соседними морями, главным образом из-за
суровых ледовых условий. Однако в районах устьев рек,
кроме омуля, сига и хариуса, встречаются большие ко¬
сяки белой рыбы (Соге§отйае). Там также обнаружены
и
другие виды рыб, которые включают полярную корюшку,
навагу, полярную треску, полярную камбалу и лососе¬
вые рыбы: арктический голец и нельма.
Млекопитающие
представлены моржами, тюленями и белыми
медведями,
птицы
—
кайрами, морскими чайками, бакланами,
А. С. ИОНИИ
См.
также
Лаптевых море;
Северный Ледовитый
океан; Чукотское море.
Прим. ред.
1
По последним данным площадь В. - С . м .
926,1
тыс.
км2, средняя глубина 66 м,
объем
воды
60,7 тыс. км3 (см. Фролов Ю. С . Новые фундаменталь¬
ные данные
по морфометрии Мирового океана. —«Вести.
ЛГУ. Сер.
г еол огия
и
география», 1971, No 6, вып.
1,
с. 85 —90).
ВПАДИНЫ И ЖЕЛОБА
ГЛУБОКОВОДНЫЕ ОКЕАНИЧЕСКИЕ
Морфологическое определение «желоб»,
принятое
VI Международным географическим конгрессом, таково:
«длинная и узкая депрессия на дне океана с относительно
крутыми
скл она ми».
Французский эквивалент этого тер¬
мина
—
« Ьззё»,
немецкий — «ОгаЬеп»,
английский —
«1гепсЬ>. В этом определении подчеркивались асимметрич¬
но сть профиля желоба и приуроченность его к крае вым
областям
океана.
Четко определенная разновидность морских депрес¬
сий, названных «впадиной» (англ. «с!еер», франц. «1о$зё»,
н ем.
«ПеГ»),— отчетливо
выделяемая
в
пределах
котло¬
вины глубоководная равнина. Желобам и впадинам даются
географические названия (близлежащих островов или
географических провинций),
в соответствии
с
рекоменда¬
циями Комитета по терминологии форм рельефа океани¬
ческого дна Международной ассоциации физической океа¬
нографии; для обозначения более мелких
структур в их
пределах используют наименования кораблей или фамилии
капитанов.
Термин «впадина»
(«1гои§Ь») применяется также
к удлиненным обширным по площади депрессиям с более
отлогими, чем у желобов, склонами и плоским дном.
Рельеф желобов. В с вязи с несо ответствием вертикаль¬
н ого
и
горизонтального масштабов (часто 20 : 1 н-40 : 1)
при изображении глубин на публикуемых поперечных раз¬
резах у наблюдателя может создаться впечатление, что
обычная глубоководная
впадина
—
это
по чти
т рещ ина
с вертикальными
стенками. Фишер и Хесс
рассматривают
различные склоны, которые в верхней части бывают от¬
логими (4—8°), а ближе ко дну становятся
круч е (10—16°).
Склоны желоба Тонга в некоторых местах достигают 45°.
Подобные склоны встречаются вблизи атоллов, барьерных
коралловых рифов или таких сбросовых уступов, как на
краю плато Блэк у юго-восточных берегов США.
Судя по разрезам вкрест простирания желобов, они
обычно имеюг У-образную форму, крутые стенки^ дно,
почти неизменно плоское, меняется по ширине от несколь¬
ких сотен метров до нескольких километров и часто до¬
стигает нескольких сотен километров в длину.
Проблемы, возникающие при точном измерении эхо¬
лотом узких, с крутыми стенками желобов и впадин, чрез¬
вычайно сложны.
Во многих желобах на одном из склонов имеются
промежуточные уступы или серии ступеней или террас.
Такой уступ был обнаружен Мёрреем в Алеутском желобе
на
глубине около 4000 м; наиболее значительная часть его,
из вест ная
в н асто ящее время,
имеет ширину 20—40 км
и
протяженность до 1500 км.
Рис. 1 . Четыре профиля Филиппинского
желоба
(по Киллериху, 1953).
Базисные линии на всех разрезах
—
на
горизонте 10 000
м.
Расстояние между разрезами
менее
100 км.
Имеются также уступы в желобах Курило-Камчатском,
Марианском, Филиппинском, Тонга, Центральноамерикан¬
ском и
др. Возникновение таких уступов иногда интер¬
претировалось как результат гигантских гравитационных
оползней (обычно сходных с тектоническими покровами),
частично замаскированных слоем донных отложений.
Распространение. Желоба главным образом распола¬
гаются
по
периферии Тихого океана, хотя встречаются
также по северному обрамлению Индийского океана и по
внешним контурам дуг Карибской и Скоша в Атлантиче¬
ском. Кроме того, желоба (и впадины, похожие на ж\лоба)
обнаружены во внутренних
и
краевых морях (Карибском,
Средиземном, бассейнах Индонезии и Меланезии). Все
названные
выше
желоба
приурочены
к
материковым
побережьям или островным дугам.
Исключительно чет¬
к ие геоморфологические желоба обнаруживаются и вдали
от
суши (например, желоб Романш в средней Атлантике,
желоба Вема и Диамантина в Индийском океане). Некото¬
рые имеют дугообразную форму, другие
—
прямолиней¬
ную, а третьи
—
извилистую с резким изменением про¬
стирания на 90°.
Менард заметил, что в конце желоб часто
поворачивает вправо под прямым углом и образует петлю.
Классификация. Как видно из табл. 1, можно предло¬
жить простую классификацию желобов и родственных
им впадин, основанную на их расположении, структуре
и морфологии.
123

ВПАДИНЫ
Рис. 2 . Профили
желобов
западной
части
Тихого океана
(по Дитцу).
1,2
—
Курило-Камчатский желоб; 3,4
—
Японский желоб;
5 — Филиппинский желоб.
Тип
А—
периферийный. Желоба, распо¬
ложенные на периферии океанов, широко распространены
в Тихом океане, ограниченно
—
в
Индийском и сильно
локализованы
в
Атлантике и Средиземном море. Они
обычно параллельны островным дугам и м оло дым при¬
брежным горам, имеют, как правило, сильно асимметрич¬
ный поперечный профиль. Со стороны океана к желобам
такого типа примыкает глубоководное океаническое дно,
а с противоположной стороны
—
островная гряда или
высокий горный хребет. Превышение гребней горных хреб¬
тов или
островных гряд над глубоководным дном может
быть более 17 км. Мы всегда связываем этот тип желобов
с
талассократонными побережьями.
Тип В—тип
краевых
морей. Желоба,
расположенные в краевых морях, окаймляющих Тихий
океан, также параллельны островным дугам и имеют сильно
асимметричные профили. В отличие от типа А, к этим
желобам со стороны океана примыкает островная дуга,
а
с
противоположной стороны
—
глубоководное дно.
Этот тип встречается
только в
квазикратонных районах.
ТипС—
поперечный, или
ответвля-
ющийся.Этоттипжелобов
пересекает океанические
горные хребты, плато или
структуры материков; их
ориен¬
тация может быть поперечной, наклонной или кулисооб¬
разной. Как правило, у них
отсутствует какой-либо сплош¬
ной «фасад», представленный, например, островной дугой,
но они обязательно симметричны в сечении
и
прямоли¬
нейны в плане. В тектоническом отношении они связаны
с разломами, рассекающими срединно-океанические хреб¬
ты и пересекающими квазикратонные районы или прони¬
ка ющими
в
эпейрократонные районы.
Тип
V—
параллельные,
промежу¬
точные
впадины. Проходят параллельно основ¬
ным типам желобов А и В везде, где имеются сдвоенные
островные дуги или погруженные хребты. Промежуточная
впадина лежит между внутренней (вулканической) дугой
и
внешней (невулканической). Впадина никогда не бы¬
вает такой глубоководной, как соседний желоб.
Сопутствующие факторы. Происхождение и природа
желобов могут быть частично увязаны с геологическими
и
геофизическими признаками, которые им сопутствуют.
а) Вулканические и орогенические островные дуги.
Более 40 лет назад Броувер показал, что островные дуги
иногда состоят из поясов одиночных горных хребтов, но
часто наблюдаются парные хребты, причем почти всегда
с
внутренней стороны у них расположен
пояс
вулканов
(«внутренние вулканические дуги»), с параллельной же ¬
лобу впадиной шириной около 50—100 км.
Перед впади¬
ной проходит горный хребет или пояс островов
с сильной
орогенической деформацией («внешние орогенические ду¬
ги»), который в свою очередь параллелен желобу и вы-
Рис. 3. Схематический разрез
структурных террас
и центральной впадины желоба.
Осадкона копление
на
террасах
—
результат
оползней
(по Менарду, 1964)
Вертикальное увеличение X 2.
Рис. 4. Гравитационные аномалии и подводный рельеф в районе о. Ява,
впадины Бали и Яванского желоба (Индийский океан) (по Венинг-Мей-
несу).
124

ВПАДИНЫ
дается в океан на 50—100 км. В
некоторых местах (на-
годы. Создание палубных гравиметров обеспечило непре-
пример, южнее Явы и Зондской дуги) внешний горный
рывность измерений, что позволяет с большой точностью
хребет погружен настолько,
что
внутренняя
впадина
определять характер
аномалий.
(впадина Бали) и желоб (Яванский желоб) почти ели-
Желоба характеризуются сильными отрицательными
ваются.
Внешний
склон
желоба
иногда
параллелен
гравитационными аномалиями в редукции Фая и в редук-
третьей структуре, небольшому подводному поднятию,
ции Буге с минимумом, обычно несколько смещенным
например
поднятие Рождества
параллельно
поднятию
в
сторону берега относительно оси впадины.
Ру и т. д . на Ю Яванского желоба.
в) Геомагнитные данные. Геомагнитные и аэромагнит-
Вулканический пояс характеризуется главным обра-
ные профили, выполненные на многочисленных
желобах
зом
андез итовым и
лавами
(или базальтами известково-
(Тонга, Алеутский, Курило-Камчатский, Пуэрто-Рико
щелочного класса) и
поэтому периферийная зона глубо-
и
др.), никаких
необычных аномалий
не выявили.
ководных желобов Тихого океана стала известна как ан-
г) Тепловой поток.
Геотермические зондирования
дезитовая линия, или линия Маршалла.
были проведены на желобах Центральноамериканском,
б) Гравитационные аномалии.
Со времен Беккера,
Алеутском, Перуанско-Чилийском, Пуэрто-Рико и нек о-
который пятьдесят лет назад проводил гравиметрические
торых других. Были получены величины ниже и выше
измерения на островных дугах, пользуясь примитивной
нормальных, но в среднем значения очень близки к
сред-
аппаратурой, известно, что с глубоководными впадинами
ним мировым. Это может быть частично обусловлено раз-
и
островными дугами связаны сильные гравитационные
ли ния ми
в
аккумуляции осадков во впадинах,
аномалии.
Венинг-Мейнес, разработав систему маятни-
д) Сейсмические исследования
методом
преломлен-
ковых приборов для подводных наблюдений, положил на-
ных волн. Сейсмические исследования методом преломлен-
чало новой эре исследований. В районе впадин были
ных волн
впервые были проведены Херси (1949) в желобе
выполнены многочисленные профили (опубликовано Ни-
Пуэрто-Рико, а затем в течение последующих
нескольк их
дерландской геодезической комиссией в конц е 1948 г.).
лет —
Юингом, Саттоном, Ворцелем и др.; позднее по-
Подобные наблюдения проводились в Карибском море
добные исследования проводились во многих других же-
Юингом (1937) и Хессом (1938), в Японском желобе Ма-
лобах. В желобе периферийного типа обнаруживается
туямой (1936), а также
в
желобах Тонга, Пуэрто-Рико
граница между корой океанического типа (мощность около
и в других районах, детально изученных за последние
5 км) и корой либо промежуточного, либо материкового
125

ВПАДИНЫ
ти па
(мощность 10—30 км). Однако признаки границы
Мохоровичича, по-видимому,
исчезают
непосредственно
под самым желобом.
е) Пояса мелко- и
глубокофокусных землетрясений.
Параллельно всем периферийным и краевым
желобам
проходит зона эпицентров землетрясений. Плоскость оча¬
гов
землетрясений начинается вблизи
поверхности дна
же лоба со
стороны суши и достигает глубины 700 км,
удаляясь от оси желоба на расстояние 400 км. Как впервые
подметил Коломб (1945),
гигантская
плоскость
падает
Детальное изучение очагов свидетельствует,
что пло¬
скости являются
просто зонами,
где происходят нерав¬
номерные ра зрывы.
Ходжсон (1957), проанализировав
поверхности разломов, предположил, что эти поверхности
являются местом горизонтальных смещений скорее сдви¬
гового, чем надвигового характера.
Явное продолжение
таких зон на
участках суши (как в Калифорнии и Новой
Зеландии) заставляет предполагать, что они действительно
связаны со сдвигами. Это предположение отвергается
Фишером и Хессом (1963).
Рис. 6 . Карта и профили Тонга-Кермадекского района (землетрясения по Беньоффу, 1955).
^в-
вулканы; 2 « линии вулканов; 3 —
вп адины .
п о направлению
к шельфу под углом 40—50° вдоль тихо¬
океанского побережья (тип А), а в
других случаях (тип В
в
Меланезии) плоскость наклонена в сторону Тихого
океана. Желоба поперечного типа (тип С) не имеют эпи¬
центров землетрясений с глубоким очагом. Нужно отме¬
тить,
что
хот я
глубинные эпицентры землетрясений и
желоба имеют место вдоль
тихоокеанского
побережья
Южной Америки,
ничего подобного не существует вблизи
Северной Америки, за исключением района Алеутских
о-вов.
ж) Сейсмические исследования
плоскостей сбросов.
Беньоф (1949, 1954) предположил,
что плоскости очагов
мелко- и
глубокофокусных землетрясений представляют
собой надвиги, гигантские сколы земной коры, которые
по размерам превосходят все известное в геологии,
Донные осадки. Желоба, наиболее удаленные от ма¬
териковых источников сноса, очень мало заполнены осад¬
ками. Многие попытки взять колонки грунта (например,
комплексной экспедицией «Каприкорн» в ж ел о б е Тонга)
потерпели
неудачу
вследствие
неожиданной
встречи
с твердыми скальными склонами. Отложениями заполнена
только узкая срединная часть впадины, часто шириной
в
несколько с о те н
метров.
Крутые склоны обычн о пр е¬
пятствуют устойчивому
накоплению осадков, так что
большая часть их является пелагическими и они перено¬
сятся
посредством
подводных оползней и мутьевыми
потоками. Поскольку такие потоки имеют значительную
плотность взвеси, частицы из них осаждаются не
сразу,
а постепенно, поэтому поверхность донных осадков исклю¬
чительно ровная.
126

ВПАДИНЫ
заполненной геосинклинали «А» (по Менарду, 1964) (расстояние
вдоль оси же лоб а —=
в
километрах;
вертикальное увеличение
X 200)
Рис. 7 . Тихий океан с периферийным сейсмическим
поясом; на 3
отмечена андезитовая линия (по Гутенбергу и Рихтеру, 1954).
1—
континентальные
массивы:
землетрясения:
2—
мелкофокус¬
ные;3—
промежуточные; 4 —
глубокофокусные; 5 - =
андезито¬
вая линия.
Рис.
9.
Предполагаемое
строение
и типичные
скорости
сейсмических волн (V
км/с) для подтверждения гипотети¬
ческой. взаимосвязи системы желоба и островной дуги
(по Фишеру и Хессу, 1963).

ВПАДИНЫ
Таблица 1. Впадины и желоба Мирового океана
(по Фишеру и Хессу, 1963; Хизену и Тарп, 1965; Фейрбриджу, 1966)
Глубина,
Длина*
Средняя,
Площадь,
Объем,
м
км
ширина, км
км2
км3
Тип А (обращенный к талассократону)
Западная часть Тихого океана
Курило-Камчатский желоб
10 542
2200
120
264 000
1 320 000
Японский желоб
8 412
800
100
80 000
336 000
Идзу-Бонинский желоб (включая впадину Рамапо)
9 810
800
90
72 000
352 800
Марианский желоб (включая впадину «Челленджера»)
11 022
2550
70
17 850
98 200
Желоб Яп (Западно-Каролинский)
8 527
700
40
28 000
72 500
Желоб Палау
8 054
400
40
16 000
64 000
Новогвинейская впадина
5 311
440
60
26 400
70 300
Западно-Меланезийский желоб
6 534
1100
60
66 000
216 000
Юго-западная часть Тихого океана
Желоб Тонга
10 800 — 10882
1400
55
77 000
415 800
Желоб Кермадек
10 047
1500
60
90 000
450 000
Впадина Хикуранги
3 590
700
40
28 000
48 400
Восточная часть Тихого океана
Алеутский желоб
7 679
3700
50
185 000
673 000
Впадина Седрос
6 225
400
40
16 000
49 600
Центральноамериканский желоб (включая впадину
Акапулько)
Перуанско-Чилийский желоб
6 662
2800
40
96 000
316 800
8 055
5900
100
590 000
2 360 000
Впадина мыса Горн
4 395
1050
50
52 500
115 500
Индийский океан
Впадина Ару
3 652
900
25
22 500
42 500
Тиморская впадина
3 276
800
40
32 000
51 200
Яванский (Индонезийский) желоб
7 450
4500
80
180 000
666 000
Впадина Макран
3 500
400
100
40 000
70 000
Атлантический океан
Желоб Пуэрто-Рико
8 385
1550
120
186 000
779 000
Желоб Кайман
7 093
1450
70
101 500
360 000
Доминиканский желоб
ок. 6 200
700
30
21 000
65 000
Южно-Сандвичев желоб
8 428
1450
90
130 500
558 000
Впадина Бердвуд
4 758
980
40
38 200
90 800
Тип В (квазикратонный)
Западная часть Тихого океана
иыыидпал
пас! 0
х
V-»
Желоб Нансей (Рюкю)
7 507
2250
60
135 000
506 000
Филиппинский желоб
10 030-10 497
1400
60
84 000
420 000
Впадина Лусон
4 510
600
50
30 000
67 500
Манильская впадина
5 245
350
40
14 000
36 400
Впадина Мору
5 842
270
50
13 500
39 400
Впадина Сангихе
2 867
700
70
49 000
68 600
Впадина Минахаса
5 520
550
60
33 000
92 000
Впадина Флорес
5 123
540
40
21 600
56 160
Юго-западная часть Тихого океана
Новобританский желоб
8 320
750
40
30 000
124 800
Желоб Бугенвиль (к С от Соломоновых о-вов)
8 310
500
50
25 000
103 800
Впадина Киривина (Тробриан)
5 200
700
35
24 500
63 700
Желоб Сан-Кристобаль (к Ю от Соломоновых о-вов)
8 310
950
40
38 000
159 700
Желоб Торрес (к С от Новых Гебрид)
9 162
750
60
45 000
206 000
Новогебридский желоб
9 165
1200
70
84 000
385 000
Впадина Папуа
2 300
750
80
60 000
69 000
Новокаледонская впадина
3 932
600
70
42 000
84 000
Атлантика и Средиземное море
Мальвинская впадина
3 520
1250
80
100 000
175 600
Эллинская впадина
5 121
1500
40
60 000
153 000
Индийский океан
Амирантский желоб
9 074
680
30
21 400
95 000
Тип С (поперечный)
Западная часть Тихого океана
Восточно-Каролинская впадина (Муссау)
6 920
400
30
12 000
41 400
Юго-западная часть Тихого океана
Желоб Витязя (Восточно-Меланезийский)
6 150
550
60
33 000
105 600
Впадина Ясава
4 810
480
20
9 600
23 000
Впадина Маккуори
5 851
600
60
36 000
105 0С0
Впадины Ваникоро,
Стратмор, Алекса,
Газелль,
Холм, Ротума, Байоннайз, Горн и Уоллеса —
по
краю Меланезийского плато
Атлантический океан
Желоб Романш
7 856
300
20
6 000
21 900
Индийский океан
Желоб Чагос
5 408
2450
70
101 500
264 000
Желоб Вема
6 402
700
25
17 500
56 000
Желоб Маврикий
5 564
1080
30
32 400
95 400
Желоб Диамантина
8 230
2160
30
64 800
264 700
Желоб Оби ..
5 714
550
30
16 500
45 400
Тип О (параллельный, промежуточный)
Индонезия
Впадина Бали
4 251
2300
90
207 000
434 700
Впадина Саву
3 370
270
50
13 500
29 950
Впадина Банда (Вебер)
7 440
650
80
52 000
192 400
128

ВПАДИНЫ
В отличие от изолированных, желоба, находящиеся
вблизи побережий материков (например, Центрально-
американский, Алеутский, Яванский, Пуэрто-Рико, впа¬
дина Хикуранги), частично заполнены осадками.
Осо¬
бенно примечателен Алеутский желоб: он прослеживается
от типичного глубокого, не заполненного осадками рифа
в западной части Алеутских о-вов (там острова мелкие и
немногочисленные) до зал. Аляска, где все морфологи¬
ческие особенности, присущие желобам, полностью исче¬
зают вследствие систематического заполнения терриген-
ными
отложениями.
Подобным же образом заполнена
впадина Хикуранги (вблизи Новой Зеландии), Антиль¬
ский желоб (о. Барбадос) и ряд других желобов и впадин.
Характерно,
что донные отложения во впадинах
представляют собой главным образом чередование осадков
мутьевых потоков (смешанного терригенного происхожде¬
ния) с пелагическими отложениями, состоящими в основ¬
ном из глин, вулканического пепла и кремнистых илов
(диатомовых и радиоляриевых). В виде исключения встре¬
чаются (например, в Перуанско-Чилийском желобе) н е¬
которые виды карбонатов и, возможно, первичные доло¬
миты. Исследователи при первом погружении батискафа
«Триест» в Марианском желобе (в 1960 г.) сообщили о вхо¬
ждении в слой густого тумана из серого ила как о неожи¬
данно встреченном донном отложении.
Предполагают,
что крупнозернистые кластические (песчаные) обломки,
найденные в изолированном желобе Романш, представляют
собой катаклазит или милонит, выполняющий трещины
в плоскости разлома. Долгое время считали, что в запол¬
нени и
впадин
важную
ро ль
играют
гравитационные
оползни или обвалы. Очевидность этого определяется
рельефом структурных террас и разнообразным рельефом
многих склонов желобов.
Крупные участки дна со следами
смещений были отмечены уже более 30 лет назад Кьюне-
ном в восточной части Индийского океана. Карбонатные
осадки найдены в захороненном состоянии ниже предель¬
ного уровня (около 5000 м), ниже которого карбонат обычно
переходит в раствор. Бентосные фораминиферы, обита¬
ющие в неритовой или батиальной области, находят пере-
отложенными на абиссальных глубинах. Очевидно, такие
обширные оползни встречаются
лишь в тех местах, которые
расположены
вблизи
материковых
источников
сноса.
На некоторых участках имеет место полное заполнение
глубинных впадин осадками, в
результате
чего
теряются
их физиографические особенности, и в таких
районах
структура представляет собой геосинклиналь на зрелой
стадии развития.
Не представляется вероятным, что желоба, удаленные
от материковых источников сноса, такие, как Марианский
и Тонга (глубочайшие в северном и южном полушариях),
будут когда-либо заполнены осадками. Менард предпо¬
ложил (1964), что в конце концов на месте бывшей впадины
образуется лишь невысокая возвышенность.
История желобов. О возрасте и долговечности желобов
имеется очень мало данных. Однако можно воспользо¬
ваться геологическими данными о повторных движениях
вдоль горизонтальных сбросов (сдвигов), возможно, свя¬
занных с желобами (как, например, в
Калифорнии и Новой
Зелантии); заложения некоторых из них относятся к ме¬
зозою.
С одной стороны Алеутского желоба существует под¬
водная гора типа гайота с плоской вершиной, которая
отклонялась на несколько
градусов от вертикали по
ме ре
углубления желоба. Так как гайоты датируются ранне¬
третичным
или
позднемеловым
вре мен ем,
то
представ¬
ляется,
что
формирование Алеутского желоба активно
происходит
с того же времени.
Наиболее
изученным
является,
вероятно,
желоб
Пуэрто-Рико. Поскольку геология сосед ни х
остр овов
довольно хорошо
известн а,
предс тав ляе тся
вероятны м,
5 Заказ 406
что их образование может быть отнесено к началу третич¬
н ого
периода,
к огда
в
процессе
излияния
глубинных
кислых магм формировался о. Пуэрто-Рико. Он располо¬
жен
в сл ожн ой системе правосторонних горизонтальных
сдвигов ЗЮЗ — С простирания, которые наблюдаются
также на соседних островах. Таким образом, со времени
образования системы разломов прошло около 70 млн. лет.
Заложение других систем разломов (например, Большой
Альпийский сдвиг в Новой Зеландии и связанные с ним
в пади на Хикуранги, желоба Кермадек и Тонга) может
быть отнесено к
тому
же
времени.
Другой пример подобной связи наблюдается в Индий¬
ском океане. Система Яванского желоба простирается на
СЗ в дельту Ганга и далее в
Индо-Гангскую низменность
(которая рассматривается в настоящее время как заполнен¬
ная осадками геосинклиналь); далее на 3 дельты Инда
(южнее Ирана) расположена впадина Макран, имеющая
сходство с глубоководным желобом, менее значительная,
чем Яванский желоб, из-за высокой скорости заполнения
ее осадками. Впадина Макран простирается к СЗ до Месо¬
потамской геосинклинали. Обе геосинклинали датируются
по
крайней мере мезозойской эрой, и предполагается,
что
между желобами
и
собственно
геосинклиналями
существует некоторое генетическое или структурное раз¬
личие.
Существенное различие представляется
только
в
историческом
ас пекте,
т. е.
во
времени и условиях
их
заложения
и
зап олн ения о садк ами.
В желобах обнаруживается своеобразная абиссаль¬
ная
фауна, которая, по-видимому, долгое время была изо¬
лирована. Каждый желоб
характеризуется высоко энде¬
мичной фауной; изоляция
поддерживается
адаптацией
организмов к воздействию высокого давления и наличием
высоких порогов между впадинами. Л. А. Зенкевич го¬
ворит: «Наши нынешние познания о таксономии и рас¬
пределении океанической флоры и фауны.
.
.
(предпола¬
гают) долговременный характер или по крайней мере боль¬
шую древность самих океанических впадин».
(Зенке¬
вич
Л. А. Биология морей СССР. М ., Изд. АН СССР,
1963).
Интерпретация желобов. Существование желобов (на¬
ряду с параллельными
ос тро вн ыми дугами) позволяло
геологам на протяжении целого столетия делать вывод,
что они являются прогибами коры под влиянием сжатия;
так,
например, согласно представлениям Зюсса, Тихий
океан
рассматривался
как щит,
противостоящий ороге-
ническому давлению со стороны Азии.
Выявление сильных отрицательных гравитационных
аномалий
вдоль
желобов
позволило
Венинг-Мейнесу
постулировать существование большого прогиба коры,
названного Кьюненом (1936) и Хессом (1938) тектогеном.
Исследования Юинга, Вор цел я, Шербета, Тальвани
и др.,
проведенные главным образом в желобе Пуэрто-
Рико, опровергли гипотезу о тектогене, базируясь в ос¬
новном на том, что у прогиба отсутствует корень. Отсут¬
ствие корня подтвердил Райт по «легкой», сильно вогнутой
осевой зоне желоба Тонга. Юинг и другие полагают, что
же ло б Пуэрто-Рико представляет собой структуру растя¬
жени я. Изучая тектонику района Меланезии, Фейрбридж
(1961) обнаружил признаки общего напряжения в зонах
кручения;
по-видимому, такие тектонические явления
должны приводить
к
крупномасштабному
опусканию
земной коры,
что противоречит гипотезе тектогенеза.
Поскольку несколько крупных меланезийских желобов
обращены в сторону, противоположную желобу Тонга,
то следует допустить, что существуют горизонтальные
давления в прилегающих зонах, направленные одновре¬
менно в разные стороны.
Поскольку данные, основанные на геологических ис¬
следованиях, по-видимому, свидетельствуют о растяжении
и общем опускании земной коры, утрачивается значение
129

вулканические
локальных конвекционных ячеек в
верхней мантии для
разрешения общих проблем, и более развернутое объяс¬
нение следует связывать с приливо-отливными силами и
с вековым
расширением мантии.
Геоморфологические и геологические данные служат
доказательством того, что
некоторые желоба входят в со¬
став систем крупных горизонтальных разломов. Желоба
Тонга и Кермадек находятся в одной системе с Большим
Альпийским разломом Новой Зеландии, который имеет
хорошо
извес тное
правостороннее
смещение.
Хизен
и
Дрейк (1964) сообщили о веро ятн ом
правостороннем
смещении блоков
вдоль
желоба Вема и левостороннем
смещении блоков вдоль желоба Романш с более чем 500-
километровой амплитудой. Желоб Пуэрто-Рико представ¬
ляется частью сложного Северо-Карибского разрывного
нарушения, имеющего левостороннее горизонтальное сме¬
щение.
Итак, желоба являются сильно локализованными
подводными трещинами в земной коре. Приуроченные
к ним сильные отрицательные изостатические аномалии
заставляют предполагать непродолжительность их суще¬
ствования; тем не менее геологическая история показы¬
вает, что желоба могли существовать на протяжении
107 лет и более. В прошлом возникновение желобов объяс¬
нялось в основном теорией сжатия и прогибания земной
коры. Современные геофизические исследования предпо¬
лагают
скорее
гипотезу растяжения.
Это совместимо
с
некоторыми
новейшими
теориями
расширяющейся
Земли. Дугообразные желоба могут быть объяснены про¬
стым
растяжением; прямолинейные
—
сдвигами скручи¬
вания (с горизонтальным смещением).
РОУДЗ У. ФЕЙРБРИДЖ
ВУЛКАНИЧЕСКИЕ ХРЕБТЫ
В Тихом океане настолько много островных гряд или
подводных (местами увенчанных атоллами) хребтов, что
его
трудно в этом отношении сравнивать с каким-либо
другим океаном.
Типичными примерами
являются
о-ва
Гавайские, Каролинские, Маркизские, Туамоту, Об¬
щества, Тубуаи, Кука и Гилберта. Целый ряд аналогич¬
ных ,
но затопленных
гор был впервые открыт Мёрреем
(1941) в зал.
Аляска. Подводный хребет Императорские
горы является, вероятно, крупнейшим из группы погру¬
женных
гор, обнаруженных в предшествующие
годы.
Несомненно, что в других океанах также существуют
подобные ряды подводных вулканических гор, но не в та¬
ких масштабах, как в Тихом океане.
Фундаментом подводных хребтов и поднятий в других
океанах, так же как и в
окраинных морях Тихого океана,
являются «микроконтинентальные» блоки (термин Хизена
для изолированных
погруженных фрагментов бывшей
материковой коры). Такой же фундамент имеют матери¬
ковые бордерленды и подводные плато. Однако в основа¬
нии собственно тихоокеанских В. х . не установлено ни¬
каких следов материковой коры.
Ориентация В. х. почти всегда прямолинейная. На
основании петрологического изучения излившихся лав,
судя по образцам молодых недифференцированных пород,
установлено, что магма имеет глубинное мантийное про¬
исхождение (с глубины 500 км и более). Подобные образцы
относятся к «атлантической», по определению Харкера,
категории, типичной для зон глубинных разломов и со¬
вершенно отличной от серии известково-щелочных пород
тихоокеанских эрогенных или островных дуг. В рассматри¬
ваемых образцах широко представлен нефелин, харак¬
терный минерал мантии. Общеизвестные данные структур¬
ной геологии свидетельствуют о том, что прямолинейные
разломы развиваются в результате горизонтальных сме¬
щений. В результате растяжения или расширения обра¬
зуются «нормальные» сбросы, зигзагообразно расположен¬
ные в плане; в результате напряжений сжатия происхо¬
дит образование взбросов и складчатых деформаций.
На материках все вытянутые прямолинейные разломы
имеют явные смещения по простиранию с горизонтальной
Рис. 1. Возможные причины линейного расположения тихо¬
океанских вулканов (по Менарду, 1964).
амплитудой порядка 50—500 км. Недавно, в 1942 г.,
Бец и Хесс охарактеризовали тихоокеанские В. х . как
гигантские поперечные разломы.
Однако возникает противоречие при рассмотрении
крупных зон разломов океанического дна.
Эти зоны едва ли связаны с цепью вулканов; это просто
отдельные разломы или зоны разломов с вертикальными
поверхностями смещений, вдоль
которых субокеаниче¬
ская кора была смещена на расстояния, сравнимые (или
большие) с горизонтальными смещениями вдоль разломов
на материках. Иногда отмечается смещение и по вертикали.
Почему же тогда существуют подобные тектонически
ослабленные
зоны,
усеянные вулканами? Возможно,
дело в стадии их развития (рис. 1). С другой стороны, они
принадлежат к системам разломов разных простираний.
Давно признанный принцип геотектоники
гласит,
что одинаковая ориентация линейных структур, складок,
разломов, контактов и т. д. говорит об одновременности их
образования или же о возрождении структур, ранее по¬
гребенных под более молодыми отложениями. Направле¬
ние таких простираний зачастую тесно связано с на¬
130

ВУЛКАНИЧЕСКИЕ
правлением простираний сопряженных структур. Однако
в любом сколько-нибудь обширном регионе часто имеется
серия совершенно независимых направлений простирания
каких-либо структур, различающихся по времени обра¬
зования.
Так, например, в Северной Америке наиболее выдер¬
жанным направлением простираний пород докембрийского
щита центральной Канады является северо-восточное
—
юго-западное; они проявляются в глубинных слоях на
Среднем Западе (ось Немаха) и отмечены унаследованными
осями складчатых структур в палеозойских и более моло¬
дых образованиях; вся Аппалачская структурная система
ориентиров ана
в том же направлении. Но во фронтальной
части Скалистых гор преобладающим является меридио¬
н ал ь н о е Ларамийское простирание тектони ческих струк¬
тур,
так что даже в
докембрийском ядре средней части
Скалистых гор северо-восточное
—
юго-западное направ¬
ление сечется этими более молодыми (поздними) прости¬
раниями.
В Северо-Западной Европе каледониды характери¬
зуются северо-западным
—
юго-восточным
направлением
складчатых структур (ранний палеозой, как в древних
Аппалачах), но в позднем палеозое появляются герцин-
ские простирания с их северо-западными
—
юго-восточ¬
ными, близкими к широтным, направлениями.
Знать
принцип
структурных
простираний очень
важно (если только его значение не преувеличено). Он,
несомненно, не является универсальным,
но может дать
ключ к решению
геотектонической проблемы Тихого океа¬
на. Зюсс (1904—1924) предложил ряд наименований для
обозначения характерных структурных направлений на
материках, Штилле (1944) дополнил список этих наимено¬
ваний. Таким образом, различают следующие основные
направления
геотектонических структур:
1) океаническое направление (ЗСВ—ВЮВ переходит
к СЗ—ЮВ) —
характерно для основных В. х. централь¬
ной части Тихого океана, от Гавайских о-вов до Самоа,
для сектора
океанического
побережья,
включающего
Калифорнию и Мексику, а также для Меланезийского
плато, Новой Гвинеи и т. д.;
2) Андское направление (ССВ—ЮЮЗ) —
преобладает
в Северных и Южных Андах (но не в центральной части
Перу), в Новой Зеландии и в зоне Кермадек—Тонга;
3) Ниппонское направление (ВСВ—ЗЮЗ) —
харак¬
терно для Японии, Кореи и восточной части Центрального
Китая; на тихоокеанском дне оно проявляется в таких
формах рельефа,
как
горы Маркус-Неккер (западнее
Гавайских о-вов).
Вулканологи час то
наблюдают, что вулканические
постройки приурочены не только к линейным разломам,
но и к пересечениям
линий разломов. При исследовании
вулканических плато, таких, как Азорские о-ва и Ислан¬
дия, находят подтверждения этой закономерности. Много¬
численные поперечные сбросы обнаружены на Гавайских
о-вах, представляющих собой наиболее зрелый из тихо¬
океанских В. х .
Эти данные в настоящее время могут помочь в дати¬
ровании тихоокеанских разломов
и В. х . Предполагают,
что зонами разломов без вулканов являются зоны без зна¬
чительных поперечных или сопряженных разломов, они
отличаются по возрасту от разных групп В. х., в пределах
которых имеются сопряженные поперечные разломы.
В пределах любого отдельного В. х . можно наблю¬
дать интересную эволюционную последовательность. Так,
например,
в
пределах
В. х.
Гавайских о-вов
наиболее
молодой и крупный вулкан расположен на ЮВ, в то
время
как более древние, более рассеченные и осевшие вулканы
встречаются на СЗ, а далее наблюдается линия атоллов
и полностью погруженных гор. Следы недавней подвод¬
ной вулканической деятельности замечены в океане юго-
восточнее «Большого острова»
из Гавайского арх. В про¬
цессе эволюции В. х. происходит подкоровая дифференциа¬
ция и благодаря перемещению огромных масс в результате
удаления магмы начинают действовать изостатические
процессы
—
излияние
лавы,
эрозия
и
аккумуляция
осадко в.
Таким
образом, периферийный свод в конеч¬
ном
счете эволюционирует совместно
с периферийной
низиной, расположенной у его подножия. Затем следует
изостатическое выравнивание. Геологический разрез по
буровой скважине на о. Оаху (Гавайский арх.) уже сви¬
детельствует о 400-метровом погружении, что значительно
превышает возможное действие эвстатического фактора.
Чабб неоднократно указывал на закономерный ха¬
рактер этой эволюции, типичной для группы В. х. Океании,
которую он назвал «нефелиновой зоной». Он считал, что
и другие группы В. х. также можно классифицировать по
петрографическим субпровинциям.
Заметное изменение простираний структур во вр емени
наводит на мысль о влиянии скорее планетарных причин,
чем
местных,
в следс твие
ярк о выраженной изотропной
природы тонкого слоя коры тихоокеанского бассейна.
Как ранее указывал Фейрбридж (1961), систематические
изменения
распределения
масс
на
земной
поверхности
или вблизи нее через некоторое время должны привести
к
апериодическим колебаниям оси вращения
относительно
коры, чтобы форма земного шара могла вновь приблизиться
к теоретическому сфероиду. При стабилизации каждого
нового положения полюса вертикальные аномалии в зем¬
ной коре должны компенсироваться вертикальными и го¬
ризонтальными движениями (последние обусловлены вра¬
щением земного шара и по крайней мере частично под¬
тверждаются
наблюдениями Армана циркумтихоокеан-
ского
правостороннего сдвига). Может показаться, что
тихоокеанские разломы отражают векторы напряжений
этих
а пери одич еских
сил
за
последние
100 млн.
ле т.
Палеомагнитное
прослеж ивание
перемещен ия
полюсов
показывает среднюю траекторию за этот период прибли¬
зительно 30° по меридиану 180° (хотя оно и непостоянно
по времени, направлению и амплитуде). Поэтому на боль¬
шей центральной части Тихого океана наблюдаются отри¬
цательные аномалии относительно геоида.
Появление
многочисленных гайотов и атоллов вдоль В. х. в этом
районе отражает региональное погружение, которое может
быть частично геодезическим, следующим за полярным
смещением, и только частично является результатом изо-
статической
*
компенсации.
РОУДЗ У. ФЕЙРБРИДЖ
См. также Зоны разломов; Тихий океан.

г
ГАЙОТЫ — см . Подводные горы {включая гайоты).
ГВИАНСКОЕ ТЕЧЕНИЕ
Г. т. берет начало около м. Сан-Роки (северо-восточ¬
ное побережье Южной Америки), где Южное Пассатное
течение разветвляется,
причем
ветвь,
идущая
на
Ю,
образует Бразильское течение, а ветвь, уходящая на СЗ
вдоль берегов Южной Америки, образует Г. т . Ось Г. т .
почти всегда располагается над материковой отмелью
Южной Америки. Часть вод Г. т.
проходит через проливы
Малых Антильских о-вов (глубина над порогами менее
1000 м) в Карибское море.
Г. т. на поверхности распространялось на 3 со скоростью
2узла,аднем втомжеместе и
при том же направлении
скорость Г. т.
уменьшилась до 1 узла. С увеличением глу¬
бины скорость Г. т .
уменьшалась д о 0,75 узла на глубине
27 м, 0,5 узла на глубине 90 м, а на глубине 137 м течение
н е обнаруживалось.1
НОЭЛЬ Б. ПЛУТЧАК
Прим, ред.
1
Исследования советской экспедиции на
судне «Академик Курчатов» позволили построить новую
схему те че ний западной тропической части Атл антическо го
о кеа на.
Полученная схема, с одной стороны, подтвердила
ю.ш.
Рис. 1. Поверхностные течения в экваториальной зоне Атлантического океана летом северного полу¬
шария (уточненные по Шотту, 1943).
Жирные стрелки—свыше 108 миль/сутки; самые тонкие стрелки 0—36 миль/сутки; точки—конвергенция.
Температура поверхностного слоя Г. т. порядка 26—
27° С с февраля по март, 27° С с мая по август и достигает
28° С в ноябре. Соленость на поверхности колеблется
в пределах 35,0—36,5%0. Сток рек,
в
частности
воды,
поступающие из Амазонки и Ориноко, понижают соле¬
ность.
Минимальное
насыщение
кислородом
равно
3,0 см3/л.
Главный поток Г. т. сохраняет основные характери¬
стики на всем протяжении. Скорость же Г. т. может резко
меняться. Так, наблюдения экспедиции на «Челленджере»
показали, что утром 25 августа 1874 г. около о. Сан-Паулу
нал ич ие
Бразильского, Антильского течений и Г. т .,
ас
другой
—
существенно дополнила представления о те¬
че ниях данного района. Отличие полученной схемы от су¬
ществовавших
ранее в следующем:
западнее 70°
з. д.
заро ждае тся
мощное течение (50—75 см/с), которое по
отношению к
Антильскому течению и Г. т. является про¬
тивотеч ением.
Это противотечение (условно названное
Антило-Гвианским) прослежено на
расстоянии
более
3500 миль от 75° з. д . до отрыва от системы пограничных
течений в районе западнее 30° з. д.,
где оно дает начало
Межпассатному противотечению и подп оверх ностн ому
132

ГИДРОАКУСТИКА
противотечению Ломоносова. Ширина противотечения от
80 до 150 миль, оно распространяется на глубину до 1000 м.
Общий расход вод в средней части противотечения порядка
30•106
м3/с.
Предполагается, что истоком Антило-Гвианского про¬
тивотечения является ответвление Флоридского или Се¬
верного Пассатного течений.
Исследования Сваллоу и Уортингтона на поперечном
разрезе через Гольфстрим (по 33° с. ш .) указывают на на¬
личие такого противотечения у
восточного края Гольфстри¬
ма (см. Корт В. Г . Океанические течения по современ¬
ным данным.
—«Океанология», 1971, т.
11, вып., 5, с.
811—818).
ГВИНЕЙСКОЕ ТЕЧЕНИЕ
Г. т.
представляет собой
восточное
продолжение
Межпассатного (Экваториального) противотечения. Основ¬
ным источником, питающим Г. т ., является теплое Южное
Пассатное течение. Собственно Г. т .
берет начало на
20° з. д.,
в месте поворота Южного Пассатного течения
на В.
Рис. 1. Атлантическая экваториальная циркуляция зимой се¬
верного полушария (а) и в июле и сентябре (б)
(по Джонстону, 1928).
Г. т. всегда расположено севернее экватора, хотя гра¬
ницы его испытывают сезонные колебания. Зимой его ось
смещается к Ю, так что северная
и южная границы (на
меридиане 20° з.)
проходят соответственно
около 7 и
3°с.ш.
В это время
Г. т. простирается на 3 только до
25° з. д . Летом, с июля по сентябрь, Г. т. становится шире
и смещается на С. На 3 оно простирается уже до 40° з. д .
(рис. 1). Теплые, синие, с относительно высокой соле¬
ностью воды Г. т .,
попадая в Гвинейский зал.,
смеши¬
ваются с пресными водами залива и холодными, зелеными
водами Бенгельского течения, идущего с Ю.
Хотя и не проводилось интенсивного изучения Г. т .,
известно, что оно имеет скорость порядка 13 миль/сутки
при максимальном значении до 22 миль/сутки в период
с июня по сентябрь. Скорость Г. т. изменяется не только
во
времени но и от периферии к стрежню.
Температура поверхностного слоя обычно находится
в
пределах 27—28° С, а в сентябре может понизиться до
25° С. Соленость воды довольно высокая: 34,5—36,3%0
летом и 35,0—37,0%о зимой. Насыщение кислородом от¬
носительно низкое, при максимуме 4,5 см3/л на поверх¬
ности.
Г. т. не проникает далеко на глубину; оно ослабевает
уже на глубине 120—150 м и совсем исчезает на глубине
180—200 м .
Предполагают, что большое влияние на Г. т.
оказывают ве т ер и е го из менчиво сть.
Новейшие исследования показали некоторые признаки
существования Гвинейского противотечения. В 1965 г.
Герард и Секстон измерили скорость течения в точке
3° с. ш.,
8° з. д.,
к
Юотм.
Пальмас.
Она составила
13,5 миль/сутки на глубине 60 м.
НОЭЛЬ Б. ПЛУТЧАК
ГИДРОАКУСТИКА
Г., как она здесь рассматривается,
занимается вопро¬
сами генерирования, передачи, приема
и испо льзо вани я
подводного звука. Звук
—
это форма механической энер¬
гии, и его можно описать или как периодическое колеба¬
ние давления, или как скорость перемещения частицы
в упругой среде. Поскольку радио-
и
световые
волны
в большой степени поглощаются водами океанов, а звуко¬
вые волны практически не поглощаются,1 звук исполь¬
зуется для зондирования дна океанов, определения место¬
нахождения различных объектов в океанах, исследования
природы донных отложений и как средст во свя зи.
Самым ранним использованием подводного звука была
установка под плавучие маяки и бакены
колоколов,
погруженных в воду. В период плохой видимости звук
этих колоколов можно было обнаружить на больших рас¬
стояниях при помощи гидрофонов, устанавливаемых в кор¬
пусе судна.
В 1912 г. Томас Грин Фессенден разработал электро¬
магнитный источник звука, который позволил осуще¬
ствить связь между судами путем подводной сигнализации
с помощью азбуки Морзе. Разработка эхолота явилась
другим примером раннего использования Г. Эхолот изме¬
ряет глубину воды под корпусом судна путем хронометри¬
рования эха коротких звуковых импульсов, отражающихся
от дна океана. Первоначально основными задачами Г. были
обнаружение подводных лодок, определение дальности
распространения звука и т. д . В настоящее время Г.
является областью прикладных и научных исследований.
Преломление и отражение звука используются геофизи¬
ками и морскими геологами для исследования глубинной
структуры океанического дна (сейсмическое профилиро¬
вание) и составления карт дна океанов (измерения эхоло¬
том). Биологи моря изучают звуки, издаваемые различ¬
ными формами морской фауны.
Скорость звука» Скорость распространения звука
равна квадратному корню из отношения сжимаемости мор¬
ской воды к ее плотности и в океанах зависит от темпе¬
ратуры, солености и давления (глубины). Основное влия¬
ние на скорость звука оказывает температура. Скорость
звука в морской воде колеблется от 1450 до 1570 м/с;
она увеличивается с увеличением температуры на перемен¬
ную величину, составляющую примерно 4,5 м/с на 1° С;
она также увеличивается на 1,3 м/с по мере возрастания
солености воды на 1°/оо> и, наконец, она увеличивается
с глубиной на 1,70 м/с на 100 м.
Вертикальный профиль
скорости звука в море определяется на основании рядл
эмпирических таблиц или графиков, таких, например,
как таблицы Вильсона.2
133

ГИДРОАКУСТИКА
Скорость звука в морской воде как функция темпе¬
ратуры, солености и
глубины может быть
выражена сле¬
дующей эмпирической формулой:
С = 1449 + 4,6/ — 0,055/2 + 0,0003/3 +
+ (1,39
_
0,012/) (5 — 35) + 0,0174,
гдеС—
скорость звука в метрах в секунду, / — темпе¬
ратура в
градусах Цельсия, 5 — соленость в промилле,
4—
глубина от поверхности в метрах. На рис.
1 показан
т ипи чн ый профиль скорости звука в океанах.
Стандартные приборы и методы для получения про¬
филя скорости звука в океанах основаны на данные рас¬
пределения температуры и солености по глубине и непо¬
с редс тве нно го
измерения скорости звука.
Измеритель
Скорость,фут/с
4880 4900 4920 4940 4960 4980
5000 5020 5040 5060 5080
Рис. 1 . Профиль скорости звука (по Ивингу, Вор целю и Пеке-
рису,
1948).
мор. саж ень
=
1,8288 м; 1 фут/с = 0,30480 м/с; таким образом,
на глубине 5000 м скорость звука примерно 1520 м/с.
скорости опускается на дно океана на проводящем кабеле,
и по мере опускания прибора регистрируется скорость
звука в морской воде путем точного хронометрирования
отраженного звукового импульса на известном отрезке
пути. Измеритель давления, установленный на этом при¬
боре,
измеряет
глубину. Регистратор, установленный
на судне, может автоматически записать профиль скорости
звука по глубине.
На вертикальном профиле скорости звука в океанах
выделяются три слоя: 1) слой со знакопеременным гра¬
диентом скорости
—
от
поверхности до 120
м; 2) слой
с
большим отрицательным
град иенто м
скорости звука
(скорость звука уменьшается с глубиной), термоклин
—
от 120 м примерно до 1500 м; 3) слой с положительным
градиентом скорости звука (скорость звука увеличивается
с глубиной) — от 1500 м до дна.
В качестве стандартной скорости для простых расчетов
(вместо более точной формулы, приведенной выше, или
формул, приводимых в таблицах Вильсона) обычно ис¬
пользуется скорость звука 1500 м/с.
Акустическая энергия и интенсивность звука. Вибра¬
ция частиц жидкости связана как с кинетической, так и
с потенциальной энергией. Кинетическая энергия движе¬
ния определяется по следующей формуле:
КЭ=
4- Ро»о!**»
где р0
—
плотность, о0
—
элемент объема при равнове¬
сии,
р-
—
скорость частиц.
Потенциальная энергия, которой обладает элемент
объема V,
—
это
работа, производимая при переходе
объема из состояния равновесия в сжатое состояние.
134
Потенциальная
энергия
единицы объема выражается
следующей формулой:
ПЭ=4 УцКв2, или ПЭ =
где х — объемный модуль, а —
расширение, относитель¬
ное изменение объема.
Плотность энергии 47 — это общая энергия (сумма
кинетической и потенциальной энергии)
на
единицу
объема:
й7=
4-Ро^2+-Е|7
Для плоских волн кинетическая и потенциа льн ая
энергии
элемента
объема равны.
Поэтому
гдеР—
среднее квадратическое значение давления звука
в
данной точке.
Интенсивность звука / определяется как количество
потока энергии
в
единицу времени через единичную
пло¬
щадку, перпендикулярную направлению распространения.
Поскольку передача энергии происходит с той же ско¬
ростью, что и перемещение звукового импульса,
интен¬
сивн ость звука
в какой-либо точке будет обратно пропор¬
циональна плотности энергии, умноженной на скорость
звука
в этой точке:
Уровень давления звука обычно измеряется в динах
на квадратный сантиметр, его интенсивность — в эргах
в
секунду на квадратный сантиметр, плотность
—
в
гра м¬
мах на
кубический сантиметр, а скорость звука
—
в сан¬
тиметрах в секунду. Если интенсивность измерить в ват¬
тах, вышеприведенное уравнение примет следующий вид:
,
_
10-'7Р*
РС
*
Произведение рС обычно называется акустическим
сопротивлением (импульсом) среды.
При наличии источников звука,
размеры
которых
невелики по сравнению с длиной волны производимого
ими
звука,
акустическая
энергия
распространяется
в
однородной среде как сферическая волна . Ес ли уровень
источника Ь известен (Ь = 20 1& Р дБ), то уровень звука
определяется на любом расстоянии г от источника посред¬
ством обратнологарифмической зависимости :
1*1
=
I-201бг,
где Ь и Ь± выражены в децибелах; обычно Ь принимается
равным 91,439 см от источника зву к а.
Однако изменя¬
ющиеся в пространстве и во времени условия в океанах
далеки от идеальных, и
поэтому проблема распространения
звука очень сложна.
По мере распространения звуковой энергии в море
часть ее поглощается водой и превращается в теплоту.
Изменения скорости звука по вертикали вызывают рефрак¬
цию звука
и
приводят
к образованию звуковых каналов.
Пузырьки растворенного газа, взвешенные частицы вызы¬
вают рассеяние и поглощение звука.
В результате
наличия вязкости и растворенных солей
часть
звуковой энергии поглощается
и
превращается
в теплоту. В вязкой среде амплитуда звукового давления
спадает экспоненциально с расстоянием на величину е~~аг,
где г—
расстояние, а — положительное действительное
чис ло.
Если бы поглощение целиком вызывалось нали¬
чием вязкости, тогда а было бы равно 8.тг>/2/3рС2, где г\
—
вязкость,
/—
частота,
р
—
плотность
иС—
скорость

Глубина,
мор.
сам.
Глубина,
мор.
сам.
ГИДРОАКУСТИКА
звука. В действительности вязкость
не определяет
все
поглощение.
Коэффициент поглощения
был
определен
эмпирически; он выражен
в децибелах на метр
и равен
0,036/
3600 + /2
3,2-10 ~7/2,
где /
—
частота в
килогерцах. Второй член представляет
собой поглощение вследствие вязкости. Это уравнение
пригодно при температуре около 5° С. По мере увеличения
б)
Поверхность
Скорость, фут/с
4750 4850 4950
Рис. 2 . Преломление при положительном (а) и отрицательном (б)
температурном градиенте.
температуры поглощение уменьшается на незначительную
вели чину .
При 5° С а равно 0,0001 дБ/м при 1 кГц,
0,001 дБ/м при 10 кГц и 0,015 дБ/м при 50 кГц.
Потери, возникающие в результате геометрического
сферического рассеяния и поглощения звука, вычисляются
по следующей формуле:
Н=201дг+ аг.
Разница между измеряемой интенсивностью и ин¬
тенсивностью, которую можно теоретически вывести по
вышеприведенному
уравнению,
называется
аномалией
пропускания.
Отклонение звуковых лучей от прямого пути,
вызы ¬
ваемое изменением скорости звука вдоль пути звукового
луча, называется рефракцией. Рефракцией объясняются
наличие мертвых зон, звуковых каналов и эффекты фоку¬
сировки и дефокусировки подводного звука.
Путь любого звукового луча можно определить
по
закону Снеллиуса, который можно использовать для слу¬
чая,
когда скорость V является только
функцией глу¬
бины у, V = V (у). Закон Снеллиуса устанавливает, что
V (у)/сое 0 постоянно вдоль пути звукового луча (0 —
угол между лучом и горизонталью; у положительно по
направлению вниз). Рассмотрим луч, испускаемый каким-
нибудь источником, когда скорость равна У0, а начальный
угол наклона луча 0О. В какой-нибудь другой точке этого
луча, где скорость равна Уъ угол наклона луча
отно си¬
тельн о горизонтали будет равен 0Х.
Кривизна пути луча йвМ$ в любой данной точке (угол
поворота касательной при перемещении вдоль кривой на
единицу расстояния 5) определяется по формуле
(16
йУ со5 80
(18
“
Чу 71
‘
Если скорость увеличивается с глубиной, градиент
скорости (IVМу положителен,
кривизна
пути
отрица¬
тельна и луч отклонен вверх по отношению к горизонтали.
Луч никогда не может достигнуть глубины, большей, чем
глубина, соответствующая скорости У0/соз 0О (рис. 2).
Когда (XVМу отрицательно, кривизна пути луча положи¬
тельна, луч отклонен вниз. В слое, где (IVМу = 0, лучи
распространяются без рефракции. В случаях, когда XVМу
п осто янно
(линейный градиент), кривизна луча также
постоянна
и
луч
представляет собой дугу
ок ружности
радиусом
Уо
йУ
йу
СОЗ да
Центры окружностей, образующих лучи, ле жа т
н
линии
на
следующей глубине:
йу
Если рассматривать более сложный вертикальный
профиль скорости У5, состоящий из серии сло ев с л ин ей ¬
ным и
градиентами,
траекторию луча (диаграммы луча)
можно проследить с помощью цифровых вычислительных
машин.
Имеются
также
машины,
которые
механически
вычерчивают траекторию луча по заданным параметрам.
Зоны акустической тени.
Рефракция звука приво¬
дит к образованию зон акустической тени и звуковых
каналов. Зона акустической тени (рис. 3) образуется
в том
случае, когда
слой
с положительным
гр адиен том
скорости лежит над
слое м
с отрицательным градиентом
скорости, а источник звука находится в
преде лах
слоя
с
положительным градиентом.
Положительный градиент
может быть следствием изотермического слоя, в котором
скорость звука увеличивается с глубиной с увеличением
давления. В этом
случае
зв уко вые
л учи будут откло¬
няться
вверх
в
верхнем
слое
и вниз в нижнем.
Зона
акустической
тени определяется
граничным
лучом
В (рис. 3), который отклоняется на
глубине X,
соот¬
ветствующей резкому изменению профиля скорости.
Теоретически звуковая энергия не проникает
в зону
акустической тени.3 Практически в зоне тени
п еред ает ся
звук значительно уменьшенной интенсивности. Интенсив¬
ность звука уменьшается от граничного луча как экспо¬
ненциальная функция расстояния.
Звуковые каналы. Звуковой канал —
слой, в котором
звуковые лучи
испытывают многократное внутреннее
отражение и распространяются
на
сверхд альнее
рас¬
стояние.
В океанах существует два важных звуковых канала:
поверхностный
и
к анал
звукопеленгации
и
локации
(СОФАР). Звуковые канал ы имеют ось,
которая харак-
135

ГИДРОАКУСТИКА
теризуется минимальной скоростью звука на определен¬
ной глубине. Небольшие заряды, взрываемые в канале
СОФАР (глубины 1500 м), можно обнаружить при помощи
гидрофонов, помещенных в этом
канале,
на расстоянии
многих тысяч миль от источника звука.4
Рис. 3. Образование зон акустической тени. Диаграмма луча для
условий, при которых слой с положительным
т емпе рат урн ым
гр ади ен том лежит
выше
слоя с отрицательным
тем пера турн ым
градиентом, а источник звука расположен в слое с положитель¬
ным градиентом.
/ — зона акустической тени
Фоновый шум. Фоновый шум
—
это уровень фона,
присутствующий в любом месте океана вне измерительной
платформы или самого оборудования. Фоновый шум
может вызываться человеком, как, например, шум судна;
биологический
шум
выз ыва ется
скрежетом
креветок
и
других живых организмов;
может
наблюдаться
также
шум дождя прибоя или шум на поверхности моря, вызы¬
ваемый
волнами.
В глубоком открытом океане обычно
Рис. 4.
Уровни
окружающего подводного
шума
(кривые
Кнудсена) для состояний моря от 0 до 6 баллов.
а—
термический предел шума для гидрофона всех направлений.
преобладают морские поверхностные шумы. Спектр ча¬
стот морского поверхностного шума
колеблется примерно
от 100 Гц до 50 кГц. Уровень шума увеличивается в зави¬
симости от состояния
моря,
как это примерно показано
на
кривых Кнудсена (рис. 4). Изменение уровня шума
в зависимости от состояния
моря указывает на то, что
шум возникает на поверхности. С глубиной фоновый
шум незначительно уменьшается. Уровни окружающего
136
шума, произведенного другими источниками, исключая
условия, существующие на поверхности моря, имеют боль¬
шой диапазон колебаний. Так, например, шум от шторма
с дождем на частоте порядка 10 кГц может превышать на
20—25 дБ уровень окружающего шума, измеренного до
начала шторма. Часто увеличение окружающего шума
в
какой-нибудь определенной местности мешает пр о веде н ию
морских работ, связанных с использованием подводного
звука.
Отражение. Звук может отражаться от поверхности,
дна или от погруженных
в
мо ре предме тов.
Количество
звуковой энергии, отражаемой на границе двух сред, свя¬
зано с удельным акустическим сопротивлением рС между
этим и сред ами. Самое простое теоретическое описание от¬
ражения дается коэффициентом отражения Рэлея Я для
плоских волн, отражающихся от плоской границы между
двумя слоями жидкости:
Р1
УС\!С\ -
^
_
^2.
/V— 51П2 01
Рг
Vэд-чпч
р*
VI—51П*вГ
где Я
—
отношение
амплитуды отраженной волны к ампли¬
туде падающей волны;
—
плотность в
верхнем слое;
р2
—
плотность
в
нижнем
слое;
Сг
—
скорость звука
в верхнем слое; С2
—
скорость звука в нижнем слое;
0—
угол падения (угол отражения).
Поверхностное отражение является почти полным при
всех углах падения вследствие большой разницы в акусти¬
ческом сопротивлении воды и находящегося над ней воз¬
духа. Однако неспокойное состояние морской поверхности
вызывает рассеяние звука на поверхности раздела вода—
воздух, так что отражение от поверхности далеко от тео¬
ретического. Когда источник звука находится близко к по¬
верхности,
отражение
вызывает
поверхностно-зеркаль¬
ные помехи; это явление называется зеркальным эффектом
Ллойда. На рис. 5а показана геометрия зеркального эф¬
фекта (Е
—
местоположение источника, /
—
местоположе¬
ние мнимого источника,
—
глубина источника от по¬
верхности,
а
й2—
глубина погружения приемника).
Прямая волна проходит путь
от Е до Я; отраженный звук
оказывается как бы пришедшим из источника в /, зер¬
кальном отражении Е. Звук, принимаемый в Я, является
результатом двух сигналов: одного из Е и другого из /.
В зависимости от разности фаз между этими двумя звуко¬
выми волнами результирующая амплитуда будет больше
или меньше, ч ем
уровень источника в Е . Отраженный от
поверхности моря звук претерпевает изменение фазы на
180° вследствие потери фазы импульса звукового давления
на свободной поверхности.
Если результирующую интенсивность звука в Я
нанести на график как функцию расстояния, можно полу¬
чить ряд ее максимальных и минимальных величин в со¬
ответствии
с
формулой
А—201&25Ш
2я41(12
Ок
гдеО—
расстояние между Е и Я; К —
длина звуковой
волны (рис. 56). Интенсивность звука становится нулевой,
когда
—
I(с1ги
—
соответственно глубина
расположения источника и приемника). Зеркальные по¬
ме хи
ограничивают
эффективность передачи звука на
коротких расстояниях, особенно при спокойном море и
при
низких
час тота х.
Донное отражение. Донное отражение в океанах бы¬
ва ет в есьма разл ичны м
и зависит от состава донных осад¬
ко в,
шероховатости дна, рельефа дна и структуры под¬

Аномалия
передачи
ГИДРОАКУСТИКА
стилающих
пород. Об отражательной способности дна
можно приближенно судить по коэффициенту отражения
Рэлея. Одной из важных зависимостей является отноше¬
ние скоростей Сх/С2. Если С2 больше Сх, отражательная
способность будет увеличиваться как функция угла сколь¬
жения, а при некотором угле 0с, называемом критическим
|$ш
Вс—
"§7)’
она станет равной единице. При углах,
меньших 0с, звуковая энергия не доходит до дна. Если С2
мень ше
Сх, а р2С2 больше рхСх, отражательная способ-
Гидрофон
Рис 5а. Геометрическая схема зеркального эффекта.
Расстояние
Рис. 56 . Пример аномалии передачи, вызываемой зеркальным
эффектом.
ность будет уменьшаться по мере увеличения угла сколь¬
жения и станет равной нулю при угле, определяемом из
выражения
51П Вс—
а затем
стремится к единице при угле падения, равном
нулю.
Когда С2 равно Сх, отражательная способность не
зав ис ит
от
угла падения
и
определяется
выражением
Г"г^1>
в
котором учитывается разница в плотностях.
М2“ГМ1
Звук, отраженный от дна как функция углов скольже¬
ния, часто имеет множество максимальных и минимальных
точек при изменении углов падения от
нормального до
угла скольжения. Пики и впадины в изменении
отражатель¬
ной
сп особност и
можно
приписать действию помех от
звука, отраженного от слоев, расположенных ниже дна.
При низких частотах эффективным отражателем часто
является поверхность подстилающих пород, а не
пове рх¬
ность раздела вода—осадки. Потери от донного отраже¬
ния в океанах колеблются примерно от 5 дБ при неболь¬
ших углах падения до 20 дБ при перпендикулярных.
Рассеяние звука.
Звук рассеивается от предметов
или
поверхностей,
которые имеют меньшие размеры,
чем длина волны X отражаемого звука. Факторами, вызы¬
вающими рассеяние, могут быть пузырьки воздуха, мор¬
ские организмы, частицы, находящиеся в воде, или микро¬
рельеф поверхности дна. Наличие глубинного рассеива¬
ющего слоя, наблюдаемого на фонограммах отраженных
звуков, объясняется рассеивающими свойствами морских
организмов. Часто невозможно найти никакого различия
между рассеянным и отраженным звуком.
Теоретическое исследование рассеяния звука можно
провести для небольших сферических предметов. От твер¬
дого сферического предмета звуковая волна рассеивается
симметрично
относительно
падающей волны.
Интенсив¬
ность /5 звука, рассеянного на расстоянии г от сфериче¬
ского
предмет а,
определяется
по
формуле
где /х
—
интенсивность падающей звуковой волны; а —
площадь цели,
равная
площади
поперечного сечения
сферы; 4пг2 —
площадь,
на которую распространяется
рассеянный звук на расстоянии г. Когда диаметр рассеи¬
вающей сферы гораздо меньше Я, эффективная площадь
поперечного сечения меньше зт^2/4 и равна примерно
(яе(А)4. Это явление известно как закон рассеяния Рэлея.
Теоретическая оценка рассеяния пузырьками
воздуха
весьма сложна вследствие трудностей учета сжимаемости
и эффектов резонанса. В общем можно отметить, что не ¬
большие пузырьки воздуха весьма интенсивно рассеивают
звук
и
часто ограничивают эффективность приемников,
установленных на судне.
Реверберация. Реверберацией звука называется рас¬
сеяние звука
в
направлении к
источнику от поверхности,
дна или небольших предметов. Теоретически в неограни¬
ченной однородной и гомогенной жидкости реверберация
не должна существовать; поскольку в океанах не соблю¬
даются такие идеальные условия, реверберация является
фактором, ограничивающим проводимость звукового ка¬
нала. Реверберация часто определяет минимальный уро¬
вень
обнаружения цели.
Вопрос о реверберации полностью еще.не ясен, однако
известны некоторые факты: 1) уровни реверберации про¬
порциональны уровню источника;
если
реверберация
превышает отраженный сигнал, то ее нельзя избежать
пу¬
тем увеличения уровня источника; 2) уровни реверберации
повышаются
с
увеличением
длительности
импульс а;
испо льзование
короткоимпульсных
эхолотов
позво ляет
п р еод ол ет ь в л и ян и е реверберации; 3) эффект реверберации
увеличивается с расстоянием; 4) уровни реверберации
увеличиваются с увеличением
количества
пред мето в
и
с увеличением средней площади их поперечного сечения.
В глубинных водах преобладает объемная ревербера¬
ция, тогда как на мелководье преобладает поверхностная
или донная реверберация.
У. МАКГУИНЕСС
Прим. ред.
1
Поглощение звука в воде зависит от
частоты. См. Таранов Э. С .,Тюрин А. М., С т а ш -
кевич
А. П. Гидроакустические измерения в океано ¬
логии.
Л., Гидрометеоиздат, 1972.
2
В Советском Союзе расчет скорости звука принято
производить по таблицам Л. С. Барк, П. П. Гансон и
Н. А. Мейстер («Таблицы скорости звука в морской воде».
М.,
1961).
137

ГИПСОГРАФИЧЕСКАЯ
8
В настоящее время доказана диффузия звуковых
волн в зону тени .
4
Такое сверхдальнее распространение звука было
открыто в 1946 г.
в СС СР (Бреховских Л. М.
Волны в слоистых средах. М ., Изд-во АН СССР, 1957).
ГИПСОГРАФИЧЕСКАЯ КРИВАЯ
Г.
к.
(или гипсометрическая кривая)
—
результат
статистического распределения высот по всему земному
шару (относительно уровня моря). Г .
к.
впервые была
с ост авл ена
Крюммелем в 1897 г.,
однако современная
Повторяемость
Рис. 1. Два частотных максимума пре¬
вышений (по Вегенеру).
Г. к . основывается на более поздних статистических дан¬
ных Косей на (1921, 1933).
Пусть й8 (рис. 1) будет общей суммой всех пло¬
щадей, высоты которых (положительные или отрицатель¬
ные) заключаются между значениями г и г + йг> и пусть 5
будет общая площадь земного шара. Г . к. представляет
6818 как функцию от г (по Вегенеру, 1924).
Рис. 2. Гипсографическая кривая. В левой части рисунка дано
распредел ение повторяемости вы сот и глубин через интервал
1000 м (по Свердрупу и др. ,
1942).
Вместо такой «кривой частот» можно использовать
«кумулятивную кривую», а именно
—
интеграл от с18/3
(рис. 2). Также можно использовать схематическую табли¬
цу, как, например, табл. 1 .
Таблица 1
2м
ЛЗ/Р %
ОТ
до
0
+ 1000
21,3
4-Ю00
+ 2000
4,7
-1-2000
+3000
2,0
+ 3000
более +3000
1,2
0
—200
5,5
*-200
>—1000
2,9
—
1000
>-2000
3,5
>-2000
—3000
7,1
—3000
>—4000
15,5
>—4000
►—5000
22,0
—5000
—6000
13,2
—6000
и глубже
1.1
Особенности. Для Г. к.
характерны следующие осо¬
бенности:
1) существование двух максимумов повторяемости,
т. е.
бимодальность. Эти максимумы на рис.
1 прихо¬
дятся на высоты +100 и —4700 м .
Пунктирная линия на
том же
рисунке
—
распределение Гаусса;
2) существование двух зон нарастания высот, в ко¬
торых «кумулятивная повторяемость» быстро меняется
с увеличением высоты (эта особенность взаимосвязана
с первой);
3) существование промежуточной зоны (материкового
склона), где интегральная кривая (рис. 2) характери¬
зуется резким изгибом (начиная с края шельфа);
4) независимость так называемого среднего «эветати-
ческого уровня» океанов, обусловленного изостатическим
равновесием, от объема материкового льда.
Объяснения. Существование двух максимумов повто¬
ряемости обнаруживает два явно различных типа земной
коры (независимо от наличия воды в океанах), что подтвер¬
жда ет ся исследо ванием З емли сей сми чес ким и
грав име¬
трическим методами и
со гласуетс я с изос тати ческ ой гипо¬
тезой Эри в модификации Гутенберга. Последняя играет
важную роль в утверждении гипотезы пер е м ещ е н ия ма ¬
териков Вегенера, которая имеет как многочисленных
сторонников, так и многочисленных оппонентов. Вегенер
указывал, что если бы
существовала одн ородная земн ая
ко ра,
как
утверждалось
некоторыми
из
критик ов
его
теории, то Г. к . должна была бы иметь вид кривой распре¬
деления Гаусса. Так, например, Гогель (1950) выдвинул
концепцию о первоначальном беспорядочном распределе¬
нии земной коры, которое впоследствии было видоизме¬
нено лишь эрозией (или седиментацией) и изостазией.
Резкое изменение частот распределения в
двух обла¬
стях (модах) высот взаимосвязано с существованием двух
максимумов частот. Одна из этих областей включает
нулевой уровень: с одной стороны, наблюдаются эпейро-
генические процессы (теории которых еще не разработаны),
с другой
—
процессы эрозии и седиментации.
Основным
результатом этих конкурирующих процессов является
то, что материковые районы лишь слегка возвышаются
над океанами —
они сглажены почти до нулевого уровня
пропорционально степени их эпейрогенического подъема.
Это является причиной того, почему первый максимум
повторяемости имеет малую высоту (+Ю0 м).
Кривая с резким изгибом (промежуточная зона) (см.
рис. 2) соответствует переходу от материковой к океани¬
138

ГЛУБИННЫЕ
ческой области; здесь следует отметить следующую осо¬
бенность.
Неожиданное изменение повторяемости около
нулевого уровня
не останавливается
на самом нулевом
уровне,
а продолжается примерно до изобаты 200 м. На
это м отрицатель ном уровне
начинается
промежуточ ная
зона. Статистически до этого
уровня распространяется
материковая отмель, которая должна считаться составной
частью материковой области. Промежуточная зона Г. к.
представлена материковым склоном с его крутым уклоном.
Если бы имело место изостатическое
перераспределе¬
ние вследствие крупных изменений объема
матер иковог о
льда, то следовало бы
предположить, что
вертикальные
движения океанического дна (погружение вслед за тая¬
нием ледников и поднятие как следствие накопления лед¬
ников) были бы ограничены лишь самыми глубокими
зонами, тогда как промежуточные зоны составили бы более
или менее пластичное соединение между океанами и ма¬
териками.
Наконец, следует отметить, что
форма Г. к . такова,
что так называемый эвстатический уровень океанов, обус¬
ловливаемый изостатическим равновесием, не зависит от
объема материкового льда. Этот вывод имеет следующий
смысл. Представим, что весь материковый лед (Гренлан¬
дии, Антарктиды и др.) растаял за короткое время (в гео¬
логическом смысле). В этом
случае объем океанов должен
увеличиться
и будет иметь место трансгр ессия,
однако
после таяния ледниковых покровов нарушится изостати¬
ческое
равновесие.
Стремление к его восстановлению
приведет к смещению масс земной коры, вслед за которым
наступит компенсационное перемещение масс под земной
корой, где-то в мантии; произойдет изостатическое пере¬
распределение. Для океанов оно выразится в
опускании
океанической коры; для материковых областей с перво¬
начальным ледниковым покровом
—
в их поднятии; для
материковых районов без первоначального леднкнового
покрова будет существовать лишь умеренный подъем.
Изменение средней высоты
материков (до стаивания
и после перераспределения масс при допущении в обоих
случаях полного изоста тического
равновесия) будет про¬
порционально а —
(1 + е)/6, где
а—
общая площадь
материков (единицей является
площадь
всего земного
шара),1+8—
плотность воды океанов и 6 —
плотность
мантии
(модель Эри). При значениях 1+8 = 1,05 и
6=3,27 для а=
0,32 выражение а —
(1 + е)/6 будет
примерно равно нулю.
Значение а представляет приблизительно общую пло¬
щадь материков, включая материковую отмель.
Хотя
средняя высота материков может иметь небольшие измене¬
ния, соответствующие временным нарушениям изостати¬
ческого равновесия, перераспределение масс будет стре¬
миться
вернуть ее к постоянному значению независимо
от объема материкового льда (после какого-то периода
времени, необходимого для перераспределения). При дру¬
гой Г. к.
можно
было бы получить иные результаты:
если бы а было больше, тогда оледенение вызвало бы уве¬
личение средней высоты материков, а таяние
—
ее
умень¬
шение; если бы а было меньше, то эти последствия стали бы
обратными. Неизвестно, является ли это свойство
случай¬
ным или нет.
ДЖ. ЛАГ РУЛА
ГЛУБИННЫЕ ЗВУКОРАССЕИВАЮЩИЕ СЛОИ
Г. з. с.—
это отражающие звук слои,
обычно появ¬
ляющиеся на эхограммах эхолотов. Эхолот регистрирует
один или несколько отд ель ных Г. з. с.* как правило, на
глубине от 200 до 600 м в дневное время. Иногда записи
настолько отчетливые, что они дают «ложное дно».
Обычно Г. з . с. поднимаются к поверхности
в
сумерки
и
опускаются на глубины при восходе солнца; это широко
наблюдаемое явление объясняют суточной вертикальной
миграцией морских животных организмов. В дополнение
к
вы шесказ анном у
в верхнем 100-метровом слое обнару¬
жены тонкие
немигрирующие Г. з . с.,
которые
об ычно
от мечаютс я
на протяжении дня
и
ноч и.
Общее мнение
таково: днем мигрирующие организмы Г. з. с.
прячутся
от хищников в темноте глубинных вод, а ночью всплывают
вверх за пищей к поверхностным слоям, богатым планк¬
тоном.
Свет. Количество света, проникающего
в толщу воды,
и продолжительность дня оказывают влияние на макси¬
мальную глубину Г. з. с . днем и на периодичность их
су¬
точного ритма.
Кампа и Боден (1954) отмечали, что за
восходящим движением Г. з. с. при заходе солнца непо¬
средственно следует перемещение определенной изолинии
освещенности. Позднее Кларк и Бакус обнаружили, что
Г.з.с.
пе ремеща ются
гораздо быстрее изолиний осве¬
щенности.
Распределение Г. з. с. Г. з. с. наблюдаются во всех
океанах, причем они более отчетливы в океанических
районах с высокой продуктивностью, таких, как воды
вблизи Перу и Калифорнии. В низких и
средних широтах
за сменой дня и ночи следуют соответственно регулярные
су точ ные
перемещения
Г.з.с.
В
полярных
широтах
с
увеличением продолжительности дня по мере приближе¬
ния
лета периодичность суточного ритма Г. з . с .
изме¬
няется: увеличивается время их пребывания на глубине
и сокращается время пребывания у поверхности. Пола¬
гали, что в водах Северного Ледовитого и Южного океанов
Г. з . с . встречаются спорадически, но Ханкинс (1965) обна¬
руживал их под многолетним льдом Арктики на глубине
от 50 до 200 м в течение 3—5 месяцев (лето и осень), в то
время как в течение остальной части года отдельные
отражения наблюдались вблизи поверхности. Таким об¬
разом, арктические Г. з. с. имеют скорее сезонный, а не
суточный цикл.
Фауна Г. з. с . Изучение жизни животных
организмов,
населяющих Г. з . с ., позволило
Маршалл (1951) сделать
вывод: эти животные должны обладать двумя определен¬
ными
свойствами —
быстро плавать,
чтобы закончить
суточную вертикальную миграцию,
и
отражать звук.
Животные организмы Г. з . с ., по-видимому, распростра¬
нены по всему Мировому океану. На соответствующей
глубине, от 250 до 800 м, в дневные часы их можно наблю¬
дать в изобилии.
Попытки поймать животных Г. з . с. натолкнулись
на трудности
—
быстрые пловцы избегают слишком мед¬
ленно
движущиеся сети; не удалось их и сфотографиро¬
вать — они находятся
настолько далеко друг от друга,
что их невозможно
сфотографировать в м ас с е .
Всеобщее
м нение:
организ мы
Г.з.с.
состоят
из
неоднородных
(гетерогенных) таксономических групп,
которые
могут
изменяться в зависимости от
района, глубины и сезона.
Организмы, отражающие рассеянное эхо, должны
иметь поперечное сечение от 0,1 до 10 см2. Этими организ¬
мами, по-видимому, являются рыбы, кальмары и быстро
плавающие ракообразные больших размеров, такие как
эвфаузииды и сергестиды. Однако в эту группу не входят
зоопланктеры меньших размеров, имеющие в длину менее
2 см, и микропланктон, обычно попадающий в планктон¬
ные сети.
Маленькие пузырьки воздуха
—
прекрасные рассеива¬
тели звука, так как их плотность и сжимаемость в значи¬
тельной степени отличаются от плотности и сжимаемости
морской воды, Таким образом, наполненные газом клетки
диаметром в несколько миллиметров, относящиеся к опре¬
139

ГЛУБИННЫЕ
деленному виду животных, могут обладать высоким
резо¬
нирующим свойством для звука
в
12 кГц. Только две
группы, имеющие такое строение и в изобилии обитающие
в слоях от 250 до 800 м, относятся к батипелагическим
рыбам (семейства Оопо^отаИдае, 31етор1усЫд,ае и Му-
ЫорЫдаё) и сифонофорам. Известно, что как эти группы,
так и кальмары и ракообразные больших размеров совер¬
ш ают
суточную миграцию и
могут плавать со скоростью
до 5—15 м/мин, что совпадает с пределами (диапазоном)
перемещения Г. р. с .
АЛЛАН У. X, БИ
ГЛУБИННЫЕ ТЕЧЕНИЯ—см. Придонные
океаниче-
ски е
течения.
ГОЛЬФСТРИМ
Г.—
узкое сильное океаническое течение, формируется
в
экваториальных широтах и движется на С вдоль атлан¬
тического побережья Северной Америки. Оно образует
пограничную зону между относительно теплыми и соле-
т
Рис.
1. Распределение температуры (°С) (а)
ск ог о течения
приблизительно вдоль 20° 31
выполненным 12 —13 мая 19с
Большой Ньюфаундлендской банки. Течения за пределами
Большой
Ньюфаундлендской банки хорошо известны,
им было дано объединяющее название —
Северо-Атланти¬
ческое течение. Восточнее м. Хаттерас установить точную
ширину Г. особенно трудно: здесь для потока
характерны
многочисленные течения, противотечения, разрывные зоны
очень быстро несущихся потоков, меандры, вихри, попе¬
речные токи и боковые потоки. Часть североатлантической
циркуляции от Юкатанского прол. до восточной границы
Большой Ньюфаундлендской банки (иногда до Северной
Европы) изредка называют Г.
в
широком смысле, но
чаще
—
системой Г. То, что эта система течений отделяет
воды Саргассова моря от более холодных и пресных вод
материковой отмели приводит к резким горизонтальным
градиентам температуры и солености (и других гидроло¬
гических характеристик). Зона больших градиентов осо¬
бенно хорошо выражена у поверхности, где на расстоянии
длины судна могут встретиться разности температур
порядка 10° С, а изменение цвета и прозрачности воды
можно наблюдать визуально. На рис. 1 представлено рас¬
пределение температуры и солености вод Г. в районе
30° с. ш. (150 миль от входа во Флоридский прол.) . Как
видно, стрежень Г. проходит вдоль западного края плато
Блэк, глубина распространения Г. ограничена изобатой
800 м.
Зона резкого наклона изоплет,
приблизительно
соответствующая стрежню потока, прижата к материко¬
вому склону, так что единственной водной массой в сто-
8
9
2012345
6
и солености (%©) (б) в водах
Флорид-
Гс.ш.
(по наблюдениям на «Атлантисе»,
3 г.) (по С. О. Айзелину).
ными водами Саргассова моря и более холодными и опрес¬
ненн ыми
водами
материковой отмели.
Название
«Г.»
(река из залива.—
Ред.) отражает существовавшее ранее
неправильное представление о том,
что его источником
являются воды Мексиканского зал.
В настоящее время
установлено, что процент вод Мексиканского зал., вно¬
симых в Г., очень незначителен.
Терминология, используемая для системы Г.,
до¬
вольно произвольна и неопределенна. Так, название «Фло¬
ридское течение» —
поток,
выходящий
из
Карибского
моря через Юкатанский прол.,— некоторые океанографы
применяют лишь к потоку
в пределах Флоридского прол.,
другие
—
к
потоку, распространяющемуся на С вплоть
до м. Хаттерас. Термин «собственно Г.» относится к
потоку,
идущему на С от Флоридского течения до примерно района
140
рону материка от системы Г. является полоса довольно
опресненных прибрежных вод материковой отмели.
Вблизи м.
Хаттерас Г. отходит от
материкового склона
и его структура резко меняется. На рис. 2
представлено
распределение температуры на разрезе поперек Г. вдоль
66° 30' з. д. Как видно, Г. уже больше не ограничен топо¬
графией плато Блэк,
а
на прав лен
вдоль
материкового
подножия, достигая глубин 4000—5000 м.
Горизонталь¬
ные градиенты температур,
характерные для Г.,
с нова
наблюдаются на всех глубинах вплоть до дна, но выз вано
это уже, по-видимому, большим объемом вод, характери¬
зующихся как более низкой температурой, так и более
низкой соленостью по сравнению с придонными водами
района плато Блэ к.
На протяжении
всего пути Г.
от
м.
Хаттерас до Большой Ньюфаундлендской банки эта

ГОЛЬФСТРИМ
Станции*
0-т
/000-
2000—
3000-
4000-
5000-
5000х
м
рис :
вдоль
>906
Л-1-1
5900 ,
.1 -1,.1 .1
5505,
—I
1
5890
I
1
I
1
I
I
1
I
1—1.
41°сж40
39
38
37
36
35
34 33°сж
2. Распределение температуры (°С) в водах Гольфстрима
66° 30' з. д. (по наблюдениям на «Атлантисе», выполнен¬
ным 14 — 19 апреля 1960 г.) (по Ф. С . Фуглистеру).
Глубины --
в
метрах.
четко
выраженная
зона
больших градиентов
отделяет
воды Саргассова моря от прибрежных вод и вод матери¬
кового склона. Г, 5-кривые вод шельфа и склона почти
идентичны Ту 5-кривым вод Саргассова моря при тем¬
пературе
ниже 10° С, однако на более мелководных уча¬
стк ах обнаружены частные типы водных ма с с.
КСот
основной зоны больших градиентов имеется другая резкая
переходная зона —
пограничный слой между прибрежными
водами и водами материкового склона.
В поверхностном слое Г. обычно обнаруживается ядро
вод повышенной температуры, наиболее сильно выражен¬
ное у самой поверхности, и ядро вод высокой солености
с центром на глубине 100—200 м под слоем поверхностных
вод, более пресных, чем прилегающие воды Саргассова
моря. Обе особенности могут быть прослежены от Флорид¬
ского прол. до района Большой Ньюфаундлендской банки.
Они обусловлены интенсивной адвекцией вод из более низ¬
ких широт посредством быстрого поверхностного течения.
Таким образом, обычное представление о Г. как о теп¬
лом течении,
проходящем
через более холодные воды,
справедливо лишь для поверхностного слоя, но даже в с а¬
мо м пове рхност ном с лое тем пер атура
в ядре теплых вод
превышает температуру вод Саргассова моря лишь на
несколько градусов.
Величины скоростей Г. и масштаб их пространственно-
временн&х изменений таковы, что это течение можно
сч итать
квазигеострофическим. Поток направлен прибли¬
зительно
вдоль
изобар, его скорость
пропорциональна
градиенту давления поперек потока, а большой горизон¬
тальный градиент плотности, соответствующий вышепри¬
веденным профилям температуры и солености, согласуется
с хорошо выраженным разрывом по вертикали горизон¬
тальных скоростей. Если предположить, что скорость глу¬
бинного течения весьма незначительна (десятые доли узла),
то скорость в поверхностном слое может достигать 4—
5 узлов. На рис. 3 представлен типичный профиль геостро-
фической скорости Г.; он получен интегрированием по
вертикали измеренного горизонтального градиента плот¬
ности при допущении, что скорость потока на глубине
2000 м равна нулю. Дальнейшие наблюдения показали,
что для этого горизонта более характерны скорости по¬
рядка 10—20 см/с, но это расхождение не влияет сколько-
нибудь значительно на общую картину распределения
скоростей. Ширина стрежня Г. око ло 50 миль. Для него
характерны довольно сложная структура и высокие ско¬
рости для верхнего слоя в несколько сотен метров.
В пределах Флоридского прол.
те чен ие
переносит
25—30-106 м3/с (почти в тысячу раз превышая расход
р. Миссисипи, хотя, очевидно, средние значения переноса
имеют порядок 10-106 м3/с). К С от Флоридского прол.,
в районе плато Блэк, расход Г., возможно, немного больше.
В этом районе Г. очень близко подходит к
материковому
склону
—
колебания его стрежня имеют здесь амплитуды
лишь около 10 миль, с преобладающим периодом от не¬
скольких дней до недели.
После м.
Хаттерас Г.
можно
характеризов ать
как
действительно очень глубокое течение, возможно, дости¬
гающее дна, квазистационарное по направлению. В этом
районе его перенос увеличивается
в несколько
раз из-за
притока вод Саргассова моря и, возможно, вод склона.
Таким образом, если придонную скорость на разрезе,
представленном на рис. 3, предположить равной нулю,
то объем переноса вод (в пределах между 37 и 39° с. ш .)
составит 106*106 м3/с (при наиболее вероятной величине
придонной скорости 10 см/с расход Г. должен бы увели¬
читься почти на 50%). Траектория движения Г., вероятно,
в большей
мере определяется рельефом материкового
подножия. Г . стремится
к
меандрированию, в общем сле¬
дуя рельефу дна, с амплитудой изгибов меандров приблизи¬
тельно 40 -миль и длиной волны 200 миль. Эти
крупно¬
141

ГОЛЬФСТРИМ
масштабные меандры перемещаются и меняют форму
довольно медленно, с периодом порядка месяца. Вблизи
64° з. д. Г. отходит от материкового подножия в сторону
абиссальной равнины, и амплитуды изгибов его меандров
имеют тенденцию к увеличению в два раза
и более. Это
усиление меандрирования
вы зывае тся
частично
прекра¬
щением эффекта стеснения топографией склона и поведе ¬
нием течения в форме волн Россби и, возможно, также
возмущающим эффектом многочисленных
высоких
п од-
Станции 4853
525150494847
46
45
44
43
4842
Рис. 3 . Распределение геострофической скорости (см/с) в Гольф¬
стриме на разрезе по 68° 30' з. д . по наблюдениям на «Атлантисе»,
выполненным 20—22 октября 1953 г. (по Л. В . Уортингтону).
Сплошные линии — поток в восточном направлении, пунктир
—
поток в западном направлении.
Скорость на глубине 2000 м
предпол агается равной нулю.
водных горных пиков в этом районе. В некоторых случаях
вблизи подводных гор наблюдается отчленение меандров
от Г., которые затем трансформируются в изолированные
круговороты в Саргассовом море с характеристиками вод
скло на.
Однако вполне возможно,
что
формирование
круговоротов происходит и вследствие нестационарности
отдельных систем течений.
В подповерхностном слое структура усложняется
еще более из-за наличия большого числа потоков между
м.
Хаттерас и Большой Ньюфаундлендской банкой.
Резкая переходная зона между водами склона и прибреж¬
ными водами в
районе к С от Г. соответствует здесь вторич¬
ному, идущему на В, течению
—
Течению вод склона.
Глубина распространения последнего неизвестна: если
142
оно распространяется до глубины 2000 м, то его расход
будет порядка 10’ 10е м3/с. Между этим течением и самим Г.
проходит противотечение, на что указывает обратный
наклон изотерм слоя термоклина на рис. 2 . Это противо¬
течение уносит воды от Г. и поставляет их в Течение вод
склона. Слабые поверхностные противотечения иногда
наблюдаются к В от Г., хотя ни одно из них не отражено
на рис. 3 . На карте (рис. 4) температур для горизонта
200 м по данным за апрель 1960 г. показана эта сложная
система потоков. Как видно, большие градиенты темпе¬
ратур характерны для сильно меандрированной части
траектории Г., района Течения вод склона и для района
круговорота у 36° с. ш ., 64° з. д., одного из вышеуказан¬
ных
круговоротов, связанных
с
меандрами в районе
60° з. д.
Некоторые нем но го чис ле нн ые данные непосредствен¬
ных
измерений течений в глубоководных районах мате¬
рикового склона указывают на идущий на ЮЗ поток с не¬
большой скоростью и объемом переноса порядка 50X
X106 м3/с. Глубинное противотечение, идущее под Г.,
наблюдалось также непосредственно вблизи м. Хаттерас
и южнее, на восточной стороне Г., около 33° с. ш.
Его
расход в этом районе, однако, равен лишь 7 • 106 м3/с.
Эти разрозненные наблюдения, таким образом, позволяют
высказать
предположение о существовании
глубинного
противотечения в районе Г., однако данных, характери¬
зующих его устойчивость, размеры, происхождение и
связь с самим Г., фактически нет.
По мере приближения Г. к Большой Ньюфаундленд¬
ской банке его расход уменьшается примерно
на 20—
30% из-за стока вод в Саргассово море и отделения Тече¬
ния вод склона. Дальнейший курс Г. остается неизучен¬
ным. Обычно полагают, что Г. поворачивает на С, огибает
Большую Ньюфаундлендскую банку и затем снова идет
на В по направлению к Европе в виде несколько расте¬
кающегося, возможно разветвляющегося, потока. Согласо¬
вать такую схему циркуляции с распределением раство¬
ренного кислорода оказалось весьма трудно. Анализ дан¬
ных по содержанию кислорода позволяет предположить,
что как Г., так и Течение вод склона, возможно, повора¬
чивают на Ю около Большой Ньюфаундлендской банки
и могут быть далее прослежены исключительно только
в пределах Северо-Западной Атлантики. В таком случае
течения, наблюдаемые к С от Большой Ньюфаундленд¬
ской банки, должны бы образовывать часть вторичного
круговорота, лишь слабо связанного с круговоротом Г.
Для решения этой дилеммы, безусловно, нужны более
детальные съемки.
Североатлантическая система циркуляции,
в
которой
Г.
является
наиболее
ярко выраженной частью, по-ви¬
димому, обусловливается как напряжением
ветра,
ок а¬
зываемым на
поверхность моря пассатами и западными
ветрами,
так
и
совместным
эффектом высокоширотного
охлаждения и
экваториального нагрева. Здесь заслужи¬
вают внимания теории вызванной ветром циркуляции
в
идеализированных
океанических
моделях.
Согласно
этим теориям, асимметричные квазигеострофические кру¬
говороты имеют узкие интенсивные потоки вблизи запад¬
ных границ моделей и относительно слабые растекающиеся
потоки в восточных районах.
В течении с поперечным градиентом давления, сба¬
лансированным силой Кориолиса, западная интенсифи¬
кация обусловливается меридиональной вариацией пара¬
метра Кориолиса. При этом сохранение массы требует,
чтобы северный поток сопровождался увеличением гра¬
диента давления вниз по течению для компенсации уве¬
личения параметра Кориолиса (см. прим. ред.) . Аналогично
уменьшение градиента давления должно сопровождать
движение, направленное на Ю. Такие эффекты могут быть
достигнуты наклоном изобар в направлении от меридио¬

ГОЛЬФСТРИМ
нальных границ в сторону смежного потока с тем неиз¬
бежным следствием, что возникнут малые по величине
дополнительные продольные компоненты градиента давле¬
ния, параллельные потоку. Безотносительно, является ли
циркуляция циклонической или антициклонической, одна
из дополнительных компонент градиента давления на
западной стороне потока действует в направлении дви¬
жения, а другая, на восточной стороне,—
в
направлении,
противоположном движению потока.
Другая дополнительная
компонента, действующая
в
направлении движения, может быть уравнове¬
шена тол ько
ускорением течения, т. е.
интенсификацией
потока, или фрикционным (турбулентным) замедлением.
Подходящие оценки параметра трения
в свою очередь
показывают,
что последний баланс может выполняться
толь ко в
сравнительно узком
и
быстром потоке.
Следовательно, оба вида баланса требуют усиления
течений вдоль западных берегов океана и ослабления у вос-
Рис. 4. Гольфстрим. Распределение температуры (°С) на горизонте 200 м по наблюдениям в апреле 1960 г.
(по Ф. С . Фуглистеру)
Точечная линия — изобата 200 м.
Способ, с помощью ко т ор ог о другие силы уравнове¬
шивают
эти
дополнительные
комп онен ты,
решительно
вли яет
на
картину циркуляции.
Таким образом,
в
антициклонической циркуляции
(возбуждаемой зональной ветровой системой, в которой
движение воздуха на В усиливается
по
направлению
к полюсам) связанное с ней поле давления может быть
искажено с тем, чтобы уравновесить ту из дополнительных
компоне нт
градиента
давления,
которая
препят¬
ствует движению вод, вызванному зональным распре¬
делением
напряжения
ветра:
горизонтальный масштаб
этого потока должен соответствовать масштабу ветрового
по ля.
точных берегов. (Такая же асимметрия должна была бы
характеризовать циклоническую циркуляцию, возбуждае¬
мую ветровой системой с противоположным меридиональ¬
ным сдвигом скорости.)
1
Хотя такие схемы циркуляции
качественно
анало¬
гичны
наблюдаемым,
а
рассматриваемые
механизмы,
безусловно, согласуются с природой Г., теории для реаль¬
ных океанических моделей или для изучения океаниче¬
ских систем реальной сложности ещ е
не
разработаны.
Нагреванию и
охлаждению
поверхностных
сл оев
океана
как
причине океанических циркуляций не было
уделено такое большое внимание, как напряжению ветра.
Однако, согласно одной из теорий (теория Стоммела.—
143

ГОЛЬФСТРИМ
Ред.), требуется, чтобы вдоль атлантических
берегов
Северной Америки проходило глубинное течение в прот и¬
воположном Г.
направлении. Хотя именно эта гипотеза
и
стимулировала первые наблюдения и поиски глубинного
противотечения в районе Г., однако еще остается нерешен¬
ным
вопрос, является ли «наблюденное» в этом районе
противотечение фактически одним из предсказанных.
БРЮС УОРРЕН
Прим. ред.
1
Прежде всего обратим внимание на не¬
точность
автора
в объяснении западной интенсификации
течений под влиянием изменения параметра Кориолиса
(р-эффекта). Для это го
обратимся к рис. I, где изображены
силы,
действующие
на баротропный
меридиональный
поток, направленный к полюсу (а) и к экватору (б). Здесь
толстые
черные стрелки
—
поперечные (к потоку) компо¬
ненты
градиента давления, тонкие черные стрелки
—
продольные ее составляющие, обусловленные Р-эффектом.
Белые объемные стрелки показывают как основной мери¬
диональный поток, так и составляющие потока, обуслов¬
ленные
продольными составляющими градиента давле¬
ния. Сила Кориолиса, направленная в сторону, противо¬
положную градиенту давления, не показана.
Если геострофическое течение северного полушария
(безразлично, на западной или восточной стороне океана!)
направлено к полюсу
с постоянным расходом, то вслед¬
ствие увеличения с широтой параметра Кориолиса / =
=
2со зш ср будет увеличиваться и угол а поперечного
наклона уровня,
поскольку
1&а
=
д1
дх
12.
8
(1)
ЗдесьосьунаправленанаС,осьх—наВ,V—ком¬
понента
скор ости
течения
в
ме ридиона льном
направле¬
нии, §
—
ускорение силы тяжести.
Увеличение поперечного наклона уровня с широтой
приводит к возникновению продольных наклонов уровня,
так как правый край течения повышается, а левый —
понижается с увеличением широты (рис. I а).
Продольные наклоны
уровня
вы зову т
продольные
градиенты давления.
Последние определят соответству¬
ющие поперечные составляющие скорости течения, на¬
144
правленные к оси основного меридионального потока
Эти поперечные составляющие и приводят к увеличению
скорости при условии постоянства расхода.
В течении, идущем на Ю, возникает дивергенция ско¬
рости, приводящая к его расширению и уменьшению
скорости (рис. I б).
Однако рассмотренные эффекты возникают безотно¬
сительно к тому, где эти потоки находятся: на западной
или восточной
стороне
океана. Так, например, если иду¬
щее на С течение находилось бы вблизи восточного берега,
то
интенсификация его произошла бы там же. Это и озна¬
чает, что
рассмотрение баланса сил не отвечает на вопрос,
почему течения усилены
именно
у западных берегов океана
и ослаблены у
восточных.
На поставленный
вопрос
отвечает лишь анализ ба¬
ланса другой физической характеристики
—
вихря (см.
табл. 1, а также статью Динамика океанических течений).
Из табл. 1 видно, что равновесие вихрей достигается
лишь в том случае,
если система течений имеет значитель¬
ную асимметрию с усилением течений на западной стороне
океана.
Таблица 1. Относительная тенденция вихря
в симметричной и асимметричной циркуляциях
(по Г. Стоммелу)
Тенденция вихря
В симметричной
циркуляции
В асимметричной
цирку ляции
течение
на
С
в
западной части
океана
течение
на
Ю
в
восточной части
океана
усиленное течение
на
С
в
западной части
океана
ослабленное течение
на
Ю
в
восточной части
океана
Напряжения ветра
—
1,0
—
1.0
—
1,0
—
1,0
Трения
4-0,1
4-0,1
4-10,0
4-0,1
Планетарного
—
1,0
4-1.0
—
9,0
4-0,9
Баланс
—
1,9
4-0,1
0,0
0,0
Заметим еще, что в соответствии с формулой (1) инте н ¬
сификация Г. должна была бы монотонно изменяться по
мере перемещения его вод к С. В действительности этого
не происходит. Противоречие можно устранить, полагая,
что V в формуле (1) представляет собой осредненную по
вертикали скорость Г.
в
бароклинном океане.
Из условия отсутствия суммарного расхода вод через
круг параллели найдем, что
где V
—
средняя скорость Г., е
—
ширина Г., Ув
—
сред¬
няя скорость Г. во внутренней части океана, В
—
ширина
океана вдоль параллели.
Величину Ув можно получить
из
известного
соот¬
ношения Свердрупа [см. в настоящей Энциклопедии фор¬
мулу в статье Бьеркнеса Взаимодействие атмосферы и
океа на
{макропроцессы) ]
го{ т (0)
яр
хх
(0)
Щ
(3)
Здесь Н —
глубина нижней границы бароклинного слоя
океана,
ни же
которой течения должны
отсутствовать.
Из условия постоянства потенциального вихря /Я-1 для
внутренней части океана видно, что Н должна возрастать
от экватора
к
полюсу пропорционально синусу широты.
Остальные переменные в (3) известны из наблюдений (они

ГРЕНЛАНДСКОЕ
приводятся, например, в книге Г. Стоммела «Гольфстрим»
(М.,
1963).
Комбинируя теперь
выражения (1)—(3),
получим
окончательно
^
ь
IГго*тГО) .ху<°)
ря
No
(4)
По формуле (4) мы построили график хода осреднен-
ного наклона уровня Г. (рис. II) в зависимости от широты.
Рис. II.
Из рис. II видно, что в начале наклоны уровня воз¬
растают, достигая максимума на 25°, а затем убы¬
вают. Аналогичные рассуждения применимы и к погра¬
ничному течению Куросио.
ГРЕНЛАНДСКОЕ МОРЕ
Г. м.—
одно из так называемых арктических среди¬
земноморских морей. По определению Международного
гидрографического бюро, южная граница Г. м.
пр оходит
вдоль линии, соединяющей северо-западную оконечность
Исландии с м.
Нансен
(Гренландия, 68° 15' с. ш. ,
29° 30' з. д.); северная граница
—
вдоль линии,
соеди¬
няющей северные оконечности Гренландии и Шпицбер¬
гена, восточная граница
—
вдоль линии, соединяющей
южную оконечность Западного Шпицбергена,
о.
Ян-
Майен и восточную оконечность Исландии (65° 05' с. ш .,
13° 30' з. д.). Площадь Г. м. 1205 тыс. км2, средняя глу¬
бина 1444 м, объем 2408 тыс. км3.
Нансен и Хелланд-Хансен первыми в начале 20 в.
начали изучать этот район; в последующие годы здесь
работало множество научных экспедиций, но, несмотря
на это, западная часть Г. м.,
часто полностью
покрытая
льдом ,
изучена еще весьма слабо.
Рельеф дна. Г. м. разделено Западно-Ян-Майенским
хребтом (1000—1500 м) на две бол ьшие котло вины (рис. 1).
Южная котловина —
Исландская — имеет
максимальную
глубину 2793 м, северная, более обширная
—
Гренланд¬
ская —
имеет максимальную глубину 4846 м. Небольшая
впадина — Ян-Майенская
котло вина —
отделяется
от
Гренландской Северо-Ян-Майенским хребтом. На В эти
котловины ограничивает зигзагообразное
продолжение
срединно-океанического хребта, который в пределах Г. м.
имеет несколько названий; Исландско-Ян-Майенский хре¬
бет (от Исландии до о. Ян-Майен) и Восточно-Ян-Майен-
ский хребет, или хребет Мона (от о. Ян-Майен на СВ и С).
Между Шпицбергеном и банкой Бельжика (широкий шельф
к В о т Северо-Восточной Гренландии) проходят два не¬
больших хребта; Баренцберг на Ю
и
Шпицбергенский
(порог Нансена) на С. Они ограничивают Южно-Шпиц¬
бергенскую котловину. К С от Шпицбергенского хребта
расположена Северо-Шпицбергенская котловина (желоб
Лены х). Максимальные глубины этих котловин соответ¬
ственно равны 3750 и 4000 м, а глубина над порогами около
1500 м. Хоуп (1959) полагает, что желоб Лены является
частью срединно-океанической рифтовой системы.
Донные осадки и ге ологиче ское
строение дна. Грен¬
ландия
—
самый большой в мире остров; исходя из его
тектонической структуры,
можно полагать, что Гренлан¬
дия является частью материка Северной Америки; под ее
мощным ледниковым щитом лежат докембрийские кристал¬
личес кие
по р оды : у сев еро-восточно го
побережья Грен¬
ландии находится зона палеозойских геосинклинальных
пород (каледониты). В эти породы
местами
внедряются
базальтовые и долеритовые дайки (в известной интрузии
Скаегорда). Коренные породы вдоль побережья рассечены
огромными фьордами, частично заполненными моренными
ледниками. Эрратические валуны и более мелкие обломки
горных
пород переносятся айсбергами и дрейфующим
льдом через
все Г. м . и выносятся за его пределы.
На Восточно-Гренландском шельфе моренные отложе¬
ния
перемежаются
с участками коренной, лишенной осад¬
ков, породы; с шельфа осадки либо уносятся айсбергами,
либо вымываются течениями. Большая часть дна Г. м.
покрыта
терригенными
осадками,
принесеннымй
или
мутьевыми потоками, или морскими льдами, с незначи¬
тельным добавлением пелагических илов: глобигериновых
(к ЮЗ от о. Ян-Майен) и диатомовых. Действующие вул¬
каны вблизи о. Ян-Майен и к С от Исландии являются
источником вулканического пепла, входящего в состав
осадков Г. м .
Г. м . принято считать квазикратонным бассейном,
образовавшимся в мезозое и кайнозое при отделении Грен¬
ландии от Скандинавии. Палеозойские геосинклинальные
складки Восточной Гренландии, Норвегии и Шпицбер¬
гена имеют очень много общего, как будто одна структура
была разделена по центру. Срединно-океаническая рифто-
вая зона, идущая от Исландии через о. Ян-Майен и ухо¬
дящая дальше на С, является поясом современного актив¬
ного
разрастания коры
и отличается исключительной сей¬
смичностью. Можно
п редп оло жит ь,
что ч ерез
о. Ян-Майен
проходит широтный сдвиг.
Климат. Над северной частью Г. м. обычно
распола¬
гается арктическая воздушная масса,’ над южной частью
Г. м.—
полярна я
воздушная
масс а.
В зимний
период
атлантическо-арктический фронт пересекает Г. м.,
про¬
ходя от Исландии до Новой Земли; вдоль линии фронта
часто перемещаются циклоны. Средняя месячная темпе¬
ратура
воздуха
—
м ини маль ная
в
феврале (от —10 до
—3° С) и максимальная в августе (1—8° С), по данным
наблюдений на о. Ян-Майен (72° с. ш .) . Амплитуда коле¬
баний температуры воздуха от —37 до —26,5° С в марте
и от 0,5 до 9° С в июле на северном побережье Гренландии.
На Ян-Майене месячное количество осадков часто доходит
до максимума (43%) в декабре и до
м ини му ма (15%)
виюле;наС
Гренландии осадков выпадает меньше (около
30%).
Преобладающие приземные ветры: северо-восточный,
со средней силой 5—6 баллов (на Ян-Майене); юго-юго«
западный, со средней силой 3—4 балла (на северном по*
бережье Гренландии у м.
Норд) и западо-северо-западный
(у Данмаркс-фьорда). Зимой среднее давление на уровне
моря невелико вследствие интенсификации исландского
минимума над морем Ирмингера. Давление н е
превышает
1000 мбар у северного берега Исландии и 1005 мбар на участке
145

ГРЕНЛАНДСКОЕ
Рис. 1 . Батиметрическая карта Г] екландскогс моря (по Стоксу, 1950;.
Хлубины
—
в метрах.

ГРЕНЛАНДСКОЕ
от зал.
Скорсби до южной оконечности Шпицбергена.
Летом среднее давление на уровне моря повышается на
10—12 мбар в северной части Г. м . благодаря антициклону
над Арктическим бассейном.
Гидрологический режим. В Г . м . выделяют четыре вод¬
ные массы. Полярные поверхностные воды характери¬
зуются низкой температурой, примерно —1,85° С, и со¬
лено стью
меньше
34,50°/0О. Эта водная масса распола¬
гается над Восточно-Гренландским шельфом и затем рас¬
пространяется к Ю, образуя часть Восточно-Гренландского
Рис. 2. Поверхностные течения на СЗ Атлантического океана.
1 — атлантическая
вода; 2 —
полярная вода; 3 —
смешанная
вода;
4—
полярный фронт,
незн ачит ельн о
из мен яющ ий ся;
5—
полярный фронт,
зна чите льно
изм еняю щийс я.
те чен ия.
По мере прохождения вдоль восточного берега
Гренландии полярные воды пополняются водами матери¬
кового стока и талыми водами; за счет этого их соленость
снижается в августе до 30,0°/оо.
Промежуточные воды образованы водами Западно-
Шпипбгргенского течения,
которое является
продолже¬
нием
Норвежского течения,
несущего воды Северной
Атлантики. Эта водная
масса
имеет температуру 5° С
и соленость 34,90—35,00°/О0 в районе к 3 о т
Шпицбергена.
После смешения с полярными
водами температура про¬
межуточных вод
снижается
до
2° С,
а
со лено сть
до
34,95°/00 в районе между Ян-Майеном и прол. Скорсби.
По мере продвижения к Ю эти воды погружаются под
полярные. Промежуточные воды прослеживаются между
горизонтами 200 и 500 м к С от Датского прол.
Третья водная масса —
норвежские глубинные во¬
ды— формируется к С от Ян-Майена. Она располагается
непосредственно под промежуточными водами; ее темпе¬
ратура от —0,5 до 0° С, соленость 34,92°/00. Несмотря на
то что эта водная масса находится ниже глубины порога
Гренландско-Исландского хребта, она переливается через
порог глубин и образует узкое, направленное к Ю при¬
донное течение. Североатлантические воды, которые про¬
слеживаются в Датском прол. ,
являются ответвлением
Ирмингера течения.
Это теплые воды (их температура
выше 8° С) с довольно высокой соленостью (более 35°/00);
они тяжелее полярных еод, но легче промежуточных
и
норвежских
глубинных вод.
Восточно-Гренландское течение является продолже¬
нием медленного поверхностного течения, пересекающего
Арктический бассейн. По мере интенсификации течения
в
районе Гренландии скорость его увеличивается, дости¬
гая
в
пов ерх но стн ом
слое 25 см/с. Этому способствуют
северо-восточные ветры. Динамические расчеты пока¬
зали, что на глубине между 200 и 600 м вдоль внешнего
края
Восточно-Гренландского шельфа проходит на Ю
сильное течение со скоростью 10—20 см/с; восточнее этого
течения воды с такой же скоростью распространяются на С.
Оба течения не очень широкие,
прим ерно 20—30 м иль
в
ширину. К С от о. Ян-Майен между Восточно-Гренланд¬
ским
течением
и
Западно-Шпицбергенским течением
(ветвью Норвежского течения), огибающим Шпицберген
с
3, находится замкнутая циклоническая циркуляция,
занимающая весь бассейн Г. м . Эту циркуляцию называют
Гренландской в отличие от циркуляции в южной части
Норвежского моря.
Поверхностное течение в южной
части
Г. м.
было
измерено Крауссом (1958) и Стефансоном (1962). Это тече¬
ние со
скоростью 15—20 см/с несет воды на ЮЗ над Вос¬
точно-Гренландским шельфом. Примерно на 68°
с. ш.
оно
разделя ется
на две ветви: одна поворачивает»на Ю,
другая
—
на ЮЗ вдоль берегов Гренландии. К В от этих
двух
потоков
шир око е,
но
медленное (скорость менее
5 см/с) течение идет на Ю. Ветвь течения Ирмингера (ско¬
рость 5—10 см/с) проходит на СВ в Датский прол.
и пово¬
рачивает на В, огибая Исландию. Эта ветвь вместе с на¬
правленным на Ю Восточно-Гренландским течением обра¬
зует «полярный фронт». Летом фронт поворачивает на СВ
примерно
на
66° с. ш.,
28° з. д.
и
на
В
при мерн о
на
68^
с. ш.,
22°
з. д.,
огибая берега Исландии (рис. 2).
Вблизи Восточной Гренландии весь год сохраняется
по яс
морских льдов. Максимальное распространение ледя¬
ного
покр ова
отм еча ется в
апреле, когда все Г. м .
покрыто
льдом; в это время лед встречается и вдоль северного по¬
бережья Исландии. В сентябре ледовитость минимальна;
район у побережья Гренландии к Ю от 70—-72° с. ш. ста¬
новится доступным для судов ледового класса. Система¬
тические изменения положения средней кромки льда фик¬
сировались в теч ение более 1000 лет.
Величина прилива составляет 1,9 м у восточного
побережья Гренландии и 2,0—5,0 м у побережья Шпиц¬
бергена; приливы полусуточные. Приливные волны из
Северной Атлантики проходят через Г.
м.
и далее через
пролив
между Гренландией и Шпицбергеном в Аркти¬
ческий бассейн. Наклон уровенной поверхности
между
норвежским побережьем и Восточной Гренландией обус¬
ловлен эффектом вращения Земли.
Наложение поступа¬
тельных волн и наклона уровенной поверхности создает
точку амфидромии полусуточных и суточных
приливов
вблизи Шпицбергена.
РОУДЗ У. ФЕЙРБРИДЖ, ТАКАШИ ИЧИЕ
Прим.
ред.
1
Открытие желоба Лены опровергло
ранее существовавшие представления об изолированности
Арктического бассейна (см.
Лактионов
А. Ф.
Рельеф дна Гренландского моря в районе порога Нан¬
сена. —
«Природа», 1959, No 10, с . 95—97).
147

ГУДЗОНОВ
ГУДЗОНОВ ЗАЛИВ И ЕГО ПРОЛИВЫ
Г. з.—
мелководное
внутриматериковое субарктиче¬
ское море
в центральной части Канадского щита. Его
площадь 520 тыс.
км2, средняя глубина около 100 м,
максимальная глубина около 250 м. На С Г. з . соединяется
мелководной депрессией бассейна Фокс с водами Канад¬
ског о
Арктического арх.
и
Арктического бассейна; Гудзо¬
нов
прол.
соединяет
Г. з.
с
Атлантическим океаном.
Согласно определению Международного гидрографиче¬
ского бюро, северо-восточная граница Г. з . проходит
по
линии от м. Нувук (62° 21' с. ш., 78° Об' з. д.) до м. Лей-
сон на о. Саутгемптон, а северная
—
по линии, соединя¬
ющей о.
Саутгемптон и м. Бич.
В гидрографическом отношении Г. з. может рассма¬
триваться как огромный эстуарий, в который периоди¬
чес ки
поступают
сточные воды с площади 5832 тыс. км2.
По этой причине в гидрологическом режиме Г. з . отме¬
чается четко выраженный сезонный ритм, который про¬
является в изменениях стратификации его вод.
Гидрологический режим.
Ледовые условия.
О зимних ледовых условиях Г. з . было известно очень
немного до тех пор, пока Хэйр и Монтгомери (1944) не
опубликовали результаты своих исследований, где указы¬
валось, что Г. з. полностью замерзает на несколько меся¬
цев в
году. Как известно, ледовые условия в Гудзоновом
прол. и бассейне Фокс тоже очень тяжелые, однако, как
показала авиационная ледовая разведка, пролив пол¬
ностью никогда не замерзает, возможно, из-за ветров
и сильных течений, поддерживающих движение льда.
Бассейн Фокс зимой имеет сильно всторошенный ледяной
покров, но в конце лета (август и сентябрь) лед обычно
здесь или тает, или выносится в Г. з . и
Гудзонов прол.
Поверхность ледяного покрова бассейна Фокс имеет ко¬
ричневатый оттенок, который придают ему ил и измель¬
ченные наносы. Эти осадки
на поверхности льда могут
быть
объясне ны
сильными
приливными
течениями,
вызывающими интенсивное турбулентное перемешивание,
и очень
быстрым замерзанием поверхностных вод, содер¬
жащих взвешенный материал.
Обычно очищение ото льда начинается с южной части
Г. з . (зал. Джемс) в середине июня, однако центральная
часть Г. з. не освобождается ото льда по меньшей мере
до первой недели августа.
В Гудзоновом прол.
летнее
очищение ото льда задерживается выносом льда из бас¬
сейна Фокс и
из м оря Баффина. Помимо этого, здесь
могут появляться айсберги, которые образуются у Грен¬
ландии и
проходят через море Баффина вдоль южного
берега о.
Баффинова Земля в про ли в.
Циркуляция. Впервые анализ поверхностной
циркуляции Г. з . был проведен в 1935 г. по данным
500 дрейфующих бутылок, выпущенных в 1930 г.
В общем циркуляция в Г. з. имеет направление про¬
тив часовой стрелки с наличием южного потока в западной
части залива и северного
—
в восточной. В зал. Джемс
преобладающее движение поверхностных вод имеет на¬
правление на С (в восточной части Г. з .) . Сведений о ско¬
рости течений не имеется.
Существуют данные,
позволяющие
предположить,
что циркуляция в Г. з . в какой-то степени стимулируется
весенним стоком пресных вод. Сохранение картины рас¬
пределения ледяного покрова в период взлома указывает
на «спокойный» характер циркуляции весной. Распределе¬
ние плотности в северной части Г. з. в
октябре указывает
нато,чтов
период «пика» стока направленный на С поток
вод распространяется почти во всю ширину Г. з .
Сведения о циркуляции в бассейне Фокс были полу¬
чены в основном по динамическим вычислениям и по ра¬
диолокационным съемкам дрейфующего льда. В западной
части бассейна Фокс основной поток поверхностных вод
148
направлен на Ю. Он имеет скорость 1—1,5 узла. В восточ¬
ном
секторе прол.
Фокс имеет место противотечение север¬
ного
направления,
прослеживающееся на значительном
расстоянии и в бассейне Фокс. С этим северным дрейфом
связан восточный поверхностный поток в восточной части
бассейна Фокс (рис. 1).
Преобладающим потоком в циркуляции Гудзонова
прол. является восточное стоковое течение из Г. з. в зал.
Унгава вдоль южного берега, которое, несмотря на при¬
сущие ему сезонные изменения, прослеживается в течение
всего года в Г. з. Течения в северной части пролива выра¬
жены гораздо слабее и, вероятно, подвержены влиянию
рельефа дна, а также отличаются заметными колебаниями
расхода воды.
На глубине 30 м в проливе наблюдается определенное
по
н епос редст венн ым
измерениям
ост аточное
течени е,
идущее на 3 вдоль северного берега со скоростью 1 узел
и на В вдоль южного берега со скоростью 0,7 узла. Оста¬
то чное течение на этой глубине в средней части пр оли ва
направлено на Ю и имеет скорость
около 0,2 узла.
На гидрологический режим системы течений Г. з .
ока зыв ают
большое
влияние
приливы.
Максимальная
величина прилива наблюдается в зал.
Унгава. В Г. з.
вел ичи на прилива от 0,5—0,8 м у восточного побережья
(г. Гаррисон) до 3,5—4,6 м у западного (г. Черчилл).
В западной части Гудзонова прол. средняя величина
прилива 2,4—3,5 м, а в южной части бассейна Фокс отме¬
чаются
приливы
величиной до 6,1—9,1 м. В северной
части зал. Унгава величина прилива 9,6—12,5 м.
Веро¬
ятно, этими огромными приливо-отливными колебаниями
и объясняется существующая здесь инверсия плотности.
Водные м а с с ы. Г. з . можно рассматривать как
большой эстуарий, поскольку характерной особенностью
этого бассейна является сильно
выраженная
летняя соле-

ГУДЗОНОВ
ностна я стратификация в поверхностном слое 25 м . Лет ом
соленость в поверхностном слое в открытой части Г. з .
может понижаться до 23°/00, а на глубине 25 м она уже
не¬
сколько мензе
31°/00; при этом интенсивность стратифика¬
ции уменьшается
по направлению от зал. Джемс к Гудзо¬
нову прол. Эта ярко выраженная летняя соленостная
стратификация поверхностного слоя наблюдается до глу¬
бин 50 м.
Температурная стратификация вод бывает
наиболее четко
выражена
в
сентябре и отмечается в основ¬
ном
в
пределах верхних 25 м. Поверхностная темпера¬
тура прибрежных вод достигает здесь 9,5° С. На глубине
25 м температура воды может меняться от —1,8 до —1,5° С
в августе и от 0,6 до 7,8° С в сентябре.
Глубинные воды Г. з. (ниже 50 м) характеризуются
колебаниями температуры от —1,0 до —1,8° С и солености
от 32 до 33,5%0. Вследствие ярко выраженной соленостной
стратификации в пределах верхних 50 м в конце лета очень
маловероятно, что эти глубинные воды включаются в се¬
зонную конвекцию. Это позволяет предположить, что об¬
новление глубинных вод здесь происходит только зимой,
когда соленость поверхностных вод в
прилежащих райо¬
нах достаточно велика, чтобы могли
образоваться водные
массы более высокой плотности. Возможно также, что такие
экстремные условия вызываются и
поверхностным пере¬
охлаждением
в
районе Гудзонова прол. или бассейна
Фокс.
Поток водных масс, идущий на В через Гудзонов прол.,
зарождается в Г. з. и бассейне Фокс. По мере продвижения
этих поверхностных вод на В мощность их слоя умень¬
шается, и к моменту достижения открытой части океана
они постепенно теряют свои свойства. Вертикальное рас¬
пределение солености в проливе имеет эстуарный харак¬
тер, на что указывают заметное увеличение солености
с 3 на В и явные следы проникновения менее соленых
водизГ.з.
в более плотные воды на В. Распределение
температуры в Гудзоновом прол. указывает также на
соответствующий перепад с 3 на В от приблизительно
4° С на поверхности Г. з. до 1° С на поверхности в восточ¬
ной половине пролива.
В северной части бассейна Фокс отмечается понижение
температуры воды на всех горизонтах от сентября к но¬
ябрю, тогда как с ноября по май в
пределах всей толщи
бассейна температура меняется лишь очень незначительно.
Для этого мелководного района самая низкая температура
воды (—1,75° С) наблюдается на глубине 50 м в апреле.
Летний прогрев поверхностных вод начинается в середине
июня, а на глубине 50 м
—
в
середине июля. Повышение
солености наблюдается в сентябре и ноябре, а максимум
ее
(32,б0/00) приходится на начало мая. С началом весеннего
таяния соленость поверхностных вод быстро понижается
до минимума (менее 2%о) в начале июля и затем в августе
медленно повышается. Определение содержания кисло¬
рода указывает на развитие летнего максимума (9,5 мл/л)
на глубине 10 м.
Содержание растворенных неорганиче¬
ских фосфатов в поверхностном слое достигает максимума
в
середине июня (1,5 мг-ат Рро4/л.).
Летом 1955 г.
в
бассейне Фокс и прол.
Фокс были
отмечены низкие
температуры (—1,8; —1,9° С) и относи¬
тельно высокая соленость
(33,75—34,07°/00). Эти наблю¬
дения указывают на существенное отклонение от средних
годовых значений температуры и солености
в
восточной
части Канадского Арктического арх. Исследование райо¬
нов
возможного
зарождения этих вод и механизма их
образования позволило предп оло жит ь,
что эти воды при¬
обретают свои исключительные хар актер исти ки
в локали¬
зованных районах, а именно в бассейне Фокс, в
результате
выхолаживания на мелководьях во время отливов. Выде¬
ление солей при ледообразовании (замерзает пресная вода)
увеличивает соленость подледных вод, при этом понижается
температура замерзания. Увеличение плотности и пере¬
распределение водных масс ведут к опусканию этих вод
в
прол.
Фокс, где отмечается относительная их устойчи¬
во сть.
Повторение условий в последующих съемках не
наблюдалось. Причиной могло быть чрезвычайно ограни¬
ченное
распространение этих вод,
но
более
вероятная
причина
—
ослабление процесса их формирования из-за
довольно теплых зим в последние годы.
Объем переноса вод через Гудзонов прол. зависит от
поступления атлантических
вод, стока из прол.
Фьюри
и
Хекла и количества атмосферных осадков над матери¬
ком.
Поэтому результирующий объем переноса вод через
пролив можно приблизительно считать равным величине
материкового стока в Г. з . плюс расход восточного по¬
тока вод через прол. Фьюри и Хекла.
Кэмпбелл (1958) вычислил, что поступ ление вод ч ере з
прол. Фьюри и Хекла имеет порядок 0,05—0,1 -106 м3/с
и что общий расход воды направленного через Гудзонов
прол.
на
В потока достигает
ма кс им ум а (0,3 -106 м3/с)
летом и
второго м ак си му ма (0,1
•
106 м3/с) зимой.
А. Е. КОЛЛИН
Рельеф дна. Г . з. имеет форму блюдца. Глубины Г. з.
в основном менее 200 м (рис. 2). Белл (1881) указывал на
отсутствие
каких-либо характерных
особенностей подвод¬
ного
рельефа Г. з.,
однако более поздние промеры пока¬
зали, что это не так. В центральной и северной частях
Г. з . расположена депрессия неправильной формы с глу¬
бинами,
превышающими 200 м, которая соединяется
желобом с Гудзоновым прол. Полагают, что этот желоб —
основной канал затопленного теперь морем водосборного
Рис. 2 . Батиметрическая карта Гудзонова зал.
Следует отме¬
тить
конц ентрическую форму плоского дн а
залива
(в форме
блюдца) и основные депрессии
в центральной и восточной частях
Гудзонова зал.
Глубины
—
в
метрах.
149

ГУДЗОНОВ
бассейна суши, через который когда-то осуществлялся
водосток. По данным эхолотных промеров Лесли и Пел¬
летье установили,
что на расстоянии около 150—185 км
от западного берега Г. з.,
в районах выхода рек Северн,
Нельсон и Черчилл расположено несколько У-образных
подводных долин с глубинами около 18—24 м.
Гравий и
крупный песок, обнаруженные в колонках грунта, взя¬
тых в этих районах, дают основание полагать, что ранее
здесь существовали мелководья или районы суши. Ленточ¬
ные осадки и
материал ледникового происхождения, при¬
сутствующие в колонках
из
центральной части Г. з.,
также
поз воляют
предположить,
что
район, занятый
теперь Г. з. ,
раньше был материком.
Другой особенностью рельефа дна, отмеченной Кэмп¬
беллом (1958) и Лесли (1963), является глубоководный
желоб у северных берегов о-вов Диггес в западной части
Гудзонова прол. Максимальная глубина этого желоба
около 540 м.
Возможно, этот желоб прорезали
и
углу¬
били ледники, выходившие из Г. з. В центре Г. з . распо¬
ложено большое мелководье с глубинами менее 50 м (глу¬
бины вокруг мелководья более 150 м). Это мелководье
могло сохраниться
как устойчивый твердый участок ко¬
ренного ложа, оставшийся от предшествующего периода
материковой эрозии, или же это структурная возвышен¬
ност ь коренного ложа. Возможно, что это мелковод ье
—
результат обеих указанных причин.
Таким образом, рельеф дна большей части
Г. з.
обусловлен его геологическим прошлым. В юго-западной
части
Г. з.
расположено обширное мелководье, острова
здесь отсутствуют, дно ровное
и подстилается горизон¬
тально залегающими
палеозойскими осадочными
поро¬
дами. В восточной части Г. з . по
мере удаления от берега
глубина быстро возрастает, рельеф дна становится очень
изрезанным, имеются многочисленные острова. Эта часть
Г. з.
подстилается складчатыми протерозойскими мета-
осадочны ми
и
архейскими кристаллическими породами.
Донные осадки. В открытой части Г. з.
встречается
тонкозернистый осадочный материал, у берегов
—
грубо¬
зернистый (Лесли, 1964). Как показали р еги он аль ные
исследования, в западной части Г. з . располагается более
грубый осадочный материал, чем в восточной, тогда как
большая площадь центральной части покрыта
ил ом
и
глиной (рис. 3). Переносимый льдом осадочный материал
вследствие особенностей циркуляции и наличия сильных
течений в периферийных районах Г. з. в основном там и
аккумулируется. Как определил Лесли, наиболее высокое
содержание карбоната кальция наблюдается в осадках
районов, вблизи которых на суше развиты палеозойские
известняки. В районах отложений илов и глин в осадках
отмечается высокое содержание органического углерода.
Как мелкие глинистые частицы, так и органический мате¬
риал осаждаются очень медленно, и последний не раз¬
рушается.
В этих же районах количество обломочного
материала, переносимого льдом, минимально и органи¬
ческое вещество не слишком сильно покрыто осадочным
материалом.
Первая сейсмоакустическая съемка спарк ер ом
в юж¬
ной части Г. з. была проведена Худом (1964), который
совместно с Лесли и Пеллетье исследовал сейсмические
профили коренного ложа
Г. з.
Как показали сейсмо¬
граммы, к 3 от о-вов Белчер на расстоянии 30—40 миль
находятся
сильно
изрезанные
скальные
докембрийские
породы. Далее к 3 разрез коренного ложа имеет плавный
волнистый характер, что продолжается до г.
Черчилла,
где вновь наблюдаются сильные
перепады рельефа до-
кембрийских пород. В районе г .
Черчилла отмечается
конт акт
крутопадающих докембрийских метаосадков
и
горизонтально залегающих карбонатов нижнего палеозоя,
что подтверждает выводы о влиянии геологических про¬
цессов на формирование Г. з. Полученные сейсмические
150
профили показывают также, что в желобах, сложенных
докембрийскими породами, встречается слой осадков мощ¬
ностью около 20—25 м и что ровный слой осадков мощ¬
ностью около 3 м, наблюдаемый в большей части Г. з .,
подстилается предположительно нижнепалеозойскими по¬
родами.
Рис. 3. Распределение донных осадков диаметром менее 200 мм,
или
материала,
в
основном
переносимого
системой течений,
в Гудзоновом зал .
Обычно более грубозернистый материал рас¬
положен в
западной части залива, а более тонкозернистый
—
в
вос точн ой.
1—
глина; 2 — илистая глина; 3 —
ил; 4 — песок.
Биология. Фораминиферы. Связь между рас¬
пределением фораминифер и типом грунта
в
районах,
прилегающих к Г. з.,
изучал Вагнер. Его исследования
включали анализ осадочного материала по зал. Экстер,
бассейну Фокс и Гудзонову прол. Глубины этих трех бас¬
сейнов почти одинаковы, однако донный грунт различен.
Большинство видов фораминифер
—
общее для всех ти¬
пов
грунта,
и
ли шь
некоторые
ви ды
встречаются
или
только на
грубозернистом субстрате, или только на тонко¬
зернистом.
Обзорное исследование по распределению форами¬
нифер в Г. з., в его проливах, а также в арктических во¬
дах Восточной Канады и вблизи Гренландии дано Лесли
(1963). Как определено Вагнером, группа фауны в Г. з .
в основном та же, что и в
Гудзоновом прол. По данным
проб вдоль разреза с В на 3
через центральную часть Г. з.

ГУМБОЛЬДТА
(рис. 4) Лесли были обнаружены следующие особенности
распределения фораминифер:
1) существуют три четко выраженных вида форами-
ниферовой фауны по широтному разрезу
через
Г. з.;
а) прибрежная, б) центрального бассейна и в) центральной
отмели;
2 3Рис. 4 . Фораминиферы Гудзонова зал. и распределение осадков
(по Лесли).
А — Аз^гопошоп &а11о>уау1; Б — ВиПтта ехШз; В — Саззь
диПпа ПОГСГ0551; Г — Тех(иси1апа 1огчиа1а; Д — Е^егеПа
айуепа; Е — КеорЬах сиг!из; Ж — СаззЫиНпа 1з1апсНса; 3 —
N0111011 2аапс1ата1; И — Ас1егсо1гута &1отега1а; ; К —
другие.
1
песок; 2 —
ил;3—
глина; 4 —
диаметр зерен.
2) на крайних станциях с обеих
сторон разреза
на
глубинах 33—52 м преобладает Е§§еге11а айоепа. Нали¬
чие Е. айоепа на этих глубинах типично для всей Арктики
и этот вид является важной компонентой внутришельфо-
вой фауны (по Андерсону, 1961).
3) планктонные фораминиферы представлены одним
видом 01оЬщеппа раскуйегта, который присутствует лишь
на трех станциях, составляя менее 1%. По собранным про¬
бам можно проследить
все стадии развития этого вида,
который отличается тонкими стенками раковин, что соот¬
ветствует данным Би (1960) о том, что особи О. раскуйегта
кристаллического типа с толстыми стенками раковин
характерны для глубин 200 м;
4) фауна с глубоководных станций разреза характе¬
ризуется высоким процентом ТехШапа 1огуиа1а. Резуль¬
таты данных по этому виду по Г. з .
согласуются с исследо¬
ваниями Флегера (1952), который лишь один раз наблюдал
этот вид на глубинах менее 100 м в районе Канадского Арк¬
тического архипелага;
5) для центральной отмели в Г . з. отм еча ется
фауна,
включающая высокий
процент СаззьйиИпа погегозз(, ВиИ-
гпПга ехШз и Аз1гопотоп ^аЫохюауь. Эта фауна на 88%
состоит из гиалиновых видов фораминифер, в отличие от
районов западных и восточных подходов к Г. з.,
где гиа¬
линовые виды составляют соответственно 27 и 13%;
6) на распределение фораминифер дрейфующий лед
оказывает очень небольшое влияние. Из данных анализа
осадков видно, что такому влиянию
подверглись лишь
фораминиферы двух станций на крайнем 3. Система
течений Г. з. и его большие размеры способствуют тому,
что фауна здесь не слишком сильно скрыта слоем осадков,
попадающих на дно с переносимых ледяных полей;
7) зернистость осадков тесно связана с рельефом дна
и
направлением течений в Г. з .
Поскольку размер зерен
и донный рельеф взаимосвязаны, количество фораминифер
меняется
в зависимости
от обоих;
8) остракоды наблюдались на станциях 69 и 66 на
западном к онце разр еза. Возможно, на их распределение
влияло поступление питательных веществ с речным сто¬
ком в западной части Г. з.;
9) диатомеи (СепЫсае и Реппа^ае) присутствовали
во всех пробах, но наблюдались в изобилии только
на
станции 69 в западной части Г. з . Возможно, в этом районе
из-за сильного речного стока и интенсивных течений по¬
вышается содержание питательных веществ;
10) радиолярии ни в каких
пробах не были обнару¬
жены, и если бы они обитали в Г. з., то, вероятно, были бы
обнаружены у входа в Гудзонов прол., где существуют
более благоприятные гидрологические условия.
Б. Р. ПЕЛЛЕТЬЕ
ГУМБОЛЬДТА ТЕЧЕНИЕ—см. Перуанское течение.

д
ДЕЙВИСА ПРОЛИВ — см .
Канадский Арктический ар-
хипелаг и
Баффина море.
ДИНАМИКА ОКЕАНИЧЕСКИХ ТЕЧЕНИЙ
Динамическая океанография является разделом фи¬
зической океанографии; она рассматривает различные
виды движения воды в океане. Такие движения в океане,
как
гравитационные волны и приливы, изучаются в дру¬
гих разделах. В данной статье рассматриваются движения
стационарного и м ед лен но
и змен яюще гося
характера.
Такие движения обычно называют циркуляцией. Особое
внимание уделено крупномасштабной циркуляции, в ко¬
торой главную роль играют эффект вращения Земли и
стратификация океанических вод. Классическая гидроди¬
намика рассматривает гомогенную невращающуюся жид¬
кость.
Движение морской воды подчиняется законам дина¬
мики Ньютона. При этом три уравнения движения вы¬
водятся из условия сохранения трех компонент количе¬
ства
движения.
Существует два способа описания дви¬
жения
жидкости
—
методы Лагранжа и Эйлера. Метод
Лагранжа состоит в описании перемещения
«отмеченной»
частицы жидкости,
подобно прослеживанию траектории
буя или шара-зонда
метод Эйлера заключается в описании
движения жидкости в фиксированной точке, подобно на¬
блюдению течения реки с моста. В динамической океано¬
графии применяется почти исключительно метод Эйлера.
Помимо условия сохранения момента количества движе¬
ния, выполняется закон сохранения массы. Кроме того,
поскольку плотность морской воды зависит от температуры
и солености, то должна быть удовлетворена взаимосвязь
между уравнением состояния воды, выражающим зави¬
симость плотности от температуры и солености, и законами
сохранения температуры и солености.
Уравнения движения, представляющие собой условие
сохранения количества движения, указывают на равно¬
весие различных сил. Равновесие сил, действующих на
частицу жидкости на Земле, можно представить уравне¬
нием
сила инерции + сила Кориолиса
=
=
—
сила градиен та
давления + сила
тяжести +
+ сила трения.
(А)
Математические формы уравнения движения (А) и
другие законы сохранения массы можно кратко написать,
использовав векторы или тензоры.
Уравнения движения и сохранения массы можно на¬
писать в
векторной форме;
^и|^^+2ЙXи—
—р”1 ур
—
уС? /\
(1)
ф1д1+ури —
0,
(2)
гдеи,йиР—
векторы скорости течения, угловой ско¬
рости вращения Земли и силы трения соответственно;
р
—
давление; О —
гравитационный потенциал; р
—
плот¬
ность; ОЮ1 —
оператор, равный д/(д^+ну); у
—
градиент.
Для обычно наблюдаемой в океане
температуры и
солености уравнение состояния приближенно выражается
в виде
р=1
_
аТ+Ь8,
(3)
гдеГи5—
температура и соленость соответственно;
аи
Ь—
постоянные, которые определяются по эмпири¬
ческой формуле Кнудсена. Кроме того, условия сохране¬
ния температуры и солености выражаются уравнением
д (р<7)/<Э/ + уР<7и
=
—
у<2.
(4)
в котором <7
—
температура или соленость; 0,
—
поток <7,
обусловленный внутренними силами, такими , как тепло ¬
проводность или диффузия. Уравнения (1)—(4) являются
полной системой основных уравнений динамической океа¬
нографии. Неизвестными функциями являются: три
ком¬
поненты и, давление р,
плотность
р, температура Т и
со лено сть
5. Поскольку имеется семь уравнений для
семи неизвестных, система уравнений является замкнутой.
Относительное значение каждого члена в
уравнении (А)
выражается отношениями этих членов, которые определяют
несколько безразмерных чисе л.
Эти числа следующие:
Фруда (Рг)
=
си ла и иерции/сила тяжести
=
У2/Ь§,
Россби (Ко)
=
с ила и нерции/сила Кориолиса
=
Р/Д,,
Рейнольдса (Ке) = сил а
инерции/сила трения
=
УНу,
Экмана (Ек)
=
сила Кориолиса/сила трения
=
Ь V//V,
Эйлера =
сила/инерции сила гр ади ент а давления
=
рР2/ур,
гдеЬ—
характерная длина; V —
характерная скорость;
§—
сила тяжести; /
—
параметр Кориолиса (2&г зт ср,
—
вертикальная компонента угловой скорости враще¬
ния Земли, <р
—
широта); V —
молекулярная кинематиче¬
ская
вязкость.
Одной из особенностей океанической циркуляции,
упрощающей математическую трактовку, является выпол¬
нение
гидростатического приближения. Это выражается
крайне малой величиной числа Фруда (Рг < 1). Молеку¬
лярная вязкость воды равна
по чти
0,01 см2/с и Ке>
> 108,
если
рассматривается движение в масштабах,
больших 1 км, для скорости порядка 10 см/с. Это указы¬
в ает
на то,
что океани ческая
циркуляция всегда турбу¬
лентна в соответствии с критерием, найденным в экспе¬
152

ДИНАМИКА
риментальной механике жидкости. (В этой оценке исполь¬
зуется другая особенность океанической циркуляции
—
преобладание горизонтального движения над вертикаль¬
ным, и во многих случаях это также упрощает математи¬
ческую трактовку задачи.) Другое значение крайне боль¬
шой величины числа Рейнольдса заключается в том, что
члены с молекулярной вязкостью в уравнениях движе¬
ния можно не
принимать
в расчет.
Для циркуляции вод число Россби может меняться
от единицы до крайне малых величин. Например, Ко = 1
для циркуляции в устьях и бухтах (Ь,
=
10км)иКо
=
=
0,002
—
в
океана х
(Ь=5000 км) при и = 100 см/с
и/
=
10“4 с-1. Как видим, для крупномасштабной цир¬
куляции число Россби гораздо меньше единицы. При ха¬
рактерном временном масштабе Т отношение изменя¬
ющегося во времени инерционного члена к силе Кориолиса
равно (/Т)-1 . Для движения с временном масштабом более
шести суток (Т ^ 5* 105 с) это отношение становится менее
0,02. Медленно изменяющееся движение означает, что это
отношение гораздо
меньше единицы.
Циркуляцию в океанах можно
разделить на стацио¬
нарное (среднее) и нестационарное (зависимое от осредне¬
ния
во времени) движения. Компоненты скорости выра¬
жаются
суммой осредненных величин (например,
и
пульсаций (ц^), средняя величина
которых
имеет нуле¬
вое значение.
Когда уравнения движения осредняются
во
времени
и две компоненты
и
и\ подставляются в урав¬
нения движения, то получаются дополнительные члены из
членов инерции исходных уравнений. Эти члены в тензор¬
ной форме имеют вид
ди^/дх(9 где черта указывает осред¬
нение во
времени, а х,-
представляет собой координаты,
выраженные
в
тензорной форме. Эти дополнительные члены
представляют эффект влияния нестационарного движения
на стационарное.
Члены
и\и'.
на з ываютс я напряжениями
Рейнольдса; они играют важную роль в теории турбулент¬
ности и прикладной гидродинамике.
Во многих исследованиях океанической циркуляции
используется понятие «турбулентная вязкость». Это вполне
приемлемо во многих случаях,
когда напряжения
Рей¬
нольдса играют незначительную роль по сравнению
с
дру¬
гими членам и и ко гда они
выс тупают
как диссипативный
фактор основной системы циркуляции. Однако, поскольку
напряжения Рейнольдса также выражают обмен энергией
между осредненным и нестационарным движениями, су¬
ществует случай, когда нестационарное движение постав¬
ляет энергию среднему движению. В таких случаях поня¬
тие «турбулентная вязкость» несостоятельно. Для того
чтобы оценить эти напряжения правильно, необходимо
измерять с достаточной точностью и продолжительностью
не только осредненные течения, но также их флуктуации.
Иными словами, необходимо знать динамическую струк¬
туру преобладающих вихрей в океане. Современные до¬
стижения
в методах измерения обещают снабдить нас
такой информацией.
В настоящее время существует три метода применения
принципов динамической океанографии для изучения океа¬
нической циркуляции. Один из методов заключается в ис¬
пользовании различных типов лабораторных моделей океа¬
н ов ; другой
—
в математическом решении системы основ¬
ных уравнений (1)—(4); третий состоит в анализе гидроло¬
гических данных.
Моделирование основано на принципе подобия: мо¬
дель с такой же величиной одного или нескольких безраз¬
мерных параметров (число Фруда и т. д.) ведет себя ана¬
логично прототипу, поскольку характерные особенности
прототипа изображаются представленными параметрами.
Существует два типа моделей,
имитирующих
океаниче¬
скую циркуляцию, Одна из них называется гидравлической
моделью; она имитирует мелкомасштабную циркуляцию
с числом Россби, большим единицы. В таких моделях вра¬
щение Земли в расчет совершенно не принимается, а подо¬
бие достигается по числу Фруда. При помощи таких мо¬
делей изучаются многие проблемы гражданского строитель¬
ства, связанные с циркуляцией в устьях рек и бухтах.
Для крупномасштабной океанической циркуляции число
Россби гораздо меньше единицы и эффектом силы Кориоли¬
са нельзя
пренебрегать. В таких случаях модель должна
быть вращающейся. В 1951 г.
фон Арке начал эксперимен¬
ты по ветровой циркуляции в Мировом океане, модель ко¬
торого была построена
во вращающемся бассейне, имев¬
шем диаметр около 1,2 м. Ему удалось получить основные
особенности
океанической циркуляции,
Гольфстрима и
течения Западных Ветров.
Рассмотрение проблем океанической циркуляции с ма¬
тематической точки зрения было начато в начале этого
столетия Экманом, который развил теорию течений, вы¬
зывае мых
силой трения ветра. Он рассмотрел модель
возбуждаемого ветром однородного океана, в которой
эффекты нелинейных членов не принимались во внимание.
Годограф стационарных течений в
океане
бесконечной
глубины носит название спирали Экмана (рис. 1). Основ¬
ными особенностями спирали Экмана являются отклоне¬
ние поверхностного течения вправо от направления ветра
на 45° (в северном полушарии) и быстрое уменьшение
скорости с глубиной до
1/цъ величины поверхностного
течения на глубине л (2КгчУ^ (называемой глубиной
трения), где Кг
—
коэффициент вертикальной турбулент¬
ной вязкости. Эта глубина равна примерно 50 м при Кг,
равном 100 см2/с. Эта теория успешно использовалась для
объяснения дрейфа льда в Северном Ледовитом океане;
знаменитый полярный исследователь Ф. Нансен наблю¬
дал, что ледяные поля всегда движутся вправо от направле¬
ния
ветра.
Первая попытка объяс нить
причину,
поч ему
такие
мощные системы течений, как Гольфстрим и Куросио,
существуют вблизи западного побережья Северной Атлан¬
тики и Тихого океана, была сделана Стоммелом (1948)
и Манком (1950). Они рассматривали поле полных потоков
(проинтегрированную по
вертикали
скорость)
вместо
самого поля скорости. Исключив давление из уравнения
движения (1), можно получ ить
рк ■=
сиг1 (т + Р),
(5)
где Р
—
широтное изменение параметра Кориолиса [;
V—
меридиональная компонента полного потока;
т—
вектор напряжения ветра; Р —
вектор силы трения.
Левая часть уравнения (5) называется планетарным
вихрем, роль которого в образовании сильных западных
пограничных течений была впервые выявлена Стоммелом
(рис. 2).
Простое объяснение интенсификации состоит в сле¬
дующем. Напряжение ветра почти одинаково над всей
акваторией океана. Напротив, сила трения преобладает
вдоль берегов, вызывая здесь
сильную
завихренность.
Западные ветры в северной и восточные ветры
в южной
половине океана (в северном полушарии) вызывают дви¬
жение вод по часовой стрелке, генерируя северное и южное
течения соответственно
вдоль западных и восточных бе¬
регов. Завихренность силы тр ения вблизи э тих берегов
приближенно определяется выражением дру1дх (Ру
—
северная компонента силы трения их —
абсцисса, направ¬
ленная на В). Поскольку сила трения обратна по направ¬
ле нию потоку
и по величине
пропорциональна скорости
потока, величина
дРу/дх всегда
положительна
вблизи
западной и восточной границ. Планетарный вихрь поло¬
жителен вдоль западного и отрицателен вдоль восточного
берега. Поэтому баланс вихрей в уравнении (5) показывает,
что сильное течение, имеющее южное направление, вдоль
153

ДИНАМИКА
восточной границы океана невозможно, в то время как
сильное и
узкое
течение должно переносить воду на С
вдоль западной границы океана (см. прим. ред.
к с татье
Гольфстрим). Во всей внутренней части океана , гд е тр е ¬
ние
несущественно, перенос масс имеет южное направле¬
ние; это следует из уравнения (5), поскольку величина
вихря напряжения ветра отрицательна. В 1955 г.
Чарни
и в 1958 г. Морган рассмотрели математическую модель
Рис. 1. Диаграмма, показывающая картину циркуляции
в идеа¬
лизированном океане (по Г. Стомеллу, 1966).
Ч астица охлажденной воды (/) опускается до дна (2), следует на
Ю вдоль западного пограничного
течения и за несколько недель
достигает низких широт (3), где входит в геострофический внут¬
ренний район, следуя на СВ, и постепенно поднимается в тече¬
ние 200
—
600 лет, пока не достигнет теплых вод экмановского
слоя (4). Став теплее, она перемещается к Ю и, возможно, за
1 —3 года попадает снова в западное пограничное течение, но
на меньшей глубине (5), отсюда следует на С до точки (6), где
она покидает пограничное течение и поднимается к поверхности
в дивергентный экмановский слой (7). В этом слое она быстро
(за 1 —2 месяца) перемещается к Ю до района (8) конвергентного
экмановского слоя. Здесь она опускается и встречается с части¬
цей, поднимающейся в слое (4), и затем следует снова вместе
с западным пограничным течением к С (9). Этот цикл
по вторяет¬
ся 10 и более раз до тех пор, пока частица не возвратится
в точку 1. Затем все повторяется сначала.
ветровой океанической циркуляции, принимая в расчет
эффект инерционных членов, преобладающих вблизи при¬
брежных границ. Этот эффект также вызывает узкое и
сильное течение в западной части океана. Их модель на¬
зывается инерционной в отличие от фрикционной модели
Стоммела и Манка.
Хотя напряжение ветра на
поверхности океана яв¬
ляется основной движущей силой океанических течений,
градиенты плотности
вследствие
дифференцированного
нагревания на поверхности
вызывают термохалинную
циркуляцию. Теории ветровой циркуляции, рассматри¬
вавшиеся
выше, предсказывают только распределение
интегральных переносов масс. Для того чтобы определять
вертикальную структуру океанических течений, следует
154
учитывать эффект структуры плотности. Основная труд¬
ность математической трактовки этой проблемы заклю¬
чается в нелинейности уравнения турбулентной диффузии
плотности. П . С. Линейкин (1955) рассмотрел термоха¬
линную циркуляцию, линеаризировав уравнения (2) и
(4), последнее из которых становится таким;
аМ = Ад2Т1дг2.
(6)
Здесь а —
осредненный градиент температуры по верти¬
кали; А —
коэффициент вертикальной турбулентной диф¬
фузии. Позднее Робинсон и Стоммел (1959), а также Ве-
ландер тщательно исследовали модели такого типа и
оп ре¬
делили вертикальную структуру плотности течений, при-
Члены
правой части ^
уравнения (5)
Члены
левой части
уравне ния (5)
<К
ду
рУ= 1
=
-
1
=
2
=
-1
Баланса
нет
Члены
левой части
РV— 9
= —1.1
уравнения (5)
Рис. 2 . Симметричная (а) и асимметричная (б) циркуляция.
няв плотность на поверхности равной наблюдаемой ве¬
л ичи не.
Математическое исследование нестационарных океа¬
нических течений менее полно. Гораздо труднее сравнить
результаты теории с данными наблюдений, так как послед¬
ние очень малочисленны.
Периодическое изменение цир ¬
кул яции
закрытого однородного океана благодаря еже¬
годному изменению систем ветров было рассмотрено Ичие
(1951) и Веронисом и Морганом (1955). Эти исследования
показывают,
что
максимальная
амплитуда
колебаний

ДИФФУЗИЯ
в
переносе масс должна быть около западной границы,
и
Ичие (1958) подтвердил это для двухслойного океана.
В метеорологии гидрод инам ичес кие принц ипы оче нь
часто
применяются для синоптических карт изобар с тем,
чтобы предсказать изменение барических систем. В океа¬
нографии отсутствие синоптических наблюдений мешает
развитию сходных технических приемов анализа океани¬
ческих течений, кроме динамического метода. Было пред¬
принято несколько попыток использовать условие сохра¬
нения абсолютного вихря скорости (параметр Кориолиса
плюс относительный
ви хрь скорости) для исследования
узкого течения,
подобного
Куросио или Гольфстриму.
Ичие (1955) применил к Куросио метод траектории по¬
сто янно го
вихря скорости, разработанный Россби для
эрг-см3-с
~1
и см!с
Рис.
3. Средняя скорость (/) и перенос кинетической энергии (2).
Куросио:а—к3от141°в.д.,6
—
к В от 141° в. д.; Гольфстрим
(в) мористее зал. Онслоу.
предсказания траекторий атмосферных струйных течений.
В результате Ичие установил, что амплитуды и длины
волн
меандров Куросио после того, как это течение откло¬
няетс я от японского
побережья, зависят от его переноса
и
направления на широте его отхода от береговой линии,
в соответствии с принципом Россби. Уоррен (1962) иссле¬
довал совместное влияние глубины океана вдоль материко¬
вого склона у берегов США и условия сохранения абсо¬
лютного
вихря скорости и массы и показал, что отделение
Гольфстрима у материка происходит вследствие влияния
топографии дна.
Также довольно редко по сравнению с примерами ди¬
намической метеорологии гидрологические данные исполь¬
зуются для определения количеств, необходимых для ди¬
намической океанографии. Одно из таких количеств —
это величина обмена энергией, вызываемой крупномасштаб¬
ной горизонтальной турбулентностью. Если среднее тече¬
ние
выразить через и, продольную
и
п опер ечну ю состав¬
ляющие пульсационного течения —
через и' и а' соответ¬
ственно, то перенос энергии от пульсационных течений
к
среднему выражается следующим образом; иV (ди/ду)у
где ось у поперечна
по отношению к
среднему течению и
черта
сверху указывает
на
осреднение.
Эта величина
была получена Ичие (1957) для Куросио по данным по¬
верхностного течения,
измеренно го
с помощью ЭМИТа,
и
Вебстером (1961) для Гольфстрима. Ичие использовал
непрерывные зап ис и на различных продольных
и
попереч¬
ных
разрезах Куросио, в т о вр емя как Вебстер испо льзо ¬
вал 120 поперечных разрезов Гольфстрима в районе зал,
Онслоу. Среднее течение и обмен энергией (положитель¬
н ы е велич ины пок азыв ают,
что энергия переносится от
флуктуаций к среднему потоку) для этих течений пред¬
ставлены на рис. 3. Данные по Куросио показывают зна¬
чительную разницу между районами к 3 и к В от 141° в. д .,
к 3 Куросио идет вблизи береговой линии, в то
время как
к В оно отходит от материка. Вебстер получил результат,
очень сходный со случаем западных ветров в атмосфере,
где энергия
в большинстве случаев переносится от воз¬
мущений к среднему течению. Этот метод будет разви¬
ваться,
и
подводные измерители течений дадут ценную
информацию о природе сильных течений, подобных Гольф¬
стриму и Куросио.1
ТА КАШ И ИЧИЕ
Прим. ред.
1
Перед автором статьи стояла трудная
задача:
описать основные физические идеи, лежащие
в о снове
гидродинамической теории океанических течений
и
перечислить основные направления, связанные с реали¬
зацией этих идей. Такую задачу невозможно в полной
мере разрешить в короткой энциклопедической статье.
Поэтому рекомендуем чита те лю обратиться прежде всего
к
превосходным обзорам [1—3] и монографиям [8],
посвященным динамике океанических течений:
[1] Линейкин П. С. Основные вопросы динами¬
ческой теории бароклинного слоя моря. Л., Гидрометео-
издат, 1957; [2]Фельзенбаум А. И . Теоретиче¬
ские основы и методы расчета установившихся морских
течений. М ., Изд-во АН СССР, 1960; [3]Стомелл Г.
Обзор теорий морских течений.—
В кн.: «Проблемы океа¬
нической циркуляции». М., «Мир», 1965; [4] Сарки¬
сян А. С . Основы теории и расчет
океанических течений.
Л.,
Гидрометеоиздат, 1966; [5] Л и н е й к и н
П. С.
Гидродинамика океанических течений. [Обзор]. Обнинск,
[1969];[6]Фельзенбаум А.И.Динамика мор¬
ских течений. Итоги науки. Гидромеханика, 1968, М.,
1970; [7] Штокман В. Б. Избранные труды по физике
моря.
Л.,
Гидрометеоиздат,
1970; [8] Каменко-
в и ч В. М . Основы динамики океана. Л., Гидрометео¬
издат, 1973.
ДИФФУЗИЯ (МОЛЕКУЛЯРНАЯ
И ТУРБУЛЕНТНАЯ) В ОКЕАНЕ
Д. м.—
перемещение массы растворенной субстанции
из области высокой концентрации в область низкой кон¬
центрации в результа те
хаотических движений молекул
жидкости. Перенос тепловой энергии из более теплой среды
в
более
холодную
вследствие
взаимодействия молекул
называется
молекулярной теплопроводностью. Количе¬
ство субстанции, которое рассеивается за единицу вре¬
мени через единицу поверхности, прямо пропорционально
градиенту
средней
концентрации,
перпендикулярному
к
этой поверхности. Коэффициент пропорциональности
для переноса субстанции называется коэффициентом Д. м .;
для морской воды он равен приблизительно 2-10"6 (в еди¬
ницах СГС). Коэффициент пропорциональности для пере¬
носа
тепла
называется
коэффициентом молекулярной
155

ДИФФУЗИЯ
теплопроводности,
и он для морской воды приблизительно
равен 10“3 (в единицах СГС).
Однако в океане преобладает турбулентное движение
и
перенос субстанции и тепла турбулентным движением
на несколько порядков больше по сравнению с
молекуляр¬
ным движением. Предполагается, что, по аналогии с моле¬
кулярными процессами, скорость переноса массы
тур¬
булентным движением пропорциональна градиенту сред¬
ней
концентрации.
Коэффициент пропорциональности
называется в данном случае коэффициентом Д. т.
(вихре¬
вой), который,'подобно турбулентной (вихревой) вязкости,
не является физической константой, а зависит от природы
турбулентного движения.
Эмпирические методы определения Д. т.
(вихревой).
Д. т. в океане
эмпирически определяется тремя методами;
1) по осредненному распределению «пассивных» величин,
таких, как температура и соленость, 2) на основе измере¬
ний флуктуаций этих величин в постоянных точках
1и
3) на основе опр еде лен ия рассеян ия инди кат ор ов в пото ке.
Первый и второй методы дают Д. т . в неподвижной системе
координат или в системе координат Эйлера, третий метод
—
в координатной системе, перемещающейся с потоке м, или
в
сис те ме
к оо рдинат Лагранжа.
Первый метод широко применяется с 1900 г. В экма-
новских слоях
трения Д. т., как и
турбулентная вязкость,
гораздо белыпе в
вертикальном направлении,
*ем в гори¬
зонтальном.
Вертикальная Д. т. ,
как и
вертикальная
турбулентная вязкость, уменьшается с увели1 ением устой¬
чивости. Для того чтобы определить Д. т. из уравнения
переноса, или уравнения Фикка, обычно предполагают,
что
два или три
члена этого
уравнения сохраняются.
Диапазон величины коэффициента Д. т .,
полученный та ¬
ким
образом, приблизительно равен на единицу массы
0,1—102 см2/с по вер тика ли
и
приблизительно 106—
108 см2/с по горизонтали.
По второму методу Д. т . определяется как отношение
величины данного потока к градиенту средней концентра¬
ции. Советские исследователи пользуются этим методом
для определения вертикальной Д. т . в
различных частях
ок еана .
Они измеряют флуктуации температуры, соле¬
ности и
горизонтальной и вертикальной скоростей водо¬
обмена на двух глубинах с интервалами от 0,5 до 2 м.
Они обнаружили, что вертикальная Д. т . почти обратно
пропорциональна числу Ричардсона.
Третий метод обычно применяется для определения
горизонтальной Д. т . Определить Д. т.
по
этому методу
можно тремя способами. Первый способ состоит в изуче¬
нии
движения одного предмета,
например
плавучего
буя, пущенного по течению, и
определении лагранжевой
Д. т. по корреляции скорости данного предмета в различ¬
ное время. Второй способ заключается в измерении сред¬
него расстояния между двумя плавающими предметами.
На основе этого способа «соседняя» Д. т. оценивается по
скорости изменения среднего расстояния между двумя
плавающими предметами. Ричардсон, Стоммел, Озмидов,
Олсон и Ичие определяли Д. т. в различных частях океана
(плавающими предметами у них были репа, бумага, буи
и бутылки) и получали величины коэффициентов Д. т.
в пределах 106—109 см2/с. По третьему способу исполь¬
зуется масса мелких предметов или краска. За последние
годы краска широко применяется для изучения Д. т .
Статистические теории Д. т .
Вихри, создавая переме¬
шивание и
диффузию, имеют различные размеры и
э нер¬
ги ю.
Распределение энергии среди вихрей, или спектр
энергии,
о пред еля ется
статистически,
исходя
из
пред¬
поло жени я о
случайности движения. Понятие об изотроп¬
ной турбулентности было введено Тэйлором (1935). В э то м
случае турбулентность не может ни получать энергию от
среднего движения, ни оказывать на него обратного воз¬
действия.
Дальнейшим шагом вперед было создание Колмого¬
ровым (1941) теории локально изотропной турбулент¬
ности.
В этой
теории предполагается существование не¬
прерывного спектра вихрей различных размеров. Самые
большие вихри получают энергию от среднего движения
и
передают ее меньшим по размерам вихрям. Согласно
теории Колмогорова, коэффициент Д. т.
пропорционален
степен и
4/з от сред него диаметра вихрей, участвующих
вД.т.
Эккарт и советские ученые
2
применили теорию
Колмогорова к процессам перемешивания в океане.
Приближенные теории Йозефа, Зенднера и Шен-
фольда, основанные на гипотезе о случайном движении
частиц, привели к уравнениям диффузии, сходным с урав¬
нением Фикка с переменным коэффициентом Д. т . Полу¬
чен ные
результаты были использованы для предсказания
диффузии пятен краски или радиоактивных веществ, вы¬
пущенных в океан.
ТА КАШ И ИЧИЕ
Прим. ред.
1
Группа ученых Морского гидрофизиче¬
ского института АН УССР во главе с А. Г . Колесниковым
разработала
малоинерционные
приборы,
позволяющие
исследовать вертикальную турбулентность.
2
В исследование
горизонтальной
турбулентности
большой вклад внеа Р. В . Озмидов (см. Озмидов Р. В.
Горизонтальная турбулентность и турбулентный обмен
в
океане.
М., «Наука», 1968).
ДРЕЙКА ПРОЛИВ — см.
Скоша море и пролив Дрейка.
ДРЕЙФУЮЩИЕ СТАНЦИИ
Научно-исследовательские станции, создаваемые на
дрейфующих льдинах, известны как Д. с. Поскольку Арк¬
тический бассейн недоступен для надводных судов,
в том
числе
и
научно-исследовательских, Д. с.
выполняют их
роль,
т. е.
служат для проведения научных исследований
(океанографических,
метеорологических,
геофизических
и
др.) .
Предшественниками современных Д. с. были
вмерзшие
в многолетний лед и дрейфовавшие вместе с ним суда пер¬
вых исследователей Арктики, например «Фрам»
—
судно
Норвежской полярной экспедиции 1893—1896 гг., возглав¬
ленной Фритьофом Нансеном, «Мод»
—
судно экспедиции
1918—1925 гг. , возглавленной Руал ем Амундсеном. Эти
экспедиции внесли важный вклад в океанографию и
метеорологию, они же показали ценность Д. с. Совершен¬
ствование воздушного транспорта
и
радиосвязи в первой
трети 20 в. сделало возможным создание Д. с. уже на дрей¬
фующих льдинах.
В Арктическом бассейне под площадку для Д. с .
используется лед двух типов.
Дрейфующие ледяные поля —
замерзшая морская вода
—
служат основанием для боль¬
шинства Д. с . Арктический многолетний лед состоит из
большого количества ледяных полей, тесно прижатых
друг к другу. Толщина ледяных полей, выбираемых для
Д. с., обычно достигает трех метров, а их площадь равна
нескольким квадратным километрам.
Дрейфующие ледяные острова
—
второй тип льда,
используемого для Д. с . Они представляют собой доста¬
точно толстую массу льда, отколовшуюся от шельфовых
ледников о. Элсмир и других островов Канадского Аркти¬
156

ДРЕЙФУЮЩИЕ
ческого
архипелага.
Толщина ледяных островов ко¬
леблется от 15 до 50 м, площадь
—
от нескольких квадрат¬
ных метров до нескольких сотен
квадратных километров.
Их преимущество перед ледяными
полями заключается
в большей продолжительности существования. Например,
американская Д. с . «Т-3», созданная на дрейфующем ле¬
дяном
острове, отколовшемся от о. Элсмир, работает
с 1952 г.1 до настоящего времени, в то
время как большин¬
ство Д. с.
на ледяны х
полях существовало только год
или два. Однако ледяные поля предпочтительнее в ка¬
честве базы для определенных видов исследований, на¬
пример, таких, как
изучение теплового бюджета, которые
требуют ледовой обстановки, типичной для всего Север¬
ного Ледовитого океана.
Первая Д. с. была организована СССР в мае 1937 г.
Группа из четырех человек во главе с И. Д . Папаниным
была высажена на лед около Северного полюса. Научные
наблюдения велись в течение девяти месяцев. За этот пе¬
риод льдина продрейфовала 2050 км. В феврале 1938 г.
Д. с. была снята ледоколами в районе зал. Скорсби Грен-
ландского моря. На примере этой Д. с . стала очевидна
возможность их организации при помощи самолетов.
В военные годы полярные исследования были временно
прекращены. Вторая Д. с.,
«СП-2», была создана также
СССР в 1950 г. В настоящее время в Арктическом бассейне
постоянно работают две действующие Д. с . СССР. Когда
плохие ледовые условия вызывают эвакуацию какой-либо
Д. с., почти немедленно на другой льдине создается новая.
Американские Д. с. начали работать с 1952 г., с ор¬
ганизации Д. с. для научных исследований на ледяном
острове «Т-3». Во время Международного геофизического
года (МГГ) (1957—1958) действовали Д. с.
«Альфа» и
«Т-3». Д. с . «Чарли» была организована США в 1959 г.
Позднее США были созданы Д. с . «Арлис-Ь (1960—1961)
и
«Арлис-П» (1961—1965). Д. с.
«Арлис-Ь
—
единствен¬
ная, созданная скорее с помощью ледокола, чем само¬
лета.2
Д. с.
«Т-3»
и «Арлис-П» расположены на ледяных
дрейфующих островах. За период МГГ единственной со¬
ветской Д. с.,
расположенной на ледяном дрейфующем
острове, была Д. с . «СП-6»; остальные советские Д. с .
были созданы на многолетнем льду.
Лед движется под влиянием ветра и океанических
течений. Обычно скорость дрейфа льда составляет прибли¬
зительно 1/50 скорости ветра, и в своем движении он от¬
клоняется приблизительно на 30° вправо от направления
действующего ветра, подчиняясь отклоняющей силе вра¬
щения Земли.
На это эмпирическое правило впервые
обратил внимание Нансен. Лед у канадского побережья
Северного Ледовитого океана описывает круг по часовой
стрелке. Эта круговая циркуляция образуется под влия¬
нием ветров, обусловленных областью высокого давления
(антициклона), часто наблюдаемой над этой частью океана.
Требуется около 10 лет для
завершения
круговой цир¬
куляции. «Т-3» прошла две такие орбиты. На евра¬
зийской стороне Арктического бассейна лед дрейфует
глав ным образом по напр авл ен ию
к
проливу между Грен¬
ландией и Шпицбергеном, хотя антициклоническая цир¬
к уляц ия
и происходит на обширном пространстве, зани¬
маемом шельфом. Самая большая скорость дрейфа льда
Северного Ледовитого океана наблюдается в Восточно-
Гренландском течении, и в этом районе постоянные океани¬
чески е
течения,
возможно,
имеют
большое значение .
На Д. с. проводятся исследования по морской геоло¬
гии и
геофизике, биологии, акустике, океанографии, си¬
ноптической метеорологии и т. д .3
Д. с. особенно ценны для продолжительных и подроб¬
ных исследований, которые трудно вести с подводных ло¬
док или самолетов. Многие полярные явления (полярные
сияния, магнитные эффекты), а также роль
полярного
района в формировании теплового бюджета, вероятно,
ив
будущем будут изучаться с Д. с .
КЕННЕТ Л. ХАНКИНС
Прим. ред.1 Это заключение недостаточно обосновано.
Известно, что такие же ледяные острова существовали
менее продолжительное время.
Так, Д. с.
«СП-6» около
3 лет находилась в
п ред е ла х Арктического бассейна и был а
вынесена в
Гренландское море. Ледяной остров «СП-18»
раскололся в первый же год (см. Антонов В. С.
Природа движения вод и льдов Северного Ледовитого
о кеа на.—
Тр. ААНИИ, 1968, т. 285, с. 148—177).
2
Д. с.
«СП-10» также была высажена с атомохода
«Ленин», а «СП-18» — с ледокола «Москва» (см. Треш¬
ников А. Ф . Арктический и антарктический научно-
исследовательский институт. Л., Гидрометеоиздат, 1970).
3
О программе исследований и условиях жизни на
советских дрейфующих станциях «Северный полюс» см.
Папанин И. Д. Жизнь на льдине. Дневник. М .,
«Мысль», 1972; Трешников А. Ф . У полюсов Земли.
Дневники полярных экспедиций. М., «Сов. Россия», 1966.

ж
ЖЕЛОБА — см.
Впадины и желоба глубоководные океани¬
че ски е.
ЖЕЛТОЕ МОРЕ
Ж- м.—
од но
из
окраинных морей западной части
Тихого океана, простирающееся к С от Восточно-Китай¬
ского моря. Граница между Ж- м. и Восточно-Китайским
морем не определена четко, а принята произвольно от
о-вов Хыксан (у юго-западного побережья Южной Кореи)
к >стью р. Янцзы около Шанхая (граница установлена
Международным гидрографическим бюро). Протяженность
Ж-м.около1000кмсСнаЮиоколо700кмсВна3.
Все Ж- м . расположено в пределах материковой отмели
и имеет глубины менее 100 м (рис. 1). К С от линии, соеди¬
няющей п-ова
Ляодунский и Шаньдунский,
в
материк
вдается обширный зал. Пуок-Хей (разделяющийся на за¬
ливы Бохайвань и Ляодунский.— Ред.). Площади, объ-
158
Рис. 1 . Структура дна (а) и донные осадки (г>) Восточно-Китайского и Желтого морен (по Ниино и Эмери, 1961).
1 —1 зевгеосинклинчль; 2 —
шельф; 3 —современные детриты: 4 —органические осадки; 5 —аутигенные осадки;
6' = остаточн ые
осадки; 7 —
реликтовые осадки; 6’ —вулканические осадки.

ЖЕЛТОЕ
емы, средние и максимальные глубины Ж- м . и зал . Пуок-
Хей приведены в табл. 1 .
Таблица 1
Глубина, м
Желтое море
За л.
Пуок-Хей
пл о¬
щадь,
км8
объем,
км8
пло¬
щадь,
км2
объем,
км3
0—20
93 600
7 140
42 900
1320
20—40
101 900
5 190
36 700
430
40—60
78 200
3 390
2 100
40
60—80
90 500
1 700
1 000
10
>80
39 800
200
—
—
Сумма
404 000
17 620
82 700
1710
Средняя глубина, м
44
21
Максимальная
глуби¬
103
72
на, м
Рельеф дна. Ж. м. и зал. Пуок-Хей представляют
собой широкую мелководную бухту, ограниченную бере¬
гами Северного Китая, Шаньдунского п-ова и п -ова Ко¬
рея. Впадина Ж» м. несколько глубже зал. Пуок-Хей,
ее глубины около 60—80 м. Глубина увеличивается по¬
степенно к центральной части моря. От берегов Кореи и
Китая перпендикулярно береговым линиям идут много¬
численные подводные песчаные хребты. Сильные приливо-
отливные течения проходят по узким каналам. Та-Шань,
или Большая песчаная банка Янцзы, лежащая на Ю,
на границе Ж- м. с Восточно-Китайским морем, прости¬
рается с 3 на В от устья р. Янцзы на расстояние около
300 км; она имеет почти плоское дно, глубины около 30 м
и
н апом инает
затопленную дельту, покрытую мелкозер¬
нистым серым песком.
Донные осадки. Осадки восточных и западных при¬
брежных участков дна Ж* м. в основном песчаные
—
ска¬
зы вае тся
сортировочное действие сильных прил иво- от¬
ливных течений. Дно центральной части Ж- м.
илистое,
что обусловлено более слабыми течениями. Донные осадки
восточной части зал. Пуок-Хей и северной части Ж- м.
песчаные. Вдоль побережья Китая донные осадки илистые,
их образование связано с присутствием
в воде желтого
ила (особенно лёсса из Центрального Китая), выносимого
реками Хуанхэ, Ляохэ, Янцзы, Ялуцзян и др. При силь¬
ных наводнениях выносятся особенно большие количества
этого тонкозернистого ила. Вдоль берегов Южной Кореи
расположено множество мелких бухт, представляющих
собой затопленные участки материкового берега. Эрозия
в
прол. Пуок-Хей у Люйшуня (Порт-Артура) вызвана,
очевидно, вымывающим действием приливо-отливных те¬
чений. Существует также множество мелких островков,
часть которых является скальными продолжениями гра¬
нитного массива Шаньдунского п-ова. Затопленные участки
западного побережья Ж- м. и зал. Пуок-Хей обрамляют
древние скалы, горы Шаньдунского п-ова, а также Ляо¬
дунский п-ов, образовавший бухты риасового типа, ис¬
пользуемые для якорных стоянок и в качестве
портов
[например, Люйшунь (Порт-Артур), Цзинь-Тао, Яньтай
и др. ]. Скалистое дно встречается
в проливах, на подвод¬
ных холмах, скалистых мысах и островах, а также около
шельфовых разломов; в этих местах сильные
ветры
и тече¬
ния
препятствуют осаждению мелкозернистых осадков.
Наличие гальки обычно характерно для скалистого дна.
Галька также встречается на широкой материковой от¬
мели,
окаймляющей Ж- м .
Дно в
центральных
частях
зал.
Пуок-Хей и Ж* м.
покрыто илом.
Геологическая история. Третичные осадочные породы
океанического
происхождения
встречаются
в
Южной
Корее, на о-вах Хыксан, Кюсю, Тайвань и цепи Рюкю,
а третичные толщи материкового происхождения широко
распространены в Китае и Северной Корее. В четвертич¬
ном
периоде район Ж- м. был сушей. Современное мелко¬
водное Ж- м.
образовалось в послеледниковую эпоху.
Считается, что подстилающая структура морского дна
—
это зевгеосинклиналь, которая заполнилась значительным
количеством обломочного материала. В настоящее время
бассейн больше
напоминает
парагеосинклиналь.
Климат. На С Ж. м. и зал.
Пуок-Хей холодная су.>ая
зима и влажное теплое лето.
В течение зимнего сезона (с ноября по март) преоб¬
ладают сильные северные (ССВ—СЗ) муссоны, обуслов¬
ленные большими градиентами дав лен ия между сибирским
антициклоном
и
алеутским
минимумом.
Зимой
в зал.
Пуок-Хей северо-западные ветры иногда сопровождаются
жестокой пургой. В апреле, сезоне переменных муссонов,
ветры различные. В мае начинается юго-западный муссон,
который влияет на перестройку барических систем. В те¬
чение лета ветры с малыми скоростями дуют в сторону
м атер ика,
что объясняется развитием сезонной
области
низкого давления (под влиянием радиационного притока
тепла) над Китаем
и
области
высокого давления
над
северной частью Тихого океана, южнее Японии. В летний
сезон (с июня по сентябрь) очень часты тайфуны; ранним
летом (июнь—июль) они движутся на сушу
в
направлении
преобладающего ветра,
а
поздним
летом
(август—сен¬
тябрь)
—
в
северном
направлении.
Зимой тайфунов на
побережьях Ж- м. не бывает. В холодный сезон преобла¬
дают внетропические циклоны, пересекающие Восточно-
Китайское море и Ж- м . Зимой и весной вблизи океаниче¬
ского фронта севернее Тайваня часто образуются циклоны.
Температура воздуха изменяется от 28 до
—6° С
(изредка до —10° С в зал.
Пуок-Хей), что типично для
ко нтинен тальног о к лима та.
Годовая сумма осадков ме¬
няется от 500 мм на С до 2000 мм на Ю. Наибольшее коли¬
чество осадков выпадает летом (июнь—сентябрь) и вызы¬
вает разливы рек. Зимой, весной и ранним летом (с марта
по июль) вдоль побережья Китая и Кореи часты морские
ту маны ,
особенно в районах подъема холодных глубинных
вод вблизи архипелага, островов
и мысов. В июне и июле
вдоль западного и южного побережья Кореи преобладают
густые адвективные
туманы.
Весной часто бывают желтые пыльные бури, настолько
плотные, что нередко
в
море они останавливают торговые
корабли. Зимой и ранней веснсй опасные порывистые
шквалы угрожают рыболовным кораблям, налетая на них
неожи данно при
прохо ждени и холодного фронта.
Гидрологический режим. Цвет воды
и
про¬
зрачность.
Название Ж* м.
обусловлено желтым цве¬
том воды, в которой перемешались ил и желтые (лёссо¬
вые) наносы с побережья Китая, которые выносятся боль¬
шими ре ка ми
—
Хуанхэ, Янцзы и
др. Вода бурого цвета
распространяется от устья р. Янцзы на В более чем на
100 км, достигая 123° в. д .,
а иногда 124° в. д . Среднее
количество взвесей 0,2—0,6 г/л, а наибольшее 1,8 г/л.
Цвет воды меняется от голубого в средней части моря
(3—4
по шкале цветности) до желто-зеленого
у берегов
Кореи и Китая (6—8 по шкале цветности).
Прозрачность (по белому диску) в южной части Ж- м.
достигает 15 м. Однако в прибрежных водах она умень¬
шается до 3—5 м из-за большой загрязненности воды.
Прозрачность в зал.
Пуок-Хей менее 2 м, что в большой
сте пени
объясняется
загрязнением
вод,
выносимых
р. Хуанхэ и другими реками.
Температура поверхностного слоя.
Минимум температуры наблюдается в феврале и колеб¬
лется от несколько ниже 0° С в вершине зал. Пуок-Хей до
199

ЖЕЛТОЕ
2—8°С в самомЖ- м.
Люйшунь (Порт-Артур) не замер ¬
зает полностью зимой — минимальные температуры здесь
около 1° С. Летом (август) мелководные районы зал. Пуок-
Хей и Ж- м . прогреваются до 22—28° С. Соответственно
годовая амплитуда температуры очень велика (20—28° С),
что свойственно
континентальному
климату.
Температура на глубинах. Зимой тем¬
пе ратура
и соленость Ж- м . и зал.
Пуок-Хей однородна от
поверхности до дна, что объясняется конвективным пере¬
мешиванием, развивающимся во всей толще воды (табл. 2).
Весной и летом верхний слой прогревается и распрес-
няется речной водой. Следовательно, плотность верхнего
Таблица 2. Температура и соленость восточной части
Желтого моря (средние величины за 1931 — 1934 гг.)
Глубина,
м
Температура воды,
°С
Соленость, °/оо
февраль
август
февраль
август
0
6,2
26,2
32,3
31,5
10
6,3
24,7
32,4
31,6
25
6,3
14,4
32,4
32,2
50
6,4
7,9
32,4
32,4
83
6,6
7,9
32,4
32.:’.
п-ов Гуаньдун
п-ов Шаньдунсний
Рис. 3. Распределение солености на разрезе от п-ова Гуаньдун
до п-ова Шаньдунского (по Уда).
а—
температура (°С); б — соленость (°/оо)-
Рис. 4. Котидальные линии прилива М 2 и величины полусуточ¬
но го прилива
в Желтом и Восточно-Китайском
морях
(по Д^фанту, 1961).
Фазы приведены относительно 135° в.
д.,
суммарные величины
2Ш*+$*)
в метрах.
160

ЖЕЛТОЕ
слоя воды заметно уменьшается
по сравнению с глубинной
водой, которая сохраняет более низкую температуру и
более высокую соленость, приобретенные зимой. В про¬
межуточном слое (10—30 м) устанавливаются слои скачка
температуры, солености и скорости зв>ка. (Перепад тем¬
ператур примерно 10° С/15 м.) На рис. 2 показано распре¬
деление температуры и солености на разрезах
в северной
части Ж. м.
Холодная придонная вода застаивается в глубоковод¬
ных районах Ж- м.,
летом она медленно движется к Ю,
з противоположность направленному на С потоку теплой
поверхностной воды (Теплое течение Ж- м .), компенсируя
действие юго-западного муссона.
Соленость. Соленость поверхностных вод зал.
Пуок-Хей и Ж* м. заметно уменьшена
стоком больших рек
и подвержена
сильным колебаниям, как и
температура.
В зал. П уок-Хей преобладает соленость око ло 30—31°/00,
но с приближением к устью р. Хуанхэ она иногда падает
до 22°/00. В Ж* м. соленость колеблется в пределах
31—
33°/00, а чаще 31—32°/00. На постоянном разрезе Н аг а с а к и—
Шанхай около 123° 5' в. д. соленость на поверхности
в июле
уменьшается от 32 до 20°/оо, а на 125° в. д . в июле и
августе
она уменьшается до 19°/00. Таким образом, в сезон юго-
западного муссона значительный сток рек, обусловленный
увеличением количества атмосферных осадков, приводит
к очень низкой солености ранним
летом. Поверхностная
вода низкой солености распространяется двумя
потоками:
основной
поток
—
Цусимское теплое течение,
которое
движется в северном
направлении
и к осен и дости гает
берегов о. Хоккайдо; другой поток присоединяется
к тече¬
нию
Куросио и движется
в с евер о-в осто чном
направле¬
нии в до л ь юго-восточ ных берегов Японии.
Ледовые условия. Внутренняя часть зал.
Пуок-Хей зимой замерзает под влиянием суровых холодов
Азиатского материка. Выносимый речной лед дрейфует
по мелководью зал. Пуок-Хей. Этот дрейфующий лед и
смерзшиеся ледяные поля препятствуют навигации в за¬
ливе.
Приливы и приливные течения. При¬
ливные волны входят в Ж- м.
и
зал.
Пуок-Хей с Ю и
движутся в северном направлении. Величина приливов
6очень велика у западного побережья Кореи. Максимальная
величина прилива достигает весной 8,2 м.
Обычно в Ж- м.
преобладают полусуточные приливы;
однако в
вершине зал.
Пуок-Хей случаются и суточные
приливы. Величины приливов достигают 4—8 м у запад
ного побережья Кореи и 1—3 м у побережья Китая (за
исключением вершин зал.
Пуок-Хей, где величина прилива
более 3 м). Обычно приливная система в Ж- м.
и
зал.
Пуок-Хей вращается в направлении против часовой стрел¬
ки,
циркулируя вокруг нескольких амфидромических
точек (рис. 3).
Скорость приливного течения в центральной части
Ж* м. меньше 1 узла; однако вдоль берегов и в проливах
и
узкостях наблюдаются более сильные течения — более
2 узлов (рис. 4). Максимальная скорость, наблюденная
в прол. Чечжу у юго-западной оконечности п-ова Корея,
9,5 узла. Максимальное приливное течение в прол. Пуок-
Хей достигает более 3 узлов. Приливное течение вдоль
берегов Китая часто превышает 2—3 узла.
Океанические течения. Так называемое
Теплое течение Ж- м. является частью теплого Цусим¬
ского течения, которое разветвляется вблизи западного
берега о. Кюсю, к ЮЗ от о. Хыксан, и течет в
северном
направлении в центральную часть Ж- м . Его скорость
очень мала, менее 0,5 узла; оно усиливается весной и ле¬
том и ослабевает осенью и зимой. Это теплое течение несет
воду низкой солености берегового стока, что заметно ска¬
зывается на солености вод Куросио, хотя его воды все же
сохраняют повышенную соленость по сравнению с при¬
брежными водами Ж- м.
С другой стороны, вдоль берегов Китая существует
прибрежное течение с холодной, мутной и распресненной
водой, идущее на Ю, которое существенно усиливается
зимой сильным постоянным зимним муссоном. Его скорость
менее 0,5 узла. Вдоль западного берега Кореи проходит
другое холодное прибрежное течение со скоростью менее
0,3 узла.
Апвеллинг вблизи мысов и островов приносит холод¬
ные и
изобилующие биогенными элементами воды,
сп о¬
собствуя развитию здесь рыбного промысла.
м. уда
6
Заказ 406

3
ЗАПАДНО-АВСТРАЛИЙСКОЕ ТЕЧЕНИЕ
З.-А. т.
—
северная ветвь течения Западных Ветров
вдоль западных берегов Австралии. Течение в большой
степени подвержено влиянию местных циркуляций атмо¬
сферы. Летом южного полушария это устойчивое и силь¬
ное на поверхности течение севернее 30° ю. ш . достигает
максимальной скорости 0,4—0,7 узла. Зимой южного полу¬
шария течение ослабевает и разделяется на несколько
ветвей, имеющих южное направление.
Движение подповерхностной воды
—
геострофическое.
Массы антарктической промежуточной воды низкой соле¬
ности
(34,4—34,6°/00) и низкой температуры (3—7° С)
движутся в северном направлении примерно от 34° ю. ш .,
107° в. д . к точке с координатами
13° ю. ш.,
112° в. д.,
поднимаясь с глубин 1000 м в начале пути до 600 м в конце.
Массы промежуточной воды моря Банда
относительно
низкой солености (34,6—34,7°/00) и низкой температуры
(3—4° С) распространяются в южном направлении на глу¬
бине около 1400 м и достигают 25° ю. ш. в 400 км от се¬
веро-западных берегов Австралии. К Ю от этих вод массы
индоокеанских промежуточных вод высокой солености
(34,7—34,9°/00) и бо лее
высокой температуры (5—8° С)
движутся в юго-восточном
направлении на глубине 1350 м.
Во время действия юго-восточных муссонов (май—сен¬
тябрь) у северо-западного побережья Австралии глубин¬
ные воды поднимаются на
поверхность.
ТАКАШИ ИЧИЕ
ЗАПАДНО-ГРЕНЛАНДСКОЕ ТЕЧЕНИЕ
З.-Г. т.—
это
продолжение Восточно-Гренландского
течения.
Оно движется
в
северно м
направлении
вдоль
западных берегов Гренландии в прол.
Дейвиса. Вблизи
южной оконечности Гренландии скорость поверхностного
течения достигает 25 см/с, к С З. - Г. т. замедляется.
Течение содержит две водные массы. Вблизи берегов
Гренландии находится вода с низкой соленостью (31,0—
34,0°/00) и низкой температурой (2° С летом), т. е . такая же
вода, как и в Восточно-Гренландском течении. Вдали от
берега находятся массы североатлантической воды высокой
солености (34,95—35,00°/оо) и высокой температуры (4—
6° С). Эта вода сохраняется около относительно свободных
от льда западных берегов Гренландии. Часть течения,
достигая прол. Дейвиса, поворачивает обратно и соеди¬
няется с Лабрадорским течением. Однако большая часть
теплой и соленой воды распространяется до моря Баффина»
где она быстро теряет черты североатлантической воды,
охлаждаясь и перемешиваясь с арктической водой.
РОУДЗ У. ФЕЙРБРИДЖ, ТАКАШИ ИЧИЕ
ЗОНДСКИЙ ШЕЛЬФ
3. ш.
—
один из самых больших шельфов (материковых
отмелей) —
расположен в Яванском море, южной части
Южно-Китайского моря и Сиамском зал.
Площадь его
более 1,8* 106 км2. 3. ш .
(с центром в точке 2° с.
ш.,
108° в.
д.) открыл в 1845 г.
Эрл, назвав его Большой Ази¬
атской
банкой.
По своей
структуре 3. ш.
является
не отъем лемой
частью Азиатского материка. Он соединяется (в пределах
изобаты 100 м) с о-вами Суматра, Ява и Калимантан.
Тектонический фундамент,
по-видимому,
консолидиро¬
вался
к
концу
горообразования триасового периода,
и кристаллические породы его можно видеть на о.
Ка¬
лимантан, п-ове Малакка и в других районах Юго-Восточ¬
ной Азии.
Ван-Беммелен (1949) предположил в прошлом долго¬
временное поднятие центральной части 3. ш., образовав¬
шее его «горную систему Анамбас», или «ядро» поднятия.
У окраин этого ядра развились мезозойские геосинклиналь-
ные зоны, сохранявшиеся в ранне-
и
позднетретичном
периодах. Синклинальные складки можно проследить на
территории Суматры, Явы, в юго-восточной части о. Ка¬
лимантан и на дне Яванского моря (рис. 1).
К СВ от 3. ш ., в Южно-Китайском море, не было та¬
ких зон накопления мощных толщ осадков; здесь формиро¬
валось продолжение 3. ш . В позднетретичном и ранне¬
четвертичном периодах началась квазикратонная фаза
складчатости. В настоящее время там, где в кайнозое была
устойчивая положительная материковая глыба, находится
район общего погружения. Отдельные участки, погружа¬
ющиеся более медленно, напоминают по форме атоллы.
Они не имеют вулканического основания, но поднялись
во время медленного погружения бывшего шельфа (на
1000 м и более).
В настоящее время в районе 3. ш. находится несколько
гряд коралловых рифов, расположенных в основном у
не¬
больших островов, удаленных от стока наносов с материка,
например, у о-вов Анамбас, Бунгуран (Натуна), Тамбе-
лан, Бавеан, Кангеан. В районе сильных течений в северо-
восточной части Зондского прол. (между Суматрой и Явой)
162

ЗОНДСКИЙ
Рис.
Система гор Анамбас:
мундява. Пункты А, Б и
1. Структурные зоны в районе Зондского шельфа (по Ван-Беммелену, 1949).
а—зона
Натуна, б — зона
Анамбас,
в—зона
Каримата,
г
—
Тин-Белт,
.
.
,
_
,
д—зона
Кари-
В выполнены с целью локальных
исследований. Пункты /— VIII относятся к орогенической
зоне Суматры (третичный период).
много небольших рифов у о. Дейзенд-Эланден и в Джа¬
картском зал.
Вдоль восточной границы 3. ш .
проходит
гряда рифов юго-восточной части о. Калимантан,
или
Зондский Барьерный риф (рис. 2). Осадки 3. ш. —
это
в основном ил ы с
вкраплением песка, принесены во время
плейстоценовых поднятий (см. Яванское море).
По утверждению Моленграафа,
3. ш.
подвергся
субаэральной эрозии во время четвертичных эвстатиче-
ских опусканий, соответствовавших большим оледенениям.
Фейрбридж (1961) предполагает тектоническое смещение,
накладывавшееся на ледниковые и межледниковые ко¬
лебания, которые привели к вековым опусканиям примерно
на 100 м за время всего четвертичного периода. Это явление
связано с погружением квазикратонных массивов коры,
подобным погружениям коры в Южно-Китайском море,
в западной части Тихого океана, в
Средиземном и Кариб-
с ком
морях.
По этой
причине уровень
м оря
в
ранне¬
четвертичном периоде, несмотря на понижение, связанное
с оледенением, должен был быть не ниже современного
среднего уровня моря, и только в течение последних двух
оледенений должны были обнажиться большие районы
3. ш.
В позднечетвертичный
период во время осушения
дна реки выработали на поверхности 3. ш.
с вои
русла.
Различают две речные системы: Северную Зондскую си¬
стему (сток воды примерно от линии экватора на С, в Южно-
163

-
г
•
■о*.?
~
I
ко>3^
я
X«
Яя
Я
®ОН
я
Ч*“
яЬН
ЛП]Но
саа
*
о
„у^
*Н
Зо3
*^
О
со:
с*
—
и
(1) 03 .23
О
с
ОхС
я
и,
^
Яоох
о
з. »х
яч
яя5X3
<0
*ч
^
IлXП
о
>сз
«
а*а
°
,
ев
СОЯI
х2*х214-3
Ня«ах
я
я
2
ОО335
Нк«
Я2^
С^З—чО*~'
«Я
*
0,2НО
*»•
Й4«н
хСО
3Я«ч
зз-Я*оа
ОС0)^„
53*«
3II
о
яя:л
Я
ОО^О»
я
ех5
2|242я
;а>
38§&
я
и55
ы
я
*
ч
ОЙЙ*
о<ц«и
!3Я
!
3?;
>
я
и
Н
>« Э«я^
.
сх
>,305
!°
•
2
^
.
а>
!
к«1С5
;
ЯЯ
сЗ
:
3яусос
1
О5оК|
IСХ
0)0 X
: ;>, сх— я°о
I
О)
Я
■»12 В
йен
•
о
кя2
,
я
2*5*
;соЯЯля
I
ЯяЯ
:® °5я
1 ,_,
яо
*
!Я
яСОя
:схя-я^
О,
ОО)
^
я
я
Ч
СЗ
СХячЯ
4>
,
>»
,
К
X
,
С«
^
(О
СМ
ш
Я•
и *0«
СХя
сс
о.
2^
с
л
5\о
Я
КО
_
ес
яя
•9* о
хоо
СХ
„
«
я
а.
X

зоны
Китайское море) и Южную Зондскую систему (сток воды
на В, во впадину Флорес). Системы мелких проток прохо¬
дят через Зондский прол.
Позднечетвертичное осушение дна 3.
ш.
сыграло
большую роль в появлении на Больших Зондских о-вах
(Суматра, Ява, Калимантан) крупных млекопитающих
(слонов, носорогов и т. д.). По данным Вебера, пресновод¬
ные рыбы в тот период могли мигрировать из потоков
п-ова Малакка в потоки на Суматре и в западной части
о.
Калимантан; реки восточной части о.
Калимантан,
однако, были отделены морскими водами, и поэтому здесь
совершенно другие виды рыб. Интересно, что линия Уол¬
леса (глубокий Макасарский прол., прол. Ломбок и т.
д.)
п омеш ала
дальнейшей миграции на В, и перемещение
крупных млекопитающих в море Сулавеси было возможно
только по суше через Тайвань и Филиппины, которые
разъединялись тектонически,
по
заключению
пале онто ¬
ло гов,
во время четвертичного периода (рис. 3).
РОУДЗ У. ФЕЙРБРИДЖ
См. также Материковая отмель; Сахул шельф; Южно-
Китайское море; Яванское море.
ЗОНДСКОЕ МОРЕ — см.
Яванское море\ Восточно-Ки¬
тайское море\ Зондский шельф.
ЗОНЫ РАЗЛОМОВ
Длинные ряды океанических вулканов (например,
Гавайи, о-ва Общества и др. , пересекающие Тихий океан),
прямолинейность многих сбросовых зон на материках
(например, Восточно-Африканская тафрогеническая си¬
стема), преобладание береговых и орографических про¬
стираний и другие явления — все это позволило давно
сд елать
вывод:
зе мная
кора
осложнена
системой 3. р .
Океанографические экспедиции последних 20 лет обнару¬
жили огромное число 3. р.
на дне океанов. 3. р.,
просле¬
живающиеся на сотни и даже тысячи
километров,
на зы¬
ваются
линеаментами.
Они
часто совпадают
с дугами
большого круга.
Венинг-Мейнес (1947) предположил, что изменение
положения оси вращения Земли относительно земной коры
вызывает изменение координат геоида и приводит к обра¬
зованию генеральной системы линеаментов,
по которым
происходят
вертикальные
перемещения б локо в
земно й
коры на новые уровни.
Анализ данных
палеомагнитных
измерений показывает,
что
апериодические
колебания
положений оси вращения Земли относительно земной коры
имеют место в действительности; соответственно старые
линеаменты должны время от времени оживляться, а но¬
вые линеаменты должны развиваться.
На основе этих концепций возникла специальная тер¬
минология: большие линеаменты названы георазломами
и мобильными поясами, их геометрия
—
разломной тек¬
тоникой, процессы разломообразования
—
тафрогенезом,
развитие глобальных систем —
ригмагенезисом, совокуп¬
ность многоугольных блоков земной коры
—
«кубиками»
и
«полями»,
или
«Нпеашеп1;1ек1оп15сЬе ВгисЬзсЬоНеп-
з1гик1иг». Клоос предположил, основываясь на исследо¬
ваниях в
Африке, что существует оп тимал ьный размер
таких блоков порядка 1100 км в диаметре; Брок считает,
что нужно различать несколько классов таких блоков,
являющихся частями блоков первого порядка.
Зондер отметил парал лел ьн ост ь
м ежду
срединн о¬
о кеан ичес кими хребтами и материковыми линеаментами.
Так, Исландия находится на
пересечении
Срединно-Ат¬
лантич еского
хребта и диагонально
направленной Шет-
лендско-Гренландской горной системы. На фотографиях
профиля центрального грабена Исландия (Хизен, 1962)
ясно видно, что происходящие смещения очень активны.
Клоос аналогичным образом исследовал Азорское плато
и также заметил постоянно возобновляющийся вулканизм.
Штилле (1939, 1945) придавал особое значение треуголь¬
ной форме материковых блоков и симметрии структуры
многих геотектонических единиц. Он отметил, что против
всех крупных выступов материков находятся соответ¬
ствующие углубления в береговой линии противополож¬
ных
материков,
сл ожные
дугообразные (орогенические)
сектора всегда
подходят друг к другу
выступающими
отрогами
горных кряжей или клиньями материкового
происхождения, например Багамский
и
Фолклендский
отроги в Атлантике, отрог Сула в Тихом океане и т. д .
Каждый из них очерчен гигантскими 3. р .
Системы океанических 3. р . Срединно-тихоокеанские
3. р. с точки зрения теории образования тектонических
разрывов с горизонтальным смещением были впервые
рассмотрены Бетцем и Хессом (1942). Впоследствии точ¬
ные измерения глубин с океанографических кораблей
многое
прояснили
в этом вопросе. Удалось обнаружить
большое количество 3. р .,
значительная
часть
которых
не
обязательно
отмечена
вулканам и
или
подводными
г орами. Менард и Дитц (1952) впервые обнаружили одну
из таких подводных 3. р .
в
северо-восточной части Тихого
океана. С тех пор в восточной части Тихого океана был
открыт ряд интересных прямолинейных и параллельных
широтных 3. р.: Мендосино, Пайонир, Молокаи, Кларион,
Клиппертон,
Галапагос,
Маркизская,
острова
Пасхи
и3.р.
около 50° ю. ш. (рис. 1). В настоящее время уже
обнаружены 3. р .
в Атлантическом и Индийском океанах,
так что, по-видимому, они имеются везде.
Хизен и Менард (1963) дают следующее
описание под¬
водных 3. р.: «Длинные тонкие пояса уступов, которые
более гористы,
чем обычное дно, и, как правило, разде¬
л яют
районы с разными глубинами.
.
.
Каждый из них
(на В Тихого океана) около 100 км в ширину
и более
2000 км в длину. Для 3. р. характерны асимметричные
горные хребты и узкие впадины, параллельные основному
направлению, а
также
боль шие
сейсмически
ак тив ные
подводные горы.
.
.
Общий перепад высот (одного хребта)
около 1600 м, и
глубины изменяются очень резко».
В одной
и той же 3. р . характер уступов может быть различным.
Вероятно, существуют региональные изменения глубин
морского дна на противоположных сторонах 3. р.
—
до
500 м.
Например, подводная гора Эрбен возвышается на
7450 м; она
представляет собой гайот, т. е. имеет плоскую
вершину со следами окаменелых органических остатков,
возраст которых примерно 20 млн. лет.
В Атлантическом океане большинство 3. р . пересе¬
кают и смещают центральный рифт срединно-океаниче¬
ского
хребта, тогда как в северо-восточной части Тихого
океана они
п ересекают
в основном район плоского дна
с низкими абиссальными холмами. В юго-восточной части
Тихого океана 3. р. также пересекают срединно-океани¬
ческий хребет. В Индийском океане часть 3. р . проходит
поперек хребта, смещая его, а часть —
по ровному
океа¬
ническому дну. Однако четкое различие совершенно
оче¬
видно; в то
время как 3. р., смещающие срединно-океани¬
ческий хребет во всех трех океанах, имеют обычно
широт¬
ное
направление,
главная
сис тема
3. р.
в
Индийском
океане имеет направление С—Ю или ССВ—ЮЮЗ.
Желоба в 3. р . Многие 3. р . имеют открытые трещины—
глубоководные желоба. В Атлантике наиболее известным
является желоб Романш, а в Индийском океане — желоба
165

зоны
Диамантина (на ЮВ) и Вема (на СЗ). Наименование по¬
следнего явно неудачное, так как
существует 3. р. Вема
в Атлантике, что вызывает
путаницу.
Вблизи суши существует множество переходных 3. р.;
так, на С и Ю Карибского моря
—
это гигантские прямо¬
линейные
широтные разломы, то же в районе дуги Скоша.
дна. В структурной геологии геометрически невозможно
объ яснить дл ин ны е прямолинейные разломы при помощи
каких-либо процессов,
кроме горизонтальных смещений.
Обычно для обозначения 3. р ., которые пересекают мате¬
рики или целые орогенические пояса, употребляют тер¬
мин
«секущий сброс» («1гапзсиггеп1 Гаий»), введенный
Рис. 1 . Основные зоны разломов в восточной части Тихого
океана (по Менарду, 1964); видны смещения срединно-океани¬
ческого хребта.
Хребет Туамоту и Южно-Чилийский хребет
(идущий далее на ЮВ), очевидно, являются более древними
структурами.
I*—
районы и направления хребтов и желобов; 2
разломы.
По периферии Тихого океана расположены параллельные
сбросы: в Чили
(по линии Сан-Андреас),
на
Аляске,
в Японии, на Филиппинах и т. д. В юго-западной части
Тихого океана направление
Большого Альпийского раз¬
лома Новой Зеландии, по-видимому, сохраняется в жело¬
бах Тонга и Кермадек. Серия больших 3. р . находится
в районе северной границы Соломонова моря.
Вдоль
северной границы Меланезии большой желоб Витязя
проходит от внешней океанической стороны «андезитовой
линии» в мелководные окраинные районы Тихого океана.
Серия меньших 3. р.
с горстами
или грабенами между
ними,
по-видимому, расположена кулисообразно вдоль
береговой линии,
и имеются доказательства опускания
земной коры на «затопленных» атоллах или других корал¬
ловых отмелях.
Горизонтальные смещения. Существует расхождение
во мнениях относительно значения 3. р . океанического
Рис. 2. Влияние зон разломов на расположение групп вулканов
в
северо-восточной части Тихого океана (по Менарду, 1964).
I—
депрессии; 2 — уступы; 3 —
вулканы.
Гейки; очевидно, отклонение 3. р. от вертикали незначи¬
тельно и 3. р. распространяются вглубь, по крайней
мере, до основания коры. Для аналогичных 3. р. внутри
орогенических
поясов,
ко торые представл яют
собой не-
166

зоны
глубокие нарушения до определенного уровня, такого,
как триасовый соляной горизонт в юре или палеозойские
сланцевые глины и эвапориты (Аппалачские горы), реко¬
мендуется термин «ложный сброс» («\УгепсЬ 1аи1Ь>). Упот¬
реблять эти два термина по отношению к обеим катего¬
риям горизонтально
смещенных
структур нецелесооб¬
разно.
1°20'ю.ш.
1°18'ю.ш:
66°04 'в.д.
66°07'в. д.
Рис. 4. Зона разлома хребта Карл¬
сберг в Индийском океане.
Внизу
разрез в соотношении вертикаль¬
ного и горизонтального
масштабов
1 : 1 (по Коши, 1954).
<==Аь=^СШ"
Рис. 5. Схематические план и раз¬
рез предполагаемой связи больших
тихоокеанских (широтных) разло¬
мов, желобов и таких диагональных
вулканических хребтов, как хребты
Наска, Кокос и Теуантепек
(по Менарду, 1964).
Для переходных 3. р., пересекающих границы мате¬
риков, иногда характерны сдвиги
—
горизонтальные пере¬
мещения блоков земной коры обычно порядка десятков
или сотен километров. При пересечении 3. р. срединно¬
океанического хребта наблюдается очевидное смещение
срединного рифта. В северо-восточной части Тихого океана
смещения не так очевидны, но Менард (1964) полагает,
что они
подтверждаются
соотношением
определенных
структур (рис. 5), и, кроме того, систематическая площад¬
ная магнитная съемка обнаружила существование боль¬
ших
горизонтальных
смещений. Вакье
предположил
существование левостороннего
сдвига
протяженностью
1175 км вдоль линии Мендосино, что у некоторых иссле¬
дователей вызывало сомнения. Но внимательный геологи¬
ческий анализ заставил предположить возможность пере¬
мещений материков, которые подтверждают теорию гори¬
зонтально-сдвиговых движений: разлом Мендосино сме¬
щает край шельфа; разлом Мёррей, по-видимому, продол¬
жается в виде широтной поперечной горной цепи Южной
Калифорнии; разлом Кларион,
по-видимому,
продол¬
жается в большом
широтном вулканическом поясе Южной
Мексики.
Рис. 6. Схематическая карта некоторых основных
разломов западного побережья Северной Америки.
Черные треугольники
—
районы гайотов. «Транс¬
формные разломы»
постулируются для
хребта
Хуан-де-Фука,
между парами
горизонтальных
сдвигов А—Б, В—Г (по Вильсону, 1965).
167

ЗООПЛАНКТОН
Частично эту проблему решил Тузо Вильсон (1965^
Он предложил для специальной категории поперечных
разломов, которые перемещают недавно образующиеся
блоки коры,
термин «трансформный разлом» (рис. 6).
Очевидно,
что
горизонтальн о-сдвиговых
движений не
будет, если новые блоки
коры образуются в промежутке
между разъединяющимися
блоками,
хотя
в
других
районах может произойти некоторое смещение.
Другие линеаменты и разломы. Нет сомнения, что мно¬
гочисленные крутые уступы
по всей длине срединно-океа¬
нического
хребта являются сбросовыми. Границы асей-
смичных хребтов часто хорошо выражены и, по-видимому,
образованы разломами. В открытом океане,
вдали от
источников
сноса,
которые
могут
исказить
коренной
рельеф, наблюдаются многочисленные небольшие впадины
(длина 10—200 км, ширина 1—10 км, глубина 100—500 м),
которые представлены на эхограммах У-образными запи¬
сями; их
трудно оценить вследствие боковых отражений,
но они могут рассматриваться
как широко распростра¬
ненные
структуры, подобные тем, которые Хизен (1962)
наблюдал в центральной Исландии. По предположению
Хольтедаля, активные в недавнем прошлом 3. р . этого
ти па
образовались вокруг покрытых льдом материков:
Норвегии, Лабрадора, Антарктиды и др. Советские иссле¬
дователи показали, что вокруг Антарктиды впадины до¬
стигают значительных размеров (глубина 1000—1500 м).
Существуют линеаменты,
отмеченные
рядами
холмов,
подводных гор, атоллов или островов (см. Вулканические
хребты).
РОУДЗ У. ФЕЙРБРИДЖ
См. также Впадины и желоба глубоководные океани¬
ческие; Вулканические хребты; Подводные горы (включая
гайоты); Срединно-океанический хребет.
ЗООПЛАНКТОН
3. (от греч. 2ооп — животное и
р1апИ6з
—
блуждаю¬
щий) — все животные организмы, пассивно переносимые
течениями в океане. Этот термин включает в высшей сте¬
пени
различные группы животных организмов, отличаю¬
щихся друг от друга размерами, структурой и таксономи¬
ческим положением если не в течение всей жизни, то хотя
бы в личиночно й
стадии.
3. можно подразделить на:
1) голопланктон,
или
постоянный 3.,
—
организмы,
которые проводят всю жизнь, дрейфуя по течению; 2) ме-
ропланктон,
или
временный 3.,
—
лич ино чные формы
нектона
и
бентоса,
пассивно
дрейфующие на ранних
стадиях жизни. Наиболее ранние работы по 3. принадле¬
жа т Воону Томсону (1828) и Иоганну Мюллеру (1844).
Сам термин «планктон» был впервые использован В. Ген-
зеном, который в 1889 г. руководил Немецкой планктонной
экспедицией.
Типы организмов. Постоянный 3. Среди групп,
которые следует отнести к голопланктону,
—
такие, как
Рго1огоа, Сое1еп1ега1а, С1епорЬога, СЬае1о§па1;Ьа, Аппе-
Пба, МоПизса, СЬогс1а1а и особенно Аг1Ьгорос!а. Наиболее
широко распространены простейшие, имеющие раковинку
и скелет, такие, как фораминиферы, радиолярии и тин-
тинниды.
Группа Сое1еп1ега1а включает маленьких изящ¬
ных
гидромедуз (Заг81а> Оотопетиз), размером менее
1 см, удивительные колонии сифонофор (.РНузаИа, Уе11е1а,
РНузорНога) и больших (диаметром около 1 м) ярко окра¬
шенных
сцифоидных медуз (Суапеа, СНгузаога, РНузоз1ота).
168
Исключительно морские группы
—
С1елорЬога (ВегЬе,
размером около 10 см; Р1еигоЪгасЫа> около 1 см) и СЬае-
{о^паШа (8а§Ша, около 0,5 см)
—
питающиеся более
мелкими
планктонными организмами.
Группа АппеПйа
представлена
некоторыми
многощетинковыми
червями
(Тотор1еп$
и
н ек ото ры е В у Шйае), особенно хорошо при¬
способившимися к пелагическому образу жизни. К моллю¬
скам, входящим в голопланктон,
от н ос ят с я гастроподы.
Примерами являются группы птеропод (Ытаста, СИо,
Вгасгьа — менее
1 см), специализированные моллюски
из
прозобранхий, такие, как Не1егорос1а и некоторы е
представители рода ^апипа. Часто встречаются сальпы,
принадлежащие
к
подгруппе 11госЬогсЗа1а (Тишса1а),
питающиеся фитопланктоном.
Многочисленные ракообразные благодаря своей эко¬
логической роли в пищевом ряду являются наиболее важ¬
ной составной частью 3. Копеподы (Са1апиз, АсагИа,
Тетога) размером 1—5 мм — наиболее многочисленные
ракообразные в океане,
и
их
распределение, экология
и физиология являются предметом непрерывного изуче¬
ния. Численно меньшие, но имеющие с ними много об¬
щего —
группы С1ас1осега (Еоайпе,
Ройоп,
РепШа)у
размером около 2 мм, ОзНасойа (Сургьйта), около 5 мм,
МузЫасеа, гиперииды АшрЫройа и некотор ые д е ка под ы
(Репаеиз, Зег§ез{ез, ЬиЫ[ег), размером 1—10 см. Эвфау-
зииды, или «криль» (Ме^апусИрЬапез), размером 1—2 см,
являются многочисленной группой ракообразных, слу¬
жащих основной пищей беззубым китам: синему, гор¬
бачу и др.
1
Временный 3. В
некоторые сезоны меропланк-
тон составляет значительную часть 3. Личиночные ста¬
дии «обрастания» и живущих у дна беспозвоночных орга¬
низмов составляют иногда до 75% ^общего количества 3.,
обитающего в неритических водах. Плавающая икра и ли ¬
чинки
рыб также составляют значительную
ча ст ь меро-
планктона. Личиночные стадии бентосных беспозвоночных,
рождающихся в мелководных прибрежных водах матери¬
ковых отмелей и склона, включают в себя такие группы,
как 51рипсиПс1а, ВгасЫоро(За, Ро1усЬае1а, 51оша1орос1а,
десятиногие Сгиз1асеа, цереантиды (2оап1Ьапа) и такие
виды, как торнария (НеписЬогсЫа), аурикулярия (Но1о-
ЦшгоЫеа), брахиолярия (А$1егоЫеа),
плютеус (ЕсЫ-
П01с1еа, ОрЫигоЫеа) и велигеры из групп СазНоройа
и ЬашеШЬгапсЫа. Эти личинки часто уносятся от берега,
но они количественно не составляют значительной части
эпипелагического
3.
о ткры того
моря. Торсон (1950)
показал, что в тропических водах 70—80% всех бентос¬
ных беспозвоночных организмов имеют личиночную ста¬
дию в планктоне, тогда как в Арктике пелагическая ста¬
дия встречается редко.
Количество 3. Некоторое представление о количе¬
стве 3. может быть получено из подсчетов, сделанных для
ограниченных районов Мирового океана.
Вытесненный
объем 3. (приблизительная оценка биомассы) позволяет
лишь очень грубо предположить, что биомасса в неритиче¬
ских водах у северо-восточных берегов США и Европы
примерно одинакова. Эта величина колеблется в
пределах
0,30—0,95 см3С/м3 * .
Соответствующие значения для откры¬
того океана составляют около одной десятой от этой вели¬
чины.
Харвей (1950) установил, что биомасса 3. вблизи
Плимута, где средняя глубина не превышает 70 м, около
1,5 г сухого вещества на квадратный метр морской поверх¬
ности, а средняя биомасса 3.
в зал. Мэн, подсчитанная
Редфилдом, составила 4-106 т.
Прирост 3. за период
с мая по сентябрь, когда отмечается наибольшая продук¬
ция за год, был равен 8* 106 т. Наибольшее значение общей
биомассы для
прол.
Ла-Манш, определенное Харвеем
(1925), соответствует среднему значению для зал. Мэн.
Распределение 3. Г оризонтал ьное распре¬
деление.
3., распространенный во всех районах и на

зоопланктон
всех
глубинах Мирового океана, от эстуариев
и
неритиче-
ской области, окаймляющих материки, до открытых вод
океанов, является звеном между первичными продуцен¬
тами (фитопланктоном) и крупными нектонными организ¬
мами (используемыми в пищу человеком). 3 . имеет, однако,
отнюдь не равномерное распределение: по горизонтали
он, как правило, распределен неравномерно
и часто это
распределение характеризуется как «пятнистое» (Харди,
1936). Интересное объяснение этому явлению предложили
Бейлор и Сатклифф (1963), которые показали, что опре¬
деленный вид планктонных рачков скапливается в районе
зоны конвергенции.
Такое распределение является ре зуль¬
татом так называемой ленгмюровой циркуляции и реак¬
ции организмов на рассеяние света. Рассеяние света свя¬
зываю т с
присутствием органических частиц на пу зырь ¬
ках воздуха, лопающихся у поверхности моря.
Вертикальное распределение. Вер¬
тикальное распределение
3. подробно рассмотрел Бэйнс
(1964). С глубиной величина биомассы 3. заметно пони¬
жается: в абиссо-пелагической зоне она составляет лишь
около 1% от биомассы поверхностных вод. Грайс и Галс-
мэн показали, что
в
восточной части Атлантического
океана между 29 и 60° с. ш . вещественный объем 3. изме¬
няется от 0,055 см3/м3 у поверхности до 0,0005 см3/м3
на глубине 4000—5000 м. Виноградов (1961) установил,
что в тропической зоне Тихого океана величина биомассы
на поверхности
составляет
10—70 мг/м3, а на глубине
4000 м 0,08—0,11 мг/м3. Подсчитанное Грайсом число
в зрослых ко пепод на
поверхности составляет около 22
на 1 м3, а на глубине 3000—4000 м — лишь 0,1 на 1 м3.
Биологические индикатор ы водн ых масс. Существова¬
ние чуждых для данного района видов животных организ¬
мов может быть использовано как явное подтверждение
того или иного происхождения водных масс. Планктон¬
ные организмы,
характеризующие особенности
водных
масс, известны как их биологические
индикаторы, потому
что они указывают на их происхождение и перемещение.
Можно привести некоторые примеры.
Воды Северного
моря, двигающиеся к Ю через прол. Ла-Манш, можно
отличить от вод океана, движущихся на С, по наличию
характерной группы СЬае1о§па(Ьа; За§Ша ве&за преоб¬
ладает в последних, тогда как 8а§Ша е1е§апз типична
для североморских вод. Это различие подтверждается раз¬
ницей в росте личинок иглокожих в этих двух водных
массах.
Так называемая лузитанская фауна, которая
часто встречается у западного побережья Ирландии, обра¬
зуется при смешении вод, вытекающих из Средиземного
моря, с водами Бискайского зал. и
района Азорских о-в ов.
Она характеризуется более тепловодными видами, чуж¬
дыми для этих широт. Тропические и субтропические копе -
п оды (Еиса1апиз е1оп&аЫз) выносятс я к С Гольфстримом,
но только их более поздние возрастные стадии в состоянии
переносить значительно более низкую температуру воды
высоких широт. Свердруп и др. (1942) высказали предпо¬
ложение,
что
необходимы
определенные условия,
для
того чтобы этот вид был надежным биологическим индика¬
тором. Феджер и Мак-Гауэн (1963) развили общие пред¬
ставления о биологических индикаторах,
включая сюда
природные сообщества (биоценозы) индикаторов.
Роль 3. в
образовании глубоковод¬
ных
осадков.
Среди 3. имеются отдельные группы
орган из мов , имеющих известковый и л и кремниевый пан ¬
цирь
или
раковину, которые играют большую роль в осад-
конакоплении.
Наиболее важны из них некоторые
про¬
стейшие, а именно некоторые виды радиолярий, форами-
ниферы рода 01оЫ§еппа и кокколитофориды. Среди пела¬
гическ их
гастропод
имеются
птероподы
и
гет ероп оды.
Известковые и кремниевые скелетные остатки этих форм,
образующие осадки, характерны главным образом для
радиоляриевых, глобигериновых и птероподовых илов.
Известковые
ил ы,
обязанные
свои м
происхождением
фораминиферам, кокколитофоридам и птероподам, зани¬
мают 128 млн. км2, или около 35% площади океанического
дна. Кремнистые илы, состоящие главным образом из ра¬
диолярий и диатомей (последние относятся к фитопланк¬
тону), покрывают 38 млн. км2, или около 10,5% дна океана.
Предельная мощность донных осадков, очевидно, опре¬
деляется отношением темпа их растворения
к скорости
осаждения
их
вышележащих
слоев.
Известковые илы
состоят главным образом из глобигерин,
не встречающихся
на глубинах свыше 4000 м, так как СаС03 их раковинок
растворяется при высоком давлении.
Вертикальные миграции 3. и
глубинные рассеивающие
слои.
Вертикальные миграции большой амплитуды совер¬
шаютс я некоторыми группами 3., гла вным образом неко¬
торыми ракообразными, такими, как копеподы и эвфау-
зииды. Откуда у относительно мелких животных такое
большое количество энергии, позволяющее им двигаться
ежедневно в толще воды то вверх, то вниз,
—
является
загадкой. Миграции по своей амплитуде могут достигать
нескольких сотен, а в некоторых случаях и до тысячи
метров; организмы стремятся подняться к поверхности
моря перед заходом солнца и опуститься
в более глубокие
слои к
восходу. Вертикальное положение таких планктон¬
ных организмов зависит от интенсивности света, но пол¬
ное объяснение этому,
видимо,
намного
сложнее.
Изу¬
чение вертикальных миграций дало в настоящее время
тол¬
чок к дальнейшему изучению глубинных звукорассеивающих
слоев\ стало ясно, что некоторые виды рассеивания авуно¬
вой энергии могут быть вызваны 3., такими организмами,
к ак эвфаузииды или сифонофоры, но Херсей и Бакус
(1962) недавно пришли
к
выводу, что главная составная
часть глубинных рассеивающих слоев
—
это рыбы с пла¬
вательными пузырями,
наполненными газом.
Элементы, поглощаемые из морской воды. 3.
—эт о
часть биохимического цикла. Животные с известковыми
раковинами могут извлекать кальций из окружающей
среды; радиолярии для образования своих скелетов извле¬
кают силикаты из морской воды, многие виды из рода
АсапНгапа содержат в своих скелетах
стронциевые суль¬
фаты. У многих животных значительно большее содержа¬
ние тех элементов, которые содержатся
в морской воде
в меньших концентрациях. Полостная жидкость многих
ракообразных содержит медь в виде гемоцианина, сцифо-
медуза Суапеа содержит 1,5 г цинка на 1 кг сухого веще¬
ства.
Действительно, некоторые элементы, такие ,
как
кадмий, хром, кобальт, олово, титан, германий и висмут,
растворены в морской воде в таких малых концентрациях,
что их существование впервые было обнаружено именно
в золе морских организмов. Фосфор и азот (в виде РО^
и
—N03) — более важные элементы морской воды, но их
концентрация в океане
—
результат деятельности фито¬
планктона.
Перенос личиночных стадий и географическое распре¬
деление бентосных форм. Географическое распространение
бентосных беспозвоночных умеренной
и
тропической
зон
—
иногда результат
их
переноса морскими течениями.
Например, ареал ряда видов охватывает Западную Индию,
Бермудские о-в а и
южноатлантическое
побережье США,
так
же
м ного
групп встречается у Западной Африки
и
о-вов Мадейра, Канарских и Зеленого Мыса. Ареал
многих
ме лков одны х
беспозвоночных распространяется
на Западную и Восточную Атлантику, и во многих подоб¬
ных
сл уча ях
можно сделать вывод, что их личинки пере¬
носятся через океан. Их
перенос океаническими течениями
недавно был
вновь
рассмотрен Торсоном (1961), Джон¬
соном и
Бринтоном (1963), которые сделали вывод, что
личиночная стадия большинства известных видов слишком
коротка для трансокеанских путешествий.
169

зоопланктон
Последние данные о тропических гастроподах (Суша-
Шс1ае), некоторых сипункулидах и мно г их
других тропи¬
ческих
прибрежных донных
беспозвоночных
подтвер¬
дили регулярность переноса их личинок
че рез
океан.
Важность переноса личинок беспозвоночных на большие
расстояния заключается в том, что популяции донных орга¬
низмов,
отде ленны е друг от друга простра нствами
о кеа¬
нов, нельзя, по-видимому, дальше рассматривать а рпоп
далекими по своему
систематическому
положению
или
ге нетич ески
изолированными.
Доказательств переноса бентосных беспозвоночных
в Тихом океане недостаточно, и биогеографические данные
очень неполны. Остергаард (1950) показал, что 97,5%
всех видов гастропод у Гавайских о-вов проходят
ли чи¬
ночную стадию и сделал вывод, что все эти виды происхо¬
дят, очевидно, из других районов Тихого океана (Микро¬
незии). Перенос на большие расстояния личинок нектона
известен
на
примере европейского угря (АпдиШа VIII-
§ап8), изученного Шмидтом (1925). Этот угорь является
ка тадромным видом,
который размножается в Саргассо¬
вом
море,
к ЮВ от Бермудских о-вов.
Его мальки пере¬
носятся к
берегам Европы Гольфстримом и Северо-Атлан¬
тическим течением.
РУДОЛЬФ С. ШЕЛЬТЕМА
Прим, ред.1 Зубы беззубым китам заменяют
роговые
бахромчатые пластины трехгранной формы, свисающие
с обеих сторон верхней челюсти, —так называемый кито¬
вый ус; нет зубов и на нижней челюсти.
Пользуясь этими
пластинами,
киты отфильтровывают из
воды планктон.
170

и
ИГОЛЬНОГО МЫСА ТЕЧЕНИЕ —см. Мыса Игольного
течение.
ИЗМЕРЕНИЕ ГЛУБИН
Под термином «И. г.»
(по морской навигационной тер¬
минологии —
промер) понимают работы по определению
глубины водоема. Отдельные И.
г.
—
это
определение
вертикального расстояния до дна или какой-либо поверх¬
ности на глубинах.
Промер может сводиться к
простому измерению с по¬
м ощь ю промерной рейки (наметки), опускаемой со ш лю п ки
на дно неглубокого водоема. В глубоких водоемах для
измерения применяются лот или специальное электрон¬
ное оборудование, с помощью которого глубина опреде¬
ляется
по
времени прохождения звукового сигнала до
дна и
обратно. И. г. морского ложа для составления бати¬
метрических
карт
анал огичн о
топографической съемке
земной поверхности для создания топографических карт.
Промеры выполняются, во-первых, для того, чтобы
обезопасить мореплавание, во-вторых, в научных целях,
так как данные промеров в настоящее время играют
основную роль в установлении геоморфологии водоема,
что
в свою очередь может помочь
понять
внутреннее
строение Земли и геологические процессы, происходящие
в ее недрах,
и,
в-третьих, для инженерно-строительных
или
хозяйственно-экономических
целей,
например
при
прокладке
трансконтинентальных
телефонных кабелей,
при разведке нефти в открытом море и т. д.
Непосредственное И. г.
При непосредственном И. г.
применяется
лотлинь,
который опускают до дна. Трос
(линь) обычно имеет на конце тяжелый груз (лот); для
определения глубины трос размечается каким-либо спо¬
собом, например закреплением на нем через определенные
промежутки кусков цветной материи, веревки или кожи.
Груз обычно в нижней части имеет углубление, заполнен¬
ное салом, к которому прилипают донные осадки. На глу¬
бину до 30 м лотлинь обычно опускается вручную,
на
большие глубины—с помощью лебедки с механическим при¬
водом. При измерении больших глубин с применением
пеньковых канатов или проволочной струны использо¬
вались паровые лебедки, в наши дни применяются элек¬
трические лебедки.
В старинных морских изданиях и в некоторых совре¬
менных работах английских
и
американских
ав тор ов
в качестве единицы И.
г.
используется
морская сажень
(фатом). В настоящее
время единицей промера является
метрическая сажень.
Косвенные И. г .,
или
эхолотирование. Этот метод осно¬
ван на том, что вода является прекрасным проводником
звуковой энергии и что звуковой импульс отражается от
отражающей поверхности и возвращается к своему источ¬
нику в виде эха. Если известна скорость распространения
звука в воде, то можно
перевести в расстояние (глубину)
интервал времени между началом подачи звукового
им¬
пульса
и
моментом
возвращения эха, если отражающей
поверхностью является дно.
После второй мировой войны метод звукового И. г .
с автоматической непрерывной записью времени прохо¬
ждения сигналов совершенствовался и сейчас (1964 г.
—
Ред.) можно получать точные профили дна почти в лю¬
бом месте.
Физическое обоснование звукометрии. Звук распро¬
страняется в воде, как и в
воздухе, колеблясь параллельно
направлению оси распространения благодаря
сжатию
и
расширению упругой среды. Однако его скорость
в воде
в 4,5 раза больше, чем в
воздухе,
ив
среднем
в соленой
воде достигает примерно 1500 м/с.
Источники звукового импульса.
1) Взрывчатые вещества. Звуковые импульсы в воде
могут быть возбуждены детонирующими взрывчатыми
ве¬
ществами. Взрывчатое вещество иногда выбирают с таким
расчетом, чтобы получить ряд частотных сигналов. Этот
метод сейчас применяется главным образом для получения
поддонного профиля (с горизонтов слоя осадочных отло¬
жений океанического дна и под ним).
2) Простые удары. Звуковые импульсы могут быть
получены также путе м
нанесения
ударов
по корпусу судна,
находящегося
на
вод е.
Для этой цели использовались
многие
средства, например пневматический молот, элек¬
тромагнитное устройство и т. д., кот орые сейчас устарели.
3) Электродинамические излучатели. Если внезапно
приложить ток высокого напряжения к буксируемому
в воде электроду, то можно заставить его давать искру
или
вольтову дугу. Эта искра действует почти так же, как
взрывчатое вещество. Такие системы эффективно исполь¬
зуются
для
получения
поддонно го
профиля методом
отраженных
волн.
4) Преобразователи.
В современных излучателях
звука используются пьезоэлектрические свойства и свой¬
ства магнитострикции некоторых материалов, например
кварца, турмалина,
сегнетовой соли,
титаната бария,
никеля и некоторых
никелевых
сплавов.
Эти вещества
обладают уникальным свойством создавать механическую
энергию под действием электрического или магнитного
возбуждения, причем возможен также обратный эффект.
Проводящие катушки в магнитном поле также преобра¬
зуют электрическую энергию в механическую и наоборот.
171

ИЗОТОПНОЕ
Контактирующие с водой мембраны могут возбуждать
звуковые волны, а также сигнализировать о прибытии
отраженного импульса.
5) Пневматические источники.
Внезапный
выпуск
сильно сжатого воздуха применяется при получении под¬
донного профиля методом отраженных волн.
6) Газовзрыватели. Детонация при взрыве газовых
смесей
также
применялась для
получения
поддонно го
профиля.
Системы для
И. г.
с
помощью
эха.
Эти системы состоят из следующих элементов:
1) передатчика звука или источника звука;
2) звукоприемника, или
гидрофона (в некоторых слу¬
чаях он может функционировать как излучатель звука);
3) электронной аппаратуры для расчета времени про¬
хождения сигналов и
усиления частоты звука;
4) визуального индикатора или графического само¬
писца.
Для определения глубин, особенно в мелков одных
районах, часто применяется визуальный индикатор (обычно
это
не оновая
лампа,
вс пыхивающ ая
на
вращающемся
диске, на который нанесена шкала глубин). Графические
самописцы бывают различных типов, но почти все совре¬
менные самописцы время прохождения
сигналов
реги¬
стрируют автоматически в масштабе глубин на специа¬
льной ленте.
Недостатки
эхолотирования.
1) Скорость звука. В США большинство графических
самописцев и
индикаторов устанавливается на скорость
1465 м/с, в то время как в Европе самописцы часто приго¬
няются на допустимую скорость 1500 м/с. Так как скорость
звука
в
воде может изменяться
от
1390 до 1555 м/с,
в
расчет времени прохождения сигналов необходимо вно¬
сить поправки для получения истинной глубины. Скорость
звука по вертикали является функцией давления (глубины)
и
распределения плотности (температуры и солености).
2) Направленность звука. В большинстве источников
звука последний проецируется не в виде узкого пучка
звуковых
лучей,
подобно сходящемуся пучку света,
а в виде лепестка в форме капли с
углом 30° и более у вер¬
шины
и
м ноже ств ом
небол ьших
боковых
лепестков.
Если корабль движется над коническим холмом, записы¬
вается гиперболическое эхо. В районах с изрезанным релье¬
фом следует вносить поправки, если требуется получить
истинные глубины и уклоны дна.
3) Ослабление отражательной способности дна. Звук
в
морской воде ослабляется и большая часть его энергии
может теряться вследствие поглощения, когда он отра¬
жается от дна. Следовательно, звуковой импульс, направ¬
ляемый в воду, на глубоководных участках должен быть
достаточно сильным, чтобы можно было распознать эхо.
Эти факторы уменьшают пределы измерения глубины,
но не влияют на точность, по
крайней мере теоретически.
Современные достижения эхолоти¬
рования.
1) Прецизионные самописцы
—
графические
самописцы,
которые
контролируют и хронометрируют
звуковой импульс и возвращение эха до 1/30оо с,
—
сейчас
находятся в массовом производстве. Многие самописцы
этого типа обладают избирательной способностью и пре¬
дотвращают запись неясного или ложного эха от так назы¬
ваемого ложного дна или от глубинных рассеивающих
слоев. Эти приборы могут позволить производить запись
профилей дна в оптимальном масштабе.
2) Узкополосные источники звука. Угловое смещение
узкого пучка звуковых лучей в источнике звука, вызван¬
ное качкой судна, и соответствующие ошибки при опре¬
делении глубин искажали результаты эхолотирования
с использованием узкого пучка звуковых лучей, подобно
сходящемуся
пучку
лучей
света.
Сейчас устойчивый
остронаправленный луч
можно
получить,
используя
172
управляемые гироскопом
подвесные системы,
которые
обеспечивают строго вертикальную ориентацию источ¬
ника звука, или применяя перекрывающиеся ряды не¬
больших источников звука и гидрофонов, которые ста¬
билизируются электронной аппаратурой и соединены
с
гироскопом. В результате получается 2-градусный луч,
направленный прямо на дно даже в условиях
качки
и
отражающийся только от тех форм рельефа дна, которые
находятся прямо под судном.
3) Буксируемые источники зву ка .
В таких источниках
звука
исключается
шум,
производимый вибрацией кор¬
пуса судна, что позволяет иметь
большую разрешающую
способность по
выявлению
ме лких
форм рельефа дна,
если источники звука буксировать на большой глубине
близко ко дну. Иногда они бывают «узколучевого» типа.
В отдаленных или недоступных районах их может букси¬
ровать медленно и низко летящий самолет или
вертолет.
4) Эхолотирование снизу. Подледные плавания атом¬
ных
подводных лодок через Северный Ледовитый океан
требуют подробных и мгновенных сведений о расстоянии
(зазоре) между подводной лодкой и вышележащим л ьдо м
и
о
толщине
ль да.
В
усовершенствованных
сист емах
эхолотирования звуковой луч направляется вверх или
наклонно от подводной лодки и отражается вниз от по¬
верхности льда или от поверхности раздела между возду¬
хом и водой.
5) Автоматическое составление
карт.
В насто ящее
время подобное составление карт из-за
дороговизны широко
не
распространено,
одн ако
продолжают разрабатывать
оборудование для
составления
карт,
которое связано
с судовыми системами автоматической навигации и эхо¬
лотами. Глубины наносятся точно и автоматически.
Кораблевождение. Управление кораблем осуществ¬
ляется главным образом с целью обеспечения его безо¬
пасного и экономичного плавания. При определении место¬
положения судна
по компасу
и по небесным светилам точ¬
ность около
1 мили считается отличной. Не так давно
при И. г. даже этот уровень точности не мог быть гаран¬
тирован, разве только вблизи берегов, и показания глу¬
бин на картах (неважно, насколько тщательно они дела¬
лись или исправлялись) были подвержены ошибке из-за
неточности определения местоположения судна во время
промеров.
Современные батиметрические карты прибрежных
вод почти все составляются по данным кораблей, снабжен¬
ных электронными системами определения местоположе¬
ния судов. При использовании специальных береговых
станций точность определения
местоположения
из ме¬
ряется в метрах. Вдали от берега (60 миль и более) для
определения
местоположения судна могут служить радио¬
электронные инерциальные системы навигации. Навига¬
ция с помощью искусственных спутников Земли и с по¬
мощью более компактных и более экономичных
инерциаль¬
ных
систем
представляется
весьма перспективной для
получения
высокой точности
при определении
местопо¬
ложения в любом месте Мирового океана.
ЭДМИН С. БАФФИНГТОН
ИЗОТОПНОЕ ФРАКЦИОНИРОВАНИЕ В ОКЕАНЕ
Как известно, углерод имеет два устойчивых изотопа:
12С и 13С. Они отличаются лишь по числу нейтронов в их
ядрах и, следовательцо, по атомной массе.
Реакция
12со2 + н]3со3 =
,3со2 + н212со3

ИЗОТОПНОЕ
имеет константу равновесия К
[13со2] Н22с°3]
'М >23с0з]
Если К = 1, то в этой реакции изотопное фракцио¬
нирование
не будет иметь место. Но если К =^= 1, можно
наблюдать неравное распределение
изотопов с преобла¬
данием 13С в С02 при К}> 1 и с преобладанием 1зС в Н2СОд
при К <С 1. Константа равновесия К зависит от свободной
энергии исследуемых изотопов и температуры
\пК—
— ДГУЛГ,
где ДГ°
—
изменение свободной энергии Гиббса в реак¬
ции, #
—
газовая постоянная и Т — абсолютная темпе¬
ратура.
Основные частоты колебания атомов зависят от масс,
по этому
изотопы одних и тех же элементов будут иметь
слегка
различные свободные энергии и, следовательно,
константа равновесия для изотопной реакции обмена
не будет равна точно единице.
Изотопное
фракционирование также регулируется
кинетикой реакции. Молекулы более легкого газа дви¬
жутся быстрее, чем молекулы тяжелого газа, обратно
пропорционально отношению квадратных корней рас¬
сматриваемых
м а с с. Поэтому более легкая молекула
имеет
большую вероятность более частого ударения
о поверх¬
но ст ь, че м более тя желая молекула.
Чтобы оценить отно¬
сительное значение равновесия
и кинетического фракцио¬
нирования, нужно детально изучить процессы, регули¬
рующие фракционирование. Биологические факторы влия¬
ния часто еще более усложняют всю эту систему, так как
биологические
ор гани змы
способствуют фракциониро¬
ванию.
Самые первые исследования в отношении химических
разновидностей изотопов
были проведены
в
1939 г.
X. С. Уреем. Однако лишь в 1950 г.,
когда А. О. Ниер
разработал очень точный масс-спектрометр, оказалось
возможным легко наблюдать различия изотопного состава.
Из-за трудности измерения абсолютных изотопных
разновидностей обычно определяют отношение изотопа
к
стандарту. Этот метод позволяет провести калибровку,
так как стандарты широко распространены. Большинство
измерений даются в тысячных частях отличия от стандарта
по форме
613С = (13с/12с)проба
—
(13с/12с)етандарт
/13с/12с«\
\ / ^/стандарт
•1000.
Таким образом, положительное значение 6 указывает
на то, что
проба обогащается более тяжелым изотопом,
В качестве примера в данном случае были выбраны
устойчивые изотопы углерода,
но также можно
испо ль¬
зовать любые другие пары изотопов, включая радиоактив¬
ные. Безусловно, наибольшие различия в природе, обус¬
ловленные фракционированием, наблюдаются для более
легких элементов, так как разница между ними здесь
гораздо больше.
Одной из основных проблем морской геологии является
определение условий естественной среды при отложении
глубоководных осадков. В 1952 г. Крэйг установил нали¬
чие различий в изотопном составе
углерода в организмах,
взятых из морской и пресноводной сред. Им было установ¬
лено, что морские формы организмов стремятся содержать
больше 13С, чем пресноводные. Таким образом, в связи
С изучением изотопного состава углерода оказалось воз¬
можным сделать обобщения в отношении происхождения
не которы х
оса дко в.
Так, например, осадки, состоящие
из взвешенных наносов, образованные в прибрежных рай¬
онах суши,
им еют б олее ле гкий
изотопный состав,
чем
отложения в открытой части моря. Это различие
в изото¬
пах углерода
также используется геологами при просле¬
живании трансгрессии
и
регрессии береговой линии.
Для изучения условий естественной среды, где про¬
исходило отложение осадков, используются также изо¬
топы кислорода. Поскольку изотопное фракционирование
з ав иси т от темпер атуры,
было установлено, что, напри¬
мер, изотопы кислорода
в составе планктонных форами¬
нифер отражают температуру условий, в которых они оби¬
тали. Анализ отношения 180/160 этих фораминифер в ко¬
лонках грунта отражает, таким образом, климатическую
историю толщи поверхностных вод, лежащих над осад¬
ками данного района. Эмилиани, используя этот метод,
разработал плейстоценовые температурные шкалы. По¬
вторная обработка последовательности отложения осад¬
ков и возможная
миграция
фораминифер в пределах
столба воды в течение их жизнедеятельности могут в опре¬
деленных
случаях усложнить или сделать этот метод
неприемлемым.
Изотопное фракционирование находит основное при¬
менение в океанографии при изучении изотопов водорода
и кислорода в самих молекулах воды. Давление водяного
пара молекул воды, состоящих из 1Н160160, больше, чем
если бы в этой молекуле
был представлен один из более
тяжелых изотопов (2Н170 или 180). Поэтому в
см еси
1Н1601еО, 2Н160160 и ХН180160 пар обогащается молеку¬
лам и
1Н160160,
а
более тяжелые молекулы
остаются
в жидкой фазе. Это аналогично фракционной перегонке
более легких изотопов.
Поскольку фракционная пере¬
гонка обратно пропорциональна температуре, то в воде,
испаряющейся в более теплых районах, например у эква¬
тора, будет наблюдаться меньшее различие в изотопном
составе, чем
в
во де,
испаряющейся в более холодных,
например полярных, районах. Аналогично, более легкие
молекулы стремятся остаться в парообразной фазе, тогда
как более тяжелые концентрируются и выпадают в виде
осадков. Таким образом, водяной пар у экватора даст
дождь, который по изотопному составу довольно тяжелый,
но так как оставшийся водяной пар будет двигаться в бо¬
лее вы сок ие широты, то водяной пар по мере продвижения
становится легче. Поскольку фракционирование в в од е,
испаряющейся в полярных
морях,
выражено
сильнее,
то здесь будет отмечаться
небольшое пополнение более
тяжелыми изотопами.
В результате осадки в
полярных
районах будут отличаться более легким
изотопным со¬
ставом по сравнению с осадками экваториальных районов.
Это различие находит отражение в поверхностных океани¬
ческих водах.
Определение изотопного различия в поверхностных
слоях океана может оказать большую помощь при деталь¬
ном изучении
процессов смешения
водных
масс.
Так,
для определения различных водных масс и источников
их происхождения Крэйг использовал построение диа¬
грамм 6180 — соленость (в отличие от обычных графиков
температура
—
соленость). На основе данных
п о изото¬
пам кислорода Крэйг установил, что все глубинные воды
в океане формируются в основном из североатлантической
глубинной воды в результате смешения в
антарктическом
районе. Глубинная вода Тихого океана состоит прибли¬
зительно на 80% из североатлантической глубинной воды
и на 20% из антарктической поверхностной воды. К ана¬
логичным выводам пришел Редфилд, используя данные
по изотопам водорода.
Уилард МУР
173

Рис.
1.
Физиографическая
карта
Индийского
океана.

ИНДИЙСКИЙ
ИНДИЙСКИЙ ОКЕАН
И. о . является третьим по величине океаном. В гео¬
логическом
отношении
это
в
основном сравнительно
молодой океан, хотя следует отметить, так же как и для
других океанов, что многие аспекты самой ранней его
геологической истории и происхождения еще не изучены.
Согласно определениям Международного гидрогра¬
фического бюро, границы И. о .
следующие. Западная гра¬
ница южнее Африки: по меридиану м. Игольного (20° в.
д.)
до Антарктиды (Земля Королевы Мод). Восточная граница
ю жнее Австралии: по западной границе прол. Басса от
м.
Отуэй до о. Кинг, затем до м.
Грим (Северо-Западная
Тасмания) и от юго-восточной оконечности о. Тасмания
Средняя глубина 3897 м; максимальная зарегистрирован¬
ная глубина 7437 м 2. Объем вод И. о. 291 945 тыс. км3.
РОУДЗ У. ФЕЙРБРИДЖ
Рельеф дна. В батиметрическом отношении в И. о.
можно выделить пять морфологических единиц (рис. 1).
Материковые окраины.
Шельфы И.
о.
в среднем немного Уже шельфов Атлантического океана;
ширина их колеблется от нескольких сотен метров вокруг
некоторых океанических островов до 200 км и более в рай¬
оне Бомбея. Перегиб, образующий внешний край шельфов
Рис. 2 . Профиль конуса выноса р. Ганга и хребта Найнтиист между о.
Шри-Ланка и Андаманскими о-вами .
вдо ль 147° в. д. д о Антарктиды (зал. Фишер, Берег Геор¬
га V). В отношении восточной границы севернее Австра¬
лии было много дискуссий, вызванных тем, что часть уче¬
ны х отно сит Арафурское море, а
некоторые даже Тиморское
море к Тихому океану, хотя это и не совсем логично, так
как Тиморское море по характеру гидрологического ре¬
жима находится в неразрывной связи с И. о .,
а Сахул
шельф в геологическом отношении явно является частью
Северо-Западного Австралийского щита,
соединяющего
район некогда существовавшей Гондваны с И. о.
Боль¬
шинство же геологов проводят эту границу по самой узкой
(западной) части прол. Торреса; по определению Между¬
народного гидрографического бюро западная
граница
пролива проходит от м. Йорк (11° 05' ю. ш ., 142° 03' в.
д.)
до устья р. Бенсбек (Новая Гвинея) (141° 01' в.
д.), что
совпадает
и
с
во ст оч но й границей Арафурского моря.
Северо-восточная граница И.
о.
про ход ит
(от острова
к
острову) через Малые Зондские о-ва к о -вам Ява, Су¬
матра и затем к о. Сингапур.
Об окраинных морях И. о.,
расположенных вдоль
его северной границы, см. следующие статьи: Красное
море, Персидский зал. у Аравийское море, Бенгальский зал.р
Андаманское море.
Район к Ю от линии м. Игольный — м. Луин (Запад¬
ная
Австралия) рассматривается иногда
как
южный
сектор И. о .,
что было рекомендовано Международным
гидрографическим бюро в 1928 г., однако отменено в по¬
следних его решениях. В статье Южный океан дается под¬
робное описание этого района, который можно рассматри¬
вать как совокупность южных секторов каждого из трех
океанов.1
Площадь И.
о.
в
границах Международного гидро¬
графического бюро, т.
е.
исключая
Арафурское море,
74 917 тыс.
км2, с Арафурским морем 75 940 тыс.
к м-.
Африки, Азии и Австралии, имеет в сред нем глубину 140 м .
Границу материковой платформы образуют матери¬
ковый склон, крутые краевые уступы и склоны желобов.
Материковый склон прорезают
многочисленные
п одвод¬
ные каньоны. Особенно длинные подводные каньоны лежат
на продолжении устьев рек Ганга и Инда.
Материковое подножие имеет уклоны
от1:40угра¬
ницы с материковым склоном до 1 : 1000 у границы
с абис¬
с альн ыми
равнинами.
Рельеф материкового подножия
характеризуется
единичными
подводными
горами,
хол¬
мами и каньонами. Подводные
каньоны подножия мате¬
рикового склона обычно узки
в
поперечнике,
их
трудно
обнаружить, поэтому лишь немногие из них хорошо обсле¬
дованы. В районах устьев рек Ганга и Инда отмечаются
большие скопления осадков, известные как архипелаги-
чески е конусы вын оса (рис. 2).
Вдоль Индонезийской дуги от Бирмы до Австралии
тянется Яванский желоб. Со стороны И. о. он окаймлен
пологим внешним хребтом (рис. 3).
Океаническое ложе.
Наиболее характер¬
ными элементами рельефа океанического ложа являются
абиссальные равнины. Уклоны здесь колеблются от 1 : 1000
до 1:7000. За
исключением изолированных
вершин
погребенных холмов и срединно-океанических каньонов,
высота рельефа океанического ложа не превышает 1—2 м.
Абиссальные равнины северной и южной частей И. о. вы¬
ражены очень четко, однако у Австралии они выражены
слабее.
Для мористых окраин абиссальных равнин обычно
характерны абиссальные холмы', для некоторых районов
характерны низкие, линейно вытянутые гряды.
Микроконтиненты.
Наиболее характерной
особенностью рельефа дна И. о. являются вытянутые с С
на Ю микроконтиненты. В северной части И. о . в направ-
175

ИНДИЙСКИЙ
лении с 3 на В можно указать следующие асейсмичные
микроконтиненты:
Мозамбикский
хребет, Мадагаскар¬
ский хребет, Маскаренское плато, плато Чагос-Лаккадив-
ское, хребет Найнтиист (рис. 4). В южной части И . о.
заметную меридиональную линейность имеет плато Кер¬
гелен и вытянутый с В на 3 асимметричный хребет Броу-
кен.
В морфологическом отношении микроконтииенты
легко отличить от срединно-океанического хребта; обычно
они представляют собой более высокие области массивов
с более выровненным рельефом (рис. 4).
Четко выраженный микроконтинент
—
о.
Мадага¬
скар. Наличие гранитов на Сейшельских о-вах также гово ¬
рит о том, что по меньшей
мере северная часть Маскарен-
ского п ла то ма терикового происхождения. Острова Чагос
6°37'ю.ш.
105°00'в.д.
являются коралловыми островами, поднимающимися над
поверхностью И. о. в районе обширного, слегка изогну¬
того
Чагос-Лаккадивского пла то.
Хребет Найнтиист,
возможно,
самый длинный
и
прямолинейный хребет,
обнаруженный в Мировом океане во время Международ¬
ной индоокеанской экспедиции. Этот хребет был просле¬
женот10°с.ш.до32°ю.ш.
Помимо указанных
в ы ш е микроконт инентов, в И. о.
на протяжении 1500 миль на 3 от юго-западной оконечно¬
сти Австралии находится четко выраженная зона разлома
Диамантина.
Хребет Броукен, который образует север¬
ную границу этой зоны разлома, у 30° ю. ш . соединяется
с хребтом Найнтиист, идущим под прямым углом к зоне
разлома Диамантина в направлении с С на Ю.
Срединно-океанический
хребет.
Наиболее четко выраженным элементом рельефа дна И. о .
является Центральный Индийский хребет, часть глобаль¬
ного срединно-океанического хребта, который в централь¬
ной части И.
о.
имеет
форму перевернутой буквы V.
Вдоль оси этого срединно-океанического хребта тянется
сейсмически
а кти вная
впадина,
или
рифт. Весь хребет
имеет в общем гористый рельеф с простираниями, парал¬
лельными оси хребта (рис. 5).
Рис. 4 . Профили хребта Найнтиист.
176

ИНДИЙСКИЙ
Зоны
разломов. И .
о.
расчленен
несколь¬
кими четко в ыраженными зонами разломов, смещающими
ось срединно-океанического хребта. К В от Аравийского
п-ова
и
Аденского зал.
находится зона разлома Оуэн,
смещающая ось срединно-океанического хребта прибли¬
зительно на 200 миль вправо.
На недавнее образование
и зона
разлома Оуэн. Зона разлома Малагаси, которая
лежит к В от Мадагаскарского хребта, вероятно, является
южным продолжением зоны разлома Оуэн. В районе о-вов
Сен-Поль и Амстердам ось срединно-океанического хребта
смещена Амстердамской зоной разлома. Эти зоны идут
параллельно хребту Найнтиист и имеют приблизительно
Рис. 5 . Профиль
срединно-океанического
хребта
и хребта Найнтиист между Сомали и о.
Шри-Ланка.
этого смещения указывает желоб Уэтли — четко
выражен¬
ная депрессия с глубинами, более чем на 1000 м
превы¬
шающими
глубины Индийской абиссальной равнины.
Несколько небольших правосторонних сдвигов смещают
Рис. 6. Распределение осадков в Индийском океане
(по Шотту, 1955).
/—
красная глина; II —
глобигериновый ил; III —
диатомо¬
выйил;IV—
мелководные осадки.
ос ь хребта Карлсберг. В Аденском зал.
ось срединно¬
океанического хребта смещена несколькими левосторон¬
ними сдвигами, идущими почти параллельно зоне разлома
Оуэн. В юго-западной части И. о . ось срединно-океани¬
ческого хребта смещена серией левосторонних зон разло¬
мов,
кото рые им ею т примерно ту же ориентацию, что
ту же
меридиональную ориентацию,
что и зоны разломов
в западной части И. о . Хотя для И. о . наиболее характер¬
ными являются меридиональные простирания,
зоны
раз¬
ломов Диамантина и Родригес вытянуты приблизительно
сВна3.
Сильно расчлененный тектонический рельеф срединно¬
океанического
хребта в общем представляет заметный
контраст с весьма
выровненным рельефом материкового
подножия и почти абсолютно сглаженным рельефом абис¬
сальных равнин. В И . о . имеются районы гладко-волни¬
стого или волнистого рельефа, обусловленные, по-види¬
мому, мощным покровом пелагических осадков.
Склоны
срединно-океанического хребта южнее полярного фронта
более пологие, чем к С от полярного фронта. Это может
быть следствием более высокой скорости осаждения пела¬
гических
осадков
в
связи
с
повышенной органической
продуктивностью Южного океана.
Плато Крозе
имеет
исключительно
сг лаж ен ный
рельеф. В этом
районе узкая зона гребня срединно-океа¬
нического
хребта
имеет
обычно
сил ьно
расчлененный
рельеф, тогда как океаническое ложе в этом районе чрез¬
вычайно сглаженное.
БРЮС ХИЗЕН, МЭРИ ТАРП
Донные осадки. Осадки И. о. можно классифициро¬
вать соответственно
следующим основным типам (границы
между ними нечеткие) (рис. 6).
Пелагические
осадки
покрывают боль¬
шую часть дна И. о.
1) Красные глины занимают 25% общей площади
дна И. о.
—
в основном его
восточную часть (10° с. ш .
—
40° ю. ш.)
и
районы, удаленные от островов и
ма териков .
Они обнаружены непосредственно у материкового под¬
ножия. По направлению к тропикам красные глины пере¬
межаются с радиоляриевым илом. Ридел отмечает при
этом
широкое распространение третичных
и
меловых
радиолярий.
2) Известковые илы, особенно глобигериновый, по¬
крывают 54% площади дна И. о. и наблюдаются из-за
их растворимости в основном на небольших глубинах
и в теплых районах с высокой органической продуктив¬
ностью, т. е . в экваториальной зоне (20° с. ш .
—
40° ю. ш.).
Небольшие участки дна у Северо-Западной Австралии
покрыты птероподовым илом. Частые ссылки на выявле¬
ние третичных и меловых фораминифер хорошо согла¬
177
Коломбо

индийский
суются с возрастом наблюдаемых радиолярий. Ни форами-
ниферы, ни радиолярии более раннего возраста
вИ.о.
не наблюдались.
3) Кремнистые илы, в основном диатомовые, покры¬
вают около 20% общей площади дна И. о. и наблюдаются
в
субполярных районах, за предел ами 50° ю . ш.
Терригенные осадки распределены
вблизи
тропических
и
полярных районов суши (материков и
островов), в меньшей степени —
у субтропических засуш¬
ливых районов суши. Эти осадки распространяются на
расстояние не более 1000 км от суши, в основном зто
продукты переноса ветром. В тропических широтах наи¬
более распространенной разновидностью глины является
каолинит, но в южном направлении ее количество быстро
уменьшается.
1) Осадки геосинклинальных желобов, впадин и кот¬
ловин И. о.
различных типов сосредоточены в основном
вдоль северной периферии И. о. (желоба Оман и Макран
—
на
СЗ, Андаманская котловина и Яванский желоб —
на СВ). Осадочный материал в эти районы переносится
в основном мутьевыми потоками, но частично образуется
при вулканической деятельности,
подводных
обвалах
ит.д.
2) Осадки срединно-океанических вулканических рай¬
онов, расположенных
в основном в западной части И. о.,
характеризуются
накоплениями лавы и пепла, переходя¬
щими к периферии в тонкозернистые туффиты и пелаги¬
ческие илы, и образуют местами архипелагические конусы
выноса. Для осадков этих окраинных вулканических
районов характерны продукты распада пепла —
цеолит,
филиппсит. В очень немногих местах на вулканических
основаниях
найдены шапки
коралловых
известняков
в
форме атоллов (например, Кокосовые о-ва).
3) Осадки циркумполярного пояса обрамляют рай¬
оны антарктического оледенения.
Они характеризуются
м ел ко- и грубозернистым терригенным тиллитовым мате ¬
риалом,
выпадающим здесь при таянии ледяных
пол ей
и айсбергов. На расстоянии 500 км севернее Антарктиды
преобладает
гляциотерригенный
материал,
но
иногда
осадки этого типа встречаются и в 3000 км от берегов
Антарктиды.
4) Осадки коралловых рифов и биогермные осадки
широко распространены
в западной части И. о., от 15° с. ш.
до 20° ю. ш., а в Красном море
—
до 30° с. ш. Классиче¬
скими районами для изучения
сложных атоллов являются
Лаккадивские о-ва, Мальдивские о-ва
и
группа о-вов
Чагос с большим атоллом Диего-Гарсия. Эти рифы свя¬
заны не с вулканическими подводными конусами, а с под¬
во дными срединно-океаническими плато микроконтинен-
тального типа.
Ряд интересных рифов был обнаружен на других
подводных плато и в вулканических районах между о-вами
Чагос и Мадагаскар. Эти рифы неоднократно исследовал
Беликов (1903—1906),
так же как и береговые рифы о-вов
Занзибар, Пемба и Коморских. Беликов (1901) обнаружил
в
лагуне Альдабра, у острова, описанного позже Фрайе¬
ром (1911), обширные площади кокколитовых и рабдоли-
товых илов.
В последние годы французские ученые под руковод¬
ством Гилыпе ведут активное изучение рифов и рифовых
осадков севернее Мадагаскара и Коморских о-вов .
В восточной части И. о. рифы наблюдаются в неболь¬
шом количестве вдоль Западно-Австралийского шельфа
(на Ю до скал Хаутмен) и на небольшом участке у о. Рот-
нест (32° ю. ш .) . Здесь нет необходимых условий для раз¬
вити я
кораллов
—
островов, служащих основанием для
кораллов, или мелководных плато, за исключением Коко¬
совых о-вов (развиты атоллы) и мелководных участков
уо.
Рождества (развиты надводные гряды коралловых
рифов).
178
Климат. Температура воздуха. В январе
(рис. 7) термический экватор для И. о. несколько смещен
к Ю от географического, в районе между 10° с. ш. и 20° ю. ш.
температура воздуха выше 27° С. В северном полушарии
изотерма 20° С, которая отделяет тропическую зону от
умеренной, идет от Ю Аравийского п-ова и Суэцкого зал.
через Персидский зал.
к
северной части Бенгальского
зал. почти параллельно тропику Рака. В южном полуша¬
рии изотерма 10° С, которая отделяет умеренную зону
от
субполярной,
идет
почти вдоль
параллели 45° ю.
В средних
широтах [южного полушария (между 10 и
30° ю. ш .) изотермы 27—21° С направлены с ЗЮЗ на ВСВ,
от Южной Африки через И. о. к Западной Австралии, ука¬
зывая на то, что температура западного сектора в одних
итехже
широтах
на 1—3° С выше температуры восточного
сектора. У западного берега Австралии изотермы 27—
21° С опускаются к Ю вследствие влияния сильно нагре¬
того материка.
В мае наиболее высокая температура (выше 30° С)
наблюдается во внутренних районах южной части Ара¬
вийского п-ова, Северо-Восточной Африки,
Бирмы и
Индии. В Индии она достигает более 35° С. Термический
экватор для И. о . лежит около 10° с. ш .
Изотермы от 20
до 10° С проходят в южном полушарии между 30 и 45° ю. ш.
с ВЮВ на ЗСЗ, указывая на то, что западный сектор
здесь теплее восточного. В июле зона максимально высо¬
ких
температур на суше сдвигается к С от тропика Рака.
Температуры над Аравийским морем и Бенгальским зал.
с мая несколько понижаются, а кроме того, температура
воздуха в районе Аравийского моря ниже, чем над Бен¬
гальским зал. Вблизи Сомали температура воздуха из-за
подъема холодных глубинных вод падает ниже 25° С.
Самые низкие
температуры наблюдаются в августе. В юж¬
ном полушарии район к 3 от Южной Африки несколько
теплее, чем центральная часть на тех же широтах. У запад¬
ного берега Австралии температуры также намного выше,
чем во внутренней части материка.
В ноябре термический экватор с небольшой зоной тем¬
ператур выше 27,5° С почти совпадает с географическим
экватором. Помимо этого, над районом И. о . к С от 20° ю. ш.
температура почти однородна (25—27,5° С), за исключе¬
нием небольшого участка над центральной частью И. о .
Годовые амплитуды температуры воздуха для центральной
части, между 10° с. ш. и 12° ю. ш.,
менее 2,5° С, а для
районамежду4°с. ш. и 7°ю. ш.
—
менее 1° С. В при¬
брежных районах Бенгальского зал. и Аравийского моря,
а также в
районемежду10и40°ю. ш. к3от100°з. д.
го дова я
амплитуда превышает 5° С.
Барическое
поле
и
при зем ные
ветры.
В январе (рис. 8) метеорологический экватор
(минимальное атмосферное давление 1009—1012 мбар, штили
и
переменные ветры), как и термический, расположен
около 10° ю. ш.; он разделяет различающиеся по метеоро¬
лог ическ им
условиям северное
и
южн ое
полушария.
Преобладающим ветром к С от метеорологического
эква¬
тора
является
северо-восточный пассат,
или,
точнее,
северо-восточный муссон, который меняет направление
на северное на экваторе и
северо-з ападное (северо-западный
муссон) и южном полушарии. К Ю от метеорологического
экватора вследствие нагрева материков летом южного
полушария минимальное давление (менее 1009 мбар) наблю¬
дается над Австралией, Африкой и о. Мадагаскар. Область
высокого да влени я ю жн ы х субтропических широт распо¬
ложена
вдоль 35° ю. ш .;
максимальное давление (выше
1020 мбар) наблюдается над центральной частью И.
о.
(вблизи о-вов Сен-Поль и Амстердам). Северная выпук¬
лость изобары 1014 мбар в центральной части И. о . вызвана
эффектом более низких температур воздуха и поверхно¬
стных вод, в отличие от южной части Тихого океана, где
ана логичная
выпуклость наблюдается в восточном секторе

ИНДИЙСКИЙ
а)
Рис. 7 . Температуры воздуха над Индийским океаном.
а—средние изотермы для января; б—средние изотермы для июля
в градусах Фаренгейта (80° Р = 27° С,
70°Р=21°С;60°Р=15°С).
Рис. 8 . Среднее давление на уровне моря
для января ( в мбарах) (по Минцу и Дину).
Рис. 9 . Среднее давление
на
уровне
моря для июля (в мбарах) (по Минцу и
Дину).

индийский
Рис. 10. Годовая эволюция ветровой и барической системы над северной частью Индийского океана с января по де¬
кабрь (по де Мартопу, 1950).
Области выпадения осадков заштрихованы. 750 мм = 1000 мбар; 760 мм = 1013 мбар.
Южной Америки. К Ю от области высокого давления на¬
блюдается постепенное понижение давления в
на прав ле¬
нии к субполярной депрессии около 64,5° ю. ш.,
гд е дав¬
ление ниже 990 мбар. Такая барическая система создает
два типа ветровых систем к Ю от метеорологического эква¬
тора (рис. 10). В северной части юго-восточные пассаты
охватывают всю акваторию И. о., за исключением районов
у Австралии, где они меняют направление на южное или
юго-западное.
К Ю от области
пассатов
(между 50 и
40° ю. ш.) имеют место западные ветры
от м.
Доброй На¬
дежды к м. Горн, в районе, который называется «ревущие
сороковые».3 Существенным различием между запад¬
ными ветрами и пассатами является не только то, что
пер¬
вые имеют более высокие скорости,
но также и то, что еже¬
дневные колебания направления и скорости для первых
тоже много больше, чем для последних.
В июле (рис. 9) для ветрового поля с С от 10° ю. ш.
наблюдается картина, обратная январской. Экваториаль¬
ная
депрессия со значениями давления ниже 1005 мбар рас¬
п олож ена
над
восточной
частью
Азиатского материка.
К Ю от этой депрессии давление постепенно повышается
от 20° с.
ш.
к30°ю.ш.,т.е.к
району южных границ
180

индийский
« конс ких»
широт.4 Южные пассаты пересекают экватор
и становятся в северном полушарии юго-западными мус¬
сонами , оче нь инте нсивными, х арактеризующимися
силь¬
ными
штормами у берегов Сомали в Аравийском море.
Этот район является хорошим примером полного сдвига
ветров с годовым циклом в северной пассатной зоне, кото¬
ветры фактически не наблюдаются (повторяемость их
менее 1%). В районе 10° ю. ш., 85—95° в. д. (к СЗ от
Австралии) с ноября по апрель иногда образуются тропи¬
ческие циклоны, движущиеся на ЮВ и ЮЗ.
КЮот40°ю.
ш.
повторяемость штормовых ветров
более 10% даже летом южного полушария. Летом север-
Рис. 11 . Общее годовое количество осадков (в мм) над Индийским океаном (по Шотту, 1935).
рый является следствием сильного эффекта нагрева и охла¬
ждения Азиатского материка (рис. 10). В средних и высо¬
ких широтах южного полушария смягчающий эффект И. о.
снижает различия полей давления и ветра в июне и
январе.
Однако в высоких широтах западные ветры значительно
усиливаются, и колебания их направления и скорости
также увеличиваются.
Распределение повторяемости штормовых ветров (бо¬
лее 7 баллов) показало, что зимой северного полушария
над большей частью И. о. севернее 15° ю. ш . штормовые
ного полушария, с июня по август, юго-западные муссоны
в западной части Аравийского моря (у берегов Сомали)
всегда настолько сильные, что приблизительно 10—20%
ветров имеют силу 7 баллов. В этот сезон зоны затишья
(с повторяемостью штормовых ветров менее 1%) сме¬
щаютсякрайонумежду1°ю. ш. и7°с.ш. ик3от78°в. д.
В районе 35—40° ю. ш .
повторяемость штормовых ветров
по сравнению с зимним сезоном увеличивается на 15—20%.
Облачный покров и атмосферные
осадки.
В северном полушарии облачный покров
181

индийский
имеет значительные сезонные изменения. В период северо-
восточных муссонов (декабрь—март) облачность над Ара¬
вийским морем и Бенгальским зал. менее 2 баллов. Однако
летом юго-западные муссоны приносят дождливую погоду
в район Малайского арх.
и
Бирмы, при этом средняя об¬
лачность уже 6—7 баллов. Район к Ю от экватора, зона
юго- восточных муссонов, от лич ае тся б оль шой обл ачн ост ью
в течение всего года
—
5—6 баллов летом северного полу¬
шария и 6—7 баллов зимой. Даже в зоне юго-восточных
муссонов
наблюдается относительно большой
облачный
пок ров
и в ней крайне редко встречаются участки безоб¬
лачного неба, характерные для зоны юго-восточных мус¬
сонов Тихого океана. Облачность в районах к 3 от Австра¬
лии превышает б баллов. Однако вблизи побережья Запад¬
ной Австралии довольно безоблачно.
Летом у берегов Сомали и южной части Аравийского
п-ова часто наблюдается морской туман (20—40%) и очень
плохая
видимость.
Температура воды здесь на 1—2° С
ниже,
чем температура воздуха,
что вызывает конден¬
сацию,
усиливаемую
пылью,
приносимой из пустынь
на материках. Район к Ю от 40° ю. ш. также характери¬
зуется ч ас тым и морски ми туманами в те чени е в сего года.
Общее годовое количество осадков для И. о. (рис. 11)
вы сокое
—
более 3000 мм на экваторе и более 1000 мм
в западной зоне южного полушария. Между 35 и 20° ю. ш .
в
зон е
пассат ов
осадки
в ыпа дают сравн ительн о р едко;
особенно сухой является область у
западных берегов
Австралии
—
количество осадков менее 500 мм.
Северной
границей этой сухой зоны являются пара л ле ли
12—
15° ю., т. е . она не достигает экватора, как в южной части
Тихого океана. Зона северо-западных муссонов в общем
я вл я ет ся граничной областью между северной и юж ной
ветровыми
систе мами.
Севернее этой области (между
экватором и 10° ю. ш.) находится экваториальная дождли¬
вая зона, которая тянется от Яванского моря до Сей¬
шельских о-вов. Кроме того, очень большое количество
осадков наблюдается в восточной части Бенгальского зал.,
особенно в районе Малайского арх. Западная часть Ара¬
вийского моря очень сухая,
и количество осадков в Аден¬
ском зал. и
Красном море менее 100 мм. Максимальное
выпадение осадков в дождливых зонах в
декабре—фев¬
ралемежду10и25°ю. ш. и в
марте—апреле между 5° с. ш.
и 10° ю. ш . в западной части И. о. Максимальные значения
летом северного полушария
отмечаются
в
Бенгальском
зал. Наиболее сильные дожди почти в течение всего года
отмечаются к 3 от о. Суматра.
роудз у. фейрбридж
Гидрологический режим. Температура, соле¬
ность и плотность поверхностных вод.
В феврале в северной части И. о . наблюдаются типичные
для зимы условия.
Во внутренних районах Персидского
зал
и
Красного моря температура поверхностных вод 15
и 17,5° С соответственно, тогда как в Аденском*зал. она
достигает 25° С . Изотермы 23—25° С идут с ЮЗ на СВ,
и, следовательно, поверхностные воды западной части И. о.
теплее поверхностных вод восточной части для одних и
тех же широт (то же и в отношении температуры воздуха).
Такое различие вызвано циркуляцией вод. Оно наблю¬
дается во все сезоны года. В южном полушарии, где в это
время лето, зона высоких температур поверхностного слоя
(выше 28° С) проходит в направлении на ВСВ от восточных
берегов Африки к району западнее о. Суматра и затем к Ю
от Явы и к С от Австралии, где температура воды иногда
превышает 29° С. Изотермы 25—27° С между 15 и 30° ю. ш .
направлены с ЗЮЗ на ВСВ, от берегов Африки прибли¬
зительно до 90—100° в. д ., затем они
поворачивают
к ЮВ,
так же как в западной части Бенгальского зал., в отличие
от южной части Тихого океана, где эти
изо термы направ¬
лены у берегов Южной Америки к ВСВ. Между 40 и
50° ю. ш . находится переходная зона между водными мас¬
сами средних широт и
полярными водами, которая харак¬
теризуется сгущением изотерм;
перепад температур
по¬
рядка 12° С.
В мае поверхностные воды северной части И. о. на¬
греваются до максимума и имеют температуру в основном
выше 29° С. В это время северо-восточные муссоны сме¬
няются юго-западными, хотя дожди и подъем уровня моря
в это
время еще не наблюдаются.
Рис. 12. Распределение температуры (°С) поверхностного слоя
Индийского океана в авгус те.
В августе (рис. 12) лишь в Красном море и Персид¬
ском зал.
температура в од ы до стиг ает максимума (выше
30° С), однако поверхностные воды большей части север¬
ного сектора И. о .,
включая Аденский зал., Аравийское
море и большую часть Бенгальского зал., за исключением
его западных районов, имеют более низкие
температуры,
чем в мае. Зона низких
температур поверхностного слоя
(ниже 25° С) тянется от берегов Сомали к юго-восточному
берегу Аравийского п-ова. Понижение температуры выз¬
вано
интенсивным
подъемом
холодных глубинных вод
вследствие юго-западных муссонов. Кроме того, в
августе
отмечаются три характерные черты распределения темпе¬
ратур южнее 30° ю. ш .: изотермы 20—25° С в восточной
и центральной частях И. о. направлены с ЗЮЗ на ВСВ,
отмечает ся
сгущение изотерм
между 40 и 48° ю. ш.,
и изотермы
к 3 от Австралии направлены на Ю.
В ноябре температура поверхностных вод в общем
близка к средней годовой. Зона низких температур (ниже
25° С) между Аравийским п-овом и Сомали и
зона высо¬
ких
температур в западной части Бенгальского зал. п очти
исчезают. На огромной акватории к С от 10° ю. ш . темпе¬
ратуры поверхностного слоя держатся между 27 и 27,7° С.
Соленость поверхностных вод (рис. 13) южной части
И.
о.
имеет те же особенности распределения, которые
характерны и для южной части Тихого океана (см. Тихий
182

индийский
океан). К 3 от
Австралии наблюдается ма кс и ма ль ное значе¬
ние солености (выше 36,0°/00). Экваториальная зона низ¬
кой солености, соответствующая переходной зоне между
юго-вос точными п асс ат ами
и
муссонами,
тян ет ся
до
10° ю. ш., но четко
выражена лишь в восточной части И. о .
Минимальные значения солености в этой зоне отмечаются
южнее о-вов Суматра и Ява. Соленость поверхностных вод
в
северной части И. о . меняется не только регионально,
но также и в зависимости от времени года (рис. 14). Летом
северного полушария соленость поверхностных вод имеет
следующие
характерные
особенности:
она
чрезвычайно
низкая
в
Бенгальском зал.,
довольно высокая в Ара¬
вийском море и очень высокая (выше 40°/00) в Персидском
зал. и
Красном море.
Плотность поверхностных вод сг* (рис. 15) в южной
части И. о. летом южного полушария равномерно умень¬
шается в северном направлении приблизительно от 27,0
в
районе 53—54° ю. ш. до 23,0 у 17° ю. ш.; при этом изо-
пикны
идут почти параллельно изотермам. Между 20° ю. ш.
и 0° наблюдается огромная зона вод низкой плотности
(ниже 23,0); около о-во в Суматра и Ява отме чае тся зо на
с плотностью ниже 21,5, соответствующая зоне минималь¬
ной солености в этом районе. В северной части И. о . на
изменение плотности оказывает влияние соленость. Летом
плотность уменьшается
от 22,0 в южной части Бенгаль¬
ского зал. до 19,0 в его северо-западной части, тогда как
для большей части Аравийского моря она выше 24,0 ,
а вблизи Суэцкого канала и в Персидском зал. достигает
соответственно 28,0 и 25,0. Кроме того, сезонные изменения
плотности поверхностных вод в основном вызываются
изменениями температуры. Так, например, для северной
части И. о . характерно увеличение плотности на 1,0—2,0
от лета к зиме.
Течения. Течения в северной части И. о ., находя¬
щиеся под сильным влиянием
муссоно в
и изменяющиеся
по сезонам,
названы юго-западным и
северо-восточным
муссонными дрейфами соответственно д ля лет а и зимы.
В южной части И. о . проходят Южное Пассатное течение
и течение Западных Ветров. Помимо этих течений, тесно
связанных с ветровыми системами, существуют течения
местного характера,
вызв анны е в
основном плотностной
Рис. 14 . Распределение солености (0/00) на поверхности север¬
ной части Индийского океана и вод района Индокитая в феврале
(а) и августе (б) (по Шотту, 1935; Ч. Вину, 1951).
Рис.
15. Распределение плотности на поверхности Индийского
океана.
183

индийский
структурой И. о . ,
такие, как Мозамбикское течение,
Мыса Игольного течение, Межпассатное (экваториальное)
противотечение, Сомалийское течение и Западно-Австра¬
лийское течение (рис. 16).
В южной части И. о . наблюдается большая антицикло-
ническая циркуляция, аналогичная циркуляции в южных
частях Тихого и Атлантического океанов, однако здесь
эта циркуляция подвержена более значительным годовым
изменениям. Крайней южной ее частью является течение
Западных Ветров (между 38 и 50° ю. ш.) шириной 200—
240 миль, усиливающееся в восточном направлении. Это
течение граничит с зонами субтропической и антаркти¬
ческой конвергенций. Скорость течения зависит от силы
ветра
и изменяется по сезонам и
регионально.
Максималь¬
ная
скорость (20—30 миль/сутки) наблюдается вблизи
А — Сомалийское течение; Б —
юго-западное муссонное течение;
В — Южное Пассатное течение. Интенсивность и устойчивость
течений указаны соответственно толщиной и длиной стрелок.
о.
Кергелен. Летом южного полушария
это течение при
подходе к Австралии поворачивает на С и соединяется
с течением, идущим из Тихого океана южнее Австралии.
Зимой ветровой дрейф соединяется с потоком, идущим на Ю
вдоль западных берегов Австралии, и продолжается в Ти¬
хом океане вдоль южных берегов Австралии.
Восточной
частью антициклонической циркуляции
в
ю жном
полушарии является Западно-Австралийское
течение, которое имеет установившееся северное направле¬
ние только летом южного полушария
и достигает 10—
15 миль/сутки севернее 30° ю. ш. Это течение зимой ста¬
новится слабым и меняет направление на южное.
Северной частью антициклонического круговорота
является Южное Пассатное течение, которое зарождается
в
районе выхода Западно-Австралийского течения к тро¬
пику Козерога под воздействием юго-восточных пассатов.
Максимальная скорость течения (более 1 узла) наблю¬
дается в его восточной части зимой южного полушария,
когда к С от Австралии усиливается западный поток из
Тихого океана. Летом южного полушария, когда этот по¬
ток
становится
восточным,
северная
граница Южного
Пассатного течения между 100 и 80° в. д. расположена
около 9° ю. ш ., несколько сдвигаясь к ЮВ от 80° в. д.;
южная граница его проходит в это время около 22° ю. ш .
в восточном секторе. Зимой южного полушария северная
граница этого течения сдвигается к С на 5—6°, следуя
за
северным сдвигом
юго-восточного
пассата.
Перед
о.
Мадагаскар течение р азде ляе тс я
на несколько ветвей.
Одна из них идет на С вокруг о. Мадагаскар со скоростью
до 50—60 миль/сутки и затем поворачивает на 3. Она снова
разделяется на две ветви у
м.
Делгаду. Одна ветвь пово¬
рачивает на С (Восточно-Африканское прибрежное тече¬
ние), другая
—
на Ю, следуя через Мозамбикский прол.
(Мозамбикское течение). Скорость этого течения меняется
почти от нуля до 3—4 узлов при северо-восточном муссоне.
Течение Мыса Игольного формируется из продолже¬
ния Мозамбикского течения и южной ветви Южного Пас¬
сатного течения к Ю от о.
Маврикия. Это течение, узкое
и четко выраженное, простирается от берега менее чем на
100 км.
Как известно, для направленного на Ю потока
в Южном полушарии характерен наклон водной поверх¬
ности влево. На расстоянии 110 км от Порт-Элизабет
наклон уровня в сторону океана увеличивается прибли¬
зительно на 29 см.
Между Дурбаном и 25°
в.
д.
скорость этого течения у края банки Агульяс достигает
3—4,5 узла. К Ю от Африки основная часть течения резко
поворачивает на Ю, а затем на В и объединяется, таким
образом, с течением Западных Ветров. Однако небольшая
часть потока при этом продолжает движение в Атланти¬
ческий океан.
Вследствие смены направлений и развет¬
вленности этого течения вдоль берегов Южной Африки
развиваются многочисленные вихри
и
круговороты, поло¬
жение которых
в течение года меняется.
К С от 10° ю. ш . наблюдается сильная изменчивость
поверхностных течений И. о. от зимы к
лету. В
период
северо-во сточного мусс она, с ноября по мар т , развивается
Северное Пассатное течение (дрейф северо-восточного
муссона). Южная граница этого течения меняется от 3—4°
с. ш. в ноябредо2—3°ю. ш. в
феврале. В марте течение
снова поворачивает
на С и с появлением дрейфа юго-
западного
муссон а
исчезает.
С возникновением северо-
восточного муссона (с ноября) начинает развиваться Меж¬
пасс атное противотечение. Оно образуется под совместным
влиянием течения, идущего юго-западнее берегов Сомали,
и Восточно-Африканского прибрежного течения, идущего
на С от м. Делгаду. Противотечение узкое и доходит
почти до о.
Суматра. Северная граница его в ноябре про¬
ходит к С от экватора, а в феврале сдвигается до 2—3° ю. ш .
Позже течение снова поднимается к С и затем исчезает.
Южная граница течения лежит между 7 и 8° ю. ш . Скорость
течения между 60 и 70° в. д . достигает 40 миль/сутки,
но далее к В она уменьшается.
В период юго-западного муссона, с апреля по октябрь,
Северное Пассатное течение (дрейф северо-восточного мус¬
сона) исчезает и заменяется дрейфом юго-западного мус¬
сона, идущим на В южнее Индии. Южнее о. Шри-Ланка
его скорость 1—2 узла,
а
иногда
достигает 3 узло в.
Ветви этого течения создают в Аравийском море циркуля¬
цию по часовой стрелке, следуя за очертаниями береговой
линии. Скорость юго-восточного потока у западных бере¬
гов Индии достигает 10—42 миль/сутки. В период этого
сезона Сомалийское течение вдоль берегов Сомали в рай¬
оне 10° ю. ш. направлено к С, а воды Южного Пассатного
течения пересекают экватор. У берегов Сомали происхо¬
дит интенсивный подъем вод, вызывающий охлаждение
поверхностных вод на большой акватории.
Подповерхностные течения в И. о. к С от 10° ю. ш.
были измерены на горизонтах 15, 50, 100, 200, 300, 500
и 700 м во время 31-го рейса «Витязя» (январь—апрель
1960 г.), приблизительно на 140 глубоководных станциях.
Как установлено,
на
глубине 15 м распределение течений
оказалось почти аналогичным поверхностному (рис. 16)
зимой северного полушария, за исключением того, что,
по
данным наблюдений, Межпассатное противотечение
берет начало у 60° в. д. и захватывает район между 0
и 3° ю. ш ., т. е . его ширина гораздо меньше, чем на
по верх¬
ности. На горизонте 200 м течения к Ю от 5° с. ш . имеют
направление, обратное течениям на горизонте 15 м: они
направлены на В под Северным и Южным Пассатными те¬
чениями и на 3 под Межпассатным противотечением к В
184

индийский
от 70° в. д. На глубине 500 м течения между 5° с. ш.
и
10° ю. ш. в общем имеют восточное направление
и
образуют
небольшой циклонический круговорот с центром в точке
5° ю. ш., 60° в. д . Кроме того, непосредственные измерения
течений и данные динамических расчетов для периода
ноябрь—декабрь 1960 г., полученные во время 33-го рейса
«Витязя», указывают на то,
что
наблюдаемая система
течений еще не соответствует системе течений, характерной
для зимнего муссона, несмотря на то что здесь уже начи¬
нают преобладать северо-западные ветры.
По данным «Витязя» (1960), «Оби» (1956-57) и «Дис-
ковери II» Заклинским (1963) были составле ны карты ди¬
намической топографии для горизонтов 1500, 2000, 3000
и 4000 м. На глубине 1500 м южнее 18° ю. ш. было выяв¬
лено течение восточного направления со скоростью 2,5—
4,5 см/с (рис. 17). Около 80° в. д. это течение объединяется
с
южны м
п ото ком,
имеющим
скорости 4,5—5,5 см/с,
и его скорость быстро увеличивается. Около 95° в. д . это
течение
резко поворачивает на С, а затем на 3, образуя
антициклонический круговорот, северная и южная части
которого
имеют скорости соответственно 15—18 и 54 см/с.
Около 20—25° ю. ш., 70—80° в. д . ветвь этого течения юж¬
ного направления имеет скорость менее 3,5 см/с. На гори¬
зонте 2000 м между 15 и 23° ю. ш. то же течение имеет во¬
сточное
н апра влен ие
и
ско рос ть
менее
4 см/с. Около
68° в. д . от него отходит ветвь, идущая на С со скоростью
5 см/с. Антициклонический круговорот между 80 и 100° в. д.
на горизонте 1500 м охватывает большую площадь между
70 и 100° в. д. Течение, идущее на Ю из Бенгальского
зал.,
у экватора встречает другое течение, идущее с В,
и поворачивает на С, а затем на СЗ, к Красному морю.
На горизонте 3000 м между 20 и 23° ю. ш. течение направ¬
лено на В со скоростями
в
некоторых местах до 9 см/с.
Циклонический круговорот у 25—35° ю . ш . , 58—75° в. д .
стан овитс я
зде сь
че тко
выраженным
со скоростями до
5 см/с. Антициклонический круговорот между 80 и 100°
в. д ., наблюдаемый на горизонте 1500 м, здесь распадается
на р яд небольших вихрей.
С июля по сентябрь 1962 г., в
период юго-западного
муссона, и с февраля по май 1963 г., в
период перехода от
северо-восточного к юго-западному муссону, учеными
Скриппсовского океанографического института были вы¬
полнены непосредственные измерения течений на четырех
меридиональных разрезах через экватор между 2° с.
ш.
и 2° ю. ш. с интервалом 1°. По данным трех разрезов: по
79° в. д . (сентябрь), 89° в. д . (сентябрь) и 90° в. д. (апрель),
установлено наличие подповерхност ного
потока восточного
направления,
аналогичного тихоокеанскому
Межпассат¬
ному противотечению.
По данным разр еза по 92° в.
д.,
определены поток восточного направления в районе эква¬
тора на глубинах от 40 до 300 м с максимальной скоростью
80 см/с на глубине около 100 м и западный поток у поверх¬
ности. По данным разрезов по 79 и 89° в. д ., максимальные
скорости восточного течения у экватора 60 и 50 см/с со¬
ответственно, что указывает на существование поверх¬
ностного течения восточного направления. Анализ дан¬
ных разреза по 61° в. д . (март) позволил выявить восточный
поток с максимальными скоростями 38 см/с, но не для рай¬
она экватора. Однако повторные измерения на экваторе,
выполненные на том же разрезе через три недели, показали
максимальные скорости восточного потока 57 см/с. Это
свидетельствует о том, что противотечение в районе эква¬
тора
в
марте существовало,
но было слабо развито. По
трем разрезам через 1—3 недели измерения были повто¬
рены. Во всех случаях на экваторе почти на одних и тех
же глубинах был обнаружен восточный поток с максималь¬
ными скоростями от 6 до 30 см/с, что говорит о довольно
установившемся характере (по меньшей мере в пределах
нескольких
недель)
этих
противотечений.
На четырех разрезах, а именно: по 53° в. д . (май и
август), 62° в. д . (август) и 85° в. д. (февраль), Межпассат¬
ное противотечение обнаружить не удалось.
По данным
разреза по 85° в. д . определен слабый поток восточного
направления со скоростью 5 см/с. На разрезах цо 53 и
62° в. д . видны слабые потоки западного направления. На
разрезах по 79 и 92° в. д.,
т.е.в
районах, где противоте¬
чение было хорошо развито, толщина термоклина между
изотермами 15 и 25° С оказалась максимальной на эква¬
торе. Вблизи стрежня восточного потока с максимальной
скоростью здесь были обнаружены ядра высокой солености
и
низкого содержания
к исло род а.
Наклон поверхности
моря в июле и марте—апреле, определенный по динами¬
ческим расчетам, показывает подъем уровня к В порядка
5 ЛО"
8
и 2,5-10"8 соответственно. Аналогичные явления
наблюдались в Тихом и Атлантическом океанах, но с об¬
ратным знаком. Однако наклон уровня на горизонте около
100 дбар становится отрицательным (подъем уровня к 3),
и,
следовательно,
противотечение здесь,
по-видимому,
связано с градиентом давления в восточном направлении,
даже если градиент давления у поверхности имеет запад¬
ное направление.
Водные массы. Для И. о ., помимо субантарк¬
тической водной массы, характерны три основные водные
массы: центральная водная масса И. о . (субтропическая
подповерхностная), экваториальная водная масса И. о . ,
распространяющаяся до средних глубин, и глубинная
вода И. о., ниже
горизонта 1000 м. Имеются также проме¬
жуточные водные массы. Это —
антарктические промежу¬
точные воды, воды Красного моря и другие на средних
глубинах.
Центральная водная масса занимает район между
зоной субтропической конвергенции (около 35—40° ю-ш.)
и
южной границей Южного Пассатного течения (около
15—20° ю.
ш.). Последняя была определена по данным
наблюдений во
время рейсов в период МГГ и Междуна¬
родной индоокеанской экспедиции.
Температурно-соле-
ностные отношения для этой водной массы имеют форму
прямой линии между точками Т — 8° С, 5 =
34,60°/00
и
Т=15°С,5=
35,50°/00 с разбросом значений соле¬
ности
±0,07 и ±0,08о/оо соответственно у
каждой ко¬
нечной
точки
Ту 5-диаграммы. Горизонтальные Г, 5-
отношения
в
зо не
субтропической конвергенции очень
хорошо согласуются с
вертикальными Ту 5-связями для
центральной водной массы между глубинами 100 и 800 м,
185

индийский
что
указывает на образование этих вод в
результате опус¬
кания в зоне конвергенции.
Экваториальная водная масса исследована не так хо¬
рошо, как центральная водная масса, однако на большин¬
стве станций к С от
экватора отношения температуры и со¬
лености можно выразить почти прямыми линиями между
точками
Т=4°С,5=
34,90°/00 и
Т=18°С,'5=
=
32,25°/00. Изменения солености у этой водной массы,
соответствующие
определенным
температурам,
значи¬
тельно большие, чем у центральной водной массы, вслед¬
ствие смешения высокосоленых вод Красного моря и рас-
пресненных прибрежных вод. Т, 5-отношения южнее
экватора
яв ляются
промежуточными
между Т, 5-отно-
шениями для экваториальной и центральной водных масс.
Между центральной водной массой и зоной антаркти¬
ческой конвергенции наблюдается субантарктическая вод¬
ная масса, которая имеет почти одни и те же характери¬
стики во всем Мировом океане. Она имеет низкую соленость
и
образуется в результате перемешивания и вертикальной
циркуляции в зонах субтропической и антарктической кон¬
вергенций. Она значительно отличается от антарктической
промежуточной водной масс ы .
Антарктические промежуточные воды до опускания
в зоне, четко выделяющейся вокруг Антарктиды, имеют
соленость 33,80°/00 и температур} 2,2° С. После опуска¬
ния эти воды распространяются к С на глубинах, заключен¬
ных между изопикническими поверхностями 27,2 и 27,4.
Смешиваясь с под ст ил а ющ и ми и выше лежащими вод ами
и
образуя водную массу, характеризуемую соленос тны м
хминимумом,
который становится менее выраженным
с увеличением расстояния
от района зарождения, эти воды
на
глубинах 200—700 м между зонами антарктической
и
субтропической конвергенций имеют низкую соленость
(34,20—34,50°/0о)> относительно низку ю
те мпер атуру
(3,4—4,0° С) и вы сокое
содержание кислорода (6,5—
4,5 мл/л). К С от зоны субтропической конвергенции они
погружаются до глубин 800—1500 м и у 10° ю. ш . снова
поднимаются до глубин 500—900 м, где с увеличением
солености до 34,75°/оо теряют свои свойства.
Западнее
Австралии эта водная масса распространяется на С вдоль
двух основных траекторий: восточной —
между 100 и
110° в. д . до 15° ю. ш. (на глубине 600 м) и западной
—
между 90 и 100° в. д. до 12° ю. ш. (на глубине 500—600 м).
Такое разделение, вероятно, вызвано подводным хребтом,
расположенным около 32° ю. ш., 90—100° в. д . Кроме того,
к СЗ от Австралии в Банда море образуется промежуточная
водная масса моря Банда с низкой соленостью (34,60—
34,70°/00) и температурой 4—5° С, которая распростра¬
няется на 3 южнее Индонезии и к ЮЗ от Австралии на глу¬
бинах 1000—1400 м под антарктическими промежуточными
водами. Между 10 и 20° ю. ш . на глубинах 700—1000 м над
промежуточной водной массой моря Банда распростра¬
няется на В северо-западная индоокеанская промежуточ¬
ная водная масса с высокой соленостью (34,70—34,90°/00)
и
температурой 7—8° С, которая смеш ивается с водами
северных оконечностей двух
ветвей антарктической проме¬
жуточной водной массы .
Считается, что высокосоленые подповерхностные воды
поступают
в
северную часть И. о . лишь из Красного моря.
Однако Рокфорд (1964), исходя из последних данных, в том
числе данных «Витязя» (1960) и «Оби» (1958), выделил
в слое выше 1000 м пять высокосоленых вод различного
происхождения. Рокфорд использовал метод, определяю¬
щий экстремумы 7\ 5-кривой для каждой станции. Как
установлено,
воды Красного моря распространяются
между изопикническими поверхностями 27,3 и 27,1
на
глубинах 600—900 м .
Соленость этих вод меняется
от
36.3 до 34,9°/00. Между изопикническими поверхностями
26.4 и 26,8 на глубинах 300—400 м распространяются воды
Персидского зал. с соленостью 36,1—35,00°/ио. Третья
водная масса зарождается в северной части Аравийского
моря и распространяется между изопикническими поверх¬
ностями 24,9 и 26,0 на глубинах 100—200 м. Соленость
этой водной массы меняется от 36,5°/00 для низкой плот¬
ности
(о*
=
24,9) до 35,0°/00 для высокой
плотности
(о*
=
26,0). Четвертая водная масса (воды Аравийского
моря), которая образуется в поверхностных слоях цен¬
тральной части Аравийского моря, распространяется лишь
в самом поверхностном слое (до 100 м) и подвержена се¬
зонным изменениям, находясь, в частности, под влиянием
северо-восточного муссона. Соленость этих вод меняется
от
36,6°/00 для С(
=
23,8 до 35,2°/00 для
=
25,0. Пятая
водная
масса
обнаруживается лишь в экваториальном
районе И. о., от 10° ю. ш. до 10° с. ш. Эта водная масса
занимает поверхностный слой (0—ПО м), ее соленость
меняется от
35,8°/00 для 0(
—
23,0 до 35,2°/00 для 0(
~
—
23,5. На рис. 18 представлены основные траектории
движения пяти высокосоленых водных масс с указанием
соответствующих глубин их положения.
Водные массы глубинных слоев И.
о.
классифици¬
руются как глубинные и придонные во ды соответственно
глубинам их расп олож ения .
ВИ. о.
существует пять глу¬
бинных водных масс. Две водные массы —
циркумполяр¬
ная глубинная водная масса и антарктическая придонная
водная масса
—
известны и в
других океанах, тогда как
северо - и
южноиндоокеанская глубинные водные массы
и североиндоокеанская придонная водная масса харак¬
терны только для И. о.
Циркумполярная глубинная водная масса из южной
части Атлантического океана поступает в И. о .
Она осо¬
бенно четко выражена
в западной его части (ее максималь¬
ная соленость 34,80°/00). Эта водная масса относительно
теплая и имеет в основном восточное направление между
65 и 35° ю. ш . По мере распространения она распресняется
при смешении с промежуточными
и
придонными водами.
К Ю от зо ны субтропической конвергенции верхнюю гра¬
ницу этой водной массы можно легко определить по соле¬
ности, устойчивости и максимальному градиенту темпера¬
туры. Она расположена между глубинами от 300—800
до 400—200 м летом южного полушария и от 400—600 до
300—150 м зимой. Нижняя ее граница довольно неопре¬
деленна, хотя приблизительно и совпадает с изопикнами
27,87—27,88 южнее 60° ю. ш.
Максимум солености ее при¬
х од ит ся на глубины 1900—2500 м (34,86—34,72°/0о в за ~
пад ных
районах и 34,75—34,70°/00 в юго-восточных).
Этот максимум частично вызван смешением с северо¬
атлантической глубинной водной массой, которая распро¬
страняется на Ю за экватор. Иваненков и Губин (1960)
полагают, что североатлантическая глубинная водная масса
с температурами 1,0—2,5° С, соленостью 34,86—34,72°/оо
и
содержанием
кисло рода 3 ,8—4,4 мл/л отличается от
циркумполярной глубинной. По их мн ен и ю, североатлан¬
тическая
глубинная водная масса поступает
вИ.о.наглу¬
бинах ниже 2000 м южнее 35° ю. ш. и 20° в. д. и проходит
наСдо28—22°ю.ш.
между 30 и 45° в. д . Северный предел
распространения глубинных вод циркумполярной и под¬
стилающей ее североатлантической (у 35° ю. ш.) граничит
с южноиндоокеанской глубинной водной массой, которая
идет на Ю, компенсируя вынос на С
п ром ежу точ ных
и
придон ных
вод. Южноиндоокеанская глубинная водная
масса образуется в районе между 10 и 16° ю. ш . на глуби¬
нах 1500—3500 м из
трех водных масс: североиндоокеан¬
ской глубинной,
субантарктической
промежуточной и
небольшого
ко ли че ст ва антарктической придонной. Юж¬
нее 35° ю. ш. южноиндоокеанская глубинная водная масса
смешивается с циркумполярной глубинной водной массой
и в этом потоке восточнее 115° в. д . становится преобла¬
дающей. Североиндоокеанская глубинная водная
масса
образуется в Аравийском море из водной массы Красного
моря и воды Оманского зал.,
играющих второстепенную
186

индийский
роль. Водная масса Красного моря в слое 1000—1500 м
ум.
Гвардафуй имеет температуру 8—4° С и солен ость
35,9—35,0°/оо. В направлении на В и ЮВ тем пература
ее
сильно
понижается,
но
соле ност ь
изменяется
незначи¬
тельно. Далее эта водная масса у самого экватора опу¬
скается до глубин 2000—2500 м. Южнее 10° ю. ш.
северо¬
индоокеанская
глубинная водная масса отличается вы¬
сокой соленостью (35,5—34,8°/о0),
высоки ми температу¬
рами (10—2,5° С) и низким
содержанием кислорода (0,40—
3,5 мл/л). В районе между 10 и 16° ю.
ш. с евер оинд о-
ной преобладает придонная вода, образующаяся к В от
90° в. д . Воды антарктического шельфа могут стать частью
придонной воды, когда их плотность превышает 27,87
или когда они имеют температуру от —1,8 до 1,9° С и со¬
леность выше
34,58°/00. Это условие удовлетворяется при
образовании льда толщиной более 1,5—2,5 м.
Придонная
вода в районах своего зарождения
имеет низкую темпера¬
туру (от —0,9 до 0,0° С), низкую соленость (34,66—
34,69°/00), высокую плотность (27,87—27,95) и высокое
содержание кислорода (6,8—5,3 мл/л). Зимой верхняя
океанская глубинная вода смешивается с субантаркти¬
ческой промежуточной и антарктической придонной вод¬
ными массами и
трансформируется в южноиндоокеанскую
глубинную водную массу.
Антарктическая придонная водная масса образуется
вблизи антарктического материкового склона в основном
при смешении в зимний период антарктической поверхност¬
ной водной массы с соленостью 34,58—34,62°/00 и циркум¬
полярной глубинной водной массы с соленостью 34,76—
34,70°/0О. Температура обеих водных масс очень низкая,
близкая
к
температуре
зам ерз ани я.
Существует пять
ос новны х
районов образования антарктической придон¬
ной водной массы, в том числе море Уэдделла и антаркти¬
ческий прибрежный район между 20 и 145° в. д . в южной
части И. о.
В западней части И. о. преобладает придонная
вода образующаяся в море Уэдделла, тогда как в восточ-
граница придонной воды в 60—80 милях от края антаркти¬
ческого шельфа расположена на глубинах 500—800 м, в се¬
верной части антарктического района
—
на
глубинах
3000—3500 м.
Летом
ее
в ерх няя
граница
на
мате¬
риковой отмели расположена глубже, чем зимой,
—
на
глубине 1200 м. В районе между 16 и 10° ю.
ш.
(рис. 19)
антарктическая придонная водная
масса
в
результате
смешения с североиндоокеанской глубинной водной мас¬
сой трансформируется в североиндоокеанскую придонную
водную массу. Эта трансформация прослеживается по рез¬
кому повышению температуры от менее 1,0 до 1,5—1,7° С
и солености от 34,72 до 34,74—34,76°/00 и по уменьшению
содержания кислорода от 4,6 —4 ,8 до 4,1—4,5 мл/л.
Вертикальное распределение водных масс И. о., их
температура и соленость даны на рис. 20 —22, составлен¬
ных по данным экспедиции на «Оби» (12 мая
—
8 июня
18/

индийский
1956 г.) для района от моря Дейвиса (Земля Королевы
Мэри, 66° ю. ш., 92° в.
д.) до м.
Гвардафуй (12° с.
ш.,
52° в. д.).
Поллак (1958) изучал процентный (или объемный)
состав
распределения водных масс в сего И . о . по п оте н¬
циальной температуре 0 и солености 5, по градациям через
Рис .
19.
Температур ы
придонных вод Индийского океана
(по Дефанту, 1961).
0,5° С
и
0,1°/00 соответственно. Он использовал за пе¬
риод 20 лет данные около 67 гидрологических станций,
разделенных почти равномерными
горизонтальными
ин¬
тервалами.
Общий объем вод И. о., согласно
Поллаку,
29 195-104 км3. Средние значения 0 и 5 для всего И. о.
со ответст венно ра вны 3,72° С и 34,76°/00.
Г идрохимия.
Распределение химических эле¬
ментов в водах И. о . еще не было подробно исследовано.
На основании наблюдений «Дисковери» и «Дана» Свер¬
друп и др. (1942) анализировали распределение кисло¬
рода. Иваненков и Губин (1960) изучали распределение
химических элементов в основном по данным «Оби» (1956).
Вертикальное распределение кислорода на разрезе между
морем Дейвиса и м. Гвардафуй представлено на рис. 23.
Сравнение этого рисунка с распределением водных масс
на том же разрезе (рис. 20) указывает на хорошую согла¬
сованность.
В общем содержание кислорода на поверх¬
ности высокое, оно
увеличивается с понижением темпера¬
туры поверхностного слоя. Таким образом, самое высокое
содержание кислорода, превышающее 7,5 мл/л, имеют по¬
ве рхно стны е
воды антарктического района. Отсюда эти
насыщенные кислородом воды уносятся на С субтропи¬
ческой подповерхностной, антарктической промежуточной
и
антарктической придонной водами. Максимальные зна¬
чения содержания кислорода в этих водных массах состав¬
ляют соответственно 5,5; 5,0 и 4,5 мл/л. С другой стороны,
слой 100—300 м Южного Пассатного течения беден кисло¬
родом (менее 2,5 мл/л), так как проникновению кислорода
из атмосферы на глубину здесь препятствует большая устой¬
чивость поверхностных слоев. Кроме того, североиндо¬
океанская глубинная водная масса из-за недостаточного
контакта с атмосферой тоже бедна кислородом и до ши¬
роты 40° ю.
она создает слой
кислородного минимума
между богатыми кислородом промежуточной и придонной
водами.
64°?6'
АН
СИ
56°32' 52°15'
45°04'
58°45' \ 55°02' 49°37' | 4/°/3'
34°18 '
| 25‘25'
18Ю8'
ТК
5°05’
7°50' I 345' 0"52 с.ш.
1144'
Рис. 20. Распределение водных масс на ра зре зе м ор е Дейвиса—м . Гвардафуй (Асир) («Обь», 12 мая
—
8 июня 1956 г.,
по Иванен¬
кову и Губину, 1960).
1—
антарктическая поверхностная водная масса; 2 —
циркумполярная глубинная
водная масса; 3 —
опускающиеся североат¬
лантические воды; 4 —
антарктические воды; 5 —
субантарктическая поверхностная водная масса; 6 —
субантарктическая про¬
межуточная водная масса; 7 —
циркумполярная глубинная водная масса; 8 —-
опускающиеся североатлантические воды; 9 —
при¬
донная водная масса; 10 —
субтропическая поверхностная водная масса; 11 —
субтропическая подповерхностная водная масса;
12—
южноиндоокеанская глубинная водная масса; 13 —
тропическая поверхностная водная
масса; 14 —
южноэкваториальная
водная масса; 15 —
южноэкваториальная подповерхностная водная масса; 16—североэкваториальная
поверхностна я
водная масса;
17 = североиндоокеанская глубинная водная
масса;
18—
североиндоокеанская придонная
водная масса.
188

индийский
Иваненков и Губин сделали оценку биохимического
потребления кислорода (ВПК) в различных районах И. о .
В зимнее время для такой оценки идеальным является район
антарктического шельфа: во-первых, он полностью покрыт
льдом, что исключает поступление кислорода из атмосферы,
и, во-вторых, в этом районе отсутствует подъем глубинных
2,0 мл/л и в североиндоокеанской придонной воде (между
16и10°ю.ш.)наглубинениже2000м—
0,04 мл/л.
Распределение рН на том же разрезе,
что и для кисло¬
рода, представлено на рис. 24. Характерной особенностью
поверхностных вод антарктического района является очень
низкий рН (для верхнего 100-метрового слоя в среднем
Рис. 21. Распределение температуры (°С) на разрезе море Дейвиса
—
м.
Гвардафуй (Асир) («Обь», 12 мая—8
ию ня
1956 г.,
п о Иваненкову и Губину, 1960).
АК—
антарктическая конвергенция; С К —
субтропическая конвергенция; ТК —
тропическая конвергенция.
вод, бедных кислородом. По данным для антарктического
шельфа в И. о . среднее БПК за 10 месяцев в верхних 410 м
равно 0,37 мл/л. Годовое БПК в экваториальном районе
на глубинах 100—300 м составляет 1,5 мл/л, в североин¬
доокеанской глубинной воде (глубина 600—1200 м) 1,5—
7,93—7,98). Это вызвано прекращением фотосинтеза
в на¬
чале зимы (май). В подповерхностных и промежуточных
слоях рН зависит от скорости окисления и объема поступ¬
ления вод, богатых углекислым газом. Для субтропической
подповерхностной воды
(центральная
водная
масса)
64°26'
АН
56°23' 52°15'
58°45'\ 55° 02'
СИ
41°13'
45°04'
28°33'
18°08'
ТИ
7°50' 5°05'
0°52'с.ш .
11°44'
АК—
антарктическая конвергенция; С К
субтропическая конвергенция; ТК — тропическая конвергенция.
189

индийский
между 40 и 16° ю. ш. характерны высокий рН (8,0—8,1)
и неизменность его значений по глубине. Экваториальная
водная масса между 6 и 10° ю. ш. на глубинах 120—300 м
характеризуется минимумом рН (7,81—7,86). Антаркти¬
ческая
промежу точная
водная
масс а
на
одинаковых
и зопи кни ческ их
поверхностях
имеет
постоянные
значе¬
ния рН. На рН глубинных вод, помимо окислительных
процессов, оказывает влияние и
растворе ни е карбонатов.
Минимум рН хорошо согласуется с кислородным миниму¬
мом
в
североиндоокеанской глубинной воде, вызванным
окислением органического материала. Однако растворение
карбонатов вызывает некоторое различие в вертикальном
распределении кислорода и рН над слоем минимума.
Содержание фосфатов в поверхностных водах меняется
от 1,5—1,9 мг-ат/м3 в верхних слоях южнее зоны антарк¬
тической конвергенции до 0,8—0,15 мг-ат/м3 в субтропи-
Рис 23. Распределение кислорода (мл/л) на разрезе море Дейвиса — м.
Гвардафуй (Асир) («Обь», 12 ма я
—
3 июня
1956 г., по Иваненкову и Губину, 1960).
АК—
антарктическая конвергенция; С К «^-субтропическая конвергенция; Г/С—-тропическая конвергенция.
АН
СН
ТН
Рис 24 Распределение рН^
на
разрезе
море Дейвиса
—
м.
Гвардафуй (Асир) («Обь», 12 м ая
—
8 июня 1956 г.,
по Иваненкову и Губину, 1960).
АК—
антарктическая конвергенция; С/С - * субтропическая конвергенция; Г/С —
тропическая конвергенция.
190

индийский
ческих водах и до 0,2—0,1 мг-ат/м3 в экваториальных во¬
дах. В субтропических водах их содержание с глубиной
постепенно увеличивается почти до 1,0 мг-ат/м3 на глу¬
бине700м,нов
экваториальных водах на глубине 100 м
их
содержание
вследствие
под ъе ма
вод в этих
районах
резко увеличивается до 1,2 мг-ат/м3. Содержание фосфа¬
тов в антарктической промежуточной воде с глубиной по¬
степенно увеличивается от 1,2—1,3 мг-ат/м3 на ее верхней
границе до 1,8—1,9 мг-ат/м3 на нижней. Количество фос¬
фатов в глубинных водных массах обычно довольно высо¬
кое. Содержание фосфатов в циркумполярной глубинной
водной массе составляет 1,8—2,2 мг-ат/м3 и с глубиной
п очти
не
меняется.
Максимальные величины фосфатов
наблюдаются в североиндоокеанской глубинной воде
(2,6—3,1 мг-ат/м3), тогда как в глубинных водах более
южных
районов
их
м акси мал ьные
зн ачения
2,2—
2,3 мг-ат/м3. Большое количество фосфатов в североиндо¬
океанской глубинной воде вызвано влиянием поверхност¬
ны х во д Красного моря. Эти воды, богатые фитопланкто¬
ном, опускаются до промежуточных глубин и смешиваются
с североиндоокеанской глубинной водой. В антарктичес¬
кой придонной воде содержание фосфатов уменьшается
примерно на 0,1—0,2 мг-ат/м3 по сравнению
со
значе¬
ниями для глубинных вод и в то же время немного увели¬
чивается в северном направлении.
Максимум силикатов для поверхностного слоя наблю¬
дается в
антарктическом районе (35—70 мг-ат/м3), несмотря
на
то
что
в
фитопланктоне этого района преобладают
диатомовые водоросли, основные потребители силикатов.
Здесь этот максимум
связан с интенсивным
перемешива¬
нием
с
глубинными водами.
Поверхностные воды к С
от зоны субтропической конвергенции вследствие устано¬
вившейся
стратификации, препятствующей смешению
с глубинными водами, постоянно характеризуются неболь¬
шим количеством кремния (5—10 мг-ат/м3). С глубиной
в этих
районах наблюдается постепенное увеличение
со¬
держания кремния до 10 мг-ат/м3 в центральной водной
массе на
глубине 800 м и до 25—30 мг-ат/м3 в экваториаль¬
ной водной массе на глубине 300—500 м . В антарктической
промежуточной воде содержание силикатов увеличивается
от 15 мг-ат/м3 в
верхних слоях до 25—45 мг-ат/м3 в ядре
и до 67—70 мг-ат/м3 в пределах ее нижней границы. Со¬
держание силикатов в глубинной воде составляет 70—
120 мг-ат/м3. Максимальное содержание силикатов (110—
190 мг-ат/м3) для всего И. о. наблюдается в антарктической
придонной воде.
В придонных
водах
экваториального
района эти значения несколько понижаются (до 100—
ПО мг-ат/м3).
Нитриты были обнаружены лишь в поверхностных
водных массах. Они наблюдаются лишь летом в антаркти¬
ческом районе в слое 0—25 м, но не в пикноклине. Интен¬
сивный распад нестойкого органического материала, яв¬
ляющийся основным источником нитрит ов,
наблюдается
здесь лишь в
верхнем 25-метровом слое. Максимум нитри¬
тов для субтропической зоны находится в
верхнем слое
зо ны
субтропической конвергенции и составляет 8—
10 мг-ат/м3. К С от зоны субтропической конвергенции
зимой южного полушария нитриты
в
поверхностных водах
не наблюдаются, точно так же, как и в слое 0—60 м в се¬
вероэкваториальной водной массе, однако в слое пикно¬
клина они присутствуют в довольно большом количестве
(10,0—10,5 мг/м3).
Максимальное количество нитратов (до 110—120 мг/м3)
в
поверхностных водах было обнаружено в зонах антаркти¬
ческой и субантарктической конвергенций. К С от зоны
субтропической
конвергенции
нитраты
отсутствуют.
Максимальное количество нитратов (до 320 мг/м3) было
обнаружено в западной части И. о. около 12° ю. ш. в севе¬
роиндоокеанской глубинной воде.
В циркумполярном
течении воды североатлантического происхождения опре-
делются по минимальному количеству нитратов (200—
210 мг/м3).
Распределение органического фосфора в юго-восточ¬
ной части И. о. изуч ал Рочфорд (1963). По данным мери¬
дионального разреза вдоль 112—114° в. д .,
количество
органического фосфора в верхнем 200-метровом слое было
максимальным (0,20—0,30 мг-ат/м3) в пределах южной
границы Южного Пассатного течения, в зоне экваториаль¬
ной дивергенции и в пределах границы между Межпассат¬
ным
противот ечением
и Северным Пассатным течением.
Хорошо выраженный максимум на вертикальных профи¬
лях приблизительно на глубине 1000 м согласуется с ми¬
нимумом солености антарктической промежуточной воды
Рис. 25. Котидальные линии приливов М2 (по Дефанту, 1961).
Приливы. Котидальная
карта
полусуточного
прилива для И. о. представлена на рис.
25. Характерной
особенностью И. о. является то, что если пренебречь воз¬
мущениями у берегов, то изменения фазы прилива здесь
очень незначительные. В И. о. можно выделить пять рай¬
онов с различными типами приливов: 1) западный район
—
побережье Африки, от южного сектора Атлантического
океана через м. Доброй Надежды на С дом. Хафун (Сомали),
включая воды к 3 от о-вов Мадагаскар, Коморских, Ами¬
рантских и Сейшельских; фазы прилива здесь около 0°
(экватор); 2) восточный район, занимающий зону, которая
тянется к С от западного побережья Австралии (район
Фримантла) через Тиморское море к центру о. Ява; фазы
прилива здесь около 45°; 3) центральный район
—
широкая
полоса между восточным и западным районами, прости¬
рающаяся от южной части Мальдивских о-вов через арх.
Чагос, о-ва Родригес, Сен-Поль и Кергелен к Антарктике
(на одной из станций «Гаусса» наблюдались фазы прилива
229°); фазы прилива здесь около 240° и противоположны
фазам прилива восточного и западного районов; для этого
района также отмечаются всюду высокие величины при*
ливов; 4) северо-восточный район
—
от
Аденского зал.
до северного побережья Аравийского моря и затем к 12° с. ш .
(юго-западное побережье Индии); фазы прилива здесь
191

индийский
увеличиваются от 227° у Карачи до 332° у Бомбея и Коччи;
5) северо-западный район
—
вся
внутренняя часть Бен¬
гальского зал., включая Андаманское море; фазы прилива
здесь от 30 до 130°.
Полусуточный прилив М2 имеет три точки
амфидро-
мии. Приливные течения в Аравийском море характери¬
зуются направлением вращения по часовой стрелке и уве¬
личением величины прилива с 3 на В. В Бенгальском зал.
наблюдаются постоянные колебания приливных течений
с
фазами, противоположными фазам прилива в открытой
части И. о.
Сгущение котидальных линий в
направлении
от восточного берега о.
Шри-Ланка к северной части
Рис. 26. Котидальные линии приливов
(по Дефанту, 1961).
о. Суматра и небольшие величины прилива (13 и 4 см
соответственно у западной и восточной границ) указы¬
вают на наличие в этом районе узловой линии.
На рис. 26 представлены котидальные карты суточ¬
ног о
прилива
для И. о . Здесь отмечаются две основные
точки
амфидромии
—
на С вблизи
арх.
ЧагосинаЮ
у55°ю.ш.,
30° в . д. Северная амфидромия характери¬
зуется минимальными величинами порядка 5—10 см у арх.
Чагос и вдоль обеих концов области сгущения котидаль¬
ных линий —
между северо-западной частью о. Суматра
и южной частью о. Шри-Ланка на 3 и у южной части
о.
Мадагаскар на В.
В северо-западной части И.
о.
амфидромия отсутствует, и величина прилива здесь более
20 см у Сейшельских и Лаккадивских о-вов и более 40 см
у южного побережья Аравийского п-ова. У южного входа
в Мозамбикский прол. отмечается небольшая амфидромия
с направлением вращения по часовой стрелке.
Прилив в И. о. смешанный, состоящий в основном из
полусуточного и суточного приливов. У побережья Африки
наблюдается полусуточный прилив, у побережья Аравий¬
ского п-ова, Ирана и Индии отмечаются приливы сме¬
шанного типа. У побережья Индонезии и Юго-Восточной
Азии наблюдаются приливы смешанного типа и суточные
приливы. Районами чисто суточного прилива являются
проливы Банка, Геласа и Каримата, юго-западное побе-
192
режье Австралии, южная часть Южно-Китайского моря
и Яванское море.
Средние величины сизигийных
приливов северной
части
Аравийского моря изменяются от 2,5 м у Адена до
5,7 м у Бомбея и уменьшаются снова до 1,1 му Коччи.
В западной части Бенгальского зал., включая побережье
о. Шри-Ланка, средние величины сизигийного прилива
около 1 м, но у северного и западного побережий за¬
лива они увеличиваются из-за мелководья до 4,2—5,2 м.
У Рангуна сизигийные приливы превышают 7 м. Средняя
величина сизигийных приливов у восточного побережья
Южной Африки 1,7—1,9 м, в Мозамбикском прол. она
увеличивается до 3—4 м. Величины приливов у северного
побережья Австралии и в прол.
Торреса в среднем
2,5 м, однако у северо-западного побережья Австралии
они
превышают 6 м (8 м у порта Дарвин и 10—12 м в зал.
Кольер). У западного побережья Австралии величины при¬
лива снова уменьшаются в юго-восточном
направлении,
вблизи Фримантла они для чисто суточного прилива со¬
ставляют 0,5 м. У южного побережья Австралии вели¬
чины
прилива снова повышаются до 1—2 м.
Ветровые волны и зыбь. По данным харак¬
теристик волнения И. о. можно разделить на
следующие
районы: район западных ветров на Ю, район юго-восточ¬
ных пассатов (между о.
Мадагаскар и Австралией) и рай¬
он
муссонов (севернее экватора). Повторяемость наблюдае¬
мого волнения при разных высотах волн и для разных
районов представлена в следующей таблице:
Высота волн,, м
Район
О
?
О
0,9—1,2 1,2—2,1
СО
С4
3,7-6,1
СО
А
Северный район северо-вос¬
55
25
10
5
5
0
точн ых мусс онов
Северный район юго-запад¬
15
15
25
20
15
10
ных муссонов
Район
юго-восточных
пас¬
35
25
20
10
5
5
сатов
Район западных ветров
10
20
20
20
15
5
Эта таблица демонстрирует значительные годовые ко¬
лебания высоты волн для северного района. Зимой северо-
восточный муссон в основном вызывает небольшое волне¬
ние (высота волн менее 1 м). Летом, особенно с июня по
август, юго-западный муссон, который часто характери¬
зуется
силой более 7 баллов, вызывает волны высотой
более 2,1 м с 45%-ной повторяемостью. Район юго-восточ¬
ных пассатов
характеризуется незначительным волнением
с 80%-ной повторяемостью при средней и незначительной
высоте волн, но в южном районе западные ветры вызывают
сильные волнения с 50%-ной повторяемостью.
По данным
стереографических
измерений вблизи
о.
Кергелен, были зарегистрированы волны высотой 15 м,
длиной 250 м.
У восточного побережья Австралии визу¬
ально наблюдались волны высотой 10—И
м
при длине
400 м, а в юго-восточной части И. о . наблюдалась зыбь
высотой 7,5 м при длине 341,7 м и с
периодом 14,5 с.5
Взаимодействие между атмосферой и ок е ан о м.
Двух¬
месячные данные по распределению количества тепла
получаемого морем, для
к аж д о г о 5-градусного квадрата
И. о. были проанализированы Альбрехтом, который ис¬
пользовал климатологические карты Макдональда (1938),
карты температур поверхностных вод Шотта (1935) и тем¬
ператур воздуха для четырех сезонов года. На рис. 27
представлены изолинии
значений 117 [ккал/(см2 .месяц)]

ИНДИЙСКИЙ
для каждых двух месяцев: сплошные линии —
для отри¬
цательных значений (тепло, отдаваемое океаном в атмо¬
сферу), пунктирные линии —
для положительных значе¬
ний (тепло, получаемое океаном). Объяснение годового
хода значений No лучше всего начать с декабря, когда на¬
блюдается максимальная для южного полушария высота
снова
увеличивается
и
достигает
второго
максимума
[4 ккал/(см2 «месяц)] у 5° ю. ш . Севернее 4° с. ш .
значе¬
ния
становятся отрицательными.
Максимальная потеря
тепла [6 ккал/(см2 «месяц)] наблюдается около 20° с. ш .
В феврале, когда область отрицательных значений Ш
в зоне о. Мадагаскар—о. Ява увеличивается, уменьшение
Рис. 27. Карты теплообмена [ккал/(см2« месяц)] на поверхности Индийского океана.
Сплошные линии —
теплоотдача в атмосферу; пунктир
—
приток тепла в океан.
Солнца. В этом месяце И. о ., за исключением его
северной
части, получает тепло. Максимальное количество тепла
[12 ккал/(см2 «месяц)] приходится на зону около 40° ю. ш .
К С величина No резко уменьшается и даже сходит к
нулю
в
центральной части И. о., у 18° ю. ш ., в
районе Южного
Пассатного течения между о-вами
Мадагаскар и Ява,
где отмечается наиболее сильное
испарение. Отсюда Ш
7 Заказ 406
потока
тепла
вследствие
испарения,
вызываемого юго-
восточным
муссоном, проходящим над Южным Пассатным
течением, становится более отчетливым.
Зона максималь¬
ного притока тепла сдвигается от 40° ю. ш .
примерно на 4°
по
широте, а величины No по сравнению с
декабрьскими
уменьшаются. Этот сдвиг вызван запаздыванием макси¬
мальных поверхностных температур относительно периода
193

индийский
максимальной высоты Солнца на данных широтах. Область
теплоотдачи на С И. о. в феврале уменьшается до неболь¬
шого района в северной части Бенгальского зал.
В апреле теплоотдача в атмосферу в районе Южного
Пассатного течения становится сильнее и достигает мак¬
симум а
к Ю от Африки, в районе течения Мыса Игольного.
Для всей акватории к С от линии между северной частью
о.
Мадагаскар и южной частью о.
Суматра характерен
приток тепла в И. о. В июне приток тепла в И. о. ограничен
небольшими районами в северных частях Аравийского
моря и Бенгальского зал. Зона максимальной теплоотдачи
снова идет от о. Мадагаскар ко. Ява [12—14 ккал/(см2 X
X месяц)] в районетечения Мыса Игольного; при этом вели-
из
ж
1
1
2
из
л
А
8
1
аиз
Январьфеврал
1А
1
Ао
\оа
ск \о
я
^
^§
Май
Ч>>
Нсо
нк
Xн
35
Средняя
25,20 25,31
24,08 22,60 23,19 24,61
температура, °С
ккал/(см2. месяц) 2,61
— 0,52
—6,25 —1,62 1,78
3,95
Рис. 28. Годовой суммарный теплообмен
[ккал/(смв.Г0Д)]
(по Альбрехту, 1958).
чины теплоотдачи уменьшаются
в направлении к СВ.
Зона минимальной теплоотдачи лежит к Ю от 40° ю. ш .,
где в феврале отмечался максимум притока тепла.
В августе приток тепла к С от экватора увеличивается.
Зона теплоотдачи юго-западнее Индии остается как часть
второго максимума теплоотдачи, характерного для июня.
Зона максимальной теплоотдачи в августе в южном полу¬
шарии наблюдается около 22° ю. ш., однако она не дости¬
гает о. Ява. Кроме того, у 45° ю. ш. отмечается второй мак¬
симум теплоотдачи в октябре. В этот месяц для района
кЮот40°ю.ш.
ха рактере н пр ито к т еп л а 8—10ккал/(см2Х
Хмесяц). В районе Южного Пассатного течения, где имеет
место сильное испарение, и в Бенгальском зал., где эффект
солнечной радиации ослабевает, отмечается небольшая
теплоотдача.
На рис. 28 представлен ход суммарного теплообмена
за год. На карте (рис. 28) снова видна зона максимальной
теплоотдачи в районе течения Мыса Игольного и между
Мадагаскаром и Явой. Зона максимального притока тепла
по 45° ю. ш. на этой карте хорошо выражена. Между Тан¬
занией и о. Суматра отмечается зона слабо го
при тока
тепла. Для южных частей Бенгальского зал. и
Аравий¬
ского м ор я характерна небол ьшая теплоо тдача, тогда как
для северных их частей — сильный приток тепла. Регио¬
нальные различия^ годовом балансе тепла могут'быть ком¬
пенсированы
горизонтальным
перенос ом
тепла
оке ани¬
ческими течениями.
Температура поверхностного слоя и количество тепла,
получаемого И. о. к С от 35° ю. ш.,
осреднен ные по двум
месяцам, представлены в следующей таблице:
Из таблицы видно, что приток тепла сказывается на
температуре поверхностных вод приблизительно через два
месяца. Если допустить, что амплитуда колебаний сред¬
ней
температуры поверхностных
вод (2,71° С) вызвана
исключительно
годовым
увеличением
при тока
тепла
(33,4 ккал/см2), определенного из этой таблицы, глубина
верхнего слоя, прогреваемого этим теплом, составит около
123 м. Это вполне вероятно, так как средняя глубина тер¬
моклина в этом районе 200 м; ниже его сезонные изменения
температуры почти не наблюдаются.
ТА КАШ И ИЧИЕ
Геологическое строение дна И. о . И . о. представляет
собой великолепный пример «молодого» океанического бас¬
сейна,
окруженного материковыми
участками земной
коры (Африка, Индия, Австралия, Антарктида), которые
тектонически схожи и, вероятно,
в
докембрии были объеди¬
нены в единый материк или группу тесно связанных суб¬
континентов
(«Гондвана» Зюсса).
Данные палеогеографических исследований И.
о.
свидетельствуют о том,
что в
раннем палеозое к 3 от
Австралии образовалась окраинно-материковая геосин¬
клиналь, а в
пермский период аналогичная геосинклиналь
(«Мальгашская впадина») образовалась вдоль западной
границы И. о . В ледниковый период карбона и перми ма¬
терики, по-видимому, были расположены очень близко
друг к другу. К настоящему времени геологи располагают
немногочисленными, да к тому же еще и недостаточно
надежными
данными
палеомагнитных
измерений, чтобы
можно было определить точное взаиморасположение этих
материков. Однако почти доказанным является предполо¬
жение
о том,
что
главный
раскол матер иков
начался
в
пермский период, когда Австралия отошла к В, Антарк¬
тида — к Ю и Индия — к С. Небезынтересно отметить, что
одна из самых ранних дискуссий о расколе на о. Реюньон
была опубликована Мантовани в 1889—1890 гг.
Суждения
о процессе раскола
и отделения материков до сих пор еще
очень противоречивы. Неизвестно, произошел ли этот рас¬
кол под действием расширения объема мантии и растяже¬
ния
ма терико в
или
всле дстви е к акой -то формы дрейфа
материков. Безусловно, при расколе происходило право¬
стороннее вращение (рис. 29). Однако следует отметить, что
все теории, которые предполагают фиксированное поло¬
жение
полюсов
и
материков,
неизбежно встречаются
с проблемой пермского оледенения Гондваны и другими
стратиграфическими вопросами.
Последние геофизические исследования дна И.
о.
подтвердили предположения, возникшие на основе гео¬
логических
данных.
Центральный Индийский хребет
разделяет И. о. на два района с различными типами зем¬
ной
коры,
в
пр о ти во п ол о жн ос т ь Срединно-Атлантичес¬
кому хребту, который разделяет дно
Атлантического
194

индийский
океана также на два района, но с однотипной земной корой.
К 3 от Центрального Индийского хребта расположен ква¬
зи кратонный район бывших материковых платформ,
в настоящее время частично погруженных (например, сре¬
динно-океанические плато с материковыми постдокембрий-
скими или раннекембрийскими гранитами, как на Сей¬
шельских о-вах) или с гюдтверждением'опусканий по форме
атоллов
(например,
на
Чагос-Лаккадивском
хребте).
Зоны коры материкового типа чередуются здесь с
узкими
зонами океанической земной коры. Как и в
других океа-
Рис. 29. Правостороннее вращение в геотектонической эволю¬
ции северной части Индийского океана (по Кэри, 1958).
н ах, кора
срединно-океанического
хребта И. о .,
по-ви¬
димому, является вновь образующейся океанической зем¬
ной корой. Базальтовые осколки, обнаруженные здесь
при драгировании, имеют совсем молодой возраст и яв¬
ляются типично океаническими.
Как известно из работ Гаскелла, для северо-восточ¬
ной части И. о . характерна земная кора океанического типа.
Это также было подтверждено несколькими профилями,
полученными во время Международной индоокеанской
экспедиции. Весь этот район рассекает в меридиональном
направлении хребет Найнтиист —
один из самых прямо¬
линейных хребтов Мирового океана,
представляющий
собой крупный комп ле кс зон разло мов.
В этом районе
совершенно отсутствуют подводные плато и горы, за исклю¬
чением немногочисленных подводных гор
на
границе
хребта с Яванским желобом (неизвестно по какой причине
называемым некоторыми учеными Индонезийским жело¬
бом, хотя название «Яванский» сохраняется уже несколько
десятилетий).
Для восточной части И. о.,
занимающей район от
Западной Австралии до о-вов Сен-Поль и Амстердам, ха¬
рактерны обширные плато и океанические возвышенности.
В 1935 г. Венинг-Мейнес во время плавания в этом районе
на подводной лодке «К-ХУИЬ зарегистрировал над плато
Эксмут аномалию силы тяжести материкового типа. На Ю
района эта аномалия
ограничена зоной разломов Диаман-
тина, обнаруженной во время плавания в этом районе судна
«Диамантина». Тогда же был
впервые открыт глубоковод¬
ный желоб. Другой глубоководный желоб, несколько к 3
от
первого,
был открыт
во вре мя
плавания советского
судна «Обь» и назван в его честь желобом Оби. У южных
берегов Австралии вновь появляется кора океанического
типа.
Вблизи 30° ю. ш., 65° в. д., в
центре И. о ., срединно¬
океанический хребет разделяется на две части; одна его
часть идет на ЮЗ до участка, известного как Африканско-
Антарктический хребет; другая часть идет на ЮВ через
о-ва
Амстердам и Сен-Поль, где заканчивается Австрало-
Антарктическим поднятием. Южнее северных оконечно¬
стей ветвей срединно-океанического хребта расположен
абиссальный участок (треугольной формы) океанической
земной коры, ограниченный с В плато Кергелен. На остро¬
вах этого плато обнаружены дораннетретичные породы.
По топографическим характеристикам плато его можно
отнести
к
микроконтиненту, однако в настоящее время
данных для этого еще недостаточно. Гипотеза Дригальского
о
существованиии непрерывного хребта Кергелен-Гаус-
сберг, как оказалось, была не совсем правильной, так как
это плато прерывается двумя
широтными депрессиями.
В центральной части И. о . на судне Скриппсовского
океанографического института «Арго» недавно был выпол¬
нен широтный сейсмический профиль. Во время это го
исследования
при
пересечении
Центрального Индий¬
ско го
хребта на коротком участке от о. Маврикий до
о. Сен-Поль было обнаружено, что
поверхность
Мохо-
ровичича располагается здесь на глубинах от 7 до 11 км
Рис. 30 . Тектонические структуры полихазн (рсЯусЬазт) Ин¬
дийского
океана
согласно
те ории
дрейфа
материков
(по Кэри, 1958).
ниже
уровня моря , следовательно, на э то м
участке
земная
кора океанического типа. Между о. Сен-Поль и Фримант¬
лом (Юго-Западная Австралия) был пересечен край одного
из
предполагаемых «микроконтинентальных» блоков с глу¬
бинами несколько более 2000 м, при этом поверхность
«Мохо» была обнаружена приблизительно на глубине 22 км
ниже
уровня моря, что говорит о том, что на этом
участке
земная кора материкового типа. Интересно отметить, что
непосредственно после пересечения этого плато толщина
земной коры снова приблизилась к норме для океаниче¬
ского типа.
195

ИРЛАНДСКОЕ
Для И. о. отмечают два пояса сейсмичности: а) вдоль
срединно-океанического хребта, как и следует ожидать
согласно его глобально сейсмическому характеру, и б) вдоль
Средиземноморско-Г ималайско-Индонезийского
орогени-
ческого
пояса
на
С.
Последний пояс подразделяется
на два типа островных дуг.
Первый охваты вает очень
короткий сектор Аравийского моря, побережье и желоб
Макран, где не только проявляется сейсмичность, но и раз¬
виваются цунами, а также периодически рождаются но¬
вые небольшие острова
в
прибрежном районе. Второй пред¬
ставляет собой длинную дугу, которая тянется от берега
Бирмы, вдоль границы Индонезии («Индонезийская дуга»,
по
Хизену) до дуги Банда («петля») непосредственно
к 3 от Новой Гвинеи. Здесь снова для этого пояса ха¬
рактерны
не только сейсмичность и сильно выраженный
вулканизм, но и многие другие признаки современной оро-
генической активности, например грязевые вулканы (на
о. Фоул около Бирмы и в Тиморском море). В самом Ти¬
морском море наблюдаются молодые коралловые рифы,
поднимающиеся до высоты более 1000 м над уровнем моря,
с мног очисленными ч етв ерт ичн ыми разрывам и, ана лог ич¬
ными молодым разрывам
в
прибрежных осадках в районе
банки Макран. Некоторые авторы полагают, что подобные
структуры островных
дуг характерны исключительно
для Тихого океана и района Антильских о-вов, однако
они являются характерными также для всех молодых
орогенических поясов.
РОУДЗ У. ФЕЙРБРИДЖ
Прим, ред.1 В настоящее время исходя из особенностей
гидрометеорологического режима и орографии дна признано
целесообразным в пределах
во дн о го пространства, окру¬
жающего Антарктиду, выделять Южный океан. Согласно
Атласу Антарктики (т. I, ГУГК, 1966), граница между
Южным океаном и И. о. пролегает вдоль условной линии,
соединяющей южные оконечности Африки и Австралии.
2
По последним данным, площадь И. о. 77 001 тыс. км2.
Средняя глубина 3736 м [см. также прим. ред.
к статье
Океаны (границы, определения, размеры)].
3
«Ревущие сороковые»
—
традиционное
название,
данное моряками парусного флота зоне между 40 и 50° ю. ш .
в Атлантическом океане. В этом районе повторяемость
сильных западных ветров и штормов особенно
велика.
4
«Конские» широты
—
зона, расположенная примерно
на равном расстоянии по обе стороны от параллели 35° ю.
В этой зоне чаще всего располагаются центры океаничес¬
ких
субтропических антициклонов. Соответственно пре¬
обладают штили и слабоветрие. Название связано с тем,
что
во времена
парусного мореплавания
суда,
шедшие
в Вест-Индию, попав в
эту зону маловетрия, задерживались
в ней на длительное время и вследствие недостатка пресной
воды приходилось выбрасывать за борт лошадей.
6
Более подробные сведения о гидрологическом ре¬
жиме И. о . содержатся
в книге А. М. Муромцева «Основ¬
ные черты гидрологии Индийского океана» (Л., Гидроме-
теоиздат, 1959).
ИРЛАНДСКОЕ И КЕЛЬТСКОЕ МОРЯ
Принято считать, что И. м. занимает акваторию от
м.
Малл-оф-Галловей до линии м. Сент-Дейвиде-Хед —
м.
Карнсор. К - м.
океанографы называют область матери¬
ковой отмели
между южным берегом Ирландии и Вели¬
кобританией. К .
м. условно отделяется от Ла-Манша
196
линией от м. Лендс-Энд до м. Уэссон, и южная часть К. м .
является одновременно западным районом Ла-Манша.
Условная граница между К- м. и Бристольским зал.
проходит через о. Ланди.
Рельеф дна. Через все И. м. в
направлении с С на Ю
приблизительно в 20—30 милях от берега Ирландии про¬
ходит осевой желоб, состоящий из серии замкнутых де¬
прессий. Самой северной и наиболее глубоководной из них
является депрессия в Северном прол. Ее максимальная
глубина 272 м, что по меньшей мере на 130 м больше глу¬
бины отделяющего ее порога. Следующими по глубине
депрессиями с глубинами около 140 м являются депрессии
между о. Мэн и п-овом Ардс и между о. Англси и Дубли¬
ном. Рельеф этих депрессий в общем не был еще исследо¬
ван в достаточной степени. Некоторые из них, вероятно,
имеют крутые склоны. Осевой желоб И. м. имеет продол¬
жение в
прол. Св. Георга и может быть прослежен на Ю
приблизительно до 51° с. ш . Основной особенностью рель¬
ефа К. м. является система подводных хребтов, вытянутых
с СВ на ЮЗ. Они будут рассмотрены ниже.
Геология.
Берега И. м. сложены палеозойскими по¬
родам и,
за исключением северной части его восточных
берегов,
где в основном встречаются породы триасового
возраста. Пробы грунта дна в центральной части И. м .
не брались. Геофизические исследования позволяют пред¬
положить, что
большую часть дна И. м . занимает ряд
ко т¬
л о ви н осадк онакопления,
образованных породами более
молодого возраста,
чем окружающие районы суши. На
основ ании
гравитационных
исследований Ботт (1963)
установил, что в северной части И. м. мощность слоя осад¬
ков
достигает 2500
м
(каменноугольного
—
триасового
возраста). Остров Мэн представляет собой горстовое под¬
нятие между северной и центральной частями И. м . КВ,
без сомнения, развиты триасовые породы, которые выхо¬
дят на поверхность
на островах.
Данные сейсмических
исследований Хилла (1956) в южной части И. м . показали,
что на глубине 1800 м в центральной части зал. Кардиган
и на глубине 1000 м западнее точки 52°32' с. ш ., 5°18' з. д .
залегают породы палеозоя, для которых характерна
высо¬
кая ск ор о ст ь распространения
волн. Выше их располо¬
жены триасовые породы, для которых характерна более
низкая скорость распространения волн. Слой пород с еще
более низкой скоростью имеет максимальную мощность
350 м.
Возраст этих пород еще не определен.
На основе
имеющихся данных можно сделать вывод, что И. м .,
по-
ви димому ,
является
бассейном триасового
осадконакоп¬
ления тех же размеров и глубины, что и бассейны к 3 и В
от Пеннинских гор.
Бристольский зал. , обрамленный в основном породами
верхнего палеозоя, представляет собой синклиналь, за¬
ново
за полненну ю крас ным и
песчаниками и
породами юры,
вкл ючая
киммериджские
глины.
Ось этой
синклинали
проходит с ЗСЗ на ВЮВ. Северная часть К. м. мало изу¬
чена.
Единственная
проба грунта мелового возраста
с участка 50°20' с. ш ., 9° з. д. была описана Дэем (1958).
По аналогии с бассейнами прилегающих районов можно
предположить, что большая часть бассейна К. м . сложена
мезозойскими или третичными породами.
Донные осадки. Все имеющиеся данные по осадкам
И. м. обобщены Страйдом (1963), карта которого воспроиз¬
ведена на рис. 1. Наиболее грубозернистые осадки в И. м .
находятся в районе между 52 и 53° с. ш. Здесь во многих
местах отмечается галька, песок, ил и
ракушечник. К С
и Ю от этого района преобладает мелкий песок, хотя встре¬
чается и более грубый материал. Еще далее на С и на Ю
в
районахк3иЮЗото.Мэним.
Карнсор отмечается лишь
ил. На основе этих данных Страйд делает выводы: перенос
осадков происходит из района грубозернистых осадков
в
районы тонкозернистых осадков; направление переноса
совпадает с направлением, предполагаемым по ориента,-

ИРЛАНДСКОЕ
ции песчаных волн. По-видимому, тонкозернистые осадки
переместились
из центральной части И. м., а там остались
песок и галька,
причем последние,
возможно,
из мате¬
риала лед никовых
морен.
Как показали сейсмоакусти-
ческие исследования, коренные породы
в некоторых рай¬
онах И. м.
покрыты
слоем рыхлых осадков мощностью
до 30 м и более. Считается, что в основном коренные
по¬
роды И. м . или не обнажены совсем, или обнажены очень
мало. Однако это предположение еще не проверено. Изу¬
чением голоценовых
осадков западной части
И.
м.
не¬
давно занимался Белдерсон (1964).
Стрелками показано направление уменьшения размеров зерен.
1—
ил; 2 — илистый
песок;
3 — чистый
песок;
4—
песок,
гравий, галь ка; 5 —
коренные породы.
ВК.
м.
встречаются районы ила и илистого песка,
которые Страйд (1963) интерпретирует как районы совре¬
менного осадкообразования. В основном же для К. м .
характерен мелкий песок, хотя изредка также наблюдаются
галька и гравий. В направлении с ЮЗ на СВ и с ЗЮЗ на
ВСВ в К. м . находятся следующие банки: Джонса, Ла-
бади, Грейт-Сол, Кокберн и ряд других,
не
имеющих
названий. Они достигают 40 миль в длину и 55 м в высоту;
при этом их вершины лежат на глубине 62—110 м.
Струк¬
тура этих поднятий исследовалась сейсмопрофилирова¬
нием. Как было обнаружено, эти хребты резко стратифи¬
цированы, причем слои залегают параллельно
ю жным
склонам банок.
Страйд предполагает, что банки появи¬
лись в плейстоцене или в самом начале современного пе¬
риода,
в
периоды низкого уровня моря, так как глубины
слишком велики, чтобы предположить, что банки обра¬
зованы в современный период.
Д. Г. ДОНОВАН
Гидрологический режим.
Температура.
На
рис. 2 дано распределение температур поверхностного
слоя И. м. и северной части К. м. в феврале и августе.
Для И. м . характерна гомотермия водных масс в течение
всего года вследствие интенсивной вертикальной конвек¬
ции из-за сильных приливных течений. Поэтому можно
считать,
что августовские температуры поверхностного
слоя представляют для большинства районов
среднюю
температуру всей толщи воды моря. В центральной части
К. м . годовая амплитуда температуры 6° С, но
к
побе¬
режьям она увеличивается и вблизи северо-западного бе¬
рега Великобритании достигает 12° С. Летом поверхност¬
ные воды становятся теплее придонных вод только в рай¬
оне к СЗ от о. Мэн, но даже здесь не развивается слой скачка
температуры, сравнимый со слоем скачка в К- м., или
в западной части Ла-Манша. В северной части К. м. летом
развивается четко выраженный слой скачка температуры,
при этом придонные воды прогреваются очень мало.
Однако с наступлением осенней конвекции здесь начинают
формироваться самые теплые придонные воды. В текущем
столетии, по меньшей мере до 1950 г., наблюдается четко
выраженное потепление вод.
Соленость. В зимние месяцы соленость всей
толщи воды И. м. практически однородна от поверхности
до дна. Она несколько увеличивается от 32°/00 у Северо-
Западной Великобритании до 34,8°/00 на границе между
И.м.и
К. м.
и
до 35,3°/00 в центральной части К. м.
(рис. 3). Годовой ход солености в южной части К. м . и из¬
менение гидрологических характеристик в районе пере¬
гиба материковой отмели не изу че ны .
По имеющимся
све дениям
предполагают,
что
в
районе перегиба склона
наблюдается резкое изменение значений гидролог ически х
характеристик; здесь бискайская поверхностная вода мо¬
жет иметь соленость до 35,7—36°/00. Летом в К. м. при
образовании слоя скачка температуры воды низкой соле¬
ности подстилаются более соленой водой. В августе на гра¬
нице между К. м. и И. м . развивается максимум солености
вследствие распространения на С вихревого потока из
северо-восточной части
К. м.,
выз ва нно го
изменением
в
распределении водных масс из-за прогревания прибреж¬
ных вод к ЮЗ от Уэльса.
Приливы. Как установлено, величина приливов
в восточной части И. м . больше, чем в западной. Минималь¬
ные
вели чины —
менее
1,22м—
наблюдаются у юго-
вост очног о
и
северо-во сточного
побережий Ирландии,
тогда как максимальные —
в
среднем
около 6,10 м
—
наблюдаются в заливах Моркам и Ливерпульском (Боден,
1953, 1955). В Бристольском зал.
вследствие его конфигу¬
рации величина прилива увеличивается на В к п. Авон-
мауз, где наблюдаются максимальные величины сизигий¬
ных (более 12,2 м) и квадратурных (6,1 м) приливов. В се¬
верной части К. м.
между долготами Корка и Уотерфорда
приливные течения очень слабые (0,6—0,8 узла в сизи¬
гию), что способствует отложению
ила
в этом
районе.
Приливные течения в этом районе могут быть несколько
усилены за счет ветровых течений, однако в южной части
К. м. приливные течения гораздо сильнее (1,4 узла в си¬
зигию) и имеют вращательный характер.
Неприливные течения. Сведения об этих
течениях очень немногочисленны. В открытой части К. м .
имеют
место течения,
вызванные
ветром и меняющиеся
с изменением ветра (Купер, 1961), однако при установлении
преобладающего направления ветра эти течения также
приобретают характер установившихся дрейфовых течений.
Преобладающими ветрами для К. м . являются ветры с 3
и ЮЗ, так что вследствие эффекта вращения Земли атлан¬
тические воды в основном должны поступать в К. м . с 3
иСЗизатемидтив
направлении на С через И. м . или на В
через Ла-Манш и Па-де-Кале (рис. 4). Эти проливы очень
узкие и не могут пропустить всю воду, несомую к ним из
197

ИРЛАНДСКОЕ
Рис. 3 . Распределение солености (%0) на поверхности Ирландского моря в феврале и августе.

ИРМИНГЕРА
К. м.; в этом районе, между п-овом Корн>олл и юго-во ¬
сточной частью Ирландии, могут довольно часто наблю¬
даться вихри
и циклонические круговороты.
Эти вихри
появляются
постоянно и
имеют различные химические
характеристики
в
разных частях. Данные по солености
(Боден, 1955), указывающие на северный перенос соленых
вод через И. м ., подтверждаются данными анализа распре¬
деления планктона (Уиллиамсон, 1956). Основной поток
воды направлен к В от о. Мэн, причем весной смещен дальше
на В, чем осенью. По-видимому, этот поток вызывает кру¬
говорот
по часовой стрелке, так что вдоль берегов Север¬
ного Уэльса, включая Северный Англси, поток воды имеет
тенденцию к движению на 3.
Вдоль сильно выдающихся в К. м. мысов, таких, как
Уэссон, Ленде-Энд, Сент-Дейвиде-Хед и Карнсор, от¬
клоняющиеся потоки течений при своем движении остав¬
Рис. 4. Схема дрейфовых течений Кельтского моря при преобла¬
дающих ветрах (не показательна для периода июнь—сентябрь).
А—
дрейфовое течение; В — смена прилива на отлив и наобо¬
рот;
В — сизиг ийное
приливное
течение;
Г—
квадратурное
приливное течение.
ляют сушу справа. Эти течения усиливаются при квадра¬
турных приливах
во время теплых или влажных сезонов
и могут ослабляться в
периоды засушливой или холодной
погоды или при сизигийных приливах. Они могут иметь
большое значение в биологическом и климатологическом
отношении.
Как отмечалось выше,
по-видимому, летом
новые воды поступают
вИ.м.некакзимой,т.е.повсему
сечению прол. Св. Георга, а вдоль берегов м. Сент-Дей-
видс-Хед (Южный Уэльс). Такие течения вдоль сильно
выдающихся
в
море мысов могут стать направленными
навстречу
основным дрейфовым течениям,
вызванным
преобладающими ветрами, или могут вызвать значитель¬
ный водообмен между такими открытыми бухтами и аква¬
ториями,
как Бискайский зал., Ла-Манш, Бристольский
зал.иИ.м.
Г идрохимия. Исследования Придо и Хердмана
(1914) по
концентрации водородных ионов в районе о. Мэн
впервые позволили выявить теперь хорошо известный для
умеренных широт сезонный цикл вследствие потребления
весной растительными организмами углекислого газа из
воды. Сезонные циклы распределения фосфатов и кисло¬
рода в И. м. были исследованы Слинном (1957, 1958). Они
почти такие же, как в Ла-Манше, за исключением того,
что летом в И. м. наблюдается гомогенность. Зимний мак¬
симум для фосфатов в И. м . (0,7 мг-ат/л) оказался прибли¬
зительно на 0,2 мг-ат/л выше зимнего максимума для во¬
сточной части Ла-Манша за тот же год. В К. м. никаких
сезонных исследований проведено не было.
Л. X. Н. КУПЕР
ИРМИНГЕРА МОРЕ
Согласно
довольно
произвольному
определению
Брунса (1958), И. м.
расположено к В от Гренландии и
является «частью Атлантического океана».
На ЮЗ
оно
ограничено морем Лабрадор по линии м.
Фарвель (юго-
западная
оконечность
Гренландии)
—
м.
Сент-Фрэнсис
(восточная оконечность
Ньюфаундленда). На СВ И. м .
граничит с Гренландским морем по линии м. Нансен (Грен¬
ландия)
—
северо-восточная оконечность Исландии (Дат¬
ский
прол.). Международное
гидрографическое бюро
не признает И. м. как самостоятельный бассейн, но с точки
зрения океанографии выделение такого моря весьма целе¬
сообразно. И .
м.
характеризуется, в частности, Ирмин-
гера течением, которое южнее Исландии отделяется от
дрейфового Северо-Атлантического течения, затем у 60—
62° с. ш. оно
поворачивает на 3 и идет на ЮЗ в море Ла¬
брадор. На Ю И. м. ограничено слабо выделяющейся зо¬
ной конвергенции, которая тянется от юго-западной око¬
нечности Исландии до северо-восточной оконечности Нью¬
фаундленда. На С течение Ирмингера отделяется от Во¬
сточно-Гренландского течения отчетливо выделяющейся
зоной конвергенции.
Рельеф дна. Самая глубоководная часть И. м. является
частью Лабрадорской котловины —
это почти замкнутая
депрессия, ограниченная изобатой 4000 м, расположенная
к Ю от Гренландии и к В от п-ова Лабрадор; она заходит
наСЗв
море Лабрадор и на СВ в широкий желоб между
Южной Гренландией и Исландией с глубинами 2000—
3000 м.
Исходя из максимальных глубин депрессии,
Хизен полагал, что ее образует сложная система ступен¬
ча тых
подводных
кан ало в,
по ко торы м основная
масса
вод поступает в
систему срединно-океанического каньона
и по которым иногда приносятся осадки мутьевых
потоков
на дно абиссальной равнины Сом. Однако экспедиция на
судне «Гаусс» (1957) в И. м. таких каналов не определила,
и вполне вероятно, что течения, которые прорезали канал
к В от Ньюфаундленда, имели место лишь в определенные
эпохи четвертичного периода.
Восточной границей Лабрадорской котловины яв ¬
ляется
хребет Рейкьянес, представляющий собой отрог
Срединно-Атлантического хребта (см. Срединно-океани¬
ческий хребет), который тянется к ЮЗ от Исландии при¬
мерно до 53° с. ш.,
35° з. д.,
где он резко поворачивает
на ЮВ примерно на 1000 км в район Телеграфного плато,
а затем поворачивает на Ю к Азорским о-вам . Это смещение,
воз можн о,
соответ ствует
серии
основных
сдвигов
типа
трансформных разломов, которые наблюдаются в
эква¬
ториальных широтах.
Донные осадки. Осадки южной части И. м. в основном
пр едстав лены
глобигериновыми илами,
распространяю¬
щимися до широты м. Фарвель. В более глубоководных
ч астях моря Лабрадор они скр ыт ы турбидитами, прине¬
сенными мощными придонными течениями с материкового
скл она ю ж не е Гренландии. В северной части И . м. обшир¬
ные
участки дна покрыты осадками ледникового периода,
199

ИРМИНГЕРА
о чем свидетельствуют перенесенные сюда ледником ва¬
луны. Около Исландии и
у Срединно-Атлантического
хребта обнаружены вулканический пепел, палагониты и
лава. Рифтовую долину, расположенную у гребня Сре¬
динно-Атлантического хребта, между 53° с.
ш.
и Ислан¬
дией, экспедиция на судне «Га>сс», оборудованном высо¬
коточными эхолотами, не обнаружила, несмотря на упор¬
ные поиски по 40 пересечениям; возможно, к ЮЗ от Ислан¬
дии рифт полностью скрыт вулканогенными осадками.
Гидрологический режим. Акватория И. м., в
сущности,
совпадает с районом течения Ирмингера и сопредельных
водных
масс
(см. Ирмингера течение).
Приливы. По всей акватории И. м. в основном пре¬
обладают полусуточные приливы с почти одинаковыми
по вы со те полными водами. Вблизи 50° с .
ш.,
35° з. д.
наблюдается четко выраженная амфидромия, от которой
отходят две приливные «волны», расходящиеся прибли¬
зительно в
районе о. Ангмагссалик. Через 3 ч одна волна
входит в Датский прол. на СВ, а другая подходит к м.
Фарвель на ЮЗ. Средняя величина сизигийного прилива
первой волны 97 см, второй 251 см. Максимальные наблю¬
даемые ветровые нагоны 3—3,5 м.
Волнение. Район прохождения сильных запад¬
ных циклонов из года в год заметно меняется —
иногда
он находится севернее
м.
Фарвель (60°
с. ш .), иногда юж¬
нее. Соответственно годовая интенсивность волнения и
его характер в этом районе тоже сильно меняются. Вблизи
берегов, особенно осенью, сильные катабатические ветры,
дующие с ледяного плато высотой 3000 м над уровнем
моря, могут вызвать неожиданные шквалы, обрушиваю¬
щиесянаИ.м.с
суши. Характер волнения в откр ы т о м
море исследовался с корабля погоды «А» (62° с. ш., 33° з. д.).
При силе ветра 10 баллов отмечались волны со средней
высотой 9,1 м и длиной 146 м. Максимальная наблюденная
высота волны 14,0
м.
РОУДЗ У. ФЕЙРБРИДЖ
ИРМИНГЕРА ТЕЧЕНИЕ
В 1854 г. датский адмирал Ирмингер начал гидроло¬
гические исследования атлантических вод в районе к В
от Южной Гренландии. Он пришел к заключению,
что
поток теплых атлантических поверхностных вод у Ислан¬
дии разделяется на две ветви в направлении на 3 и С соот¬
ветственно южнее и западнее нее. В 1884 г. Е . В. Норден-
шельд назвал западный поток И. т. Акватория к Ю от
Гренландско-Исландского порога и до параллели 60° с.
названа Ирмингера морем.
М. Кнудсен по данны м рейса «Ингольф» (1895—1896)
установил, что И. т. к 3 от Исландии разделяется на две
ветви; одна ветвь идет вдоль северо-западного берега Ис¬
ландии и затем поворачивает на В вдоль Северной Ислан¬
дии, вторая ветвь подходит вплотную к холодному Во¬
сточно-Гренландскому течению и затем идет на Ю.
Для моря Ирмингера характерны четыре основных
типа водных масс и несколько промежуточных: 1) северо¬
атлантическая вода
—
теплая (9,5° С), соленая
(35,35°/00),
приносимая системой Гольфстрим; 2) воды моря Ирмин¬
гера —
холодные
(4,0° С), средней солености (34,9°/00),
образующиеся в с ам о м
море Ирмингера при зимней кон¬
векции; 3) арктическая придонная вода
—
очень холодная
(—0,6° С), средней соленост и
(34,90°/00), образующаяся
в
Северо-Европейском бассейне в зимний период,
и
4) восточногренландская вода
—
очень холодная (—1,8° С),
образующаяся под прибрежным многолетним льдом у бе¬
регов Гренландии; ее соленость менее 34,50°/00 и имеет
большую амплитуду колебаний из-за таяния льда.
На средних глубинах (ниже 100 м) на СВ от
района
восточнее м. Фарвель распространяются воды моря Ир¬
мингера, доходящие до 40—30° з. д . КЗ от Исландского
шельфа поток этих вод разделяется на две ветви. Северная
ветвь
вод
мо ря Ирмингера образует резкий полярный
фронт с восточногренландской водой, идущий над Восточно-
Гренландским шельфом; южная ветвь достигает 30° з. д.
Район к Ю от Исландии между 30 и 20° з. д. является зо¬
ной смешения вод моря Ирмингера и североатлантической,
которая характерна для районов южнее Исландии. К Ю
от северо-западного и восточного берегов Исландии ниже
горизонта 400 м идут арктические придонные воды вдоль
глубокого желоба и над Фарерско-Исландским порогом
соответственно.
Восточнее м.
Фарвель, между 38 и 20° з. д.,
И. т.
идетнаСв
поверхностных слоях со скоростью
5—10 см/с
как
продолжение Северо-Атлантического течения, затем
поворачивает на СВ и около 62° с. ш . разделяется
на две
ветви. Одна ветвь его идет на С между 30 и 28° з. д. до
65°
с.
ш.,
северо-западнее Исландии, затем встречает
Восточно-Гренландское течение и поворачивает на ЮЗ.
Другая ветвь его идет на В южнее Исландии со скоростью
5—15 см/с и встречает снова Северо-Атлантическое тече¬
ние. Затем часть этой ветви идет на 3 к Ю от Исландии.
Ниже горизонта 800 м (нулевая поверхность) И. т. имеет
скорость менее 5 см/с и южное направление. Объем пере¬
носа на 60° с. ш. 2,8* 106 м3/с. Между м. Фарвель и 38° з. д .
И. т. имеет южное направление, однако между 38° з. д.
и
Срединно-Атлантическим хребтом (28° з . д.) он о напр ав¬
лено на С, а объем
переноса
составляет 5,4* 106 м3/с над
нулевой поверхностью. Объем переноса ниже нулевой
поверхности по этому
же
разрезу
сост авляе т 9,4-106 м3/св
ТА КАШ И ИЧИЕ
ИСТОРИЯ
ПРОИСХОЖДЕНИЯ МОРСКОЙ ВОДЫ —
см.
Морская вода (история происхождения).

к
КАЛИФОРНИЙСКИЙ ЗАЛИВ
Рельеф дна. К . з. вытянут с СЗ на ЮВ примерно на
1200 км; его ширина в среднем 150 км. С 3 он ограничен
гористым
п-овом
Калифорния, представляющим собой
плато с пологим уклоном на западной стороне и обрывистой
восточной стороной. На В К- з. ограничен берегами Цен¬
тральной Америки, северная часть которых
—
поздне¬
кайнозойские пустынные равнины
и небольшие гребни,
а центральная и южная —
современные дельты, лагуны
и
прибрежные равнины.' Равнины со стороны суши огра¬
ничены высоким хребтом Сьерра-Мадре. На крайнем СЗ
К. з . р. Колорадо образует большую дельту с обширными
окаймляющими приливными отмелями.
К. з. морфологически можно разделить на два района,
отделенных друг от друга рядом больших островов (рис. 1).
Северная част ь
К* з.
довольно мелководная
—
глубина
менее 200 м. Исключение составляют две глубоководные
котловины у
о.
Анхель-де-ла-Гуарда, где глубины дости¬
гают 1500 и 550 м. Южная и центральная части К. з .
разделяются порогами на ряд котловин глубиной от 980 м
на СЗ до 3700 м на крайнем ЮВ. Пороги также становятся
глубже к ЮВ (до 880—3300 м). Вдоль восточной стороны
К. з . ширина шельфа колеблется от 5 до 50 км. На ЮВ
его глубина достигает примерно 110 м.
Материковый
склон на этой стороне К. з . отлогий, ровный и явно оса¬
дочного происхождения. Вдоль западной стороны К. з .,
которая только местами ограничена узкой скалистой плат¬
формой глубиной 100 м и крутым, иногда отвесным скло¬
ном, шельф отсутствует.
Подводные каньоны прорезают материковые склоны
южной оконечности п-ова Калифорния и восточной сто¬
роны К. з. на некотором расстоянии от основных дельт.
Структура и происхождение. К. з . обычно рассматри¬
вался как грабен
—
опущенный блок материка. Последние
гравитационные исследования показали, однако, что этот
район находится в изостатическом равновесии
и что под
ним нет большой массы легкой коры. С помощью сейсми¬
ческих
исследований установили,
что
граница между
корой и мантией, т. е. поверхность Мохоровичича, лежит
на глубине 10—11 км, что обычно для океана. Под п-овом
Калифорния и Мексикой толщина коры больше (25—
35 км), так что К. з . по структуре является частью Тихого
океана, а не погрузившейся частью Североамериканского
материка.
К. з.
расположен в районе, где широкое поднятие
дна Тихого океана,
Восточно-Тихоокеанское
поднятие,
соединяется с
материком. Некоторые геологи рассматри¬
вают эту форму рельефа как результат поднятия земной
коры под действием конвекционных течений в недрах
Земли. Рельеф К. з.
говорит о том,
что
ряд больших
сбросов, имеющих направление с СЗ на ЮВ, и основная
группа сбросов в
Калифорнии
—
группа Сан-Андреас
(в основном правосторонние горизонтальные смещения)
—
образуют северное продолжение К. з . Более того, в К. з .
часто
бывают мелкофокусные землетрясения. Это дало
возможность Руснаку и Фишеру предположить,
что б оль¬
шая
с исте ма
разломов образовалась в том месте,
где
Восточно-Тихоокеанское поднятие исчезает под матери¬
ком, и что К. з. был образован отрывом от материка
и
скольжением
п-ова
Калифорния и штата Калифорния
на СЗ, к 3 от сброса Сан-Андреас, по склону
океанического
поднятия.
Климат и гидрологический режим. Климат большей
части К. з. и
прилегающих к нему районов суши сухой.
Средние годовые температуры колеблются от 22 до 25° С.
На п-ове
Калифорния годовое количество атмосферных
осадков достигает примерно 100—200 мм, и со стороны
полуострова
в К. з . нет постоянных притоков.
На восточ¬
ной стороне К. з. количество осадков увеличивается
от
100 мм на СЗ до 850 мм на ЮВ, около Масатлана. На СВ
К. з. все
притоки имеют сезонный характер. Так, к Ю от
Гуаймаса есть постоянные речные потоки с довольно зна¬
чительным колебанием стока воды по сезонам. Некоторые
из этих рек имеют большие водосборные бассейны и несут
громадное количество воды и наносов.
Река Колорадо,
бывшая основным источником пресной воды и осадочного
материала, потеряла свое значение после постройки в
1935 г. дамбы Хувер (табл. 1).
Таблица 1. Средний годовой сток и вынос рек
Калифорнийского зал .
Река
Сток,
млн. м3
Вынос, т
Колорадо:
1911 — 1935 гг.
17 985
162 000 000
1935 — 1951 гг.
8 077
15 000 000
Консепсьон
742
7 422 894
Яки
2 666
26 670 397
Рио-Фуэрте
4 707
47 088 357
Синалоа
1 659
15 596 470
Суликан
3 833
33 843 194
Сан-Лоренсо
4 728
47 298 439
В северной части К. з . температура поверхностного
слоя воды колеблется от 29—30° С (летом) до 16—19° С
(зимой). В зимний период благодаря конвективному пере-
201

КАЛИФОРНИЙСКИЙ
Рис. 1. Подводная морфология Калифорнийского зал.
Зачерненные
области —
ко тло ви ны,
разделенные
порогами,
глубиной от 980 м на СЗ (котловина Дельфин) до 3700 м (котло¬
вина Пескадерро) на ЮВ. Пунктирная линия обозначает край
шельфа (изобата 200 м).
мешиванию наблюдается гомотермия от поверхности до
дна, а летом испарение приводит
к значит ельной с трат и¬
фикации.
В глубоководных котловинах северной части
К. з.
сильное приливное перемешивание приводит почти к пол¬
ной однородности водных масс. В центральной и южной
частях К- з . вода под термоклином схожа по солености
и
температуре
с экваториальными водами Тихого океана.
Как и в экваториальных районах Тихого океана, на глу¬
бине от 400 до 800 м имеется ярко выраженный слой ки¬
слородного минимума (0,01—0,02 мл/л). Над термоклином
соленость воды несколько повышается вследствие испаре¬
ния, а в южной части К. з. еще и вследствие подповерхно¬
стного притока воды из экваториальных районов Тихого
океана и из
Калифорнийского течения,
распространя¬
ющихся в юго-восточном направлении вдоль п-ова Ка¬
лифорния.
Система поверхностной циркуляции вод К. з .
под¬
держивается преобладающими сезонными ветрами (рис. 2).
Зимой область низкого давления расположена
к
В
от К. з. Она является причиной сильных северных ветров,
которые гонят поверхностную воду из К. з . и вызывают
Рис. 2 . Распределение
ветров
и
районы цветения планктона
в
Калифорнийском
зал .
1 —- зимние
ветры; 2 — летние
ветры ;
3—
районы цветения
планктона.
202

КАЛИФОРНИЙСКИЙ
компенсирующий подповерхностный приток тихоокеанских
вод. В результате этого холодная, богатая питательными
веществами глубинная вода поднимается на поверхность
у подветренных районов побережья,
в основном по восточ¬
ной стороне К* з. Летом область низкого давления рас¬
положена над северной частью полуострова. Ветры дуют
сЮигонят
поверхностную воды Тихого океана в К. з .:
подъем глубинной воды происходит в первую очередь
у тихоокеанского побережья п-ова Калифорния.
Рис. 3. Донные осадки в Калифорнийском зал.
1__
современные прибрежные пески; 2 — остаточные
транс¬
грессивные пески; 3 —
дельтовые илистые глины; 4 — илистые
глины краев шельфов; 5 — известковые пески; 6 —
диато ми ты;
7*=
глубоководные илистые глины.
Обширные зоны подъема глубинных вод отличаются
очень высокой продукцией планктона. Цветение планктона,
в
основном
диатомовых
и
длинножгутиковых,
очень
обильно во все сезоны, особенно в центральной части К. з .
Обилие зоопланктона обусловливает большое количество
рыбывК.з.
Средняя вели чина
пр илива
в
К. з.
увеличивается
от 1 м в южной части до 7 м в устье р. Колорадо; в сизигию
приливы в устье достигают 10 м.
Приливная волна яв¬
ляется поступательной, идущей на С, а скорость прилив¬
ного течения
наиболее
высока
между о-вами
Тибурон
и
Анхель-де-ла -Гуарда в северной части К. з .
Донные осадки. Осадки К. з. состоят из
ряда компо ¬
нент, которые подразделяются на
три группы: терригенные
пески, илы и глины; известковые обломки раковин фор-
аминифер и обитающих на дне организмов; биогенный
кремний из диатомей и радиолярий (рис. 3).
Дно северной части К. з. покрыто осадками, прине¬
сенными р. Колорадо. В центральную и
южную части
К. з. осадочный материал приносится с восточного по¬
бережья. Перенос осадков происходит
в
поперечном на¬
правлении.
Засушливое западное побережье К- з .
дает
очень малое количество осадочного материала,
поэтому
вдоль побережья п-ова Калифорния встречаются в основ¬
н ом скали стые
участки дна. На восточной стороне К. з .
прибрежная равнина, шельф и
с клон
покрыты слоем
осадков, что указывает на привнос большого количества
их в этот район.
На малых глубинах осадки в основном
материковые.
Прибрежные осадки были затоплены в период поздне¬
плейстоценового повышения уровня моря. Эти осадки,
еще не
покрытые отложениями позднего времени, состоят
в основном из остатков организмов смешанной мелковод¬
ной и
сравнительно глубоководной фауны и глауконита
—
показателя очень медленно проходящего процесса осадко¬
образования.
Распределение современных мелководных
осадков
в К. з . зависит от ряда факторов: источника сноса, ско¬
рости осадкообразования, поверхностных течений и эффек¬
тивности, с
которой волны сор тируют
их на песок, илы
и
глину. В районе юго-восточного шельфа, где заметно
влияние
тихоокеанского
волнения
и
многочисленны
небольшие источники сноса, осадки сортируются полно¬
стью; пески покрывают прибрежную зону, а илы и глины
отлагаются на более глубоководных участках со спокойной
водой вдоль внешнего края шельфа.
Далее на С действие волн уменьшается в подветрен¬
ных
районах полуострова и более крупные реки выносят
осадочный материал с более высокой скоростью осаждения.
Здесь сортировка ухудшается; большие дельты быстро
наступают на залив, и шельф покрывают тонкозернистые
осадки. Еще далее на С привнос осадков опять очень не¬
большой и зависит от сезона, и хотя действие воды очень
умеренное, осадки опять
сортируются на три фракции.
Шельф вновь
покрывают пески, а тонкозернистый мате¬
риал перемещается
на
более глубоководные участки.
Вдоль западной стороны К. з. снос терригенных осадков
настолько слаб, что известковые обломки раковин обра¬
зуют от 25 до 50% шельфовых осадков и значительную
часть осадков на склонах.
Глубоководные осадки тонкозернистые. Исключением,
не очень значительным, могут быть прослойки песков
(толщиной в несколько сантиметров), которые встречаются
ниже
устьев подводных каньонов и больших дельт. Эти
пески, возможно, осаждались из мутьевых потоков, кото¬
рые
текли вниз по каньонам.
В глубоководных котловинах южной части К. з.
осадки состоят в основном из терригенных илистых глин
с небольшим количеством фораминифер и радиолярий.
•На отдельных высоких подводных холмах и возвышенно¬
стях
фораминиферы могут составлять основную часть
осадков. Скорость осадкообразования в этих районах
довольно низкая [0,01—0,10 г/(см2«год)], а осад к и
по
составу напоминают осадки открытого океана около мате¬
риков. В центральной части К- з. осадки в
основном
диатомовые, содержащие 10—50% биогенных силикатов,
некоторое количество биогенных карбонатов, терригенные
глины и ил. Эти необычные осадки были подробно изучены
Калвертом, который отметил важную роль планктона
в ос адкообразовании в центральной части К. з . В это м
районе силикаты и
терригенный материал накапливаются
со
скоростями
0,05—0,15 и 0,09—0,3 гДсм2-год) соот¬
203

КАЛИФОРНИЙСКОЕ
ветственно.
Силикаты приносятся
в
результате
при¬
тока и подъема глубинных вод Тихого океана, и в
период
цветения планктона поверхностные воды могут быть очень
бедны ими. К . з . образует как бы
ловушку для силикатов
Тихого океана; ежегодно в нем накапливается до 1% сум¬
марного поступления силикатов во все океаны.
Цветение планктона вызывает постоянное выпадение
биогенных силикатов на дно.
Илы и глины наиболее
обильно поступают поздним летом. Таким образом, осадки
отлагаются перемежающимися тонкими слоями достаточно
чистых диатомитов (осадки периода зима —
раннее лето)
и небольшого количества диатомовых илистых глин (осад¬
ки периода лето—осень). Каждая пара слоев толщиной
примерно 2,5 мм представляет собой отложения за год:
отличия слоев по толщине отражают климатические изме¬
нения. В водах над склонами котловин (на глубине
от 400 до 800 м) и в придонных водах содержится мини¬
мум кислорода. Поэтому здесь способно жить только не¬
большое количество
донных организмов,
и
сло истость
осадков
сох ран яетс я.
Ниже
зон
ми нимал ьног о
коли¬
чес тва
кислорода
животные организмы,
роющие
норы,
сделали
осадки
однородными.
Биогенные силикаты, отла гающиеся в осадках К. з . ,
встречаются во
многих
древних осадочных бассейнах.
К. з.
демонстрирует генезис современных
аналогов этих
осадков и их связь с окружающими условиями. По данным
изучения К. з . также видно, что при определенпых усло¬
виях океан для образования осадков «поставляет» доста¬
точное количество силикатов, что опровергает общепри¬
нятое представление о том, что для образования подобных
осадков силикаты
должны быть
вулканического
про¬
исхождения.
Т. X. ВАН-АНДЕЛЬ
КАЛИФОРНИЙСКОЕ ТЕЧЕНИЕ
К. т.—
часть
дрейфовой антициклонической циркуля¬
ции вод северной части Тихого океана
—
является ветвью
Северо-Тихоокеанского течения, идущей на ЮВ
вдоль
берегов Северной Америки (у Калифорнии). Южнее К. т.
сливается с
Северным Пассатным течением, замыкающим
тихоокеанскую циркуляцию. Ширина К. т . около 1000 км
(рис. 1).
Поверхностное течение.
Генеральное направление
К. т.—
на ЮВ. У берегов (в пределах примерно 150 км)
направление поверхностного течения меняется по сезонам;
зимой (ноябрь—февраль) течение идет в северо-западном
направлении,
летом —
в
ю го- вос точн ом.
В
проливах
между островами у Южной Калифорнии течение весь
год напр авлен о
на СЗ и наблюдается почти постоянный
южнокалифорнийский
круговорот.
Вдоль
всего
побе¬
режья, за исключением района севернее Нижней Калифор¬
нии, непосредственно южнее южнокалифорнийского кру¬
говорота, зимой в поверхностном слое появляется при¬
брежное
противотечение.
Скорость поверхностного
течения обычно меньше
25 см/с, хотя иногда на мелководье в проливах между
островами наблюдались скорости до 100 см/с. Бутылки,
выпущенные зимой возле берегов Центральной Калифор¬
нии, иногда обнаруживались на расстоянии более 1000 км
севернее (средняя скорость бутылок до 25 см/с).
Подповерхностное течение. Возле берега (в пределах
100 км) воды ниже горизонта 150 м в течение всего года
идут на СЗ со скоростью 25 см/с к менее. В результате
на этих
горизонтах воды вблизи берега имеют другие
204
(более низкоширотные) характеристики, чем на тех же
широтах вдали от берегов.
Перенос. В пределах 1000 км от берега перенос воды
(по отношению к
поверхности
1000 дбар) направлен на
ЮВ и составляет примерно 11 млн. м3/с. Перенос прибреж¬
ным
противотечением труднее подсчитать, поскольку дно
неровное, но он приближается к 3 млн. м3/с.
Подъем глубинных вод. В области распространения
К. т., з а исключени ем
северного района,
в те чение всего
года преобладают северо-западные ветры. Под действием
направленной от берега составляющей ветра и отклоня¬
ющего влияния вращения Земли происходит сгон поверх¬
ностных вод от берега и подъем на поверхность глубинных
вод. Этот процесс имеет исключительно важное значение
для распределения в К. т. тепла, солей и биогенных эле¬
ментов. Район подъема глубинных вод меняется по сезо¬
нам в зависимости от
направления ветра. Так, в марте—
мае наиболее заметен он в районе Нижней Калифорнии,

КАНАДСКИЙ
а в середине лета
—
севернее 35° с. ш . Подсчеты переноса
воды от берега дают исключительно высокие величины
—
до 10 кг/(см* с). Это свидетельствует о том, что в
прибреж¬
ных районах направленная вверх составляющая скорости
течения равна
нескольким метрам
в месяц. В
северном
районе зимой (ветры с ЮЗ) происходит опускание поверх¬
ностных
вод (в результате охлаждения. —
Ред.).
Температура и с оле нос ть.
На поверхности.
Поскольку воды К. т . приходят из высокоширотных райо¬
нов северной части Тихого океана (из Северо-Тихоокеан¬
ского течения) они имеют относительно низкие температуру
и соленость по сравнению
с водами центральных районов
северной части Тихого океана, и К. т . известно как холод¬
но е течение. Температура поверхностного слоя колебле тся
от 9°С и менее на С в холодные месяцыдо 26°С иболее
на Ю в теплые месяцы. Соленость на значительном уда¬
лении от берега колеблется примерно от 32,5°/00 на С до
34,5°/00 и более на Ю. Вблизи устья р. Колумбии соленость
на
поверхности уменьшается до 30°/00, но эти низкие вели¬
чины солености наблюдаются в пределах верхних 10 м
ине
простираются далеко от берега.
На
глубине.
С глубиной температура
воды
постепенно
понижается.
Ниже термоклина в удалении
от
берега наблюдается хорошо обозначенный минимум
солености,
который
является,
очевидно,
следствием
бокового смешения на 3
поверхностных вод К- т. с высоко¬
солеными водами океана. На глубине 350 м наблюдается
другой минимум солености, указывающий на присутствие
северотихоокеанских промежуточных вод, которые форми¬
руются в самом крайнем районе северной част и Тихого
океана.
Сезонные
колебания.
Температура и со¬
ле нос ть
колеблются
в
резуль тате
се зон ных
колебаний
солнечной радиации, подъема глубинных вод и изменения
направления течения. Обычно минимальные температуры
вод Тихого океана в
его
северной час ти наблюдаются
с
февраля по май. В этот период происходит подъем холод¬
ных
глубинных вод южнее Нижней Калифорнии. Поэтому
диапазон колебаний
температуры здесь составляет при¬
мерно 6° С, т. е. почти в два раза больше диапазона коле¬
баний в центральной части Тихого океана на этой
широте.
Севернее 356 с . ш.
наибольший
подъем
глубинных вод
происходит в середине лета. Диапазон колебаний темпе¬
ратуры здесь меньше —
примерно 3° С, тогда как в цен¬
тральной части Тихого океана на этой широте он дости¬
гает 8—10° С.
Поскольку соленость увеличивается с глубиной, при
подъеме глубинных вод приносятся более соленые воды
и
происходит
заметное
сезонное
колебание
солености
с самыми высокими величинами на С в июле—сентябре.
На Ю сезонное колебание сол ено сти вызывает ся зи мни м
противотечением, приносящим воду с высокой соленостью
на С, так что максимальная соленость зд есь наблюдается
в
декабре—январе. В центральной части К. т. эти два
фактора почти исключают друг друга
и диапазон колеба¬
н ий солености небольшой.
Кислород. В перемешанном слое вода очень
близка
к насыщению кислородом,
и диапазон колебаний концен¬
трации кислорода составляет более 7 мл/л на С и 4,5 мл/л
на Ю. Сезонные колебания концентрации кислорода рав¬
ны
примерно 1 мл/л, за исключением района южнее Ниж¬
ней Калифорнии, где диапазон колебаний выше.
Ниже
перемешанного слоя
концентрация кислорода
уменьшается до минимальной величины —
менее 0,25 мл/л
на
глубине 300 м на ЮВ и менее 0,5 мл/л несколько глубже
в
северо-западном районе. Исключительно низкая вели¬
чина концентрации кислорода на ЮВ наблюдается в про¬
межуточном слое воды, идущей на СЗ вдоль берегов из
тропических районов,
Биогенные элементы. В водах К. т. определено содер¬
жание в основном одного из биогенных элементов —
фос¬
фора, концентрация которого в Тихом океане выше, чем
в Атлантическом. Потребление фосфора в перемешанном
слое К- т . приводит к низкой его концентрации в этом слое
по сравнению с концентрацией фосфора на больших глу¬
бинах. Однако в К. т. подъем глубинных вод поддержи¬
вает высокую концентрацию биогенных элементов в по¬
верхностном слое. Содержание фосфора в водах централь¬
ной части Тихого океана обычно меньше 0,25 мкг-ат/л, но
в
прибрежных районах К. т . эта величина редко бывает
меньше 0,5 мкг-ат/л,
а изредка может достигать
1—2
мкг-ат/л на больших участках
в д о ль побережья.
Зоопланктон. Показатель биомассы в К- т . можно по¬
лучит ь
по данным измерений количества зоопланктона
в
поверхностном слое воды до горизонта 140 м. В
откры¬
том океане зоопланктона обычно меньше по объему 25 X
X 10“ 9, в водах К* т. в пределах 200 км от берега
—
более
300* 10“9. Наибольшие величины биомассы наблюдаются
летом. От года к году эти величины колеблются в ши¬
роких пределах.
ДЖ. л. РЕЙД-МЛ .
КАНАДСКИЙ АРКТИЧЕСКИЙ АРХИПЕЛАГ
И БАФФИНА МОРЕ
К-А .а. состоит из
многочисленных
островов
и
про¬
ливов, соединяющих Арктический бассейн с Б. м., и
Гуд¬
зонова прол. Острова К- А . а. разделяют около 16 круп¬
ных проливов, ширина которых меняется от 10 до 120 км,
а глубина
—
от нескольких
метров до 700 м.
По данным Международного гидрографического бюро,
граница К- А.
а.
(или
«Северо-Западного
прохода»)
проходит отм . Батерст (северо-западное побережье Канады)
к о. Банкс, далее через о-ва Принс-Патрик, Брок, Борден
км.
Исаксен (о. Эллеф-Рингнес), о. Миен и м. Кол гейт
(о. Элсмир), затем на СВ от м.
Шеридан к м.
Брайант
(Гренландия). Акватория между вос то чн ым и
берегами
о-вов Девон, Баффинова Земля и западными берегами
Гренландии занята Б. м .
Рельеф дна. Шельф К. А . а . имеет различные глубины
и
протяженность.
Вдоль западного берега Б. м.,
к
С
от Гудзонова прол.,
ширина шельфа редко превышает
55 км, а глубина примерно 200 м. Менее изучена батиме¬
трия в районе берегов Арктического бассейна. К СЗ
от о. Эллеф-Рингнес на расстоянии 170 км от берега склон
шельфа обрывается на глубине 550 м. В этом районе рельеф
шельфа, по-видимому, исключительно спокоен, его не
пересекают каньоны или подводные русла рек.
Наибольшие глубины в районе К- А . а . обнаружены
во впадинах, которые были
открыты
в системе проливов
Парри и в прол. Маклейн. Пеллетье (1962) высказал пред¬
положение, что эти проливы,
глубина которых может
доходить до 700 м, образовались в результате гляциаль-
ного
переуглубления дна долин в период максимального
плейстоценового оледенения.
Глубина порогов проливов К. А. а. обычно не превы¬
шает 150 м, как, например, в прол. Барроу; в прол. Смит
между о. Элсмир и Гренландией она составляет 200 м.
Гидрологический режим. Ледовые условия.
Проливы покрыты льдом не менее 7 месяцев в году.
Осеннее ледообразование во всех прибрежных водах
начинается
в середине сентября; взлом и вынос льда в
во сто чно й Арктике происходит не р а не е первой декады
июля.
205

КАНАДСКИЙ
Мойра Данбар (1954) показала, что суровость ледовых
условий увеличивается скорее с В на 3, чем с Ю на С.
На В встречаются участки воды с небольшой сплоченно¬
стью льда и даже свободной ото льда. В настоящее время
известно^,
что
аква тория,
не
покрывающаяся
льдом
в зимний период, находится в
районе между Б. м . и
прол.;
Дейвиса; большие участки чистой воды иногда наблю¬
даются
в^ проливах Ланкастер и Смит. Гудзонов зал.,
являющийся по своему гидрологическому режиму вну-
На В К. А. а . ограничен Б. м., прол. Нэрс и целой
системой проливов, которые соединяют северную часть
Б.м.с
Арктическим бассейном. Направление циркуляции
в
Б. м. определяется Западно-Гренландским течением,
идущим на С вдоль западных берегов Гренландии,
и
Баф¬
финовым течением, идущим на Ю вдоль берегов о. Баффи¬
нова Земля
(рис. 1). Западно-Гренландское течение пере¬
носит
ча сти чно
в оды Восточно-Гренландского течения,
поступающие в
прол. Дейвиса у м. Фарвель,
и
относи
Рис.
1. Поверхностные течения (см/с) в проливах Канадского Арктического архипелага.
тренним
морем,
хотя
расположен
южнее,
составляет
исключение. В феврале и марте он покрывается льдом на
всем протяжении, но в его льдах зимой появляются боль¬
шие полыньи и разводья.
В западных проливах К. А.
а . образуется припай;
здесь движение
льда
зимой
практически
отсутствует.
Летом дрейф льда неравномерен.
Анализ данных подроб¬
ных летних
разведок показал, что основное направление
дрейфа льда
—
восточное, т. е . он соответствует восточ¬
ному переносу вод через проливы К- А. а. в сторону
си¬
стемы проливов Парри.
Общая циркуляция. Циркуляция в мелко ¬
водных проливах К- А . а . слабая, формируется и нахо¬
дитс я
под влиянием
циркуляционной системы Арктиче¬
ского бассейна и Б. м .
Океанографических
данных
по
северо-западному
району К- А. а. очень
мало.
Наблюдения, выполненные
на американской дрейфующей станции «Т-3», когда она
находилась вблизи западных островов К. А . а.,
показы¬
вают, что вдоль их берегов движение поверхностных
вод¬
ных
масс направлено
на ЮЗ
со
скоростью
примерно
2 км/сутки летом и несколько больше 1 км/сутки 'зимой.
тельно теплые воды течения Ирмингера, которое проходит
вдоль юго-восточных берегов Гренландии.
Холодные воды Арктического бассейна, проникающие
через проливы К- А. а ., и
северная ветвь Западно-Грен¬
ландского течения образуют Баффиново течение. Килерих
(1938) определил,
что это течение несет свои воды на Ю
вдоль
восточных
берегов о.
Элсмир со
скоростью
17 км/сутки. Небольшие ответвления этого течения про¬
никают в проливы Джонс и Ланкастер.
Преобладающее течение в проливах К- А. а . направ¬
лено на Ю и В главным образом через проливы Перри,
Принс-Риджент и Джонс. Однако это
течение
возму¬
щается в восточном секторе прол. Ланкастер постоянной
вихревой циркуляцией и устойчивым западным течением,
которое прослеживается
в северном секторе прол.
Ланка¬
стер. Судя по данным наблюдений, западное течение про¬
слеживается на всем участке
от Б. м. до прол. Барроу.
Недавно были рассчитаны скорости течений в прол. Лан¬
кастер за летний период; западное течение, идущее вдоль
его северных берегов, имеет скорость 19 км/сутки,
восточ¬
ное,
проходящее вдоль южных берегов,—
17 км/сутки.
Эти величины несколько больше тех, что определены
206

КАНАДСКИЙ
Бейли (1957), но они хорошо согласуются
с
результатами
Килериха.
В проливах Принс-Риджент и Веллингтон преобла¬
дающее течение направлено на Ю, однако вдоль восточ¬
ных берегов здесь наблюдается сравнительно слабый се¬
верный дрейф.
равномерное повышение температуры
и
солености.
Под
промежуточным слоем тихоокеанских вод располагаются
полярно-атлантические воды , ко торые впервые
были опи¬
саны Нансеном в 1902 г. Эти воды атлантического проис¬
хождения характеризуются хорошо выраженным макси¬
мумом температуры в слое от 400 до 600 м.
прол. Смит
море Баффина
про л. Дейвиса
Рис. 2 . Распределение
температуры (°С) и
солености
<°/0о) в прол. Смит, в море Баффин и в прол Дейвиса
(сентябрь
—
октябрь 1964 г.)
Водные массы.
Система прол. Парри объеди¬
няет
проливы Мак-Клур, Барроу, Вайкаунт-Мелвилл,
Ланкастер, которые соединяют воды Арктического бас¬
сейна с водами Б. м. Поэтому на шельфе в западной части
К.А.а.
гидрологические условия идентичны условиям
Арктического бассейна. В западных проливах К. А . а .
принято различать три водные массы. Поверхностный слой
ВБ.м.
(восточная часть К. А. а.) различают четыре
водные массы. Летом температура
и соленость поверхност¬
ных вод колеблются от —1,0 до 5,0° С и от 30,0 до 33,5°/00.
Такое колебание обусловлено мес тными эффектами лет¬
него нагревания, зимнего охлаждения, изменениями спло¬
ченности льда. На глубинах 50—200 м находится хорошо
выраженный слой холодных вод, температура которых
125° з.д .
//5'
Ю5
9$
85
75° зд
Рис. 3. Распределение температуры (°С)и солености (°/0о) на
разрезе в прол.
Парри.
образуют холодные (температура близка к точке замерза¬
ния) и относительно распресненные воды. Ниже 50-ме-
трового горизонта соленость резко увеличивается. Тем¬
пература воды в слое от 70 до 140 м колеблется от —1,2
до —1,4° С, а соленость от 32,2 до 33,5°/00.
В прибрежных водах в западной части шельфа на
глубине 75 м Уортингтон (1953) обнаружил относительный
максимум температуры
—
промежуточный слой тихоокеан¬
ских вод.1 Коучман и Барнес (1961) показали, что
эта
особенность очень слабо выражена вдоль западных бере¬
гов К- А . а. На глубинах между 150 и 250 м наблюдается
—1,6° С, соленость
33,8°/00. Более высокая соленость на
этой глубине по сравнению с соленостью этого слоя в за¬
падных проливах К- А . а.
или
в
Арктическом бассейне
указывает на то, что холодные воды не поступают
вБ.м.
с С и что их особенности обусловлены местными метеороло¬
гическими условиями
и общей схемой циркуляции.
Ниже горизонта 200 м располагается промежуточный
слой теплых вод; обычно соленость этих
вод 34,2—
34,5°/00; температура выше —0,5° С. За прол. Ланкастер
этот слой наблюдается между 200 и 1000 м; на горизонте
500 м может быть максимум температуры, равный 1,0° С.
207

КАНАДСКИЙ
Ниже горизонта 1000 м температура воды опять пони¬
жается до —0,5° С и менее, соленость остается фактически
без изменения и равна 34,5°/00. Раньше считали, что глу¬
бинные воды Б. м . образуются при замерзании поверхност¬
ных вод, которые
затем постепенно
опускаются. Однако
правильнее было бы предположить, что эти воды обра¬
зуются в Арктическом бассейне и затем посту п аю т
вБ.м.
в
процессе
обмена через прол. Смит. По низкому содержа¬
нию к исло рода
в
глубинных водах Б. м . (3,6 мл/л на глу¬
бине 2000 м) установлено, что эти воды не участвуют
в об¬
щей циркуляции Б. м.,
и что их обновление происходит
далеко не
регулярно.
На рис. 3 представлен продольный разрез через си¬
стему проливов Парри. На рисунке можно проследить
особенности рельефа этого участка и вертикальное рас¬
пределение температуры и солености (по данным наблю¬
дений в
августе
и
сентябре).
В поверхностном слое Б. м . воды с температурой выше
—1,0° С, а соленостью меньше 33,5°/00 образуют заметную
прослойку, которая прослеживается от Б. м.
до прол.
Барроу. К 3 от прол. Барроу в поверхностном слое рас¬
положены менее соленые и холодные воды Арктического
бассейна. На глубине 150 м температура и соленость на
всем этом участке относительно однородные, но уже в прол.
Мак-Клур с глубиной температура повышается до 0° С,
соленость до 34,7°/00. К В от прол. Барроу, в прол. Лан¬
кастер, на этой же
глубине температура повышается до
0,5° С, соленость до 34,5°/00.
Расход воды через
основные
проливы К. А. а. рас¬
считали Килерих (1928) и Бейли (1954). Были выполнены
также расчеты летнего стока
через проливы Ланкастер
и Джонс в 1956 и 1957 гг., Юрика и Парри в 1960 и 1961 гг.
и Смит в 1963 г. Результаты расчетов приведены в табл. 1 .
Таблица 1. Расчетные величины расхода воды (млн. м3/с)
через проливы северной части моря Баффина
Пролив
1928 г.
1954 г.
Другие годы
Ланкастер
0,64
1,48
1,00 (1956, 1957)
Джонс
0,29
— 0,39
*
0,27 (1960, 1961)
Смит
0,47
—0 ,42
*
0,28 (1963)
Всего
1,40
0,67
1,55
По данным этих наблюдений был сделан расчет общего
переноса воды из Арктического бассейна через проливы
К.А. а. и
прол.
Смит в летние месяцы (август, сентябрь),
который можно принять равным 0,67—1,55 млн. м3/с.
А. Е . КОЛЛИН
Рельеф дна и геология. Глубины дна на арктическом
шельфе обычно больше, чем
на
ат лант ическ ом. В Арк¬
тике шельф включает две
отчетливые
морфологические
провинции: 1) внутреннюю часть, состоящую в основ¬
ном из затопленных мысов, низких прибрежных и аллю¬
виальных
сист ем,
2) внешнюю часть —
сравнительно
ровный участок, где амплитуда неровностей рельефа не
пре вышает 25 м (рис. 4 и 5). Глубины на внутренней части
Рис. 4. Структурные профили материковой отмели Арктики и
примыкающ их
проливов.
*
Знак «минус» означает движение вод из Б. м . в проливы.
Перенос вод в восточном направлении через прол.
Джонс, равный 0,27 млн. м3/с, был определен по данным
динамического расчета переноса вод в южном направлении
через прол. Пири и по расчетным данным южного переноса
через прол. Юрика на основе зимних наблюдений над
течениями.
Анализ данных океанографических наблюдений, вы ¬
полненных в
прол.
Смит в сентябре 1963 г., показал, что
движение вод через этот пролив может настолько ме¬
няться, что результирующий перенос не всегда сохраняет
южное
направление.
Результаты этих наблюдений при¬
ведены в табл. 2.
Таблица 2. Расчетные величины
переноса вод через прол.
Смит
Дата
Перенос,
м лн. м3/с
22 сентября 1963 г.
0,28 (к Ю)
22 сентября 1963 г.
0,21 (к Ю)
20 сентября 1963 г .
0,13 (к С)
шельфа начиная от островов
постепенно увеличиваются
приблизительно до 425 м; здесь на расстоянии 20—50 миль
от
берега внешний край внутренней части шельфа про¬
резается рядом ущелий. Морское дно внешней части шельфа
постепенно
понижается
к
СЗ примерно на расстоянии
100—115 миль от берега, где глубина достигает 650 м. Здесь
начинается
собственно материковый склон,
который
отмечается
резким изломом батиметрического профиля.
Глубины в проливах между островами в западной
части К. А. а. возрастают
по
мере приближения к Аркти¬
ческому бассейну до 450—550
м.
В центральной част и
К-А.а. в
проливах глубины небольшие (глубины порогов
менее 100 м). Такие небольшие глубины зафиксированы
в
проливах Нансен, Свердруп, Пири, Маклейн и Мак-
Клур. В западной части К- А. а .
глубины составляют
450—750 м, но в его
центральной части они уменьшаются
до 100 м. В некоторых случаях проливы разделены про¬
дольными подводными грядами, которые поднимаются к
центру К* А. а.,
где выходят на поверхность
в ви¬
де островов.
Исключением являются
проливы Баллан-
тайн и Уилкинс, так
как
они
имеют
океаническую
и
островную части, разделенные подводным поперечным
хребтом или водоразделом
с глубинами менее 50 м. Вдоль
208

КАНАДСКИЙ
осей вышеназванных проливов встречаются небольшие
впадины; судя по поперечному профилю, эти проливы
имеют форму широкого 0. Между собой они соединяются
другими затопленными 11-образными долинами,
распо¬
ложенными на 200 м выше ложа проливов.
Впадины и мелководные пороги в восточной части
К- А. а . похожи на впадины и
пороги западной части.
Пролив Нэрс, очевидно, представляет собой вытянутую
погруженную котловину, характеризующуюся наличием
лины примыкают
к основной долине, находящейся на
200—300 м глубже. Как и в некоторых других районах
Арктики, эти подводные долины родственны ледниковым
долинам на суше, в истоках которых обычно находятся
ледники.
Пролив Ланкастер служит еще одним примером
глубоководной 11-образной котловины, связанной с погру ¬
женными
11-образными долинами, входящими в
пролив.
Эти долины притоков находятся на высоте 200—300 м над
Рис. 5. Интерпретация геоморфологических особенностей Арктического бассейна. На рисунке видны глубокие
троги, разделенные срединными грядами,
а также
затопленный
вод ораздел
и широкий участок глубокого
погружения. Общая граница материкового склона находится в 80 —110 милях от берега, внешний участок
материковой отмели имеет различную ширину вследствие погружения мысов и других форм рельефа.
/ — затопленные мысы и аллювиальные системы,
2—
направления
движения ледников .
порога
глубиной 100 м у бассейна Кейна. От этого
порога глубина резко увеличивается в северном направ¬
лении, достигая 550 м у входа в
море Линкольна в Север¬
ном
Ледовитом океане
и
650 м в южном
направлении
у северного входа в Б. м . К прол. Нэрс примыкают не¬
сколько
зат оп лен ных
11-образных долин, дно которых
находится на 200 м (или более) выше основного ложа
пролива. Ложе самого пролива характеризуется наличием
небольших вытянутых впадин, напоминающих систему
ледниковых озер, свойственных ледниковым долинам.
Пролив Джонс, глубина которого примерно 550 м,
имеет 11-образную форму (по данным поперечного про¬
филя) и
характеризуется наличием отмели глубиной менее
100 м на западном конце. Погруженные 1Добразные до¬
основным дном и похожи на ледниковые долины на суше,
обычно заполненные ледниками. В северной части прол.
Ланкастер отмечается небольшая сбросовая активность,
но нельзя считать, что пролив обязан своим происхожде¬
нием именно этой тектонической активности.
Фортье и Мор лей (1956) пришли к выводу, что про¬
ливы являются погруженными речными долинами, когда-
то,
в
доплейстоценовую эпоху, являвшимися водосбор¬
н ыми
бассейнами
большого
участка
суши.
Пеллетье
(1961—1964), Горн (1963), Марлоу и Вилкс (1963) далее
развили эту гипотезу, показав, что погружение произо¬
шло после воздействия на этот участок ледников, в ре¬
зультате чего видоизменилась вся система водной маги¬
страли. Доказательства этому следующие: 0-образные
209

КАНАДСКИЙ
поперечные профили межостровных проливов; висячая 11-
образная долина; неровное дно в желобах (можно даже
предположить, что продольные впадины в желобах —
это
озера ледниковой ступени, из которых брали начало
реки); циркообразные образования в верхней части жело¬
бов и притоков, некоторые
из них
погружены;
наличие
ледниковых покровов на верхней части некоторых при¬
токов; продольные профили основных участков дна; воз¬
можное образование конечных морен
в
Арктическом бас¬
сейне на морских окончаниях этих проливов; подводные
многогранные отроги между устьями притоков и пороги
у входа в эти притоки.
В Б. м . глубины увеличиваются от 200—400 м в се¬
верной части бассейна, где дно Б. м. переходит в дно прол.
Смит, до 2300 м в центральной части бассейна. Подводный
рельеф северной части Б. м., к Ю от
Гренландии,
холми¬
стый, неровный^ напоминает рельеф затопленного мыса,
длительное время (до затопления) подвергавшийся суб-
аэральному выветриванию. Затопленные мысы суши пере¬
ходят в наклонную поверхность, простирающуюся на
расстояние 140 миль от берега и достигающую глубин
600 м, где она переходит в
широкую террасу, которая
и является собственно шельфом.
На восточной стороне Б. м .
шельф рассекают глубокие
извилистые
долины,
которые
являются
продолжением
долин
западного
побережья Гренландии. Рельеф дна
между подводными долинами очень сходен с рельефом
аналогичных участков суши. Профиль, проведенный на 3
от
Гренландии (72°
с.
ш.), показывает, что неровная,
холмистая поверхность простирается на расстоянии 70 миль
от берега, глубина не превышает здесь 300 м. Но за этой
зоной дальше в море глубина увеличивается, и на расстоя¬
нии 140 миль от берега она достигает 400—500 м; в цен¬
тральной части
Б. м.
глубина резко увеличивается до
2300 м. В районе между крутым склоном и
берегом на
глубине 600 м проходят извилистые долины. Устья этих
долин переходят в шельф вблизи верхней части крутого
материкового склона.
На западной стороне Б. м. н аблюдается аналогичная
картина; отличие заключается только в том, что шельф
здесь $же и морфология его рельефа более сложная.
Отдельные особенности рельефа можно проследить с по¬
мощью
изобат, показывающих
продолжение под водой
возвышенностей и равнин соседнего берега. Подводные
мысы и долины простираются на 5—70 миль от берега,
но
в
среднем эта зона не шире 20 миль. Как и на восточной
стороне Б. м ., эти подводные мысы и долины проходят
через всю
ширину шельфа к берегу, а на внешней стороне
шельфа они срезаются обрывистым материковым склоном.
Подводные долины по обеим сторонам Б. м. в
профиле
им еют
II-образную форму и вис я ч ие
11-образные притоки;
на суше продолжением этих подводных систем служат
материковые долины,
в
верховьях которых находятся
ледники.
Таким образом, образовавшиеся в плейстоцене в ре¬
зультате выветривания долины под воздействием ледни¬
ков превратились в речные долины современной формы.
Погружение и затем
поднятие в эпох и,
последующие за
плейстоценом, явились последними стадиями морфологи¬
ческой истории этих районов с малыми глубинами.
Центральная котловина Б. м .
имеет
глубину в 5—
10 раз большую, чем средняя глубина рассмотренных выше
проливов К. А. а.
Дно центральной котловины ровное,
имеет
характер абиссальной равнины
и по своей структуре
сходно с истинно океаническим бассейном. По-видимому,
эта часть дна не
подвергалась сколь-нибудь существенной
субаэральной эрозии. Центральная котлорина Б. м . с
Ви3
ограничена крутыми склонами, которые также ли¬
шены
признаков как наземной эрозии, так и любых морфо¬
логических изменений, которые имели место на примы¬
кающих к котловине участках шельфа. На этих склонах
нет никаких признаков продолжения погруженных долин
и
хребтов, которые прослеживаются на соседних шельфах.
Происхождение центральной котловины Б. м.
не¬
извес тно.
Однако, принимая во внимание существенное
отличие ее подводного рельефа от рельефа прилегающего
шельфа, можно предположить, что дно Б. м .
по сво ему
происхождению отличается от дна в
проливах,
разделя¬
ющих острова К. А . а. Б . м . могло образоваться в резуль¬
тате
процессов рифтообразования, разломообразования
или
прогибания земной коры. Параллелизм очертаний
противоположных участков побережий рассматривался
в работах Вегенера, Кэри и др. Тектоническая активность
такого рода могла иметь место еще до эпохи плейстоцена,
поскольку дно центральной котловины лишено всяких
признаков гляциальной или субаэральной эрозии, а на
материковом склоне не прослеживаются продолжения
линейных структур, которые наблюдаются на соседних
шельфах.
Данными, подтверждающими вертикальные движения
земной коры, исключая погружение, которое, судя по
морфологическим признакам, составило 394 м, являются
поднятые береговые пляжи. Возраст пляжей или одного
из
пляжей определен в
8700 ±400 лет. Они распо¬
лагаются на высоте до 260 м. Эти факты, а также пониже¬
ние высоты более молодых отмелей в сторону моря указы¬
вают на то, что К. А . а. поднимался в течение длительного
времени, начиная с позднего плейстоцена, т. е . этот подъем
начался 10 тыс. лет назад.
Подтверждением поднятия являются колонки грунта,
взятые в проливах западной части К. А . а . Эти колонки
грунта показывают изменение текстуры осадков снизу
вверх с увеличением крупности, что указывает на общие
изменения гидрологических условий от состояния покоя
до активизации энергии. Эти изменения могут быть ча¬
стично связаны с климатическими изменениями, а частично
с подъемом, вызвавшим в свою очередь изменение глубины
в тех
районах, в которых прежде происходила постепен¬
ная глубоководная седиментация.
Другим доказательством поднятия является наличие
в нижней части колонок грунта остатков фауны, которая
могла обитать только на значительной глубине: в верхней
части
колонок
найдены остатки организмов,
которые
в настоящее время обитают на мелководье. Такая разно¬
родная фауна обычно распределяется по зонам вертикально
в нескольких сотнях метров друг от друга, хотя геогра¬
фические границы могут быть порядка десятков миль.
Донные осадки. На арктическом шельфе осадки состоят
в основном из ила, но иногда в разных районах встре¬
чается песок, составляющий 100% всех отложений. Это
особенно наблюдается в районах, которые представлены
позднемезозойским и третичным песчаником. В основном
в
районах, расположенных на возвышенных частях рельефа
и затопленных пляжах, содержание песка обычно высокое.
За пределахми пляжа, на расстоянии до 40 миль, песок
составляет только половину пробы, а сортировка песка
исключительно хорошая. В районах пониженного рельефа
мелкий материал оседает и накапливается, но
сортировка
его плохая. На всем протяжении шельфа крупнозерни¬
стый материал приносится льдами, и этот процесс продол¬
жается и ныне.
Дно у западных островов К. А . а. покрыто обычно
мелкозернистыми
и
плохо
сортированными осадками,
за
исключ ением
участков,
на ходящ ихся
в
центральной
части проливов, где благодаря сильным
течениям
сор¬
тировка
исключительно
х орошая.
Это
явление описано
Пеллет ье (1962), Марлоу и Вилксом (1963, 1964), Хорном
(1963). Следует отметить преобладание двух различных
условий осадконакопления: 1) дельтового типа вбл и зи
речных усть ев
и
2) недельтового типа, характерных для
210

КАНАДСКИЙ
всех островных проливов на расстоянии нескольких миль
от берега и районов, не связанных с речными наносами.
Вообще дельтовые наносы бывают более крупнозерни¬
стыми у берега
и
уменьшаются по размеру по мере уда¬
ления от берега. Они исключительно хорошо сортированы
и
могут содержать примесь выветренных (эоловых) осад¬
ков. В основном отложения приносятся впадающей рекой
и
состоят
главным
образом из мелкозернистого
песка.
Примерно на расстоянии мили от берега содержание песка
ме нее
5%. Направление литофаций таких
отложений
обычно дугообразное у речных устьев, особенно в районе
закрытых заливов. Недельтовые отложения обычно очень
мелкозернистые,
п лохо
сортированные
и
приносятс я
в
район отложения прибрежными течениями, дрейфующими
льдами и ветром.
Непосредственно из
рек отложений
поступает мало.
Центральная часть дна прол. Нэрс сложена в основ¬
ном
до кембрийскими гранитами, гнейсами,
аспидными
сланцами, песчаниками и
карбонатами нижнего палеозоя.
В этом районе на дне благодаря сильным течениям отсут¬
ствует
пе сок
и
мелки й
материал.
Так как гранитная
галька встречалась в пробах, взятых дночерпателем,
то
предполагается,
что
коренная
порода обна жена
в этих
районах. В восточной части
бассейна
Кейна наблю¬
дается слой моренного материала исключительно равно¬
мерной мощности, который был образован ледником Гум¬
больдта. Мощность его достигает примерно 16 м. По обеим
сторонам основных каналов прол.
Нэрс обычно встре¬
чаются
песчаные
и
илистые
отл ож ени я,
перемешанные
с
гравием.
В юго-восточной части К. А. а .
подстилающие
по¬
роды
состоят из метаморфических пород, гранитов и кар¬
бонатов раннего палеозоя. Пэрри (1961) сообщает, что
в этом районе большая часть дна моря покрыта
плохо
сортированным оливково-серым обычно
мелкозернистым
материалом. На отмелях и над порогами, где течение
сильнее, чем на глубинах, содержание песка выше. По¬
всюду встречаются валуны
и
крупная галька, но в основ¬
ном они встречаются
в
прибрежных районах,
и это, как
предполагается,
является результатом
выноса горных
пород льдами. Бакли (1963, 1964) отмечал то же самое
в
прол. Ланкастер
и показа л, ч то обычно тонкие осадки
накапливаются в центральной части пролива.
Траск (1932) установил, что в Б. м. характер осадков
меняется с изменением природы подводного рельефа.
На отмелях и крутых склонах отложения крупнозерни¬
стые, но на глубинах они мелкозернистые и состоят в ос¬
новном из ила и осажденных наносов. В этом районе также
обычен материал, принесенный льдом. Кранк (1964) про¬
вел такие же наблюдения на матери ал е, собранном в зал.
Эксетер,
на
юго-восточном
побережье о.
Баффинова
Земля. Здесь преобладают две осадочные фации: 1) вну-
тришельфового типа с ассоциациями
тяже лых
мине ра¬
лов — типичными акцессориями из
докембрийских мета¬
морфических и изверженных пород, распространенными
на берегу,
и
2) внешельфовые скопления карбонатной
гальки,
содержащие
известняк
и
доломит,
которые,
очевидно, принесены льдом с островов с С. Хотя прине¬
сенные льдом отложения доминируют,
многие авторы
сообщают о наличии смерзшихся отдельных частиц, ко¬
торые, как полагают, имеют эоловое происхождение.
Биология. Фораминиферы. Донные пробы, взя ¬
тые на различных глубинах арктического шельфа, иссле¬
довались
на
с од ерж ан и е фораминифер. Вагнер (1962)
сравнил эту фауну с фауной других районов Арктиче¬
ского
бассейна .
Колонии фораминифер на арктическом
шельфе Канады тесно связаны, во-первых,
с ко лони ями
района м.
Барроу, во-вторых,
с колония ми
материкового
склона Арктического бассейна, лежащего западнее К. А . а.,
и, в-третьих, с
морем Бофорта и Чукотским морем. 7>о-
сНаттЫа пата является еди н ст ве нн ы м
видом,
обычно
встр ечающимс я
во всех
четырех районах. Десять видов,
типичных для арктического шельфа, были определены
Вилксом в прол. Маклейн. Как Вагнер, так и Вилкс
отмечают,
что
в численном отношении песчаные формы
более многочисленны в прибрежных районах. В удален¬
ных от берега районах положение меняется и только 7 из
86 видов являются песчаными. Решающим фактором суще¬
ствования заметных различий в фауне двух районов может
служить температура.
Карсола (1952) предлагает объяс¬
нение: низкая температура совместно с низкой солено¬
стью и высоким содержанием двуокиси углерода может
увеличить растворимость карбоната кальция и, следо¬
вательно, недостаточность известковых форм в более хо¬
ло дны х прибрежных водах.
Вагнер та кже изуча л
экологию с точки зрения
бати¬
ме трии .
Он
определил,
ч то неко торые виды фораминифер
обычны только для глубоководных районов.
Видовой
определитель следующий:
А — СпЪгов1ото1йев сгаввьтаг&о (Могтап),
В — СпЬгивЬотоьйев ]еЦгеув1 (АУППатзоп),
С — Ав1гопоп1оп в1е11а1ит СизЬтап е! ЕсктгсЬ,
О — ВиссеИа [п§1Ла (СизЬтап),
Е — СаввгЛиИпа 1в1апсИса (1Могуагщ),
р — СаввгйиИпа 1ает%а1а (ГОгЬщпу,
0 — СаввгйиИпа погсговвь СизЬтап,
Н — СаввЫиИпа 1егеИв Таррап,
1 — аЫыйев 1оЬаШив (АУа1кег е! ЛасоЪ),
5 — Е1рНШе11а агсИса (Рагкег е! Лопез),
К — Е1рЫ<Иит ЬагИеШ СизЬтап,
Ь — Е1рЫ<Иит с1аоаЫт СизЬтап,
М — Е1рЫ(Иит {п§1Лит СизЬтап,
N — ОиИиИпа зр.,
О — Мотоп 1аЬгаЛопсит (Эапзоп),
р — ЫотопеИа аипси1а Негоп-АИеп е! Еаг1апс1,
С} — ОоИпа сов1а1а (АУППатзоп),
К—
РгоШрЫсИит огЫси1аге (Вгабу),
5 — Руг§о тШатвот (5Пуез1п),
Т — С}итдие1осиИпа ветти1ит (Ьлппё),
II — СьЬШЛев шие11егв1ог\1 (5сЬ\уа^ег),
V — Ерот Лев Iепега (ВгаЛу),
АУ — Р1атвр1ппо1Лев ЬисайепЫв,
X — <}итдие1оси11па агсИса СизЬтап,
У—
С1шпдие1осиИпа зр. (? О- 5р. Сгееп, 1959),
2 — Уа1оиИпепа НогоаШ Сгееп.
Этот определитель может использоваться также для
обсуждения фауны фораминифер Гудзонова зал.
Существует несколько
более
точное
распределение
по зонам, основанное на процентной встречаемости фора¬
минифер, и оно показано в табл. 3, в
которой приведено
сравнение данных станций
на шельфе (глубина менее
604 м) и склоне (глубина более 604 м).
Таблица 3
Вид
Станция
на шельфе
(среднее из
данных
27 станций),
%
Станция на
склоне
(среднее из
данных
2 станций)#
%
аЫс1йе$ 1оЬаИи1из
15,3
0,0
ВИосиНпеИа 5р.
5,2
1,0
СаззМиНпа 1егеИ$
17,6
4,0
С1и1пдие1осиИпа зр. А
23,8
13,5
МШоИпсИа скикскьеп$1$
6,5
0,0
Р1ап1$р1гто1<1е$ Ьисси1епЫз
6,4
0,0
Ероп1йез {епега
8,4
23,5
01оЫ&ег1па раскуйегта
48,9
91,6
аЫсьЛез хюиеИегзШН
0,0
1,0
211

КАНАРСКОЕ
Вагнер определил также б олее подробное распреде¬
ление фораминифер по зонам
для
станций,
сделанных
на шельфе (табл. 4).
Таблица 4
Вид
200- м
(2 стан¬
ции)
%
200—540 м
(18 стан¬
ций),
%
540—694 м
(7 стан¬
ций),
%
аЫсьйе & 1оЪаЫ1и&
60,4
12,8
8,5
ВИосиИпеНа зр.
19,4
1,9
9,6
Сая&ЫиИпа 1егеИ8
4,6
23,9
5,0
Р1ап18р1г1по1йе& Ьисси1еп1и&
5,2
8,9
0,3
МШоИпеНа сНиксН.
2,7
7,3
5,3
(^итциЛосиИпа зр. А
0,0
18,8
43,5
По станциям ниже глубины 200 м Вагнер делает вы¬
вод: тип дна и
топография, т. е . мысы, каналы или уровень
дна, очевидно, не влияют на состав колоний.
Вилкс (1963, 1964) сообщил о прибрежном мелковод¬
ном бентосе прол.
Маклейн. Он отмечает, что число особей
фораминифер на грамм пробы увеличивается по направле¬
нию к
берегу, тогда как число видов в пробе уменьшается.
Этот недостаток видового состава компенсируется
боль¬
шим количеством особей на вид и
свидетельствует о более
суровых условиях
в
прибрежной зоне .
Виды, которые
хорошо приспособлены к таким условиям, доминируют
над другими формами. Большое число особей в прибреж¬
ной зоне может также свидетельствовать о том, что эта
зона более богата пищей в результате более интенсивного
фотосинтеза, происходящего в летние месяцы у открытых
берегов. Как правило, в мелководных зонах отмечается
увеличение численности организмов (табл. 5).
Таблица 5
Зона, м
Количество
организмов
на100г
пробы
Видов на пробу
0—30
4620
8
30—60
3740
14
60—90
1400
8
90—120
1820
17
120 — 150
2680
12
150 — 180
1810
13
180 — 210
2310
18
210 — 240
3570
12
240—300
1100
17
Б. Р. ПЕЛЛЕТЬЕ
Прим. ред.
1
Во время дрейфа станции «СП-2» (2 ап¬
реля 1950 г.—
11 апреля 1951 г.) впервые был обнаружен,
исследован и описан максимум температуры, образуемый,
прослойкой относительно теплых вод,
вклинивающихся
в
толщу поверхностного слоя на глубине от 50 до 100 м.
Тогда же была выдвинута гипотеза, объясняющая форми¬
рование слоя относительно теплых вод проникновением
в
Арктический бассейн теплых тихоокеанских вод (см.
Гудкович 3. М . Результаты предварительного ана¬
лиз а
глубоководных гидрологических наблюдений. —
В кн.:
«Материалы наблюдений научно-исследователь¬
ской дрейфующей станции 1950-51
года». Т. 1. Л., «Мор¬
ской транспорт», 1955, с.
41—170).
212
КАНАРСКОЕ ТЕЧЕНИЕ
Холодное К. т., проходящее вдоль Канарских о-вов
и
северо-западных берегов Африки, является
продолже-
нием^
ве тви
Северо-Атлантического течения,
отклоня¬
ющейся к Ю от материковой отмели Северо-Западной
Европы.
По данным Свердрупа (1942), перенос воды К. т.
составляет примерно 16 млн. м3/с.
К. т. на поверхности обычно имеет скорость меньше
10 см/с, но скорость и
направление его под влиянием ветров
меняются. Ниже 1000 м скорость течения 3—б см/с.
К. т.,
очевидно, сливается с Северным Пассатным
течением. Но большая часть глубинных вод не соединяется
с Северным Пассатным течением, а идет на Ю вдоль бере¬
гов
Африки. Поданным же измерений с помощью свободно
плавающих поплавков К. т. на глубине 1900 м расходится
севернее Канарских о-вов
и
одна ветвь его идет на СВ.
См. также Атлантический океан.
КАПИЛЛЯРНАЯ ВОЛНА — см .
Сейши.
КАРИБСКОЕ МОРЕ
К. м., или
Центрально-Американское море,— окраин¬
ное море Атлантического океана. По данным Международ¬
ного гидрографического бюро, его северная граница про¬
ходит от п-ова Юкатан
к Большим Антильским о-вам,
далее вдоль Больших Антильских о-вов (Куба, Гаити,
Пуэрто-Рико и Ямайка). Виргинские о-ва, находящиеся
восточнее о. Пуэрто-Рико, входят в состав Малых Антиль¬
ских о-вов. Последние состоят из большого количества
мелких островов, образующих дугу, направленную на ЮВ
от
прол.
Анегада и далее
на
Ю, где дуга примыкает
к шельфу Южной Америки, образуя восточную границу
К- м.
Крупные острова этой вулканической дуги
—
Гваделупа, Мартиника, Сент-Люсия и
др. Еще одна дуга
(внешняя)
—
о- ва
Барбадос, Тобаго и Тринидад
—
со¬
единяется на ЮВ с горными цепями Венесуэлы. Южной
границей К. м. являются
северные берега трех стран
—
Венесуэлы, Колумбии и Панамы. Восточные берега Цен¬
тральной Америки образуют восточную ступенчатую гра¬
ницу К- м., первой ступенью которой является Гондурас,
второй
—
п-ов
Юкатан.
Юкатанский
прол.
шириной
220 км соединяет К. м. с Мексиканским зал.
Многочисленные проливы глубиной до 2000 м между
Большими и Малыми Антильскими о-вами соединяют
К. м.
с Атлантическим океаном. Общая площадь К. м .
2640 тыс. км2. Наибольшая глубина К- м .
немногим
превышает 7100 м в желобе Кайман. С В на 3 расположены
следующие основные котловины: Гренадская (>3000 м),
Венесуэльская (>5000 м), Колумбийская (>4000 м),
Кайманская (>6000м) и Юкатанская (>0500 м). Менее
значительные котловины —
котловина Виргинских о-вов,
Доминиканский желоб и вп адина Карьяко. Средняя глу¬
бина кот лови н
примерно 4400 м. С В на 3
тянутся
основ¬
ные подводные хребты: Авес, Беата, Ямайка и Кайман
(рис. 1).
К. м.
расположено в пассатной зоне, и поэтому здесь
весьма устойчивы ветры, дующие с В и ВСВ. Интенсивные
осадки наблюдаются в летние месяцы,
к огда преобладают
условия погоды| характерные для тропиков. Самые обиль¬

КАРИБСКОЕ
ные осадки выпадают восточнее Панамского перешейка
—
более 2000 мм за б месяцев, с июня по ноябрь. Непо¬
средственно в К. м. ураганов зарождается мало, однако
многие ураганы приходят через Малые Антильские о-ва в
конце лета и начале осени.
Гидрологический режим.
Циркуляция. Боль¬
шинство проливов, соединяющих К- м.
с Атлантическим
океаном, мелководны, что препятствует большому водо¬
обмену. Лишь некоторые проливы имеют глубину свыше
замедленное и изменчивое течение. В К- м . из Атлантиче¬
ского
ок еана
поступают
воды,
п рино сим ые дрейфовым
Гвианским течением, идущим вдоль берегов Южной Аме¬
рики на СЗ. Достигнув Малых Антильских о-вов, Гвиан¬
ское
тече ние
разветвляется.
Основная ве тв ь
проходит
вК-м.
через центральные проливы этой островной дуги,
главным образом через проливы севернее и южнее о. Сент-
Люсия; другая ветвь вливается в Северное Пассатное
течение и идет вдоль восточных и
северных границ К- м.
Рис. 1. Батиметрическая карта Карибского моря и района Антильских о-вов .
Глубины — в
метрах.
1000 м (табл. 1), они и
играют ведущую ро ль
в
циркуляции
вод К. м. Основным проливом,
по
которому воды выходят
из К. м ., является Юкатанский прол. Глубина его порога
около 2000 м.
Направление основного потока К- м . в
верхнем 1500-
метровом слое с В на 3. Ниже этой глубины воды К. м .
изолированы от океана,
поэтому
наблюдается
весьма
Таблица 1.
Глубины порогов между котловинами
Карибско-Антильского региона
Пролив
Ширина
на глубине
1500 м, км
Глубина порога, м
по данным
промера
поГСи02
Наветренный
22,2
1650
1600 — 1625
Виргинский
14,8
1960
1725 — 1775
Анегада
14,8
2208
На С около 1950,
на Ю 2300
Доминика
1372
Около 1400
Ямайка
37*
1500
1450 — 1500
Южный Авес
Около 2200
*
Между изобатами 1000 м.
по
направлению к Багамским о-вам .
Воды Гвианского
течения
образуют в К. м., после того как они
проходят
Гренадскую котловину и хребет Авес, хорошо развитую
зональную циркуляцию с максимальной скоростью
потока
в
200—300
км
севернее побережья Южной Америки.
Ветвь Гвианского течения вливается в Карибское течение
и
продолжает идти на 3
чере з пр ох од Аруба в Колумбий¬
скую котловину. В западной части котловины она пово¬
рачивает на С, пересекает хребет Ямайка и затем идет вдоль
Кайманской котловины до 85—86° з. д ., где снова повора¬
чивает на С и выходит из К. м.
через Юкатанский прол.
Ось Карибского течения проходит обычно
над
самыми
большими глубинами от Малых Антильских о-вов
до
Юкатанского прол.
Севернее и
южнее оси
Карибского течения потоки
в основном
па ралле льны .
Их направление слабо меняется
с
глубиной, скорость же с увеличением глубины умень¬
шает ся непрерывно, на п р им ер до <5 см/с на глубинах
св ы ш е 1 500 м в Венесуэльской и Колумбийской котлови¬
нах. В Кайманской и Юкатанской котловинах глубинное
течение проявляется лучше, но его все же можно считать
мед лен ным.
Скорость поверхностных течений К-м . определяется
сезонными изменениями скорости пассатов. Наибольшая
213

КАРИБСКОЕ
скорость Карибского течения на поверхности наблюдается
в конце зимы (39,1 см/с) и в начале лета (41,2 см/с). Сред¬
няя скорость Карибского течения на поверхности в тече¬
ние года 0,7 узла, или 38 см/с. Во время наблюдения с су¬
дов были отмечены более высокие скорости, достигающие
138,9 см/с на основной оси Карибского течения.
Предполагаемые скорости можно вычислить по д ан¬
ным измерений плотности. Расчет показывает, что основ¬
ная ось течения сохраняется в
верхнем 300—400-метровом
слое, а скорость его быстро уменьшается от 40—60 см/с на
поверхности до 10 см/с на глубине 300 м. Ниже происхо¬
дит медленное уменьшение скорости примерно до нулевой
на глубине 1000—1500 м; ниже этой глубины течение
слишком медленное, чтобы можно было рассчитать
его
геострофическим методом.
Вдоль берегов Кубы, Гаити
и Южной Америки наблюдаются противотечения (по на¬
правлению на В). В западных районах Колумбийской,
Кайманской и Юкатанской котловин противотечения
направлены к центру К. м. Зональное течение нарушается
меридиональным
переносом,
который обусловливается
отклонением потока на
границе
с
материком.
Перенос воды через разрезы с С на Ю можно рассчи¬
тать по геострофическим скоростям. На 3 его средняя
величина 30 млн. м3/с. Проливы Больших Антильских
о-вов не играют существенной роли в общем переносе.
Через меридиан 64° з. он в основном такой же, как и
чере з
меридиан
84° з.
Карибское течение составляет примерно
30% общего переноса (75—90 млн. м3/с) воды Гольфстри¬
мом. (Остальные 70% поступают в Гольфстрим из Антиль¬
ского течения, которое вливается в него севернее Багам¬
ски х
о-вов.)
Особенностью циркуляции вод К- м . является подъем
глубинных вод на
поверхность у побережья Южной Аме¬
рики. Восходящее движение масс воды в К. м.,
как и
в
других районах Мирового океана, вызвано действием
ветра: происходит сгон поверхностной воды от берега и за¬
мещение ее
глубинной водой. Подъем глубинных вод не
распространяется на большие глубины и ниже 250 м не
существен.
В результате подъема глубинных вод повы¬
шается, продуктивность. Это район интенсивного рыбного
промысла.
Соответствующее опускание
поверхностной
воды происходит в Венесуэльской и Колумбийской кот¬
ловинах
вдоль 17° с. ш.
Соленость. Поле солености в К- м . характери¬
зуется четырьмя слоями. Два из них, поверхностные воды
и
субтропические подповерхностные воды (50—200 м),
связаны с областью теплых вод океана и отделяются от
области холодных вод на глубине 400—600 м слоем воды
с низким
(ниже 3,0 мл/л) содержанием кислорода; два
других слоя представлены
холодными
субантарктиче¬
скими промежуточными
в одами (700—850 м) и
се веро¬
атлантическ ими
глубинными водами
(1800—2500 м).
Воды, лежащие на границе между основными слоями,
смешиваются вследствие турбулентности (рис. 2).
Величина соле нос ти
поверхностных вод зависит от
испарения, атмосферных осадков, стока с суши
и адвекции,
вызванной течениями. Соленость зимой выше у побережья
Южной Америки С>36°/00),
и это частично обусловлено
подъемом на поверхность соленых субтропических подпо¬
верхностных вод. На С К- м. соленость на поверхности
уменьшается и становится менее 35,5°/00. В Кайманской
и Юкатанской котловинах самая высокая соленость (36°/00)
наблюдается южнее Кубы. Дальше к Ю соленость по¬
верхностных вод также уменьшается до <35,5%0 у по¬
бережья Гондураса. Летом обильные осадки и сток с суши
уменьшают соленость
поверхностных
вод примерно
на
0,5°/00 на Ю и на 1,0°/оо на С. О распределении
солен ости
в западной части К. м . сведений пока недостаточно.
Наибольшую соленость имеет субтропическая под¬
поверхностная вода. Она представляет
собой тонкую про¬
214
слойку (что свидетельствует о преобладании горизонталь¬
ного
перемешивания над вертикальным в устойчивом
слое), которая имеет уклон с Ю (50—100 м) на С (200 м).
Основная ось потока субтропической подповерхностной
воды совпадает с осью Карибского течения.
Соленость
этой воды более 37°/00 в восточных районах Венесуэльской
котловины. В Юкатанском прол.
в
результате перемеши¬
вания соленость уменьшается до 36,7°/00.
Субантарктическая промежуточная
вода,
которая
формируется в зоне южного полярного фронта, наименее
соленая. Слой ее также имеет уклон с Ю (600—700 м) на
С (800—850 м). В южной части К- м. этот слой толще.
Западнее 65° з. д. его северный край становится тоньше
35.0
35,5
36.0
36.5
37 0%
Рис. 2 . Распределение солености в Карибском море.
а—
Юкатанская котловина; б — Западно-Колумбийская кот¬
ловина;
в—
Восточно-Колумбийская котловина; г
—
Венесу¬
эльская котловина. 1
—
субтропическая подповерхностная вода;
2—
субантарктическая промежуточная вода; 3 =-
придонная
вода.
:
и исчезает, не доходя до северной границы К. м. Соленость
этого слоя на В меньше 34,7°/00,
но по мере продвижения
вод настолько увеличивается,
что и этот слой невозможно
обнаружить в Юкатанском прол. Его ось также совпадает
с осью
Карибского течения.
Ниже этого слоя находится слой североатлантической
глубинной воды, которая входит в К. м. через пороги
проливов
между Малыми Антильскими
о-вами.
Вода
этого
слоя
исключительно
гомогенная,
с
соленостью
около
35°/00. Автор предполагает,
что вода обновляется
тольк о
при достижении достаточной плотности на глубине
порогов. Уортингтон и Ричардс считают, что обновление
воды может не происходить в течение сотни лет; Вюст,
основываясь на данных о содержании кислорода на гидро¬
логических разрезах, утверждает, что в проливах про¬
исходит некоторое обновление воды,
а Дитрих (1939)
полагает, что североатлантическая глубинная вода по¬
стоянно
проникает через пороги.
Температура. Поле температур К. м.
имеет
тропический характер, т. е.
теплую воду на поверхности
и
хорошо , заметный термоклин на глубине 100—200 м,
препятствующий вертикальному перемешиванию и про¬
никновению тепла с поверхности в глубину. Ниже 1500 м
температура воды примерно 4° С с небольшим колебанием
от котловины к котловине. Температура повышается на
несколько десятых градуса
на больших глубинах (ниже
3000 м) благодаря влиянию увеличивающегося давления.
Распределение температуры поверхностного слоя опреде¬
ля е т положение температурного экватора в северной части

КАРИБСКОЕ
Рис. За Распределение температуры (°С) в Колумбийской кот-
Рис. 36. Распределение солености
(%о) в Колумбийской кот¬
ловине. Поперечный разрез IV. 73° 50' з. д. (Кроуфорд, февраль
—
ловине. Поперечный разрез IV. 73° 50' з. д . (Кроуфорд, февраль —
март 1958 г.).
март
1958 г.).
25
85
80
75
70
65
60
Рис. 4 . Распределение кислорода в слое максимального содержания (примерно 2000 м). 1932
—
1937 гг.
/ — изолинии содержания кислорода, 2 *-
глубинные течения, 3 —
адв екция.

КАРИБСКОЕ
К. м. В конце лета температура поверхностного слоя К. м.
28,3°С на Ю и 28,9°С наС. На3 К. м. самый теплый
месяц
—
август, на В —
сентябрь. Температура поверх¬
ностного слоя
К- м. зимой примерно на З6 С ниже.
В К. м . температуры поверхностного слоя имеют не¬
большие градиенты
и сезонные колебания. Ниже глубины
150 м сезонные колебания не наблюдаются. Центральные
районы К. м. получают в среднем за год 6,28* 1018 кал/сутки
тепла, с отклонением от этой средней ±0,5* 1018 кал/сутки.
По колонкам грунта,
взятым в К. м., установлено,
что
основную
часть
современных
осадков
с оста вляю т
карбонаты. Большинство карбонатов представлено илом
от
рыжевато-коричневых до коричневых то нов , с одержа ¬
щим крупные органические
и
неорганические фрагменты.
Фораминиферы и птероподы являются обычно доминиру¬
ющими видами.
Мутьевые потоки считаются
важным
фактором осадкообразования в К- м .
Колонки грунта,
взятые на абиссальных равнинах, содержат типичные осадки
1 та метод отраженных волн; 2 « метод преломленных волн.
На рис.
За и 36 показана структура солености и темпера¬
туры на разрезе
по 75°50' з.д.
Кислород. Содержание кислорода составляет
4,2 мл/л на поверхности и менее 3,0 мл/л (минимум) на глу¬
бине 500 м.
Ниже этой глубины содержание кислорода
повышается до 5,5 мл/л и более, возле проливов до 6,0 мл/л.
Вюст показал, что количество поступающего в К- м . кис¬
лорода колеблется из года в год: большое содержание
кислорода отмечалось в период 1932—1937 гг. (рис. 4).1
АРНОЛЬД ГОРДОН
Донные осадки. Под осадками здесь подразумеваются
все слои, в которых скорость распространения сейсмиче¬
ских волн меньше 4 км/с. Земная кора в пределах К. м.
изучалась сейсмическими, гравиметрическими
и геомагнит¬
ными методами. На рис. 5 приводится карта К. м . и про¬
фили,
вдоль
которых
проводились
измерения
этими
методами.
мутьевых потоков, являющиеся причиной довольно пло¬
ского рельефа Юкатанской, Колумбийской и южной части
Венесуэльской котловины (Хизен, 1956).
Впадина Карьяко на глубине ниже 370 м с конца
плейстоцена анаэробна. В результате этого верхние метры
осадков имеют высокую
конце нтраци ю
сероводорода,
а бе нт осн ая фауна отсутствует.
На рис. 6 показан профиль с записью отчетливых
отражений от двух горизонтов осадков, которые, очевидно,
характерны для Венесуэльской котловины. Эти горизонты,
возможно, имеются и в Колумбийской и Юкатанской
котловинах, но там они перекрыты толстым слоем осадков
мутьевых
потоков. Сильные отражения могут маскировать
более глубокие горизонты осадков, которые в другом
случае могли бы быть отмечены. Так, на северо-восточной
стороне хребта Беата с помощью грунтовой трубки были
взяты у основания разлома примерно на глубине первого
поддонного отражения твердые светло-серые кальцилю-
титные (консолидированный карбонатный ил) образцы
грунта эоценовой эпохи.
Горизонтально залегающие
216

КАРИБСКОЕ
Рис. 6 . Типичный профиль Венесуэльской котловины по данным отраженных волн.
/—= от
современных осадков до эоценовых (в основном пелагические), II —
нижнеэоценовые и старше,
III —
плейстоценовые осадки мутьевых потоков.
Рис. 7. Средние сейсмические профили для материка, Атлант
тического океана и Карибского моря.
I =- осадочные породы; 2 « осадочные и вулканические породы.
осадки на дне Венесуэльской котловййы, непосредственно
примыкающей к
склону хребта Кюрасао, рассматриваются
как осадки мутьевых
потоков плейстоценового возраста.
Сейсмические исследования с помощью преломленных
волн
—
единственный в настоящее время метод определе¬
ния общей мощности осадков в некоторых районах К- м.
Этот метод позволил установить, что в северной части
Венесуэльской котловины, простирающейся вдоль мате¬
рикового склона у Колумбии и Венесуэлы, под хребтом
Кюрасао находится слой осадков мощностью до 12 км.
Это самые мощные отложения в К. м.
Сравнение средних сейсмических профилей в трех
котловинах К. м. с профилями отдельных участков Атлан¬
тического океана, приведенных на рис. 7, позволяет сде¬
лать вывод: в К. м. осадки более мощные. На рис. 8
и
9
приведено распределение осадков
на профилях
в каждой котловине.
Слой
со
ск оро сть ю распространения сейсмических
волн 4,8—5,1 км/с соответствует рельефу хребта Кайман.
Отсутствие короткопериодных магнитных аномалий исклю¬
чает наличие здесь основных интрузивных или вулкани¬
ческих пород.
Земная кора. Скорость распространения сейсмических
волн в земной коре в пределах К. м . колеблется от 5,8
до 7,5 км/с. Самая низкая скорость отмечена в верхней
ча сти коры (слой осадочных отложений.—
Ред.), а более
в ысо кая
—
в
нижней
части
(базальтовый слой.— Ред.),
что
указывает на увеличение плотности пород коры с глу¬
биной.
Средняя толщина коры в котловинах К. м. больше,
чем в других океанических бассейнах.
Следует отметить, что при высоком рельефе дна кора
толще (рис. 8). Кора в Колумбийской кот лов ине толще,
чем в Венесуэльской или Юкатанской котловинах, а глу¬
бина дна в ней
примерно
на
1000 м меньше. Толщина
коры уменьшается к Ю до минимума, т. е . до 6 км в се¬
верной части Венесуэльской котловины,
затем быстро
увеличивается под материком (Южная Америка). Кора
слегка утолщается под хребтом Беата и становится на¬
столько
мощной под поднятием Никарагуа и хребтом
Кайман, что поверхность мантии не
регистрируется сей-
.21 7

КАРИБСКОЕ
омическим методом преломленных волн. Предполагалось,
что толщина коры здесь может быть сравнима с толщиной
материковой коры. Она уменьшается до 4 км в желобе
Кайман, а мантия обнаруживается на глубине 11 км,
и это самая меньшая глубина мантии из всех отмеченных
вК.м.
На рис. 9 показан поперечный профиль Венесуэльской
котловины, на котором ясно заметны верхняя и нижняя
части коры, общая толщина которых колеблется в пре¬
делах 8—10 км. Слой со скоростью распространения сей¬
смических волн 5,1—5,8 км/с, отмеченный в пределах
островной дуги, соответствует интрузивным и метаморфи¬
ческим породам или известнякам. Наличие здесь коротко¬
периодных магнитных аномалий указывает на присут¬
ствие интрузивных пород. Участки с выходами коренных
пород сложены в основном андезитами
и
диоритами
и
в ме ньш ей степени базальтами, которые обычно ассоции
ближе к океанической. Эти
предположения противоречат
гипотезе о том, что район К. м.
является затопленным
материком.
Высказывалось также предположение,
что
К. м.
представляет собой зарождающийся материк, кото¬
рый, возможно, присоединится к Американскому мате¬
рику.
ДЖ. ЮИНГ, Т. ЭДГАР
Прим, ред.1 Об океанографий, а также фауне и флоре
К. м.
см .:
Исследования Центрально-Американских мо¬
рей. (По материалам Советско-Кубинской морской экспе¬
диции). Вып. 1 —3 . Киев, «Наукова думка», 1966—1971;
Советско-кубинские рыбохозяйственные исследования.
Вып. 1. М ., Пищепромиздат, 1965.
желоб
Венесуэльская котл.
хр. Санта Виргинских
-Йрус
о-вов
о Сен т-Томас
Рис.
9. Структурный профиль Венесуэльской котловины
(по Оффисеру и др.,
1957).
Скорость
—
в
км/с.
руются с океанической структурой коры. Считается,
что хребты Авес и Бонайре имеют вулканическое проис¬
хождение.
Высказывалось много гипотез относительно
происхо¬
ждения земной коры К- м .
Некоторые геологи считают,
что К. м. является
унаследованным океаническим бассей¬
ном, другие полагают, что оно представляет собой затоп¬
ленный материк. По-видимому, структура коры здесь
КАРПЕНТАРИЯ ЗАЛИВ
К. з. имеет
форму прямоугольника с площадью около
120 тыс. квадратных миль. На В он ограничен п-овом Кейп-
Йорк и на 3 п-овом Арнемленд. В статье рассматривается
такжерайонкСотК.з.(доНовойГвинеинаСВидо
поднятия Уэссел на 3) (рис. 1). По определению Между¬
народного
гидрографического бюро,
весь этот район
218

КАРПЕНТАРИЯ
входит в Арафурское море, восточная граница которого
проходит от устья р. Бенсбах (о. Новая Гвинея) до м. Йорк
(Северо-Восточная Австралия). Существуют различные
мнения относительно того, к
бассейну какого океана
—
Индийского или Тихого —
принадлежит К. з .
Считают,
что К- з. по характеристикам вод более напоминает Тихий
океан. Но автор разделяет мнение Скотта (1935), считав¬
шего
прол.
Торреса восточной границей Индийского
океана; с океанографической точки зр е ни я
в
Тиморском
и
Арафурском морях граница Индийского океана не
выр ажена.
Тектоника .
Прямоугольные очертания современной бе¬
реговой линии К- з . наводят на мысль о наличии разломов
по его краям.
Магнитометрическое
исследование аква¬
тории залива, проведенное нефтяными компаниями,
а
также данные о характере дна и отложениях, его подсти¬
лающих,
подтверждают это (рис. 2). Котловина К- з .
может быть определена
к ак грабен, в котором опущенный
блок смещен по шарнирному сбросу, ось которого, также
ча стично
опущенная,
проходит вдоль южной границы
К. з.
Восточная зона разломов точно установлена с по¬
мощью донных профилей, проложенных между парал¬
лелями 11° 20' и 15° 30' ю. ш . Эти данные указывают на
возрастание вертикальных смещений в северном направ¬
лении. На 11° 50' ю. ш. смещение, по данным геофизиче¬
с ких
измерений, равно 750 м.
Западная зона сбросов определена при помощи аэро¬
магнитной съемки и батиметрических измерений. Один
из
сбросов этой зоны морфологически выражен обрыви¬
стым
побережьем К- з . в
районе о. Грут-Айленд и север¬
нее его. Возможно, этот сброс продолжается на Ю вдоль
восточного края
возвышенности
Грут-Пелью (рис.
2)
до восточного берега о.
Вандерлин, где сброс был обна¬
ружен Смитом (1962). Второй сброс, возможно, протяги¬
вается западнее (между о.
Грут-Айленд и п- овом Арнем¬
ленд) и продолжается
на ЮЗ до р. Ропер, ограничивая
с западной стороны небольшую котловину, находящуюся
на крайнем ЮЗ К. з.
По данным
а втор а,
время образования большого
грабена К. з. относится к
среднему плейстоцену, так как
отложения
позднего плейстоцена в центральной части
К- з . лежат на эрозионной поверхности мезозойских или
третичных (?) пород и предполагается отсутствие отло¬
жений раннего плейстоцена.
Помимо отмеченных выше главных сбросов, придон¬
ными
и
аэрографическими исследованиями обнаружено
много небольших сбросов, но так как оба вида исследова-
Рис. 2 . Контуры подстилающих
пород зал.
Карпентария по
данным аэромагнитных
съе мо к.
Глубины
—
в
со тнях
футов. Интервал
2500 футов.
219

КАРПЕНТАРИЯ
ний имели
рекогносцировочный характер,
значение
и
протяженность
этих второстепенных разломов неизвестны.
Хиллс (1945) считает, что К- з . расположен на месте
одного
из
ранних докембрийских материковых ядер
(ядро Карпентария). Простирания слоев в отложениях
среднего докембрия (рис. 1) свидетельствуют о наличии
раннедокембрийских образований в центре района, но
прямых доказательств их присутствия и данных о харак¬
тере фундамента не имеется. После докембрия осадкона-
копление в этом районе, по-видимому, было ограничен¬
ным до постриасового времени.
Прогибание фундамента
в м езо зое привело к образованию трех впадин, выполнен¬
ных мезозойскими отложениями (рис. 2):
1) желоб, простирающийся в северо-западном на ¬
правлении
от
пункта
с координатами 13° ю. ш.,
138° в. д.
в
направлении Арафурского моря. Мощность осадочных
пород увеличивается к СЗ приблизительно до 3750 м;
2) впадина, простирающаяся в северном направлении
и
примыкающая к восточной зоне разломов. Наибольшая
амплитуда прогибания приурочена к центральной части
(13° 00' ю. ш., 140° 00' в. д.) впадины. С северной стороны
она
ограничена широтным поднятием фундамента. На юго-
восточном
продолжени и
этой впадины, в
районе р. Гил¬
берт (17° 00' ю. ш .,
141° 00' в.
д.), обнаружены третичные
отложения;
3) небольшая (но с большой амплитудой прогибания)
впадина, расположенная
в крайней юго-западной глубоко¬
водной части К. з. , с цен тром
в точке 15° ю. ш.,
136° в. д.
С Ю и, возможно, с 3 эта впадина ограничена разломами.
От остальной части К- з . она отделена поднятием фунда¬
мента,
простирающимся
от
о-вов
Сэр-Эдуард-Пелью
(15° 40'
ю.
ш.,
137° 00'
в.
д.)
до
о.
Грут-Айленд
(14°00' ю. ш.,
138° 40' в. д .). Мощность мезозойских (?)
отложений, выполняющих эту впадину, приблизительно
3000 м.
Поднятие фундамента, отделяющее желоб (1) от впа¬
дины (2), стано вится более высоким в
северном направ¬
лении. В связи с этим мощности мезозойско-третичных (?)
отложений в районе с координатами 11° ю. ш .,
139° в. д.
заметно уменьшаются. Далее на С в районе Новой Гвинеи
мощность осадочных пород
вновь увеличивается (рис. 2).
Фейрбридж рассматривает К. з. (от мезозойского периода
до настоящего времени) как класси чес кую автогеосин кли¬
нал ь.
Рельеф дна. К. з . в основном мелководен: глубины
не
превышают 70 м и обычно колеблются от 45 до 65 м.
Батиметрия большей части К- з . определяется его струк¬
турой. Между восточной зоной сбросов и
современной бе¬
реговой линией расположена плоская площадка
—
уступ
с
редкими «холмами» крупнозернистых мезозойских пес¬
чаников. К Ю дно залива постепенно повышается: вблизи
южного побережья залив становится настолько мелко¬
водным, что в
период
сильных отливов
образуются много¬
численные илистые отмели. Вследствие смещений вдоль
разломов западной зоны сбросов на большей част и за пад¬
ного побережья К- з. отмечается крутой уклон дна (напри¬
мер, восточный берег о. Грут-Айленд) (рис. 3).
Поднятие фундамента между о-вами Сэр-Эдуард-
Пелью и Грут-Айленд морфологически выражается в боль¬
шом количестве подводных «холмов»
докембрийских квар¬
цитов (формация Мастер дон), похожих на
породы,
сла¬
гающие о-ва
Сэр-Эдуард-Пелью. Подводные выходы квар¬
цитов прослеживаются на несколько миль к С от о-вов
Сэр-Эдуард-Пелью. Самой глубоководной частью К- з .
является участок, прилегающий
к восточной зоне сбросов.
Он расположен над упомянутой выше мезозойской впа¬
диной (2) и ориентирован также в меридиональном на¬
правлении (рис. 2).
Поднятие Уэссел проявляется в виде широкого хребта,
проходящего в южном направлении от о. Фредерик-Хен-
220
дрик к м. Уэссел. Вдоль восточной окраины о-вов Уэссел
в
результате эрозии дна под воздействием приливных
течений, весьма значительных в этом районе, образо¬
вался
узкий, четко выраженный канал.
Стратиграфия К.
з.
Докембрий. К 3 от
138° в. д.
породы прибрежного района являются докем-
брийскими и относятся к группе Мастердон. Это кварциты
и лавы, которые в некоторых районах очень мало разру¬
шены. Докембрийский фундамент, неожиданно встречен-
Рис. 3. Батиметрическая карта зал.
Карпентария.
Глубины
—
в морских саженях.
ный в скважинах Морнингтона и Карамбы, наводит на
мысль, что эти породы продолжаются на В, по меньшей
мере, до крайней юго-восточной части К- з .
Палеозой. Сомнительно, что палеозойские отло¬
жения
встречались где-либо, кроме северной части рай¬
она—м.
Иорк
—
прол. Торреса. Хилл и Денмид (1960)
описали игнимбриты из прол. Торреса, возраст которых
предположительно пермский.
Мезозой. В течение позднеюрского и мелового
периодов связь между открытым морем и обширным
внутренним морским бассейном, который покрывал в то
время большую часть восточной половины Австралии,
осуществлялась главным образом через район К. з. Стра-

КАРПЕНТАРИЯ
тиграфия мезозойского периода стала известна главным
образом в результате бурения нефтяных скважин.
Третичный
период. Небольшие
выходы
третичных отложений в районе р. Гилберт на юго-восточ ¬
ном
побережье залива обязаны
св оим
происхо ждением
перемещению восточной
границы мезозойского бассейна
седиментации в раннетретичное (?) время в юго-восточном
направлении. В стороне от этого пункта вдоль восточного
и
северо-западного побережий третичные отложения пред¬
ставлены латеритами. Эта латеритизация привела к обра¬
зованию обширных бокситовых залежей в районе Вейпа
(м. Йорк) и на п-ове Арнемленд. Судя по колонкам грун¬
товых проб,
взятым на С центральной части К. з., пред¬
полагается наличие в этом районе третичных отложений,
свидетельствующих о том, что эта часть акватории залива
является продолжением южного шельфа Новой Гвинеи.
Плейстоценовые
отложения.
Плей¬
стоценовые
отложения
н а материке
и
островах
южной
части К. з.
изучены
главным образом на подня тых мор¬
ских
террасах
вдоль
побережий о-в ов
Уэлсли, о-в ов
Сэр-Эдуард-Пелью и п -ова
Арнемленд.
Третичные латериты перекрываются косослоистыми
плейстоценовыми калькаренитами (известняки Вандер-
лин). Согласно наблюдениям автора на о -вах
Уэлсли
и Сэр-Эдуард-Пелью, эти калькарениты залегают на тер¬
расах,
в озвы шаю щих ся
над уровнем моря
на30м,
и
свидетельствуют
о некогда более высоком уровне моря.
Современные осадки.
Колонки грунтовых
проб, взятые в последнее время, и
сейсмопрофилирование,
выполненное
сотрудниками Сиднейского университета,
дают основание судить об осадках послетретичного вре¬
мени. Эти пробы не исследованы детально, и поэтому
ниже
приводятся
лишь общие сведения о характере осадков.
В осадках, залегающих
на выветренной поверхности
мезозойских или третичных отложений, отчетливо выде¬
ляются три горизонта:
1) зеленый
морской
ил
(максимальная мощность
1,8 м);
2) темно-серая (до шоколадного цвета) глина или
тонкий алеврит (1,2 м);
3) в основании
—
белая глина (базальный горизонт)
(1,2 м).
Базальный горизонт встречается только в западном
районе
—
от м. Уэссел до 14° ю. ш . Два других горизонта
встречаются почти повсеместно, хотя их мощность сильно
меняется.
Второй горизонт представлен эстуариевой (?) глиной
со скудной фауной в центральной части залива, а тонкий
алеврит на широте 15° морской фауны не содержит. Этот
горизонт сформировался после сбросовых смещений дна
К. з. по отмеченным выше зонам разломов,
так как он
выклинивается у линии разлома
ине
встречается
на пло¬
ском прибрежном уступе, расположенном между линией
разлома и восточным берегом залива.
Поверхностный слой зеленых морских илов первого
г ориз онта
содержит
многочисленные
остатк и
морской
фауны. Этот горизонт имеет резкий контраст с подстила¬
ющим слоем, что
свидетельствует о резкой смене эстуарие¬
вых
условий седиментации (опресненные воды) нормаль¬
ными
морскими. Это произошло, по мнению автора, вслед¬
ствие
повышения
уровня моря
в
конце плейстоцена и
одновременного затопления барьера (вероятно, поднятия
Уэссел), который отделял палеолагуну К- з . от Арафур¬
ско го моря.
Отсутствие коралловых рифов южнее 12° ю. ш . ка ¬
жется аномальным, особенно если учитывать обилие ко¬
ралловых рифов в прол. Торреса.
Критическим факто¬
ром в данном случае являются значительные сезонные
понижения солености.
Гидрологический режим и климат.
Климат района
—
муссонный, с обильными дождями
с декабря по март
(рис. 4). Реки, впадающие в К. з.,
оказывают значитель¬
ное влияние на характеристики вод К. з . только в сезон
дождей. В это время большое количество воды поступает
в К. з. из рек южного и восточного побережий. Как это
дюй мы
Рис. 4. Среднее распределение
осадков в Нор-
мантоне (1) и Барктауне (2).
221

КАРСКОЕ
влияет на течение и соленость, неизвестно, но, по-види¬
мому,
сол ено сть
на Ю высокая б конце сухого сезона
(рис. 5а и 56), в сезон дождей значительно уменьшается.
Распределение солености на поверхности
и
у дна
(рис. 5а и 56) характеризуется высокими величинами на
Ю. Слабое течение по часовой стрелке вызывает подъем
богатых питательными веществами глубинных вод
во¬
сточнее границы с Арафурским морем. На это течение
накладываются
приливные течения.
Величина прили¬
Рис. 56. Распределение солености (%о) У дна зал.
Карпента¬
рия (август 1964 г.).
вов
в
Карамба (при впадении р. Норман) достигает
3,6 м в сизигию; суточные приливы в К* з. бывают в си¬
зигию, полусуточные
—
в
квадратуру. Приливные тече¬
ния со
скоростями 2 —3 узла обыч но наблюдаются у по ¬
бережий о - в ов Уэлс ли и Сэр-Эдуард-Пелью. В результате
приливных течений наблюдается значительный размыв
берегов на восточной стороне о-вов Уэлсли (рис. 3). По¬
дробности о течениях в К. з. неизвестны, но в скорости
хода рейсовых судов с С на Ю и в обратном направлении
была отмечена разность порядка 1 узла, что, по-видимому,
обусловлено действием течений.
ЧАРЛЗ ФИППС
КАРСКОЕ МОРЕ
*
К. м.
—
окраинное море Северного Ледовитого океана.
Расположено между побережьем
материка (Западно-
Сибирская равнина), о-вами Новая Земля, Земля Франца-
Иосифа и Северная Земля.
Западная граница К. м.
—
от м. Кользат (81° 08 с. ш.,
65° 13х в. д.) до м. Желания (76° 57' с. ш., 68° 36' в. д.),
далее по восточным берегам о-вов Новая Земля, западной
границе прол. Маточкин Шар,
от
м.
Серебряный до
м. Столбовой, западной границе прол. Карские Ворота,
от м. Кусов Нос до м. Рогатый, восточному берегу о. Вай-
гач и по западной границе прол. Югорский Шар от м. Бе¬
лый Нос до м. Гребень; северная граница
—
от м. Коль¬
зат до м. Арктический (81° 16х с. ш., 95° 43х в. д.) о. Се¬
верная Земля, о. Комсомольский; восточная граница
—
западные берега о-вов Северная Земля и восточные гра¬
ницы проливов Красной Армии, Шокальского и Виль-
кицкого; южная граница
—
материковый берег от м. Бе¬
лый Нос до м. Прончищева.
На С К- м . сообщается с Арктическим бассейном, на
3—
с Баренцевым морем (проливы Югорский Шар, Кар¬
ские Ворота, Маточкин Шар и между северной оконеч¬
ностью Новой Земли и Земли Франца-Иосифа), на В —
с морем Лаптевых (проливы Вилькицкого, Шокальского
и
Красной Армии).
Площадь К. м . 893,4 тыс. км2, объем вод 101 тыс. км2,
наибольшая глубина 600 м, средняя 113 м. Наибольшая
протяженность с СВ на ЮЗ между 81 и 68° с. ш . около
1500 км, максимальная ширина в северной части К. м .
800 км. Длина береговой линии вдоль материка 9047 км,
вдоль островов 5653 км.
Крупнейшие заливы —
Байдарацкая губа, Обская
губа, Енисейский зал.,
Пяси некий
зал.,
Гыданская
губа и Таймырский зал.
—
врезаны
в
материковый
берег.
Крупнейшие реки,
впадающие
в
море, —Енисей,
Обь, а также Пясина, Пур и Таз, Кара (давшая название
морю),— имеют суммарный сток около 1300 км3/год (80%
стока приходится на лето).
В К. м. большое количество островов (их общая пло¬
щадь около 10 тыс. км2), сосредоточенных преимущественно
в северо-восточной части моря. Вдоль побережья материка
расположены шхеры Минина, арх. Норденшельда (более
70 островов) и др.;
в
центральной части К. м.
—о-ва
Арктического института, Известий ЦИК, Сергея Кирова,
Уединения. Широко известен о.
Визе, существование
которого было теоретически предсказано В. Ю. Визе
(1924) в результате изучения дрейфа льда в К. м . Острова
разнообразны п о
происхождению и характеру рельефа.
Часть островов гориста, например горы о. Вайгач и Новой
Земли являются продолжением Уральских гор. Депрессии
на склонах горных хребтов Северного острова Новой
Земли и Северной Земли занимают ледники, продуциру¬
ющие айсберги. Берега этих островов обрывисты и изре¬
заны фиордами.
Другие острова (Ушакова,
Шмидта)
сплошь покрыты ледниковыми куполами. Много низмен¬
ных песчаных островов (Белый, Уединения и др.).
Как показали исследов ан ия,
побережье К. м.
в те¬
чение последних десятилетий испытывает тенденцию к под¬
нятию. Наибольшая скорость поднятия 1,5 мм/год наблю¬
дается на о.
Правды. Вдоль побережья относительная
скорость вертикальных движений земной коры изменяется
от 0,7 мм/год (район порта Амдерма) до 0,1 мм/год (у
о. Диксон) и до
—
1,2 мм/год (район м.
Челюскин).
По просьбе издательства статья Карское море для рус¬
ского издания Энциклопедии составлена сотрудниками ДАНИИ
с учетом
новейших данных по
морям Арктического бассейна.
222

КАРСКОЕ
Рельеф дна и донные осадки. Побережье К. м. окай¬
мляет
Баренцево-Карский шельф, поэтому около 40%
площади дна имеют глубины менее 50 м, 64%
—
менее
100милишь2%
—
более 500 м. Шельф прорезан с С на Ю
двумя широкими глубоководными желобами — Св. Анны
(вдоль восточного
побережья
Земли
Франца-Иосифа,
глубины до 620 м) и Воронина (вдоль западного побережья
Северной Земли, глубины до 420 м). Вдоль восточных
берегов Новой Земли проходит Восточно-Новоземельский
желоб (глубины 200—400 м). Между желобами распо¬
ложено Центральное Карское плато (глубины менее 50 м),
несущее о- ва Ушакова, Визе, Уединения и др.
Геологическое прошлое К. м. тесно связано с историей
развития Северного Ледовитого океана, что и определило
геологическое строение его ложа и берегов. Геологически
К. м.
—
одно из самых молодых. Главнейшие особенности
его
рельефа определились в позднемеловой
—
ранне¬
плейстоценовый периоды.
В результате тектонических
разрывов, происшедших в эти периоды, был образован
Баренцево-Карский шельф; субокеанические желоба, за¬
ходившие в
пределы шельфа, отделяли шельф от абиссали
Арктического бассейна. Под сравнительно тонким слоем
современных осадков
—
коричневые, серые и синие илы
в желобах и глубоководных котловинах, песчанистые илы
на подводных возвышенностях и мелководье, пески на
отмелях
и
вблизи берегов
—
обнаруживаются следы
ледниковых регрессий и межледниковых трансгрессий,
о масштабах которых можно судить по рис. 1 и 2. Типы
осадков К. м . приведены на рис. 3.
Климат. Климат К. м. арктический
—
три-четыре ме¬
сяца в
году длится полярная ночь и столько же полярный
день. Температура воздуха ниже 0° С сохраняется на С
К. м. 9 —10 месяцев, на Ю 7—8 месяцев в году. Средняя
температура воздуха января —20, —28° С (минимальная
до —48° С), июля 6—1° С (максимальная до 16° С). Число
днейсморозомвиюлеот6наЮК. м.до20наС.Средняя
скорость ветра в К- м. летом 5—5,5 м/с, зимой 6—7 м/с.
Число дней со штормом летом 1—2 в месяц, зимой 6—7
в месяц. На Новой Земле, Северной Земле и Земле Франца-
Иосифа образуется бора, скорость ветра при которой
достигает 40 м/с; однажды была зарегистрирована ско¬
рость 60 м/с. Зимой штормы нередко сопровождаются ме¬
телями, летом
—
сн ежными
зарядами. Летом часто наблю¬
даются туманы.
Гидрологический режим. Расположенное в высоких
широтах К. м .
значительную часть года покрыто льдом.
Ледообразование начинается на С К. м. в сентябре, на
Ю в октябре. Зимой вблизи побережья и между островами
образуется припай. Лед, покрывающий остальную часть
К. м.,
является
дрейфующим.
В зимний период температура воды К. м. близка
к температуре замерзания (около —1,8°С). Вода в мелко¬
водных районах от поверхности до дна имеет почти оди¬
наковую температуру. Однако в глубоководных желобах
Св. Анны и Воронина, куда из Арктического бассейна
проникают теплые атлантические воды, на глубинах 150—
200 м наблюдаются температуры 1,5 и 2,5° С. Как показы¬
вают расчеты, в течение года в К. м.
поступает примерно
9,4
•
103 км3 атлантических вод, приносящих почти 8 X
X 1012 ккал тепла. Поверхностные воды летом сильно
распреснены речным стоком и таянием льдов.
В течение всего лета температура воды в зоне дрейфу¬
ющих льдов лишь немного выше точки замерзания. Осво¬
бодившиеся от льда воды К. м.
прогреваются до 6° С
в юго-западной части и до 2° С в северной. Толщина про¬
гретого слоя вод до 60—70 м в юго-западной части К. м.
и до 10—15 м в восточной.
Через проливы Карские Ворота и Югорский Шар
в
К. м.
поступают баренцевоморские воды.
Вливаясь
в Ямальское течение, они
перемещаются
на С вдоль бере-
Рис. I. Пределы максимальной трансгрессии в четвертичный
период (по Саксу, 1945, 1948).
Рис. 2. Пределы максимальной регрессии в четвертичный пе»
риод (по Саксу, 1945, 1948).
223

КАРСКОЕ
гов п*ова Ямал. В районе о.
Белый Ямальское течение
усиливается Обь-Енисейским; несколько севернее от него
отходит к Новой Земле Восточно-Новоземельское течение,
воды которого направляются на Ю, где циклонический
круговорот их замыкается. Из Обь-Енисейского района
часть вод уходит на В, образуя Западно-Таймырское те¬
чение, распространяющееся вдоль побережья до прол.
Вилькицкого.
В центральной части К. м. течение Св. Анны, не¬
сущее воды на С,
в ключается
в
циклоническую цирку¬
ляцию, определяющую круговорот вод и льдов по часо¬
вой стрелке.
По расчетам
Н. С. Уралова, результирующий вынос
из
Баренцева моря в К. м . через прол.
Карские Ворота
Рис. 3. Осадки Карского моря (по Горшковой, 1957).
1 — глинистый ил; 2 —
ил; 3 — песчанистый ил; 4 — илистый
песок; 5 —
песок; 6 —
районы, не охваченные исследованием;
7—
железо-марганцевые конкреции; 8 —
камни; 9 —
гравий;
10—
граница распространения коричневых осадков; 11 —
про¬
слеженная граница распространения подстилающих глин.
составляет
1,24-103 км3/год воды и 25,9 -1015 ккал/год
тепла.
Через прол. Югорский Шар переносится 0,4 X
X 103 км3/год и 0,46 • 1015 ккал/год, а через пролив между
Новой Землей и Землей Франца-Иосифа
—
17,1-103 км3/год
и
14,9
•
1015 ккал/год.
Приливы в К- м.
определяются преимущественно при¬
ливной волной, распространяющейся из Атлантического
океана; эта волна проникает
в
К. м.
из
Арктического
бассейна и чер ез
проливы из
Баренцева моря. Приливы
преимущественно полусуточные. Величина прилива в
среднем
0,5—0,8
м.
Зимой существенное
влияние
на
приливы
оказывает
ледяной покров: величина при ли ва
224
уменьшается, а распространение приливной волны запаз¬
дывает по сравнению с л ето м.
Биология. Характеристика флоры и фауны К. м . до¬
вольно сложна.
Соответственно распределению солености планктонные
формы
—
пресноводные и сол оно водн ые
—
проникают да¬
леко на С, а донные морские
—
далеко на Ю. Морская
фауна в основном (более чем на 50%) представлена аркти¬
ческими видами. К ним в значительной степени добавляются
другие виды, поднимающиеся из более глубоких слоев
К- м., например атлантические из теплого атлантического
промежуточного слоя. Наибольшее видовое разнообразие
Рис. 4. Основные пути проникновения в Карское море бентоса
различного биогеографического характера (по Зенкевичу, 1963)
/—
организмы промежуточного теплого слоя и холодных глу¬
бинных слоев; 2 —
северная граница форм, распространившихся
с материка; 3 —
сублиторальные глубоководные формы и формы
из
Баренцева моря (отмечены кружочками).
флоры и фауны наблюдается в двух районах К. м.: в районе
восточных берегов Новой Земли и в районе северо-западной
части
К. м.,
куда вместе с баренцевоморскими водами
проникает
и
разнообразная баренцевоморская фауна, а
по
глубоководному желобу с С заходит много атлантиче¬
ских батиальных и абиссальных
форм (рис. 4).
Зоопланктон
и
зообентос.
Количе¬
ственный состав зоопланктона насчитывает 173 вида.
Преобладающими группами являются веслоногие рачки,
инфузории и кишечнополостные.
В Енисейском зал.
основную массу зоопланктона составляют коловратки,
веслоногие и ветвистоусые рачки; при средней биомассе
150 мг/м3 первые дают 47,4%, вторые
—
40%, третьи
—
11,1%, остальные— 1,5% веса б иом ас сы. Средняя масса
зоопланктона в юго-западной части К. м.
равна 43 мг/м3,
а в восточной 48 мг/м3.
К. м . относительно богато представителями зообентоса
(около 1400 видов). Среди донных животных К. м.
лучше
других представлены ракообразные, моллюски, много-

КАСПИЙСКОЕ
щетинковые черви, мшанки и иглокожие. На илистых
грунтах у п-ова Ямал биомасса бентоса составляет 100—
300 г/м2, а на коричневых илах центральной части К. м.
объем биомассы резко падает до 3—5 г/м2.
Фитопланктон
и
макрофиты. Общее
число видов планктонных водорослей в центральной части
К. м.
равно 78 (диатомовых
—
52, перидиниевых
—
20,
прочих
—
6). По фитопланктонному режиму в К- м. в ы¬
деляются два района с повышенным содержанием био¬
массы (от 1 до 3 г/м3): район в северо-западной части К. м .,
в который поступают теплые баренцевоморские и атлан¬
тические
глубинные воды,
и
район прибрежных вод,
находящийся под воздействием стока рек Оби и Енисея.
Основная масса планктона в этих районах располагается
в слое 0—25 м.
Донная растительность представлена 66 видами,
главным образом красными водорослями, несколько бед¬
нее
бурыми и совсем немного зелеными.
Среди макрофитов
в
К* м.
преобладают холоднолюбивые по генезису виды
баренцевоморской флоры. Теплолюбивые формы встре¬
чаются очень редко, и чем дальше от прол. Карские Ворота
к С и СЗ, тем меньшая вероятность их обнаружить.
Ихтиофауна. В состав ихтиофауны К- м. вхо¬
дит 54 вида. У побережья Новой Земли, особенно в районе
прол. Карские Ворота, встречается треска, в губах и зали¬
вах— омуль, ряпушка, корюшка, голец, нельма и хариус.
Однако промысловых скоплений рыб нет. В 1945 г. ихтио ¬
логическая экспедиция
произвела 43 часовых траления
оттер-тралом в наиболее
перспективных в рыбопромыс¬
ловом
отношении
частях
К. м.
Общий улов составил
500 экземпляров рыб.
К. м. является частью трассы Северного Морского пу¬
ти. Главный порт
—
Диксон. Морские суда заходят также
в р. Енисей до Игарки и Дудинки. В грузоперевозках
наибольший удельный вес имеют лес, строительные мате¬
риалы, уголь, пшеница, пушнина, а в последнее время
стали вывозить норильскую руду.
Е. Г. НИКИФОРОВ, В. В. ПАНОВ, А. О. ШПАЙХЕР
См. также Баренцево море; Восточно-Сибирское море;
Лаптевых море; Северный Ледовитый океан.
КАСПИЙСКОЕ МОРЕ
*
К. м.
—
крупнейший в мире бессточный водоем, его
уровень на 28,5 м ниже уровня Мирового океана. К. м.
вы¬
тянуто с С на Ю почти на 1200 км, средняя ширина 320 км,
длина береговой линии около 7 тыс. км, из них около
6тыс. км в
пределах Советского Союза. Площадь К. м.
в
результате понижения уровня сократилась с 422 тыс. км2
(1929) до 371 тыс. км2 (1957). Объем вод около 76 тыс. км3,
средняя глубина 180 м.
Коэффициент изрезанности бере¬
гов
—
3,36. Крупнейшие заливы: Кизлярский, Комсомо¬
лец, Кара-Богаз-Гол, Красноводский, Мангышлакский.
Имеется около 50 островов общей площадью 350 км2. Наи¬
более значительные из них: Кулалы, Тюлений, Чечень,
Жилой. В К. м. впадает более 130 рек.
Реки Волга, Урал,
Эмба, Терек (суммарный годовой сток 88% всего речного
стока
в
море) впадают в северную часть моря. На за¬
падном его побережье реки Сулак, Самур, Кура и
дру¬
*
По просьбе издательства статья Каспийское море напи¬
сана специально для русского издания Энциклопедии сотруд¬
никами ДАНИИ.
6
Заказ 406
гие, более мелкие, дают 7% общего стока. Остальные 5%
стока поставляют реки Иранского побережья.
Рельеф. По характеру подводного рельефа и особен¬
ностям гидрологического режима в К- м . выделяют Север¬
ный, Средний и Южный Каспий. Северный Каспий (около
80 тыс. км2) —
мелководная слабо волнистая аккумуля¬
тивная равнина с преобладающими глубинами 4—8
м.
Гряда банок и островов
—
Мангышлакский порог
—
раз¬
деляет Северный и Средний Каспий. В пределах Среднего
Каспия (138 тыс. км2) шельф, материковый склон и Дер¬
бентская впадина (максимальная глубина 788 м). Апше-
ронский порог
—
цепь банок и
островов
с глубинами между
ними170м—
ограничивает Средний Каспий с Ю. Южный
Каспий (х/з площади моря) отличается очень узким шель¬
фом у западного и южного берегов и значительно более
обширным шельфом у восточного берега. Во впадине Юж¬
ного Каспия измерена самая большая глубина моря
—
1025 м. Дно впадины —
плоская абиссальная равнина.
Климат. Основные барические центры, определяющие
атмосферную циркуляцию над К. м.: зимой —
отрог азиат¬
ского максимума, а летом —
гребень азорского максимума
и ложбина южноазиатской депрессии. Характерные черты
климата —
преобладание антициклональных условий п о¬
годы, сухие ветры, резкие изменения температуры воздуха.
В северной и средней частях К. м . с октября по апрель
преобладают ветры восточной четверти, а с мая по сен¬
тябрь
—
ветры северо-западных румбов. В южной части
К. м. отчетливо выражен муссонный характер ветров.
Средняя многолетняя температура воздуха теплых меся¬
цев^ (июль—август) над всем морем 24—26 ° С. Абсолют¬
ный максимум (до 44° С) отмечен на восточном побережье.
В среднем над морем за год выпадает 200 мм осадков,
причем
на
засушливом
восточном берегу 90—100
мм,
ав
субтропической юго-западной части побережья 1700 мм.
Испарение на боль шей части акватор ии око ло 1000 мм/год,
а в восточной части Южного Каспия и в районе Апшерон-
ского п-ова до 1400 мм/год.
Гидрологический режим. Течения К- м.
формируются
в р езуль тате совокупного воздействия ветрового режима,
стока ре к
и
различия плотности в отдельных районах.
В северной части К. м . воды стока р. Волги разделяются
на две ветви. Меньшая из них идет вдоль северного берега
на В, сливается с водами стока р. Урал и образует замкну¬
тый круговорот. Основная часть вод волжского стока
идет вдоль западного берега на Ю. Несколько севернее
Апшеронского п-ова часть вод этого течения
от дел яе тся
и, пересекая море, уходит к восточным его берегам и вли¬
вается в воды, движущиеся на С. Таким образом, на Сред¬
нем Каспии формируется круговорот вод, движущихся
против часовой стрелки. Основная масса вод, распростра¬
няющихся к Ю. вдоль западного
побережья,
входит
в Южный Каспий и, достигнув южного берега, поворачи¬
вает на В, а затем вдоль восточных берегов уходит на С.
Скорость течений в среднем порядка 10—15 см/с. Частая
повторяемость умеренных и сильных
ветро в обусловли¬
вает большое количество дней со значительным волнением.
Максимальная высота волн (И м) наблюдается в районе
Апшеронского порога.
Температура воды поверхностного слоя моря в августе
порядка 24—26° С в Северном и Среднем Каспии, до 29° С
в Южном, 32°С в Красноводском зал. и свыше 35° С в зал.
Кара-Богаз-Гол. В июле—августе у восточных берегов
наблюдается апвеллинг и
с вяза нные
с
ним
понижения
температуры до 8—10° С.
Ледообразование в северной части К. м.
начинается
в
декабре, лед сохраняется 2—3 месяца. В холодные зимы
дрейфующие льды выносятся на Ю до Апшеронского п- о ва .
Изолированность от
Мирового океана, приток речных
вод и осаждение солей в результате интенсивного испа¬
рения в зал.
Кара-Богаз-Гол определяют своеобразие
225

КАТАСТРОФИЧЕСКАЯ
солевого
состава
воды К- м.
—
пониженное содержание
хлоридов
и
повышенную
кон цен трац ию
карбонатов
в
сравнении с водами Мирового океана. К . м.
—
солоно¬
ватоводный бассейн, соленость воды которого
в
три раза
меньше нормальной океанской.
Средняя соленость вод северо-западной части К. м.
1—2°/00, в районе северной границы Среднего Каспия
12,7—12,8 и в Южном Каспии 13°/00, максимальная соле¬
н о с ть (13,2°/о0) наблюдается у восточных берегов. В зал.
Кара-Богаз-Гол соленость 3000/00* Сезонные изменения
со ле нос ти вод Среднего и Южного Каспия соответственно
0,17 и 0,21°/00. В Северном и Южном Каспии вследствие
сокращения притока и осолонения
пр и ледообразовании
соленость увеличивается зимой. В Южном Каспии в это
время соленость понижается в связи с уменьшением испа¬
рения. Летом увеличение стока рек вызывает понижение
солености вод в Северном и Среднем Каспии, а возра¬
стающее испарение приводит к повышению солености вод
Южного Каспия. Изменения солености от поверхности
ко дну
невел ики. Поэтому сезонные колеба ния темп ера¬
т уры
и солености воды, вызывающее возрастание
плот¬
ност и,
определяют
зимнюю
вертик альную ц иркуляцию
вод, которая
в
Северном Каспии распространяется до дна,
а в Среднем
—
до глубины 300 м. В Южном Каспии пере¬
мешивание глубинных вод (до 700 м) связано с перелива¬
нием охлаждающихся зимой вод Среднего Каспия через
Апшеронский порог и сползанием охладившихся вод вы¬
сокой солености с восточного мелководья.
Исследования
показали, что в связи с увеличением солености вод в тече¬
ние последних 25 лет значительно возросла глубина пере¬
мешивания, соответственно увеличилось содержание
кисло¬
рода
и исчезло сероводородное заражение глубинных вод.
Приливные колебания уровня К. м.
не превосходят
3 см.
Кратковременные непериодические колебания, об¬
условленные сгонно-нагонными
явл ени ями,
мо гут
выз ы¬
вать повышения уровня до 2—2,2 м и понижения его до
2м.
Наблюдаются сейши с периодом от 10 мин до 12 ч
и
амплитудой порядка 0,7 м. Размах сезонных колебаний
уровня около 30 см.
Характерной чертой гидрологиче¬
ского режима К. м. являются резкие межгодовые колеба¬
ния
среднегодового
уровня. Средний уровень от нуля
Бакинского футштока за столетие (1830—1930) составлял
320 см.
Наиболее высокий уровень (363 см) наблюдался
в
1896 г. С 327 см (1929) уровень понизился до 109 см
(1954), т. е . на 218 см. В последнем десятилетии уровень
Каспия стабилизировался на низких отметках с межгодо¬
выми колебаниями порядка ±20 см.
Колебания уровня
К. м. связаны с изменениями климата над всем бассейном
э того
моря .
Для предупреждения дальнейшего падения уровня
моря (к 2000 г. возможно понижение уровня на 2 м) раз¬
рабатывается система мероприятий. Существует проект
переброски вод северных рек Вычегды и Печоры в бассейн
р. Волги, что обеспечит увеличение стока
примерно
на
32 км3. Разработан проект (1972) зарегулирования стока
ка спийс ких в од в з ал . Кара-Богаз-Гол.
В, В. ПАНОВ, А. О. ШПАЙХЕР
КАТАСТРОФИЧЕСКАЯ ГИБЕЛЬ
НАСЕЛЕНИЯ МОРЯ
Жизнь большинства животных, населяющих море,
оканчивается тем, что
их
поедают другие животные;
те же организмы, которые отмирают, рано или поздно
поедаются всеядными. Основными всеядными, питающи¬
мися мягкими тканями и даже костями позвоночных,
в
которых содержатся органические вещества, являются
донные беспозвоночные животные, а также бактерии, спо ¬
собствующие гниению отмерших
о рга низм ов,
поэтому
в
морских осадках почти полностью отсутствуют скелеты
рыб, хотя океаны изобилуют их огромными
косяками.
Однако при К. г.
населения
моря картина меняется.
Необходимо различать ограниченную смертность и К. г .
Несколько сотен рыб, погибших от сильного шторма,
не оставляют в донных осадках заметного следа, но если
.их
гибель достигает катастрофических размеров, в осад¬
ках можно обнаружить следы такого события.
В Мировом океане имеется несколько районов, в ко¬
торых неоднократно наблюдалась К. г. многих тысяч
рыб и беспозвоночных. После почти полного уничтожения
донная фауна вновь заселяет такой район только после
значительного промежутка времени; ограниченным в этот
период будет и поглощение остатков.
Поэтому учитывается
не только масштаб смертности, но также и промежуток
между заморами в одном и том же месте. Основными при¬
чинами, ведущими к К. г .,
являются
резкие изменения
температуры воды, солености, цветение воды и недостаток
кислорода. К . г . может
происходить раз в несколько лет.
Некоторые ученые основной причиной К. г . считают вул¬
канические явления, но данное мнение основано главным
образом на недооценке других причин.
В настоящее время
К. г.,
вызываемая извержением вулкана, наблюдается
редко, с большими интервалами.
Температура воды.
Необыкновенно суровые зимы,
сильные ветры, особенно северные, и изменение
направ¬
ления течений
могут привести к К. г .
Суровые зимы об ы чн ы для арк тических морей, и
фауна
в них
приспособилась к-
существующим условиям. В райо¬
нах
умеренных широт, где зимы преимущественно мягкие,
К. г . мелководной фауны бывает при аномальных зимах
(очень суровых и продолжительных), и промежутки между
такими событиями большие.
В различных районах Мексиканского зал.,
когда
дуют сильные северные ветры,
нередко происходит не¬
ожида нное
понижение
температуры
воды,
выз ывающее
в
некоторые годы К. г.
Мелководная фауна техасского
побережья и западного побережья Флориды особенно
подвержена гибели. Северные ветры ураганной силы над
большой площадью мелководья Мексиканского зал. при¬
водят к частой К. г. в этих
районах. Каждые 6—10 лет
там погибает большое количество рыбы. В 1947 г. ее по¬
гибло около 8000 т.
На границах холодных и теплых течений происходят
большие
из менени я
температуры.
Хорошо известный
случай К. г .
лофолатилуса в 1882 г., вероятно, был обус¬
ловлен изменением направления течения. Но нет данных
измерений температуры во время этой К. г . Лучше изучен
случай эпизодической гибели в районе Суккертоппена
(Юго-Западная Гренландия), происшедший близ границы
течений Лабрадорского и Ирмингера. Температура воды
в этом районе зависит главным образом от соотношения
этих двух течений; К. г.
проис ходит
в годы, когда пре¬
обладает необычно низкая температура воды.
Соленость.
В районах с регулярными изменениями
солености большинство животных к этому приспособ¬
ляется, но если соленость изменяется резко или надолго,
может наступить К. г. животных . Так, в Чесапикском
зал. при резком увеличении стока р. Сусквеханна наблю¬
дается К. г. устриц. При резком увеличении солености
происходит
инт енсивная К. г.
рыбы, например в лагуне
Мадре в сухие и жаркие летние месяцы, когда вода сильно
осолоняется вследствие испарения.
Течения могут вынести животных в воды гибельной
для них солености. Пресноводный планктон погибает,
когда его рекой выносит в море. Большинство рыб пре¬
красно плавает, и поэтому считается, что рыба может
вернуться, когда она попадает в зону неблагоприятной
226

КОНВЕРГЕНЦИЯ
для нее солености. Однако в зал.
Кара-Богаз-Гол (Кас¬
пийское море), где воды средней солености проходят
через узкий канал в залив высокой солености, близ входа
в канал накапливается
огромное количество мертвой
рыбы. Часто мертвую рыбу находят в соленых озерах
близ впадения реки. Возможно, рыба входит в озеро
в слое пресной воды и погибает, когда этот слой испаряется
или смешивается с лежащими ниже слоями воды высокой
солености.
«Красный прилив» и недостаток кислорода. Измене¬
ние цвета воды, вызываемое быстрым развитием одного
или нескольких видов планктона (одноклеточные водо¬
росли или простейшие животные), называется цветением
воды. Когда эти организмы отмирают, они становятся
розовато- или красновато-коричневыми; «красный при¬
лив» — обычное название этого явления. Красные при¬
ливы — это цветения воды, которые не всегда, но могут
быть гибельными для водных организмов. Одни цветения
воды безвредны, другие могут привести к К. г . беспозво¬
ночных и рыб; в о
многих
местах
по
причине цветения
воды
замор
происход ит
через
кажды е
несколько
л ет.
При цветении сине-зеленых
водорослей и динофлагеллят
выделяются смертельные яды, которые, возможно, вызы¬
вают большую часть К. г .
Кроме отравления воды, может
возникнуть недостаток кислорода. Красный прилив про¬
исходит в водах высокой
продуктивности, особенно в
тропи¬
ческих
и
субтропических районах (прибрежные воды
Флориды, Калифорнии, Южной Африки, Индии и т.
д.) .
Он возникает как результат чрезмерного развития каких-
либо организмов. Условия при этом напоминают загрязнен¬
ные воды, где кислород потреблен в процессе органического
гниения.
Палеонтологическое значение К- г .
упоминалось
в связи с теорией катастроф Кювье, изучением происхо¬
ждения горючих сланцев, нефти и фосфоритов.
1. По теории Кювье, для истребления целого вида
или даже еще более высоких таксономических единиц
К. г . должна охватить очень большую территорию. Совре¬
менная
К. г.
не
захватывает
такие
большие площади;
в худшем случае может быть истреблен один вид, имеющий
очен ь
ограниченное распространение.
2. Условия, ведущие к образованию нефтеносных
пород, следующие: либо запас кислорода в нижних слоях
воды скуден (застойность), либо потребление кислорода
высокое (район высокой продуктивности); К. г.
из-за
красного прилива и недостатка кислорода происходит
в последнем из указанных случаев. Это не означает, что
рыба является основным источником образования сланца
и нефти; главными участниками их образования являются
планктонные
организмы.
3. Мёррей утверждал,
что
фосфориты концентри¬
руются в районах, где происходит К. г .,
поскольку важной
составной частью костей позвоночных является фосфат
кальция. Аргументом в пользу гипотезы Мёррея является
наличие огромного количества скелетных костей рыб
в
некоторых отложениях фосфоритов. Гипотезе Мёррея
противопоставлялся довод: все позвоночные после гибели
всплывают на поверхность, поддерживаемые газами гние¬
ния. Течения носят их по поверхности, прибивая к берегу.
В любой момент они являются объектом нападения все¬
ядных. Это не совсем верно: многие рыбы после гибели
остаются на дне и никогда не всплывают на поверхность.
В районах, где случается К- г.,
в отложениях и внутри
их наблюдается масса скелетов рыб. К. г. из -за неожидан¬
ного падения температуры или из-за красного прилива
происходит
вблизи
мест,
где
образуются фосфориты.
Фосфаты выпадают в районах высокой продуктивности,
где осадки практически
не накапливаются. Хотя фосфор
яв ляе тся
существенной составной част ью
протоплазмы
живого
организма,
основным
исто чнико м
фосфоритов
является планктон, однако в
некоторых отложениях кости
рыб и животных пополняют запас
фосфата кальция.
МАРГЕРЕТ БРОНГЕРСМА-САНДЕРС
КАУ БУХТА — см.
Хальмахера море и Кау бухта.
КЕЛЬТСКОЕ МОРЕ — см.
Ирландское
и
Кельтское
моря.
КОНВЕРГЕНЦИЯ АНТАРКТИЧЕСКАЯ
Понижение температуры поверхностного слоя с С на Ю
в Южном океане не настолько
равномерно,
как это мо¬
жет показаться при взгляде на климатологические карты,
которые составляются по судовым наблюдениям, осреднен-
ным по довольно большим районам за большой промежу¬
ток времени одного и того же сезона.
Изотермы не распо¬
лагаются на равных расстояниях вокруг Антарктиды,
а сгущаются примерно в районе 40° ю. ш ., где теплые
воды, типичные для субтропических условий, конверги¬
руют с холодными водами, которые можно назвать типич¬
ными для субантарктических условий. Такое же явление
обнаруживается в районе 50—60° ю. ш .,
где холодные
антарктические поверхностные воды, распространяющиеся
на С от Антарктиды, погружаются под более теплые суб¬
антарктические поверхностные воды. Это зоны субтропи¬
ческой и антарктической конвергенции.
Под влиянием преобладающего западного ветра основ¬
ной поток воды в Южном океане направлен с 3 на В. По¬
ток, идущий в восточном направлении, имеет значитель¬
ную северную составляющую в поверхностном и придон¬
ном слоях и южную составляющую в промежуточном слое.
Движение в северном направлении в поверхностном слое
происходит частично под влиянием ветра и вращения
Земли, а также вследствие относительно высокой плот¬
ности антарктических поверхностных вод по сравнению
с
пло тн ост ью
более
теплых
субантарктических поверх¬
н остн ых вод, р асп оло жен ных севернее. Э то пр иводит
к по¬
г руже нию
антар ктиче ских
поверхностных
во д,
распро ¬
страняющихся к С, под более теплые субантарктические
поверхностные воды. Однако придонные воды этого района
характеризуются высокой соленостью, т .
е.
плотность
их больше плотности погруженных антарктических по¬
верхностных вод, поэтому последние образуют холодный
слой глубинных вод между субантарктическими поверх¬
ностными и
придонными водами.
Профессор У. Мейнардус, изучавший результаты
работ немецкой экспедиции 1901—1902 гг. в южной части
Тихого океана, первым, по-видимому, обратил внимание на
то, что понижение
температуры поверхностного слоя к Ю
становится значительно медленнее южнее 50° ю. ш . Мейнар¬
дус показал, что различия между меридиональными тем¬
пературными градиентами на
поверхности
кСиЮотэтой
широты были достаточными, чтобы разделить западный
ветровой дрейф на
холодную зону к Ю и теплую к С. Мей¬
нардус определил границу как линию, вдоль которой хо¬
лодные антарктические воды погружаются под более теп¬
лые субантарктические воды и где температуры поверхност¬
ного слоя повышаются с Ю на С примерно на 2° С. Обобщив
наблюдения других экспедиций и сопоставив их со своими
данными, он смог провести эту границу в западнотихо¬
океанском секторе, Атлантическом океане и в восточной
ча ст и Индийского океана.
221

КОНВЕРГЕНЦИЯ
Наблюдения, проведенные на «Дисковери» в 1933 г.,
показали, что такая линия вокруг Антарктиды существует.
На рис. 1 показано ее примерное положение. Более того,
наблюдения, проведенные на «Дисковери», показали, что
резкое повышение температуры с Ю на С в поверхностном
слое бывает в районах, где теплая вода, распространяю-
плотности
антарктической поверхностной воды,
распо¬
ложены на глубинах, и
антарктическая
поверхностная
вода при движении на С погружается до глубин с водой
равной плотности. Действительно, здесь есть фронталь¬
ный раздел с теплой водой на С и холодной на Ю. Он рас¬
пространяется от поверхностного слоя до придонных вод
Рис. 1 . Положение
зоны
антарктической
конвергенции
по
наблюдениям с «Дисковери». Темпе¬
ратура воды (в °С) указана для глубин 2500 м (без скобок) и 2000 м (в скобках).
щаяся на Ю на глубине 2000—3000 м, поднимается до¬
вольно круто над холодными антарктическими придон¬
ными водами, которые текут на С. На рис. 2 схематически
показана циркуляция воды на меридиональном разрезе
через Южный океан. Слой антарктической поверхностной
воды бывает наиболее тонким
примерно по 65° ю. ш .,
в зоне дивергенции между восточными и западными ве¬
трами. Затем этот слой несколько утолщается
к50°ю.ш.
К С от этой широты водные массы с плотностью, равной
228
океана
и
напоминает фронтальные разделы между теп¬
лыми и холодными воздушными массами.1 Резкое повыше¬
ние температур с Ю на С по тем же
ши р о та м происходит
на
всех
глубинах.
Поверхностная граница была названа Мейнардусом
сначала линией, а затем океанским полярным фронтом.
Такое название, как кажется, было вполне обоснованным,
но в дальнейшем, для того чтобы не путать это явление
с атмосферным, оно стало называться К. а. Особенностью

КОНВЕРГЕНЦИЯ
К. а.
является незначительное изменение ее положения
во
врем ени.
Широтное отклонение достигает
не
более
±60 миль, но не отмечено еще явных регулярных сезон¬
ных колебаний. Данных, конечно, еще недостаточно, так
как только небольшое количество судов, заходящих в Ан¬
тарктику,
имеют термографы для непрерывных записей
или оборудование для получения проб глубинных вод.
Тем не менее ясно, что положение К. а. очень незначи¬
тельно отклоняется от стабильного среднего положения.
К. а . не может проходить по прямой линии, поскольку
движение воды к С и Ю от нее находится под действием
ежедневных изменений ветра.
Наличие температурного
перепада является подтверждением стыка двух различ¬
ных водных масс. Процесс перемешивания между ними
должен быть похож на вихревые движения, которые воз¬
никают как циклонические и антициклонические возму¬
щения и двигаются вдоль атмосферного фронта. Завихре¬
ния в воде бывают на протяжении до 50 миль. Отпотевание
кораблей при продвижении вдоль меридиана в этом
районе
подтверждает заметное изменение температурного гра¬
диента (на что обратил внимание и Мейнардус). Но если
судно идет через эту зону наискось, то создается впечат¬
ление, что оно продвигается по зигзагообразной линии.
Стационарный характер среднего положения фронта и
К. а . трудно объяснить, если расположение К. а. опре¬
деляется непосредственно меридиональными градиентами
силы ветра,
поскольку поверхностные течения,
вызван¬
ные ветром, пройдут далее на С и положение К. а . должно
быть, подобно самим ветрам, более переменчиво.
В восточной части Атлантического океана К. а. рас¬
полагается примерно на 15° севернее, чем в восточной
части Тихого океана. Качественное объяснение этого раз¬
личия заключается в том, что район погружения антарк¬
тич ески х
поверхностных
вод определяется широтой, на
которой более соленые воды
подним аются
над
антарк¬
тическими придонными водами, формируя таким образом
определенный тип динамического баланса между северным
потоком придонной воды и южным потоком глубинной
воды (холодная придонная вода образуется в большом ко¬
личестве в атлантическом секторе). Соленость поверх¬
ностных вод в антарктических прибрежных течениях по¬
вышается очень резко с наступлением зимы, когда приток
талой воды с материка прекращается. Ледообразование
увеличивает соленость поверхностных вод, вследствие чего
интенсифицируется перемешивание
поверхностных
вод
с более солеными глубинными. Эти процессы наиболее
ярко выражены в море Уэдделла. Именно в этом районе
холодная
поверхностная
вода перемешивается с более
соленой глубинной водой и погружается до дна. Темпера¬
тура придонных вод в море Уэдделла ниже, чем во всех
других прибрежных районах Антарктики, и она посте¬
пенно повышается к В: у западного побережья Антаркти¬
ческого п-ова (до 1961 г.
Земля Грейама) температура
придонных вод на 1° С выше, чем со стороны моря Уэд¬
делла. Также отмечается и постепенное увеличение соле¬
ности и понижение содержания кислорода. Все эти дан¬
ные дают возможность предполагать уменьшение переноса
и ослабление продвижения на С придонных вод, а также
изменение баланса в
сторону южного потока глубинных
вод в восточной части Тихого океана.
Существует мнение, что положение зоны К. а . должно
определяться системой ветров и что западные ветры наи¬
более сильными бывают около К. а . или немного к С от нее.
Однако можно поставить под сомнение справедливость
определения широты сильнейшего ветра по обострению
меридионального температурного градиента, т. е. по фрон¬
тальным условиям между глубинными и придонными вод¬
ными массами. Смещение зоны К- а. от Атлантического оке¬
ана к
Тихому ни в коем случае
не
будет монотонным.
Над
подводными хребтами К., а.
будет отклоняться к С, а над
глубокими депрессиями
—
снова продвигаться на Ю. Это
соответствует предположению, что положение границы
К-
а.
определяется
как
придонным
и
глубинным тече¬
ниями, так и явлениями, происходящими на поверхности,
поскольку придонное течение отклоняется на С при дости¬
жении подводного хребта. Общий механизм будет очень
сложным: придонная вода, идущая на С, должна была бы
отклоняться на 3 под действием вращения Земли, однако
она отклоняется на В под влиянием сил трения и градиента
давления, зависящего от ветра и его воздействия на по¬
верхностные и глубинные течения, а теплая, более соленая
глубинная вода,
распространяющаяся
к Ю между ант¬
арктическим
поверхностным
и придонным
течениями,
должна отклоняться к В. Образование фронтального раз¬
дела и
поверхностной К. а. должно быть связано со всеми
подобными явлениями и должно происходить по
всему
о к еа н у . Вероятно, прямые измерения зональных и мер и¬
диональных переносов течений будут хотя очень трудным,
Рис. 2. Схема течений и водных масс (по Свердрупу). Показано
положение зон антарктической конвергенции (АК) и субтропи¬
ческой конвергенции (С/С).
но наиболее рациональным способом изучения этого про¬
цесса. Образование фронтальных зон представляет собой
обширное поле для теоретических изысканий. Проведен¬
ные недавно температурные наблюдения с применением
батитермографов еще раз подтвердили сложность движе¬
ний водных масс в зоне К. а. Но из-за отсутствия данных
о температуре и солености на больших глубинах эти ис¬
следования пр ив ел и
к
тому, что стали не совсем ясны ос¬
новные
особенности зоны, которые, очевидно, связаны
с постепенным погружением антарктических поверхност¬
ных вод к С и подъемом подстилающих теплых вод более
высокой солености к Ю.
КСотК. а.
располагается район смешанных вод,
в
котором вертикальные температурные градиенты и гра¬
диенты солености очень незначительны.
Особенно яр ко
это
выражено зимой и весной. На рис. 3 и 4 показано верти¬
каль ное
распределение температуры и солености в верхнем
1000-метровом слое воды на разрезе по 80° з. д . Наблюде¬
ния проводились в октябре. К. а.
проходит примерно по
62,5° ю. ш. ,
а минимум солености и
темпер атуры, от ме ¬
чающий погружение антарктических поверхностных вод,
найден на глубинах от 300 до 400 м. На станции No 989
по ниже ние
температуры составило всего 0,13° С при умень¬
шении солености
на
0,01°/00 от поверхнос ти д о глубины
3000 м. Трудно определить движение воды в этом районе.
229

КОНВЕРГЕНЦИЯ
01
62
63
64'
65
66° ю.ш .
Станции
989
990
991
992
993
994
Рис. 4 . Распределение соле¬
ности
(%о)
на горизонте
1000 м на разрезе примерно
по80°з.д.
Для поддержания К-
а.
основное направление должно
быть восточным при небольшом отклонении на Ю. Далее
к С есть явное движение на Ю в
подповерхностном слое,
как
показано н а рис.
1. Поверхностные воды текут как
на С, так и на В под влиянием западного ветра. Но между
субантарктическими поверхностными водами
и
погру¬
жающимися антарктическими водами есть слой вод более
высокой солености, пришедших с С.
Многие зоологи,
анализировавшие коллекции
«Ди-
сковери»,
собранные в Южном океане, отметили значе¬
ние К. а . как биологической границы. Среди плавающих
растений и животных этого района есть много видов, ти¬
пичных только для
антарктических или субантарктиче¬
ских вод и довольно редких для другой стороны К* а.
Некоторые виды типичны для обеих сторон К. а . Рыбы
могут быть разделены
на антарктические и субантаркти¬
ческие виды. Поток воды, двигающийся на С, не останав¬
ливается
на
границе К* а.; показателем этого является
перенос через нее айсбергов и планктона.
Опускание
антарктических поверхностных вод создает по обеим сто¬
ронам К. а. резко отличающиеся условия. Существование
различных видов животных с той и с другой стороны
К. а.
обусловливается, вероятно, не то лько
температурой
230
и соленостью воды. Различные типы водной циркуляции
по
обеим сторонам могут создавать
некоторую изолиро¬
ванность и тенденцию к
концентрации животных, питаю¬
щихся определенным видом пищи и имеющих определен¬
ные
правила миграции.
Г. Е. Р. ДИКОН
См. также Конвергенция субтропическая; Южный океан.
Прим. ред.1 Подробности о фронтальных разделах
Южного океана можно найти
в
статьях:
Ботни¬
ков
В. Н . Географическое положение зоны антарк ти¬
чес кой конв ергенции
в Южном океа не.
—
Информ. бюлл.
САЭ, 1963, No 41, с. 19 —24; Иванов Ю. А . Положение
и сезонная изменчивость фронтальных зон в Антарктике.
—
ДАНСССР,1959,т. 129,No4, с. 777—780;КортВ.Г.
О генезисе фронтальных зон Южного океана.
—
Информ.
бюлл. САЭ, 1967, No 65, с.
81—89; Атлас Антарктики.
Т. 2 . Л., Гидрометеоиздат, 1969.

КОНВЕРГЕНЦИЯ
КОНВЕРГЕНЦИЯ СУБТРОПИЧЕСКАЯ
Граница между субантарктическими и субтропиче¬
скими водными массами, которая обычно проходит на 10°
севернее зоны конвергенции антарктической, часто бывает
более резкой, чем граница между антарктическими и суб¬
антарктическими водами.
С Ю на С температура воды поднимается от 10—14° С
зимой до 14—18° С летом. При пересечении немецким
научно-исследовательским судном «Метеор» границы между
субтропическими и субантарктическими водами (41° ю. ш .,
22° в.
д.) было замечено, что эта граница видна издалека
вследствие стыка течений на поверхности. Температура
повысилась на 5,6° С через 0,5 мили и на 9,1° С через
5 миль.
Параллельно изменению температуры повыша¬
лась
соленость
поверхностных
вод
пр имерно
на
Рис. 1 . Положение зон субтропической и антарктической кон¬
вергенции (по Дикону).
СК—
субтропическая
конвергенция;
АК—
антарктическая
конвергенция. /
—
граница между восточным и западным ветро¬
вым переносом; 2 —
северная граница течения моря Уэдделла.
0,5% 0. Недостаточно известны подробности циркуляции
вод, но, по-видимому, резкие изменения температуры и со¬
лености
вызваны
конвергенцией между движущимися
в
северном направлении субантарктическими водами и
движущимися в южном направлении субтропическими
водами. Это явление теперь называют К. с . Бюст (1928)
применил это название для зоны конвергенции между те¬
чениями с северными и южными компонентами на всем
протяжении, где их можно различить на картах поверх¬
ностных течений, составленных по судовым наблюдениям.
Граница течений, основанная на таких данных, не совпа¬
дает с природной границей водных масс, как это можно
было бы ожидать, исходя из роли течений в формирова¬
нии зоны
конвергенции.
Примерное положение К .
с.
см. на рис.
1.
К. с. спускается
на Ю вдоль западных берегов океа¬
нов, южнее Бразильского течения, течений Мыса Иголь¬
ного и Восточно-Австралийского, а затем отступает
наС
к восточным берегам океанов. Ее расположение,
в отли¬
чие от зоны антарктической конвергенции, возможно, пол¬
ностью зависит от
приземных ветров, поверхностных
тече¬
ний и не связано с глубинными процессами (рис. 2).
В то время
как
антарктическая ко нверге нция
очен ь
похожа на атмосферный полярный фронт (холодные по¬
верх ност ные антарктические воды п одт ека ют по д те плы е
субтропические), К. с. очень напоминает метеорологические
услови я
тропического
фронта (теплые субтропические
воды натекают на более холодные субантарктические воды).
К Ю от Бразильского, Восточно-Австралийского течений
и течения Мыса Игольного длительные наблюдения темпе¬
ратур и солености
поверхностного слоя показали резкие
колебания, что предполагает нерегулярное положение гра.
30°
40°
50°
1
I
1
СИ Субантарктическ ая зона АН
Рис. 2 . Вертикальная циркуляция вводах Южной Ахлангнки
(по Дикону).
ни цы между субтропическими и субантарктическими во¬
дами и, возможно, наличие отдельных участков холодной
воды, оторванных от своих основных районов. Несмотря
на
непостоянство
положения
гр аницы
в
этих
западных
окраинных районах (где течения, имеющие южное направ¬
ление, более сильные), К- с . занимает более южное поло¬
жение,
и она отклоняется
не более чем на
100 миль от
своего среднего положения.
У восточных берегов океана
К. с . занимает более северное положение, и довольно редко
проводимые измерения дают основания считать, что ее поло¬
жение более изменчиво и похоже на атмосферный межтро¬
пический фронт. На основании исследований средних месяч¬
ных
температур в одноградусных квадратах, проведенных
Бенеке, предполагают, что изменения этого положения, на¬
оборот, довольно незначительны и равны изменениям, про¬
исходящим по
границе антарктической конвергенции.
В районе К* с. еще недостаточно изучена циркуляция
вод. Вертикальные температурные разрезы и распределе¬
ние солености
по казы вают ,
что субантарктические воды
погружаются от поверхности на глубины, где они сталки¬
ваются с субтропическими водами и после значительного
перемешивания поворачивают на Ю в
подповерхностном
слое.
г. Е. Р. ДИКОН
См. также
Конвергенция антарктическая.
231

КОНУСЫ
КОНУСЫ ВЫНОСА — см.
Подводные конусы выноса.
КОНУСЫ
ВЫНОСА
АРХИПЕЛАГИЧЕСКИЕ — с м .
Лрхипелагинеские конусы выноса,
КОРАЛЛОВОЕ МОРЕ
Согласно определению Международного гидрографи¬
ч еско го
бюро, западная граница К- м . проходит вдоль
побережья Квинсленда (Австралия), включая прол.
Тор¬
реса,
от
северо-западной
точки
п- ова
Кейп-Йорк
(11° Об' с. ш.,
142° 03' в. д.) до устья р. Бенсбах (о. Но¬
вая Гвинея). Северная граница проходит вдоль побережья
Папуа до о. Гадо-Гадоа (10° 38
ю.
ш.,
150° 34' в.
д.),
далее вдоль изобаты 180 м к барьерному рифу Тагула-
Папуа через риф Улума к рифу Лавик (11° 43' ю.
ш.,
153°56' в .
д.)
в
районе о. Тагула и отсюда к южной точке
о. Реннел, южной точке о. Сан-Кристобаль (Соломоновы
о-ва) к
о-в ам
Нупани (о-ва Санта-Крус, 10° 4' ю .
ш.,
16°40' в. д.) и к о-вам Дафф(9°48' ю. ш., 167°06' в.
д.).
Затем граница идет на Ю к о. Мера-Лава в арх. Новые
Гебриды (14° 25' ю. ш.,
168° 03' в.
д.)
и вдоль восточных
берегов этих острово в
к
о.
Анейтыом (20° 11'
ю.
ш.,
169° 51' в.
д.). От этой точки граница К. м. проходит на ЮЗ
к о. Накануи (22° 46' ю. ш. ,
167° 34' в. д.)
в
районе о. Но¬
вая
Каледония и далее к рифам Мидлтон, Элизабет,
к 30° ю. ш. и на 3 к берегам Австралии.
На3К- м.
узким и мелким прол. Торреса соединяет¬
сяс
Арафурским морем,
Тиморским морем и Индий¬
ским океаном. На В оно соединяется с Фиджи морем,
наЮ—
с Тасмановым морем.
Рельеф дна. К. м . имеет
следующие структурные гра¬
ницы: Австралия и дуга о-вов Новой Гвинеи, хребет Рен-
нелл, плато Санта-Крус, о -в а Н ов ые Гебриды, о .
Новая
Каледония и т. д. На ЮЗ и Ю К. м. находятся два боль¬
ших подводных плато: плато К. м.
(иногда его называют
плато Квинсленд) и плато Беллона (площадь каждого из
них превышает 250 тыс. км2), с довольно большими мелко¬
водьями, где глубины не достигают 200 м. Большие участки
К.м.с
глубинами до 1000 м заняты множеством крупных
атоллов и платформ коралловых рифов.
В К. м. находятся три крупнейших в мире барьерных
рифа: Большой Барьерный риф Квинсленда у побережья
Австралии, Барьерный риф Тагула около юго-восточного
побережья Папуа и арх. Луизиада и Новокаледонский
барьерный риф, окружающий о. Новая Каледония. Этот
риф тянется на СЗ до рифов Д'Антркасто (не путать
с о-вами Д'Антркасто, расположенными к В от Папуа!)
и на ЮВ до о. Пен (Куние).
В К. м. есть три широких поднятия: поднятие Мел-
лиш в центральной части с рифами Меллиш, которое от¬
мечается изобатой 3000 м; поднятие Луизиада, связываю¬
щее арх. Луизиада с Новой Каледонией; поднятие Индинс-
пенсабл, соединяющее о. Реннелл и рифы Индинспенсабл
с Новыми Гебридами.
В К- м . выделяют три основные котловины: котло¬
вину К. м. (включая впадину Карпентер, 4899 м, назван ¬
ную так Петерманом в 1877 г.), Новогебридскую и Санта-
Крус. Также отмечают несколько менее обширных впадин
и котловин: впадина Квинсленд (Фейрбридж
называет
ее желобом) отделяет плато К. м . от шельфа Большого
Барьерного рифа; котловина Фредерик отделяет котло¬
вину К. м. и Большой Барьерный риф от плато Беллона и,
вероятно, соединяется на Ю мелководным проливом с Тас¬
мановой котловиной; Новокаледонская впадина отделяет
Новую Каледонию от плато Беллона как бы в виде крае¬
вой впадины, соединяющейся, однако, глубинными поро¬
гами с впадиной о.
Норфолк; впадина Луайоте разделяет
Новую Каледонию и о.
Луайоте (рис. 1).
И, наконец, в районе восточной окраины К. м. на ¬
ходятся три крупнейших желоба земного шара:
жел об
Сан-Кристобаль (5658 м), образующий дугу вокруг юж¬
н ого
края Соломонова хребта; желоб Торреса, соединяю¬
щийся с желобом Сан-Кристобаль, протянувшийся в мери¬
диональном направлении с западной стороны плато Санта-
Крус; Новогебридский желоб с западной стороны о-вов Но¬
вые Гебриды, огибающий их с южной стороны и распро¬
страняющийся на С до желоба Тонга. Максимальная глу¬
бина К. м. 7661 м. Это интересный пример батиметрической
характеристики, открытой в результате направленных
поисков. Наличие такой впадины предполагалось по не¬
которым признакам
сейсмической
зоны
о-вов
Новые
Гебриды; впервые она была отмечена к В от островов,
а затем открыта в 1910 г. к 3 от них немецкой экспедицией
на «Планет».
Общая площадь К. м. 4791 тыс. км2, средняя глубина
2394 м и объем воды 11 470 тыс. км3.
Гидрологический режим.
Приливы.
Прилив¬
ные колебания
К.
м.
по
характеру полусуточные и,
по-видимому, формируются тихоокеанской волной, вхо¬
дящей в К- м.
между Соломоновыми о-вами и Новой Ка¬
ледонией. Эта волна проходит дальше на Ю через Тасма¬
ново море между Австралией и Новой Зеландией и там
встречается с приливной волной, имеющей в Южном океане
восточное направление. Карты котидальных линий и карты
величин прилива были составлены Богдановым (1962) и
Дитрихом (1963).
В районе Соломоновых о-вов есть амфидромическая
точка
прилива М2, а ср едняя
в елич ина
полусуточного
прилива 2 (М2 + $2) в сизигию равна: Гуадалканал 12 см,
Кэрнс 476 см, Сидней 83 см, Мельбурн 92 см, Хобарт
39 см, Веллингтон 104 см, Нумеа 118 см.
Поверхностные течения (рис. 2). Под
влиянием муссонов с января по март в К. м.
между Соло¬
моновыми о-вами
и
Новыми Гебридами входит Южное
Пассатное течение. В остальную часть года в этот район
вторгаются пассатные ветры. Как муссоны, так и пассаты
влияют на Восточно-Австралийское течение, которое идет
на Ю над восточноавстралийским материковым склоном
прим ерно
от20°ю.ш.
Водные
массы.
Водные массы формируются
под воздействием различных климатических режимов
и
перемещаются
на
глубинах соответственно их плотностям .
Распространение и смешение водных масс можно заметить
по изменениям солености.
Характеристики поверхностных вод К. м. в основном
зависят от циркуляции системы Восточно-Австралийского
течения. Эта система состоит из теплой, умеренно соленой
экваториальной воды и более соленой и холодной субтро¬
пической подповерхностной воды. На большей части К. м.
слой воды высокой солености располагается на глубине
100—200 м. Субтропическая подповерхностная вода фор¬
мируется на поверхности в районе южного субтропического
антициклона вблизи о-вов Восточных.
Одна из ветвей
этого потока входит в К. м. между Новыми Гебридами и
Соломоновыми о-вами .
Ниже слоя с максимальной соленостью (~35,9°/00)
соленость резко понижается и достигает минимальной ве¬
личины (~34,5°/00) на глубине 1000 м при температуре
~5° С
—
это
антарктическая
промежу точная
вода,
ко¬
торую можно проследить до района ее формирования на
поверхности Южного океана (зоны антарктической кон¬
вергенции). Эта вода входит в К. м . из южной части Тихого
океана между Новой Зеландией и о-вами Фиджи, при¬
мерно около 25° ю. ш .
(рис. 3).
232

КОРАЛЛОВОЕ
Придонные воды К.
м.
—
североатлантические глу¬
бинные воды. Эти воды отличаются низкой соленостью
(~34,73°/00) и температурой около 1,7° С.
Г идрохимия. Отношение Р/О в водных массах
К. м. ниже
эвфотической зоны и в более глубоких водах,
в
которых преобладающую роль играют антарктические
промежуточные воды, почти равно отношению Р/О в дру¬
гих океанах.
каналу. Обширные районы плато покрыты к ора лло вы ми
песками и
карбонатными илами, а лагуны больших барьер¬
ных
рифов
—
преимущественно терригенными осадками.
Осадки кораллового происхождения найдены здесь только
н а неб оль ших участ ках. Вокруг арх. Новые Гебриды на¬
ходятся обширные районы вулканических осадков.
Развитие структуры дна. Тектонические образования
К.
м.
подразделяются на шельфы и бордерленды (шельф
Рис. 1 . Батиметрическая карта Кораллового моря.
Глубоководная впадина между плато Беллона и юго-западным плато Кораллового моря
—
впадина Кейто.
В глубинных водах содержание кислорода выше; по¬
верхностные воды имеют более высокую концентрацию
фосфатов.
Это подтверждает антарктическое происхождение про¬
межуточных вод. Содержание фосфатов в поверхностных
водах указывает на более близкую связь с водами Тихого
ок еана , че м с вод ами Антарктики.
Донные осадки. Осадки К. м . составляют в основном
пелагические красные глины и глобигериновые илы. Под
красными глинами на абиссальной равнине Папуа Краузе
обнаружил илистые осадки (толщина несколько дюймов),
состоящие из илов оливкового цвета и карбонизированных
частиц дерева. Предполагается, что они принесены мутье-
выми потоками из р. Флай (Новая Гвинея) по глубокому
Квинсленд и Большой Барьерный риф
—
прол. Торреса
—
шельф Папуа); орогенические пояса мезозойско-кайно¬
з ой ско го возраста (Папуа
—
хребет Реннелл — Новая Ка¬
ледония); кайнозойские вулканические пояса (Соломоновы
о-ва — о-ва
Санта-Крус
—
Новые Гебриды); подводные
плато (плато К. м ., плато Беллона); океанические подня¬
тия и хребты (поднятие Меллиш и т. д .); океанические кот¬
ловины (котловина К. м.,
Новогебридская котловина и
т.
д.); глубоководные впадины и желоба (желоба Сан-
Кристобаль, Торреса, Новогебридский, Новокаледонская
впадина).
Согласно современным представлениям, котловины под¬
стилает океаническая кора мощностью около 5 км, под¬
водные плато — менее мощные квазикратонные породы^
233

КОРАЛЛОВОЕ
являющиеся бывшей материковой корой (10—20 км); оро-
генические пояса — сиалические корни (15—25 км), а бо¬
лее
древние кр ая мат ерик ов
—
материковая кора (30 км
и более).
Структурная система Восточного Квинсленда вклю¬
ча ет
докембрийский фундамент, выходящий на поверхность
у края шельфа на СВ, продолжающийся под прол. Тор¬
реса и снова выходящий на поверхность на мелководье
Южного Папуа; далее на Ю последовательно идут пояса
раннего палеозоя и орогенические пояса позднего палеозоя.
Осадки триасового возраста
и более молодые встречаются
в небольших тафрогенических бассейнах, в основном в виде
материковых фаций. Восточный край Квинсленда, по-
видимому, не соприкасался с водами океана до большого
сброса Кошиуской эпохи (плио-плейстоцен).
Рис. 2. Динамическая топография относительно поверхности
1000 Дбар в северо-восточной части Кораллового моря.
а
—
май 1958 г . («Астроляби я»); б —
ноябрь 1958 г. («Буссоль»).
Орогенический пояс Новая Гвинея — Новая Каледо¬
ния содержит эвгеосинклинальные фации в основном пале¬
озойского и мезозойского возраста с ультраосновными
ин¬
трузиями при значительной толщине подводной лавы.
Орогенические процессы происходили вплоть до третич¬
ного периода, в плейстоценовый период эти процессы про¬
исходили более спокойно — в основном наблюдались ло¬
кальны е
сбросы. Новокаледонский барьерный риф, по -
видимому, образовался в результате эвстэтических коле¬
баний. Это подтверждается и тем, что
параллельный ему
хребет Луайоте, расположенный на СВ, свидетельствует
как о поднятиях суши,
так и об опускании океанического
дна в позднечетвертичный период (процесс орогенезиса
в
эт ом
районе, по-видимому, еще активен). Складчатая
область Новой Каледонии простирается далее на Ю через
хребет Норфолк до Новой Зеландии и указывает
на
суще¬
ствование многих литологических и палеонтологических
корреляций. И наоборот, наблюдается полное отсутствие
сходства с Восточным Квинслендом.
Вулканический пояс Соломоновы о-ва
—
о-ва Санта-
Крус
—
Новые Гебриды,
по-видимому,
является
юве¬
нильной эвгеосинклиналыо и имеет сложные вулканические
накопления с морскими туфами и известняками средне¬
третичного возраста. Многие же острова относятся к чет¬
вертичным вулканическим образованиям, а некоторые
из
них все еще активны. Эта зона отличается высокой сей¬
смической активностью как на малых, так и на больших
глубинах.
Впадины являются рубцами разрыва, обусловленными
в
о снов ном
расширением и горизонтальным смещением
вдоль больших поперечных сбросов. Тонкая океаническая
кора котловин представляет собой все еще не разрешен¬
ную проблему в геофизике. До сих пор неясно* является ли
кора новой, образованной растяжением границ, или это
какая-либо форма смещения, или остатки первичного оке¬
ана. В отношении подводных плато, наоборот, все до¬
вольно определенно: это бывшие мелководные шельфовые
районы, которые опустились в тот период, когда обширные
рифовые участки (возникшие в водах глубиной 20 м и
Рис.
3.Т,8-
кривая для вод в северо-восточной части Корал¬
лового моря (ноябрь 1958 г.).
менее) поднялись и образовали самые
высокие в
мире
рифы. Этот вопрос представляет большой интерес для
геотектоников,
поскольку рост кораллов
относительно
медленный и они будут «затоплены» при любом внезапном
тект оническом
разру шен ии
плато .
Известно,
что такие
плато (в которых совсем отсутствуют вулканические
ко¬
нусы) медленно погрузились от уровня материковой коры
до глубин 1000—2000 м и даже, возможно, более. По-ви¬
димому, плато К. м . отрезано от шельфа Квинсленда обры¬
вистым сбросом и по мере погружения приобрело наклон
в
северном направлении. Это явление можно объяснить
растяжением и уто нени ем материковой коры. Стилл (1958)
называет этот
район квазикратонным и, как и Фейрбридж
(1964), относит растяжение за счет вращения Земли.
С точки зрения палеогеографии, район к В от Австра¬
лии долгое время считали районом трещин материкового
образования и, по предложению Шушмильха и Дэвида,
называли «Тасманидой» (по аналогии с Атлантидой). Су¬
ществование в прошлом такой земли вполне вероятно;
234

КРАСНОЕ
об этом свидетельствуют кварцы и полевой шпат триасо¬
вого возраста, встречающиеся
в осадках Восточной Австра¬
лии, и более молодые осадки, пластовая структура ко¬
торых является подтверждением того, что они образова¬
лись на В. Как писал Авиас (1953, 1955),
в Новой Кале¬
донии есть Австрало-Меланезийская геос ин кли нал ь
па¬
леозойско-мезозойского
возраста.
Эта
синклиналь
свя¬
зана с Маорийской геосинклиналью в Новой Зеландии,
которая, как представляется, должна занимать какую-то
часть
суши
на 3. На основании этих выводов не следует
делать заключение, что вся площадь К. м . от района Но¬
вой Гвинеи — Новой Каледонии до Австралии ранее была
материком, но можно предполагать, что значительная
часть этой площади могла ранее представлять собой ма¬
терик.
РОУДЗ У. ФЕЙРБРИДЖ,
У. ДЖ. М . ВАН ДЕР ЛИНДЕН
См. также Восточно-Австралийское течение; Соломо¬
ново море; Тасманово море; Юго-западный сектор Тихого
океана.
КРАСНОЕ МОРЕ
К. м. простирается на 1932 км к СЗ от узкого Баб-
эль-Мандебского прол.; оно отделяет Африку от Аравий¬
ского п-ова . Максимальная ширина К. м. в южной части
306 км, у м. Банас средняя ширина К. м . не превышает
145 км. Площадь 450 тыс. км2. Объем 251 тыс. км3. Южнее
м.
Банас берега окаймлены
широким,
усеянным ри¬
фами шельфом; здесь глубина К. м . менее 50 м.
Мористее
шельфы резко сменяют участки
с глубинами до 500 м,
за которыми следует глубокая узкая центральная впадина
с глубинами, превышающими 1500 и даже 2000 м. Макси¬
мальная глубина в К. м .
превышает 2300 м (в узкой впа¬
дине в центральной части К. м.). К С от м. Банас шельф
сужается, а центральная впадина
становится шире. Си¬
найский п-ов делит северную
часть К. м . на мелководный
Суэцкий зал. на 3 и глубокий, узкий, отделенный высоким
порогом зал. Акаба на В. Ширина зал. Акаба невелика
—
все го 16 км; его сбросовые склоны крут о обрываются до
глубины, превышающей 1800 м.
Промер глубин в К.
м.
проводился без определенного плана, и в настоящее время
батиметрические данные все еще весьма скудны.
Геологическая история и структура. Котловина К. м .
образовалась в результате сложных рифтовых процессов,
которые разделили докембрийские щитовые платформы
Африки и Аравии. Рифтовая система является продолже¬
н ием Восточно-Африканской зоны р азл омо в,
пересекаю¬
щей котловину К. м ., зал. Акаба и уходящей на СВ в сто¬
рону Мертвого моря.
Рельеф северной части котловины К.
м.
отличается
от рельефа ее центральной и южной частей; геофизическая
структура ложа К. м. гораздо сложнее, чем структура
простых разломов одного участка земной коры, ограничен¬
ных обычными крутыми сбросами. В самой северной части
котловины отрицательные аномалии силы тяжести и от¬
су т с тв и е сколько-нибудь существенных магнитных ано¬
малий позволяют предположить,
что заливы Суэцкий и
Акаба, равно как и восточноафриканские рифтовые до¬
лины, являются простыми грабенами. Центральная и юж¬
ная части котловины отличаются
положительными
ан о¬
малиям и
силы тяжести
и
большими
маг нит ными
ано¬
ма лиям и
в
глубокой центральной впадине.
Судя по
сейсмическим данным по этому району (скорость распро¬
странения волн 5,9 км/с), шельфы, граничащие с этой
впадиной, имеют материковую природу, однако в централь¬
ной, более глубоководной части зафиксированы и боле е
высокие скорости распространения волн
(7,1 км/с) под
слоем осадков, мощность которых меняется от 2 до 6 км.
Наблюдаемые различия можно интерпретировать следую¬
щим образом: центральная впадина на Ю котловины яв¬
ляется сложной рифтовой структурой, в которую про¬
никли глубинные основные интрузивные породы, погло¬
тившие материковые остатки, которые были раздвинуты
силами растяжения, возникшими при разделе Африкан¬
ского и Арабского массивов.
Палеомагнитные исследования вулканизма Аденского
зал. показали, что со времени верхнетретичного периода
массив суши Аравии повернулся на 7° в направлении
против часовой стрелки. В результате геологических ис¬
следований районов, окружающих К. м .,
установлено,
что рифтовые движения начались еще в среднемезозой¬
скую эру и продолжались с перерывами в третичный пе¬
риод. Район сбросов вблизи Баб-эль-Мандебского прол.
позволяет предположить, что К. м. открылось в сторону
Индийского океана в период миоцена или даже плиоцена.
Наличие морских
мезозойских и третичных осадков вдоль
Суэцкого канала свидетельствует о том, что до начала чет¬
вертичного периода северный конец К. м.
был открыт
только к
Средиземному морю.
Гидрологический режим и донные осадки. На основ¬
ную систему циркуляции вод К. м. оказывают большое
влияние испарение, ветры и малые глубины над порогом
в южной части К. м . (всего 125 м у о. Ханиш-Кебир в. Баб-
эль-Мандебском прол.). Для циркуляции К- м.
харак терны
четыре особенности:
1) слой
почти гомогенной, гомохалинной воды на¬
ходится на глубине 200 м; температура этой водной массы
21,7° С, соленость 40,6°/00. Плотность меняется незначи¬
тельно
—
о т 28,5 до 28,6 (т. е. 1,0285—1,0286 г/см3). Эта
водная масса формируется в северной части К* м. в зимний
период, когда охлаждение максимально. Поглощение кис¬
лорода у поверхности и последующее перемешивание со¬
храняет его содержание равным 2—3 мл/л даже ниже
глубины порога;
2) в К. м. не впадает ни одна река, а количество атмо¬
сферных осадков чрезвычайно мало. Через Суэцкий канал
поступает незначительное количество воды. Потери на
испарение, равные 210 см/год, компенсируются притоком
вод через Баб-эль-Мандебский прол., который происходит
в апреле или мае,
когда ветер начинает дуть с С—СЗ;
3) примерно в середине лета ветры обратного направ¬
ления блокируют приток поверхностных вод через Баб-
эль-Мандебский прол. и на его поверхности развивается
слабое ветровое течение в обратном направлении; приток
вод в К. м . происходит на более глубоких горизонтах;
4) зимой и в начале лета воды из Аденского зал. (по¬
верхностное течение) устремляются в К. м. Эти воды имеют
в
результате испарения более высокую соленость и охла¬
ждаются по
мере движения на С, поэтому они погружаются
до глубины порога на Ю. Таким образом, под поверхност¬
ным слоем вод, распространяющихся на С, создается на¬
клон изопикнической
поверхности, формирующий проти¬
вотечение, которое заканчивается стоком через порог.
Стоковые теплые и сильно соленые воды в Аденском зал.
резко уходят на глубину, и далее можно проследить весь
их
путь
в Индийский океан. Такой сток теплых вод, по-
видимому, продолжается в течение всего года. Есть неко¬
торые данные, указывающие на то, что в начале лета воды
ниже
поро га
не участвуют
в стоке.
Смещения судов, наблюдаемые в К. м ., вызваны тем,
чтовК.
м.
имеются оп асн ые оч е нь сильные
поперечные
течения. Их
происхождение неизвестно. Однако высказы¬
вались предположения,
что эти течения не
существуют
235

КРАСНОЕ
а смещение судов является результатом ошибок
астрона¬
вигации, вызванных
атмосферной рефракцией.
Приливы в К. м.
полусуточного типа. Подъем воды
в южной части К. м . сопровождается понижением уровня
в его
северной части, и
наоборот. Величина прилива в си¬
зигию на С примерно 60 см, на Ю она увеличивается до
1м—
сказывается влияние приливов Индийского океана
в Аденском зал. через Баб-эль-Мандебский прол. В Джидда
и
Суакине (центральная часть К- м .) прилив теряет свой
полусуточный характер. В некоторых районах наблю¬
дался суточный прилив очень малой величины. Изменение
атмосферного давления, скорости и направления ветра,
колебания скорости испарения и поступления вод в К. м.
—
все
это
вызывает
существенные локальные изменения
уровня моря. Однако сезонные изменения уровня не пре¬
вышают 30 см.
Донные осадки К. м . составляют в основном биоген¬
ные вещества и обломочный
материал карбонатно-каль¬
циевого типа, источником
которых служат окружающие
К-
м.
рифы и пелагические отложения.
Тонкозернистую
фракцию в этих осадках составляет
материал, приносимый
с
материков ветром и перемежающимся стоком.
Материковый сток наблюдается периодически в райо¬
нах, примыкающих к северной части К* м., когда после
сильных ливней обычно сухие вади (долины.
—
Ред.)
в те¬
чение нескольких часов заполняются водой, которая или¬
стыми потоками стекает в К- м .
Неровный шельф мор¬
ского дна создают изолированные котловины, в
которых
накапливаются осадки.
Возможно, что осадки этих изо¬
лированных депрессий сильно отличаются по составу
от
осадков окружающих
их
участков дна. Количество орга¬
нических веществ в донных осадках К. м . невелико, макси¬
мум наблюдается в осадках промежуточных глубин,
в ко¬
торых преобладают тонкозернистые карбонатные отло¬
жен ия.
Содержание карбонатов уменьшается с глубиной
либо за счет их поглощения, либо за счет уменьшения
их
поступления. Интересно отметить,
что тонкозернистую
фракцию глубоководных отложений К. м. , по данным ана¬
лиза, составляет кальцит, а не арагонит. Рассуждая логи¬
чески, арагонит должен быть основным
минералом
в осад¬
ках, так как источником осадков являются рифы и участки
с малыми глубинами. Подобную аномалию можно объяс¬
нить следующим образом: тонкозернистый арагонит вы¬
борочно растворяется в глубинных водах на различных
горизонтах
и не достигает глубоководных участков дна,
куда попадают лишь остатки пелагических фораминифер
и
кокколитофорид.
На основании данных измерения концентрации хлоро¬
филла (19 мг/м3) в водах К- м. можно
предположить, что
первичная продукция в целом невелика. Содержание хло¬
рофилла в К. м.
мож но
сравнить с его концентрацией
в
таких
районах с низкой продуктивностью, как Саргас¬
сово море. Более высокие значения получены при спо¬
радических
цветениях воды. Считается, что
название
моря
связано с редким цветением сине-зеленой водоро¬
сли, которая, отхмирая, приобретает красновато-коричне¬
вый цвет.
В настоящее время К.
м.
экономически эксплуати¬
руется слабо. Был предложен план постройки в Баб-
эль-Мандебском прол. плотины с электростанцией. Если
пролив будет перекрыт, в результате интенсивного испа¬
рения уровень К. м . будет понижаться со скоростью 2,5—
3,5 м/год. Значение К- м. заключается в его стратегическом
положении: К- м.
—
важная судоходная магистраль.
Большое значение для науки имеют открытия, сделан¬
ные в К. м . в последние годы. В центральной части К. м.
в
двух глубоководных изолированных котловинах у дна
обнаружен слой воды толщиной 200—300 м с аномально
вы соким и
температурой и со леность ю и
малым
содержа¬
нием кислорода. Приоритет этого открытия принадлежит
участникам шведской глубоководной экспедиции 1948 г.
Ученые решили, что аномальная вода образовалась в ре¬
зультате испарения в ближних лагунах и как плотностное
придонное течение достигла
глубоководных котловин.
Сваллоу и Криз (1964) во время э кспедици и на судне «Ди-
сковери» обнаружили, что
придонный слой воды толщи¬
ной 200 м в котловине с глубиной 2200 м'
п редс тавля ет
со бой экстремально плотный рассол, соленость которого
превышает 270°/00, температура 44° С. Химический состав
рассола заметно отличается от химического состава обыч¬
ной морской воды, что дает основание
предположить ре¬
ликтовую природу этой воды, т. е . что она была вымыта
из осадочных формаций, обнаженных вследствие сбросов
на склонах котловины (мощные эвапоритовые обнажения
дочетвертичных отложений известны).
Рассол, обнаруженный в К. м ., по
химическому со¬
ставу сходен с
извест ными
реликтовыми рассолами
из
нефтяных скважин,
находящихся
в
различных частях
мира. Экспедицией на судне «Атлантис И» (Вудсхолский
океанографический институт) было взято еще несколько
проб рассола К. м .,
кроме того, удалось взять образец
подстилающих эту воду осадков. Температура рассола
была 56° С. Химический анализ подтвердил предполагае¬
мый реликтовый характер воды, богатой железом, цинком,
медью, марганцем. Эти же элементы обнаружены и в об¬
разце осадков. Удалось установить, что подстилающие
осадки в основном состоят из аморфной окиси железа
с меньшими количествами монтмориллонита, сфалерита,
аморфного кварца, со следами ангидрита и доломита.
Ученые пришли к выводу, что осадочный материал, обра¬
зовавший эти аномальные осадки, выпадал из вышеле¬
жащих слоев рассола. Это открытие имеет большое эконо¬
мическое значение: возможно, геохимические процессы,
происходящие в этих небольших, изолированных, запол¬
ненных рассолом котловинах К. м., такие же, как и те,
которые создавали в прошлом залежи руды.
А. КОНРАД НЕЙМАН
КРУГОВОРОТ ОРГАНИЧЕСКОГО
УГЛЕРОДА В ОКЕАНЕ
Круговорот органического углерода в море начинается
с фотосинтеза в поверхностных слоях, в
которые попадает
видимый свет. Всего лишь 1/1000 часть солнечного света,
дошедшего до поверхности моря, эффективно используется.
Такая низкая эффективность обусловливается тем, что
большая часть света поглощается водой, а не фитопланкто¬
ном. Кроме того, рост фитопланктона часто сдерживается
недостатком биогенных элементов, главным образом азота
и фосфора. Таким образом, в море только примерно 1/10
из 22 мг/л неорганического углерода
превращается в
живое органическое вещество,
в отличие от суши, где
концентрация питательных веществ в почве больше в
104 раз.
При средних условиях в море большая часть имею¬
щегося продукта фотосинтеза снова быстро биологически
окисляется в неорганический углерод. Окисление проис¬
ходит за счет дыхания самих растений и некоторых'высших
в пищевой цепи организмов, а также за счет
бактерий, раз¬
лагающих их.
Значительную часть растворенного органи¬
ческого
углерода составляют продукты выделения орга¬
низмов.
Меньшая часть представлена
относительно
не¬
съедобным детритом, который в течение многих лет пла¬
вает и лишь затем осаждается.
Устойчивая фракция де-
236

КРУГОВОРОТ
Трита не подвержена бактериальному разложению, по¬
этому за время последующего диагенеза детрит создает
по крайней мере часть исход но г о ма тер иал а дл я образова¬
ния нефти. Это имеет большое значение в мелководных
морях, где продуктивность высокая и поэтому количество
выпадающего детрита
также большое. Более быстрая седи¬
ментация здесь способствует захоронению детрита в илах
прежде, чем он успеет
о кис лить ся.
Основная жизнь моря концентрируется у поверхности,
где образуется вся первичная продукция. Но многие жи¬
вотные организмы мигрируют
в дневное время
на сот ни
метров вниз, избегая солнечного света. Пока нет удовле-
Ювенильные
вулканы
Атмосфера
Рис. I. Диаграмма (по Редфильду), демонстрирующая круго¬
ворот СО2 в системе океан
—
атмосфера на протяжении
ге ологи¬
ческих эпох.
Содержание С02 в атмосфере принято равным 1.
творительного
объяснения
этой
важной
особенности
в жизни моря.
Поскольку первичная продукция формируется пол¬
ностью в освещенном
поверхностном слое, то неудиви¬
тельно, что концентрация живого органического вещества
здесь больше. Но даже в верхнем 100-метровом слое ко¬
личество ее редко бывает больше 1—10 мг/л.
Ниже поверхностного слоя, на глубине 100—1000 м,
обитают популяции животных, которые питаются или на
глубине обитания падающими сверху пищевыми объек¬
тами, или у поверхности, мигрируя в ночное время вверх
(звукорассеивающий слой). Плотность этих животных орга¬
низмов ниже на 1—2 порядка плотности животных, жи¬
вущих у поверхности. Их плотность составляет только
(10-ь 100)* 10-3 мг/л.
В воде ниже этого слоя (составляющей до 80—90%
всего объема вод) количество живых организмов еще более
уменьшается, их плотность составляет (0,1-г -1)
•
10“3 мг/л.
Здесь развитие организмов сдерживает ряд неблагоприят¬
ных факторов, таких, как высокое давление, ограниченные
пищевые ресурсы и т. д .
Данные о плотности популяций, обитающих на глу¬
бинах, получить трудно. На глубинах можно проводить
только медленный облов сетями.
Требуется много времени,
чтобы таким образом выловить малочисленные организмы,
при
этом более подвижные виды животных
о рган изм ов
могут избежать сети.
Приблизительным контролем подсчета
численности
популяций, населяющих глубины, может служить содер¬
жа ние кислорода
в
глубинных водах. Известно, что орга¬
низмы, находящиеся на глубине, потребляют при дыхании
от У3 до 2/3 кислорода. Таким образом, 5—7 м л 02/л
должно быть более чем достаточно для поддержания скуд¬
ной глубоководной популяции в т ече ние 500—1000 лет,
т. е . известного нам времени
их жизни. По данным планк¬
тонны х
уловов ,
1 г ракообразных занимает объем 103 м3,
следовательно, при среднем темпе дыхания это количество
кислорода будет поглощено
примерно
через 1000 лет.
Ясно, что плотность популяции не может быть в 10 раз
выше, поскольку все
глубинные воды стали бы анаэроб¬
ными прежде,
чем они
поднимутся на поверхность.
Наряду с
живыми
организмами в воде
находятся
мелкие частички органических веществ, о
которых уже
упоминалось. Они довольно устойчивы к разложению,
поскольку общее количество их в толще воды больше, чем
даже если бы вся продукция, образующаяся на поверх¬
ности, переходила в эту форму в течение многих лет. Во
всех слоях, кроме поверхностного, эти вещества содержат
примерно 10% органического углерода, полностью рас¬
творенного.
Установлено, что количество растворенного органи¬
ческого углерода имеет удивительно небольшие колеба¬
ния концентрации во всех слоях, кроме богатых жизнью
поверхностных слоев. Даже на глубинах океанов коли¬
чество его доходит до 1 мг/л. Таким образом,
в
среднем
в толще воды от поверхности до дна содержится до 5 кг
восстановленного углерода на 1 м2. Этот огромный запас
соответствует общему количеству наземной продукции за
25—100 лет, поскольку время ее круговорота должно
быть гораздо больше (сотни лет). Углеродная датировка
может внести ясность в этот
вопрос. Имеются основания
предполагать, что органический углерод имеет важное
значение в экологии как источник гетеротрофного питания.
При активном действии пузырьков воздуха на поверх¬
ности
образуется хлопьевидный материал, состоящий из
поверхностноактивных
компонент растворенных органи¬
ческих
групп.
Скорость его осаждения плюс количество органиче¬
ского вещества в осадках дают скорость,
с которой углерод
удаляется из воды. Это количество составляет 0,1% по¬
верхностной продуктивности, или одну часть из 106 сол¬
нечн ой
энергии, поступающей в мо р е . Однако сведения
о запасах нефти свидетельствуют о том, что большинство
осажденного органического углерода гидролизуется.
И
только, очевидно, одна часть из 104 идет на формирование
нефти. В настоящее время нефть добывается примерно
в 105
раз быстрее, чем она концентрируется. Однако общие
залежи нефти содержат в 104 раз больше углерода, чем
его находится в воздухе в виде С02. Очевидно, что какой-то
источник
поставляет ювенильный углерод в геохимиче¬
скую систему, где он преобразуется в нефть (плюс уголь
и
карбонаты). Все возрастающее потребление человече ¬
ство м
нефти и угл я
может временно
нарушить этот
процесс.
ДЖОН КАНУИШЕР
См. также Океанография химическая.
КРУГОВОРОТ со2
В ОКЕАНЕ И АТМОСФЕРЕ
В круговороте углерода двуокись углерода является
наиболее важной составной частью. Углекислый газ (С02)
переносится из атмосферы в биосферу при фотосинтезе,
но он в то же время и возобновляется, например при раз¬
237

КРУГОВОРОТ
ложении органических остатков и дыхании организмов.
Атмосферный С02 связан с растворенным С02 в гидро¬
сфере через газообмен. В гидросферу С02 может попасть
или из атмосферы, или при осаждении карбонатов. Сло¬
вом, С02 играет значительную роль в круговороте угле¬
рода, которая становится понятной, если принять во вни¬
мани е: 1) его широкий диапазон термодинамической ста ¬
бильности в природе; 2) его участие в фотосинтезе; 3) его
высокую растворимость
в
морской воде; 4) его быструю
диффузию в атмосфере. Никакая другая компонента угле¬
рода, встречающаяся
в большом количестве в
п рироде,
не обладает такими химическими и физическими свой¬
ствами. В табл.
1 приведены расчетные величины содер¬
жания С02 и его производных по геосферам. Видно, что
литосфера содержит наибольшее количество С02, которое
в 660
раз больше содержания С02 в гидросфере, в 3200 раз
больше, чем в биосфере, и в 3800 раз больше, чем в атмо¬
сфере. На содержание С02 в атмосфере могут сильно влиять
даже
небольшие
изменения
дина мического
равновесия
между сферами круговорота С02.
Таблица 1
Геосфера
СО*
•
10»8 г
Автор
Атмосфера:
углекислый газ (С02)
2,41
Такахаши (1961)
Гидросфера:
неорганические
вещества
130
Свердруп и др. (1942)
в океане
(сОд~~, НСО^~\
М&НСО” и
др.)
органи чес кие
вещества
в
10
Голдшмидт (1954)
океане (в растворенном виде)
Литосфера:
карбонаты
(кальцит,
доло¬
67 000
Раби (1951)
мит и др.)
органический углерод в по¬
25 000
Раби (1951)
родах (битум, уголь, нефть
и др.)
Биосфера:
живые организмы суши
0,3
Ревелл и Сьюс (1957)
органические осадки суши
2,6
Раби (1951)
морские организмы
0,03
Ревелл и Сьюс (1957)
морские органические осадки
3,5
Траск (1939)
С конца второй мировой войны исследование круго¬
ворота углерода в природе привлекает
все большее вни¬
мание, так как понимание его механизма имеет большое
значение для решения метеорологических, геологических,
биологических и океанографических проблем. Изменение
концентрации С02 в атмосфере может оказывать заметное
влияние на тепловой баланс земной поверхности,
биоло¬
гическую продуктивность, различные геологические явле¬
ния, такие, как эрозия,
на химические свойства воды океа¬
н ов, м ожет пов лия ть и на климат всл едствие созд авае мого
при росте содержания С02 «парникового эффекта». Необ¬
ходимы обширные сведения о механизме и скорости обмена
углеродом между геосферами,
их объемах и о распределе¬
нии углерода в них. Однако не все эти сведения известны
достаточно точно.
Распределение С02 в атмосфере. В 19 в. многие ученые
начали исследовать концентрацию С02 в атмосфере с п о¬
мощью разнообразных аналитических методов. По данным
проб воздуха, которые были собраны до 1958 г. на различ¬
ных
уровнях от поверхности
земли на Европейском мате¬
рике
в
промышленных районах или в областях активного
фотосинтеза, концентрация С02 колеблется от 270 до
350 частей на миллион (1 часть на миллион =
10“4%.,
следовательно, 270 частей на миллион
=
0,027%, 350 ча ¬
стей на миллион
=
0,035%). Локальные колебания могут
быть в пределах 250—600 частей на миллион и выше. Для
всей земной поверхности эти пробы воздуха нерепрезен¬
тативны. Кроме того, отсутствие единой методики анали¬
зов проб воздуха не позволяет использовать эти данные
для расчета средней концентрации С02 в атмосфере и ее
колебаний во
времени.
Международный геофизический год (1957—1958) пре¬
доставил отличную возможность для осуществления хо¬
рошо
координированного мирового исследования
кон¬
центрации С02 в атмосфере. Национальный научный фонд
и
Метеорологическая служба США финансировали орга¬
низацию четырех постоянных станций под руководством
Килинга, оборудованных точными инфракрасными газо¬
выми
анализаторами (точность определения С02 до ±0,3
части на миллион). Эти станции расположены на большом
расстоянии друг от друга вдоль 160° з. д. как в южном,
такив
северном полушарии: 1-я—м.
Барроу (высота
2 м, Аляска), 2-я
—
влк .
Мауна-Лоа (высота 3500 м, Га¬
вайские о-ва), 3-я
—
ст.
Литл-Америка (высота 10 м,
Антарктида) и 4 - я
—
Южный полюс (высота 3000 м).
Все станции расположены далеко от промышленных цен¬
тров, поэтому в пробах воздуха не могло быть локальных
загрязнений. Для дополнения данных станций проводи¬
лось взятие
проб воздуха с океанографических судов и са¬
молетов
метеорологической службы.
Основываясь на
вс ех
полученных данных,
Болин и
Килинг (1963) подсчитали среднюю концентрацию С02
в
атмосфере на январь 1960 г.
—
314,5 части на миллион.
Они также установили, что концентрация С02 увеличи¬
вается со
скоростью 0,72 части на миллион в год и что ее
региональные колебания не
превышают 6 частей на мил¬
лион, причем максимум наблюдается в высоких широтах
северного полушария, а минимум
—
в высоких широтах
южного.
Годовой прирост СО$ от сгорания ископаемого горю¬
чего составил за 1960 г. около 0,01 • 1018 г. Если бы весь
этот С02 оставался в атмосфере, то это привело бы к уве¬
личению концентрации С02 в атмосфере до 1,3 части на
миллион в год. Наблюденное годовое увеличение
состав¬
ляет только около половины этой величины, и поэтому
подразуме вается,
что часть С02 от сгорания
ис копаемог о
горючего преобразуется другими формами потребления
углерода.
Райли (1953) подсчитал, что скорость поглощения СО$
при фотосинтезе 0,08 ± 0,02* 1018 г в год на суше
и0,43±
± 0,30*1018 г в год на
море. Поскольку скорость погло¬
щения С02 при фотосинтезе и накопление углерода в форме
гумуса снижены из-за вырубки лесов под пашню, то может
создаться такое положение, когда растительность на Земле
и слагающие ее породы будут неспособны поглотить по¬
ступающий в атмосферу все в больших количествах С02
от сгорания ископаемого горючего. Сравнительно неболь¬
шой наблюденный рост содержания С02 в атмосфере может
быть объяснен большой емкостью океана.
Круговорот С02 в ок еане . Океан с его крупномасштаб¬
ны ми
биохимическими
и
н еор ган иче ски ми процессами
играет большую роль в
динамическом
регулировании
С02. У поверхности океана
растворенный С02 погло ¬
щается в процессе фотосинтеза морских растений и об¬
разования карбоната кальция растениями и животными
(рис. 1).
Эта потеря компенсируется атмосферным С02, кото¬
рый в результате газообмена между атмосферой и океаном
диффундирует в воду со скоростью,
сравнимой со ско¬
рост ью по глоще ния С02 при фотосинтезе. Количество рас¬
творенного С02, приносимого в океан речным стоком,
равно примерно 1!ъ00 потребления С02 -
морскими расте-
238

КРУГОВОРОТ
ниями при фотосинтезе, и в последующем обсуждении оно
не
учитывается.
На больших глубинах, где фотосинтез уменьшается
из-за слабого проникновения солнечной радиации, С02
образуется в результате разложения взвешенного органи¬
ческого вещества, вызываемого бактериями, потребляю¬
щими растворенный в воде кислород. Эта точка зрения
подтверждается
наблюденным увеличением содержания
С02 и уменьшением содержания 02 с глубиной, а также
небольшим количеством органического углерода в глубоко¬
водных осадках. Повышение содержания С02 с глубиной
в свою
очередь вызывает увеличение растворимости СаС03
в
морской воде, и, следовательно, известковые скелеты
организмов, оседающие на дно из поверхностных слоев
воды, частично или полностью растворяются
во время их
Атмосферный СО?
Поверхность океана
Фотосинтез
н
Растения
^ Животные-
СО2 в растворе
(н2со3,нсог, СО/;
_
МдНСО/ и тЛ)
Дыхание
V
\|
Растворы и взвеси
Органическое вещество
Разложение окислением
(биологическое и небио-
а
логическое) и рас тво¬
рение углекислого гара
V
Океанические
осадки
V
у
Породы
Рис. 1 . Круговорот СО2 в океане.
опускания. Поскольку биологическая продуктивность за¬
висит во многом от биогенных элементов, таких, как фос¬
фор, поступающих на поверхность при подъеме глубин¬
ных вод, то биологическое потребление С02 из морской
воды в основном зависит от скорости циркуляции
и
струк¬
туры морской воды. Растворимость С02 в морской воде
является также заметной функцией давления и
темпера¬
туры, которые сильно колеблются с
глубиной и геогра¬
фическим положением. Поскольку факторы, влияющие на
распределение С02 в воде, контролируются горизонталь¬
ной и вертикальной циркуляцией морской воды, то содер¬
жание С02 в атмосфере сильно зависит от скор ос ти цирку¬
ляц ии морской воды и
прежде всего от скорости кругово¬
рота глубинных вод, содержащих большое количество
растворенного С02.
Химия С02 в морской воде и обмен С02 между атмо¬
сферой и океаном.
Растворяясь, газообразный С02 обра¬
зует угольную кислоту. Концентрация С02 определяется
парциальным давлением,
которое в свою очередь
на¬
ходится в равновесии
с ионными компонентами, такими ,
как
НСОд"
и
СО^"~
1. Это равновесие определяется термо¬
динамическими константами. Реакции можно упрощенно
записать следующим образом:
С02 + Н20 Н+ 4- НСО^-,
/с,
НСО^
н+ + со2-,
ав
присутствии ионов кальция
д-
Са2~* ~ 4- С02~~
СаСОд (кальцит или арагонит).
Константы равновесия при стандартных условиях
1 ат. и 25° С составляют: К1= 1,10* 10'7, К2— 4,84 х
X Ю 11, К3 арагонит
=
1,45*10
8 И к5 кальцит= 2,12* 10 8.
Эти реакции будут смещены влево: 1) если увеличи¬
ваются концентрации Н+ и температура раствора и 2) если
С02 выделяется из раствора
и
парциальное давление С02
уменьшено. Другими словами, растворимость С02 увели¬
чивается с
уменьшением температуры и увеличением дав¬
ления и щелочности.
Хотя такие упрощенные
химические
уравнения могут
обеспечивать качественное объяснение, они не дают ко¬
личественной информации о химии
С02 в морской воде.
Обычная морская вода, которая содержит 3,5 процентного
веса э лек тролитов,
эквивалентных
ионной силе 0,7,
не
может
рассматриваться как простой раствор, поскольку
она может содержать заметное количество различных ком¬
плексов ионов, помимо простых ионных компонент, опи¬
санных в ыше. Гаррелс и Томсон (1962) провели подробное
экспериментальное исследование химии карбонатов в рас¬
творах, сходных с морской водой, и
открыли, что катионы,
обычно присутствующие в морской воде, особенно ионы М§,
образуют устойчивые карбонатные и бикарбонатные ион¬
ные комплексы, такие как
М§НСО^"
и
М^СО®. Ввиду обра¬
зования таких комплексов ионов 81% СО3—и 31% НСО^-
в
растворе существуют как комплексные ионы при стан¬
дартных условиях и поэтому необычно большие раствори¬
мости СаС03 и С02 в морской воде можно объяснить коли¬
чественно.
Когда часть С02, растворенного в морской воде, по ¬
глощается при фотосинтезе, парциальное давление С02
в воде уменьшается и становится ниже атмосферных вели¬
чин, и
поэтому атмосферный С02 будет поглощаться мор¬
ской водой для восстановления равновесия. Морская вода
будет также поглощать атмосферный С02, когда парци¬
альное давление ее С02 уменьшается при охлаждении до
12* 10"6 ат/° С в обычной морской воде, имеющей 2,0 мил¬
лимоль
С02/л (в виде
НСО^~
и
СО3—)
и
рН=8,0при25°С.
Бух (1939), основатель учения
в области химии С02 мор¬
ской воды, установил по прямым измерениям в море, что
среднее парциальное давление С02 в поверхностных
сло ях
воды в
Северной Атлантике было примерно на 5% ниже,
чем давление в атмосфере, указывая тем самым на погло¬
щение атмосферного С02 морской водой. Парциальное дав¬
ление С02 в поверхностных водах Атлантического океана
определялось Такахаши (1961) на разрезе от Гренландии
до Антарктики во время Международного геофизического
года. Было установлено, что воды севернее экватора
и
южнее 35° ю. ш. имеют более низкие величины
парциаль¬
ного давления С02, чем в атмосфере. Это указывает на то,
что в этих
районах Атлантического океана С02 погло¬
щается из атмосферы.
Скорость обмена С02 между атмосферой и океаном
исследовалась с помощью применения естественных изо¬
239

КРУГОВОРОТ
топов углерода, 12С, 13С и 14С, а также 14С, образующегося
при термоядерных взрывах. Крэйг (1957), предполагая
устойчивость в распределении 14С, подсчитал, что средний
годовой приток С02 в море из атмосферы 0,32* 1018 г, что
согласуется с расчетной скоростью поглощения С02 при
фотосинтезе в море. Брокер и др. (1960) провели исследо¬
вание распределения изотопов углерода в Атлантическом
океане и
атмосфере и получили скорость крупномасштаб¬
ных океанических
циркуляций и колебания
концентра¬
ций СОг в атмосфере за последние
2000 лет, вызванные
нестационарной циркуляцией морской воды.
Если бы
скорость круговорота морской воды изменилась за по¬
следние 2000 лет, то концентрация С02 в атмосфере и,
следовательно, изотопный состав С02 атмосферы должны
были бы измениться ввиду разницы отношений изотопов
углерода СОа в атмосфере и океане. Если предположить,
что отношения 14С ; 13С в кольцах деревьев представляют
отношения в атмосфере, то они укажут на ко лебани е из о ¬
топов в атмосфере во времени. Наблюденное постоянство
отношений 14С : 12С
в
кольцах деревьев
за
последние
2000 лет подсказывает, что океаническая
циркуляция
в те¬
чение этого времени находилась в
стационарном
состоя¬
нии со
средней длительностью водообмена 650 лет в атлан¬
тических глубинных водах и 800 лет в тихоокеанских глу¬
бинных водах. Годовое поступление С02 в океан из атмо¬
сферы по ра сче там
составляет 0,49 ± 0,14* 1018 г, т. е .
величину, согласующуюся с потреблением С02 в процессе
фотосинтеза в море.
Возникновение ледниковых периодов по данным ба¬
ланса С02. Воздействие газообразного С02 на тепловой
баланс атмосферы Земли обсуждалось еще Тиндалем (1861)
и многими другими исследователями. Приняв во внимание
это
воздействие, Чэмберлин (1899) высказал
предполо¬
жение, что колебание содержания С02 в атмосфере могло
вызвать ледниковые периоды.
Основываясь на экспери¬
ментальном исследовании спектра поглощения С02 в ин¬
фракрасной области, Пласс (1956) подсчитал, что если бы
содержание С02 в атмосфере уменьшилось на половину
существующей в настоящем величины, то температура по¬
верхности Земли понизилась бы на 3,8° С. Поэтому Пласс
считает, что извлечение в свое время большого количе¬
ства СОа из атмосферы с помощью фотосинтеза и аккуму¬
ляции его на Земле в виде торфа и угля, что значительно
уменьшило концентрацию С02 в атмосфере, могло вызвать
сильное похолодание, а значит и
образование больших
шап ок
полярного льда,
которые покрыли большие пло¬
щади в высоких широтах как южного, так и северного
пол ушария, и , таким образом, мог
наступить ледниковый
период. Образование шапок полярного льда уменьшило
объем океанической воды, которая с их ростом стала, оче¬
видно, перенасыщенной С02. Избыток океанического С02
шел в
атмосферу в процессе восстановления химического
равновесия. Следовательно, концентрация С02 в
атмо¬
сфере увеличивалась,
в
результате чего возникал более
теплый климат, т. е. межледниковый период. Ввиду этого
потепления полярные шапки льда, покрывавшие большие
площади материков, постепенно исчезали и вода, обра¬
зовавшаяся от таяния льда, увеличивала объем океана.
Таким образом, океаническая вода, разбавленная пресной
водой, образовавшейся от таяния льда, становилась не¬
насыщенной С02 и начинала поглощ а ть С02 из атмосферы,
восстанавливая тенденцию к холоду и наступлению ледни¬
ковой эпохи. Четыре последовательных ледниковых пе¬
риода в плейстоцене можно объяснить на основе соответ¬
ствующей скорости круговорота океанической воды.
Теория Пласса заслуживает внимания, потому что:
1) она предполагает триггерный механизм возобновления
ко нцентрации атмосферного С02 за счет химической эро¬
зии вновь образовавшихся горных хребтов или поглоще¬
ния
С02 при фотосинтезе и последующего погребения боль¬
246
шого
количества растительных материалов,
причем'
оба
эти
фактора глобальных изменений баланса С02 геоло¬
ги чески
вероятны,
и
2) она объ ясняет межледниковы е
периоды и последовательные ледниковые эпохи динамиче¬
с к и м бал ансо м С02 между атмосферой и океаном.
Она
также обеспечивает прогноз
в том отношении, что не может
быть устойчивости климата в том случае, когда общее ко¬
ли чес тво
СО2 в
системе
атмосфера
—
океан снижается
ниж е
критической величины . Однако существование пере¬
насыщенной С02 морской воды невозможно благодаря бу¬
феру СаС03. Более того, в недавней работе Мёллера (1963)
высказывается предположение, что влияние С02 на климат
Земли значительно меньше предполагаемого Плассом
и
небольшое изменение облачности полностью
перекрывает
влияние
С02. Эриксон (1963) пришел к выводу, что воз¬
можные колебания содержания С02 в атмосфере в резуль¬
тате колебаний температуры и объема морской воды не
могли вызвать изменения климата. Тем не менее наши
сведения о скорости круговорота глубинных вод, а также
о химии
С02 в морской воде и его
концентрации в глубин¬
ных водах в настоящее время довольно ограничены, и не¬
обходимы дальнейшие исследования для того, чтобы более
уверенно обсудить вопросы, касающиеся С02 в глубинных
водах.
ТАРО ТАКАХАШИ
Прим. ред.1 Поскольку направление обмена С02
между атмосферой и
о кеа ном
зависит от
соотношения
между парциальным давлением двуокиси углерода в атмо¬
сфере (рС02ат) и в во д е (рС02 воды),
то в химии океана
для характеристики содержания двуокиси углерода при¬
нято использовать не столько абсолютную ее концентрацию
в
миллиграммах на литр, сколько величину рС02. Соот¬
ношение между абсолютным содержанием С02 и рС02
имеет вид: С02 =
а5рС02, где а5
—
растворимость С02
при данной солености и парциальном ее давлении 1
ат
(см. А л е к и н О. А. Основы гидрохимии. Л., Гидроме-
теоиздат, 1970).
КУРИЛЬСКОЕ ТЕЧЕНИЕ
К. т.
(Оясио) является западным граничным потоком
в субполярной круговой циркуляции северной части Ти¬
хого океана, соответствующим Лабрадорскому течению и
Фолклендскому течению в Северной и Южной Атлантике.
К- т. начинается в Беринговом море. Оно идет на ЮЗ мимо
п-ова Камчатка и Курильских о-вов. В районе последних
его воды пополняются водами Охотского моря. К В от
Северной Японии между 37 и 40° с. ш. К- т. встречается
с
Куросио. Часть переносимой К. т .
во д ы погружается
ниже вод Куросио и распространяется далее на Ю как
промежуточная вода низкой солености. Основной поток
К. т. поворачивает на В вдоль северного края Куросио,
образуя океанический полярный фронт, где его воды также
погружаются
и затем рассеиваются
в южном направлении,
образуя промежуточную воду, до 170° з . д .
К. т.
переносит субарктическую водную массу, которая
характеризуется низкой температурой и низкой соленостью.
Температуры порядка 4—5° С известны на глубине между
200 и 500 м примерно на 42—45° с. ш. На этой же глубине
в
водах
Куросио температура 12—18° С. Соленость вод
К- т. 33,7—34,0°/О0 (соленость вод Куросио на тех же ши ¬
ротах и глубинах 34,5—35,0°/00). Поверхностная вода
К- т. (слой несколько сотен метров) очень богата питатель¬
ными веществами и планктоном. Поэтому воды К. т . имеют

КУРОСИО
коричневатый цвет в отличие от бедных питательными ве¬
ществами
вод Куросио, имеющих цвет темного аквама¬
рина.
Динамическая структура К. т. Перенос водных масс
К. т. (в слое толщиной 1500 м), подсчитанный по данным,
полу ченны м
в
1934—1937 гг .
судами Гидрографической
службы Японии, схематически показан на рис. 1. Из ри¬
сунка видно, что максимальный перенос К. т. (около южной
час ти
Курильских о-вов) достигает 15 млн. т/с, или около
четверти
объема
водных
масс,
переносимых
течением
Куросио. Одна треть расхода поступает из Берингова моря,
вторая
—
из района Алеутских о-вов и остальная часть
—
Рис. 1 . Схема переноса вод в северо-западной части Тихого
океана.
Каждая сплошная линия —
перенос 5 млн. т/с. Пунктирная
линия обозначает меандрированяе.
из района циклонического круговорота восточнее Куриль¬
ских о-вов. Иногда часть вод К. т. южнее Камчатки про¬
ходит в Охотское море, а затем вновь возвращается
в основ¬
ной поток
через проливы между Курильскими о-вами.
Однако такой водообмен между К. т . и Охотским морем
не является постоянным.
КВотЯпониимежду37и42° с. ш.,
где К. т. стал¬
кивается с
Куросио, наблюдаются вихревые водовороты
диаметром в несколько сотен километров: антициклони-
ческие вихри более теплые и более соленые, чем сопредель¬
ные воды Куросио,
и циклонические вихри (круговороты)
более холодные и менее соленые, чем воды К. т. Эти вихре¬
вые движения, по-видимому, могут существовать от не¬
скольких месяцев до года, особенно в случаях антицикло-
нических вихрей, и имеют большие размеры. Вихри
и меан-
дрирование Куросио делают циркуляцию в этом районе
сложной и изменчивой в о
времени. Анализ гидрологиче¬
ских данных, полученных после 1947 г. к В от Северной
Японии, показывает довольно определенные сезонные коле¬
бания фронтальной зоны, смещающейся к С и Ю соответ¬
ственно летом и зимой.
Хотя К- т. является западным граничным потоком
субполярного круговорота, геострофическая скорость его
равна 0,1—1 узлу и намного меньше скорости Куросио.
Это связано с тем, что Тихий океан сужается на С и его
северная часть по размерам значительно меньше централь¬
ной части, занятой тихоокеанским антициклоническим
круговоротом, а также с тем, что общий вихрь ветрового
напряжения намного меньше над северной частью океана
по
сравнению
с центральной.
та каш и ИЧИЕ
См. также Куросио течение.
КУРОСИО ТЕЧЕНИЕ
Основные особенности. К. т.
—
сильное течение, иду¬
щее на СВ вдоль западной границы северной части Тихого
океана от восточного
берега Северных Филиппин к восточ¬
ным берегам Японии. Оно является продолжением Север¬
ного Пассатного течения и связано с Северо-Тихоокеанским
течением
(через ответвления, называемые Продолжением
К. т.), образуя, таким образом, часть основной системы
общей циркуляции Тихого океана.
К. т . идет через Во¬
сточно-Китайское море вблизи о-вов
Окинава, [затем
вдоль южного берега о. Кюсю, отделяя здесь ветвь, иду¬
щую вдоль западного берега о. Кюсю, и входит в Японское
море через Цусимский прол. (Восточный проход) как Цу¬
симское
те чение .
Следовательно, основная часть К.
т.
п роходит
к Ю от Японских о-вов . В районе 36—37° с. ш.
К. т. поворачивает на В; стрежень течения представляет
собой волнообразную линию. Далее К. т. разделяется на
две ветви: восточную
и
южную. Южная ветвь поворачи¬
вает на ЮЗ, образуя Противотечение К.
т.
Восточная
ветвь К. т.
(Продолжение К. т.) может быть
прослежена
на В приблизительно до 180° в. д.,
причем до 160° в. д .
она отличается значительной интенсивностью.
Ширина К. т. около 80 км. О линиях тока К- т. в по¬
верхностном слое можно приблизительно судить по изо¬
термам на горизонте 200 м (рис. 1).
Рис. 1 . Геопотенциальная аномалия поверхности относительно
1000 дбар (Д^о/ЮОО) (в динамических метрах).
Глубину распространения К.
т.
точно
определить
вес ьма трудно. За глубину распространения К. т . можно
грубо принять верхний 400-метровый слой с интенсивным
потоком вод высокой
температуры и высокой солености,
так как ниже этого слоя расположена субарктическая вода
низкой температуры и низкой солености.
241

КУРОСИО
Название «Куросио»
означает
«Черное течение»
(«куро»
—
черный и «сио»
—
течение). Цвет воды К. т .
с большого расстояния
кажется темно-синим, однако при
наблюдении с
поверхности моря
он имеет
красивый ультра¬
мариновый оттенок и оттенок голубого кобальта. По шкале
цветности цвет воды К. т.
определяется индексом I или 11
и
изредка III. Прозрачность составляет 25—40 м.
Зарождение К. т.
Существует несколько районов за¬
рождения К. т., распределенных вдоль его оси. Однако
основные воды К. т.
формируются из северотихоокеанской
центральной водной массы. Эта вода, опускающаяся
в зоне
субтропической конвергенции между 23 и 25° с . ш . , в ос ¬
новном распространяется на Ю вдоль своих изэнтропи-
ческих поверхностей к стрежню Северного Пассатного
течения на глубинах от 50 до 100 м. Как было установлено,
продолжением этого течения является К. т. У восточного
побережья о. Тайвань толщина слоя Северного Пассат¬
ного течения резко увеличивается
—
примерно от 200 до
400 м, что указывает на слияние вод двух
течений. Этот
район считается основным районом формирования К. т.
По разрезам плотности видно, что в этом районе разрыв
в
глубине положений уровней плотности 24,00 прибли¬
зительно совпадает с зоной субтропической конвергенции.
Кроме того, при движении на СВ интенсивность К. т.
усиливается за счет поступления
вод из
прилежащих
районов. Последовательные изменения интенсивности К. т .
во время
е го пр охожд ения вд ол ь берегов Тайваня, Окинавы
и Японии указывают на несколько дополнительных райо¬
нов поступления вод.
Скорость и расход . К . т. им еет
скорость от 1 до 6 уз¬
лов. Максимальная скорость, часто превышающая 5 узлов,
наблюдается у восточных берегов Японии, где К- т.
встре¬
чает холодное Курильское течение (Оясио). Такая же ско¬
рость наблюдается у южных берегов Японии. В южной
части К. т ., в районах о-вов Окинава и Тайвань, скорость
его около 2 узлов. Далее вниз по течению наблюдается
асимметричное распределение скорости с зоной
сдвиг а
в
л е в у ю (северную) часть течения.
Вблизи Японии расход К. т. 40—50 млн. м3/с. Это
значение было определено различными исследователями
косвенным путем на основе динамического метода с выбо¬
ром нулевой поверхности на глубинах 800—1500 м. Однако
полученное для К. т. значение расхода может значительно
колебаться из-за трудности выбора глубины нулевой по¬
верхности
и
определения ширины К. т . К Ю расход К. т .,
вероятно, уменьшается до 20—30 млн. м3/с. Поскольку
расход Северного Пассатного течения оценен приблизи¬
тельно в 40 млн. м3/с, то можно считать, что около поло¬
вины этого потока поворачивает на С, вливаясь в К. т.,
а
другая половина питает Межпассатное
противоте¬
чение.
Водные массы. К. т . содержит три водные массы: по¬
верхностную (0—100 м) с высокой температурой (около
20° С) и соленостью (34,5°/00); промежуточную с высокой
сол еностью (34,9—35,1°/00), формирующуюся в цен тра ль¬
ной части Тихого океана (между 10 и 20° с. ш .), и субаркти¬
ческую промежуточную, формирующуюся в северной части
Тихого океана путем
интенсивного
перемешивания
(рис. 2—4). Последняя водная масса характеризуется низ¬
кой соленостью (34,0—34,3°/00), и в отношении ее возни¬
кает сомнение, целесообразно ли относить этот слой к К. т .
Воды К. т. имеют относительно низкое содержание кисло¬
рода (около 5,5 см3/л). Согласно термохалинному анализу,
водные массы К. т. во время прохождения районов у о-вов
Тайвань, Окинава и южных и восточных берегов Японии
подвержены последовательной трансформации. Это сопря¬
жено
с
поступлением береговых и шельфовых вод из
Южно-Китайского, Восточно-Китайского и Желтого морей
ииз
районов, прилежащих к Японским о-вам.
242
Рис. 2. Распределение температуры (°С) на
горизонте
10 м.
Рис. 3. Распределение солености (%0) на горизонте 10 м.
Рис. 4. Распределение температуры (°С) на горизонте 200 м.

КУРОСИО
Перечисленные водные массы смешиваются с субаркти¬
ческой, субтропической и поднимающейся глубинной вод¬
ными массами.
Изменения скорости
и
меандрирование К.
т.
Для
скорости К. т. характерны сезонные изменения. Макси¬
мальная скорость наблюдается в период от весны к лету
(май—август). Осенью она понижается. Зимой (январь—
февраль) скорость снова увеличивается и ранней весной
понижается.
Наблюдаются также суточные изменения
скорости. Кроме того, К. т . усиливается во время про¬
хождения циклонов.
Помимо сезонных изменений, для скорости К. т.
характерны межгодовые изменения. Время от времени
можно наблюдать подъем холодных глубинных водных
масс. По имеющимся данным, до 1934 г. никаких заметных
подъемов холодных глубинных водных масс не наблюда¬
лось. В период 1936—1940 гг. был отмечен подъем глу¬
бинных водных масс на поверхность К. т .
в
радиусе
200 км. Эти глубинные воды имели температуру на 5—
10° С ниже температуры поверхностной воды К. т . Вокруг
вихря с подъемом холодных глубинных вод в центре по¬
ток К. т. имел направление против часовой стрелки.
Аномальное появление холодных вод в районе К- т.
повторялось в следующие периоды: 1906—1907, 1917—
1919, 1934—1947, 1954—1956 и 1959—1962 гг. Появлению
этих холодных вод всегда предшествовало (за 1—5 лет)
усиление Курильского течения и его
распространение до
более северных районов.
С февраля 1963 г.
температура воды вдоль берегов
Японии заметно понизилась. М. Уда объясняет это кор¬
реляцией низких температур воды в западной части Ти¬
хого океана с высокими температурами воды в восточной
части Тихого океана, а именно вдоль западного берега
Северной Америки.
Помимо этих аномалий, имеют место межгодовые ко¬
лебания оси К- т. В некоторые годы колебания оси очень
заметны, что неизбежно приводит к изменению направле¬
ния К. т . Часто к В, а иногда к Ю от Японии наблюдаются
че тко выраж енные меандры.
Изгибы таких меандров имеют
амплитуду 100—500 км при длине волны 300—500 км.
После
п рох ожде ния
Японии в районе восточнее
142° в.
д.
меандрирование
К.
т.
становится
особенно
четко выраженным. В пределах 33—38° с. ш . ось
К. т.
сдвигается
к С обычно
в
районе 146—147 и 155° в. д .,
в то время как в промежуточной долготной зоне его ось
сдвигается к Ю.
Теория происхождения К. т.
Согласно теории, пред¬
лагаемой Стоммелом, Манком и Хидака, основная цирку¬
ляция в океанах поддерживается действием преобладаю¬
щих над океанами ветров. Это приводит к усилению тече¬
ний вблизи западных границ океанов. Такие течения на¬
зываются «западными пограничными течениями», и К. т.
отно ситс я к
такому типу течений. В формировании К. т.,
помимо тангенциального напряжения ветра, играют боль¬
шую роль и другие факторы, хотя тангенциальное напря¬
жение ветра
в настоящее время считается наиболее опре¬
деляющим.
К. ХИДАКА
См. также Тихий океан.

л
ЛАБРАДОР МОРЕ
Л. м. ограничено на 3 п-овом Лабрадор и юго-восточ¬
ны м побережьем о. Баффинова Земля и на В —
Гренлан¬
дией. Его южная граница проходит по линии м.
Фарвель
(Гренландия)
—
м.
Сент-Чарльз (юго-восточное побережье
п-ова Лабрадор); северной границей является параллель
66°с. в
прол. Дейвиса.
Рельеф дна и донные осадки.
Особенностью рельефа
дна Л.
м.
является
желоб с параллельными сторонами,
открывающийся на ЮВ, н о
ограниченный с С подводным
хребтом, пересекающим прол. Дейвиса. Глубина порога
хребта около 800 м. К Ю от хребта глубины быстро возра¬
стают до 2000 м, а затем более постепенно до 3700 м в юго-
восточной части Л. м . В некоторых местах глубины пре¬
вышают 4000 м.
Шельф у Гренландии очень узкий; его
ширина около 50 км. У п-ова Лабрадор ширина шельфа
увеличивается до 100 км. В юго-западной части Л. м. рас¬
положена
центральная депрессия
—
Лабрадорская кот¬
ловина,
которая
частично
заходит
в
мо ре Ирмингера
(рис. 1).
Донные осадки Л. м. состоят из глобигеринового ила
и терригенных глин и илов. Часто они содержат обломки
коренных пород
и
гальку, принесенные с Гренландии и
Баффиновой Земли плавучим льдом, которые осаждаются
на дно при таянии льда. Содержание органических веществ
в осадках Л. м. составляет 1%, что является низким по
ср авнени ю с их содержа нием
в осадках районов, свободных
о то льда.
Климат и гидрологический режим. Климат Л. м. кон¬
тинентальный на канадской стороне (почти до 55° с. ш.)
и
морской на гренландской стороне. Средняя годовая тем¬
пература воздуха на гренландской стороне на 5—7° С
выше, чем на канадской на тех же
широтах. Средняя годо¬
вая амплитуда температуры воздуха больше на канадской
стороне [30° С в Хопдейле (55,5° с. ш.)
и 37° С у Кингуа-
фьорда (66,5° с. ш.)], чем на гренландской [15° С у м.
Фар¬
вель и 17° С у Готхоба (64,2° с. ш.)]. На различие между
климатом западной и восточной частей Л. м . указывает
также неодинаковое количество выпадающих осадков. Го¬
довое количество осадков к Ю от м.
Фарвель около 1000 мм,
тогда
как
к С от 55° с. ш. с канадской стороны менее
250 мм,
что говорит о сухом континентальном климате
в этой части Л. м.
Вдоль берега Гренландии в Л. м . проходит Западно-
Гренландское течение, которое несет на С высокосоленые
(35°/00) воды. К Ю от Баффиновой Земли и п-ова Лабрадор
проходит Лабрадорское течение, которое выносит холод¬
ные и малосоленые воды из моря Баффина и проливов Баф¬
финовой Земли. К Ю от прол. Дейвиса Лабрадорское
244
течение соединяетс я с вет вью Западно-Гренландского те¬
чения.
Тече н ия над Гренландским шельфом проходят узкой
полосой (ширина определена шельфом). Соленость их вод
низкая (31—34°/00). Для температуры воды характерны
значительные сезонные колебания — от 5—6° С летом до
точки
з аме рза ния зимой. Западно-Гренландское течение
приносит на шельф воды высокой солености (до 35°/00),
образованные при смешении подповерхностной воды с ат¬
лантической. Эти воды имеют температуру около 5° С на
глубине ниже 150 —200 м.
Воды Лабрадорского шельфа
имеют низкую соленость
(30—34°/00) и более низкую тем¬
пературу, чем воды Гренландского шельфа (температура
ниже —1° С отмечается на глубине 100 м даже в
середине
лета). Основная масса воды Л. м. имеет соленость около
34,9°/0о> с максимальными значениями 34,94°/00 вблизи
дна, и
температуру от 3,5 до 2° С, с низкими значениями
также у дна.
Содержание кислорода в
водах
Л.
м.
высо кое
—
между 6,0 и 6,5 мл/л для глубинной и придон¬
ной воды.
Основная водная масса центральной части Л. м. обра¬
зуется смешением атлантической и арктической вод, по¬
ступающих частично из Западно-Гренландского течения
и частично из
м о р я Баффина. Вода центральной части Л. м.
от поверхности до дна почти однородна
и имеет соленость
34,88—34,94°/00. При охлаждении в поверхностном слое
до 3,5—2° С она приобретает более высокую плотность и
опускается на глубины. Высокое содержание кислорода
в
глубинных водах Л. м. свидетельствует об активном вер¬
тикальном перемещении масс воды. Глубинные и придон¬
ные воды образуются здесь в результате опускания поверх¬
ностных вод. Их движение в Атлантическом океане может
быть прослежено вплоть до Антарктиды. Средний расход
глубинных вод Л. м. 2 млн. м3/с.
Треть акватории в восточной части Л. м . обычно бы¬
вает свободна ото льда весь год, за исключением района
у юго-западного побережья Гренландии, который свободен
ото льда с августа по декабрь. Протяженность ледяного
покрова максимальна в
апреле—мае, когда он распростра¬
няется от м.
Фарвель до 62° с. ш.
Между этой параллелью
и
Северным полярным кругом береговая зона всегда сво¬
бодна ото льда, за исключением фиордов. Канадская сто¬
рона обычно бывает свободна ото льда до конца сентября.
С октября ледяной покров распространяется к Ю. К концу
декабря лед здесь доходит до самой южной границы Л. м .
В апреле—мае ледяной покров охватывает две трети запад¬
ной части Л. м ., но в июне и августе он постепенно исче¬
зает.
Величина приливов вдоль канадской стороны Л. м.
менее
1,8 м; здесь преобладает полусуточный прилив.

ЛАБРАДОР
Рис. 1 . Батиметрическая карта морей Лабрадор и Ирмингера.
Глубины
—
в метрах.
Приливы у побережья Гренландии также имеют регуляр¬
ный полусуточный характер, но их величина больше, чем
на канадской стороне. Величина прилива у Фредериксхоба
4,12 м, к С она уменьшается до 2 м у побережья моря Баф¬
фина.
ТАКАШИ ИННЕ
См.
также Западно-Гренландское течение*,
Ирмин¬
гера море\ Канадский Арктический архипелаг; Лаб¬
радорское течение; Северный Ледовитый океа н .
21;

ЛЛБЛАДОРСКОЕ
ЛАБРАДОРСКОЕ ТЕЧЕНИЕ
Л. т.
—
плотностное течение, направленное на Ю вдоль
западной границы моря Лабрадор (рис. 1). Начинается
оно в Девисовом прол., где идущее и з
Арктического бас¬
сейна на Ю вдоль западных берегов Баффина моря тече¬
ние соединяется с северными и западными ветвями Западно-
Гренландского течения. Соотношение вод, поставляемых
обоими потоками в Л. т ., порядка 3 : 2 соответственно.
Л. т. состоит из отдельных потоков, никогда полностью
не трансформирующихся в
единую водную массу. Две ос¬
новные
стрежневые струи Л. т ., по-видимому, идут с раз¬
личной скоростью вплоть до зоны конвергенции с северо-
восточной ветвью Гольфстрима, называемой Северо-Ат¬
лантическим течением (около 42° с. ш ., 50° з. д .), непосред¬
ственно к ЮЗ от Ньюфаундленда, образуя северо-западный
круговорот атлантической циркуляции. Л. т . напоминает
Курильское течение (Оясио),
которое проходит юго-
западнее Курильских о-вов
и затем соединяется с тече¬
ни ем
Куросио при его движении на СВ в северной части
Тихого океана.
Гидрологические особенности. Л. т.
образуют воды
двух
течений: Западно-Гренландского с относительно теп¬
лыми высокосолеными водами и плотностного течения
моря
Баффина, с холодными и малосолеными водами. Для Л. т.
преобладающими являются характеристики течения
моря
Баффина, стрежень которого расположен на глубине 100 м
и л и ш ь слегк а проявляется
на
горизонтах до 600 м. Тем¬
пература в стрежне ниже —1° С, соленость от 33 до 34°/00
(рис. 2). Л. т.
сохраняет эти характеристики на всем своем
протяжении. Траектория Л. т .
ограничена материковой
Рис. 1. Схема течений моря Лабрадор (по Смиту, Соулу и Мосби,
1937).

ЛА-МАНШ
отмелью, так что одна из двух основных стрежневых струй
проходит над материковой отмелью, тогда как другая сле¬
дует
вдоль
склона.
Скорость Л.
т.
может
достигать
38 миль/сутки,
как
было отмечено
в1928г.во
врем я
съем ки,
выполненной
судами Береговой охраны США.
Величина расхода Л.
т.
меняется от года к
году; так,
в 1933 г. было отмечено максимальное значение 5,4
•
106 м3/с,
тогда как в 1931 г.
наблюдалось минимальное значение
3,4-106 м3/с. Л.
т.
переносит
на Ю большое количество
айсбергов, создавая угрозу для навигации вплоть до рай¬
она Большой Ньюфаундлендской банки.
Подъем глубинных вод в районе гидрологического
фронта между водами Л. т. и водами Атлантического океана
в
центре прол. Дейвиса и около берегов Западной Грен¬
ландии создает здесь области высокой продуктивности.
Кроме того, предполагается, что зшмнее охлаждение может
вызвать здесь вертикальную конвекцию от поверхности
до дна, в результате чего поверхностные воды будут обо¬
гащаться питательными веществами, а глубинные воды
—
кислородом.
При стыке Л. т. с Северо-Атлантическим течением
воды Л. т.
опускаются под воды Северо-Атланти(ческого
течения, создавая таким образом стратифицированную
структуру. Этот район известен своими туманами, обра¬
зующимися из-за быстрого понижения температуры
по¬
верхностных вод при движении воздушных масс из теплых
районов в районы холодных вод.
НОЭЛЬ Б. ПЛУТЧАК
См. также Атлантический океан.
ЛА-МАНШ ПРОЛИВ
Рельеф дна.
Дно Л.-М. п.
(Английский канал) имеет
крутой склон до глубин 25—50 м. К ЮЗ от Великобритании
этот
склон
сложен
па леоз ойск ими
породами и
изрезан
терра сами, пр едста вляющ ими собой
погруженные, выров¬
ненные волнами платформы, ограниченные уступами сверху
и
снизу. Подножие наиболее значительного
уступа
на¬
х одится
на глубине 45 м.
Ниже прибрежной зоны дно
Л. -М.
п.
обычно
плоское, постепенно понижающееся до
максимальной глубины, которая увеличивается с В на 3
от 35 до 110 м. Монотонность плоского дна нарушается
тремя
структурами: 1) мелями и островами,
встречаю¬
щимися к 3 от 2° з. д. и состоящими из
вулканических
и
метаморфических пород; 2) аллювиальными наносами —
песчаными отмелями в самой восточной части Л. -М . п. и
песчаными валами в западной; 3) впадинами; самые боль¬
шие —
Хёрд(от49°55' с. ш., 2°00' з. д. до 49°20' с. ш.,
4° 00' з. д.), Девы
^(49°
2* с. ш.,
4° 40' з. д.)
и
Уэссан
(48° 30' с.
ш.,
5° 15' з. д.). Впадины имеют ряд общих
черт: все они
—
узкие желоба с параллельными склонами,
при этом северный склон обычно круче. Они расположены
в
районах развития мезозойских пород. Их происхождение
неизвестно; Хиншбергер (1963) предполагает тектониче¬
скую природу. Происхождение незначительных
депрессий
о к ол о Великобритании объясняют эрозией рыхлых пород
приливными течениями.
Геология. Западная часть Л.- М. п . обрамлена палео¬
зойскими породами, восточная — мезозойскими и кайно¬
зойскими. Дно Л. -М . п . почти целиком сложено породами
мелового возраста и более молодыми. Обнажения юрских
пород в западной части очень немногочисленны. Восточ¬
ную часть пересекает вельдская антиклиналь и ее про¬
должение в
Булонь. Продолжение северного крыла анти¬
клинали через прол. Па-де-Кале (Дуврский прол.) было
доказано детальными геологическими съемками, которые
проводили для прокладки туннеля под дном пролива. Ос¬
тальная часть дна Л. - М. п . главным образом синклиналь¬
ная с сохранением пород верхнемеловых
и
третичных. Рас¬
пределение обнажений пород показано на рис.
1и2.
Карта восточной части Л. -М . п . схематична, так как
она основана на данных различных источников.
Судя по
трем образцам, поднятым драгой, которые со¬
держат МшштшШез 1ае У1§а1и5, встречающихся также в э о-
ценовых отложениях Парижского бассейна и Ю Велико¬
британии, большой участок дна Л.-М. п. к С от 50° с. ш.
и к В от 0° сложен породами третичного возраста.
Другой большой участок дна Л. -М . п .
(между 49 и
50° с. ш ., 0 и 2° з. д.) на основании также небольшого числа
образцов, взятых методом драгирования, считается сло¬
женным юрскими породами. На рис.
1 показаны два района
этого участка. Район А был описан Кэри (1962). Это про¬
долговатое окно в
киммериджской глине (верхняя Юра)
отделено разломом или
крутым уступом от останца текто¬
нического покрова эоценовых пород к Ю. Район В был
описан Донованом и Страйдом (1961). Они обнаружили
удлиненный купол с обн аж ени ем
юрских
кораллов
в центре, перекрытый в южном
кр ыле
несогласно залегаю¬
щими породами мелового
возраста. К Ю от островов Л.- М . п
(в районе 49° с. ш., 2,5° з. д.) драгированием обнаружен
слой эоценового известняка, несогласно залегающего на
кристаллических породах.
Карта западной части Л. -М . п. и подходов к ней (по
Уиттарду) состав лена
по результатам систематического
отбора образцов по сетке станций с интервалами 10 миль
и менее. Структура синклинальная с небольшими
вторич¬
ными складками. Геологическая последовательность слоев
о сад ков
неполная:
наблюдаются несогласия в подошве
девонского красного песчаника, в основании слоев
осад¬
ков
верхнего мела,
палеогена,
плиоцена и
современных
отложений.
До настоящего времени отбор образцов производился
в
ограниченном районе, лишь до 7,5° з. д .; был обнаружен
район, покрытый поверхностными осадками. На матери¬
ковом склоне в районе к ЮЗ от Л.-М. п. на
глубинах от
900 до 2500 м обнаружены третичные породы. Предпола¬
гается, что в этом месте должно быть их обнажение. Между
районом, изображенным на рис. 2, и материковым склоном
мощность третичных осадков увеличивается.
Предполагается, что в западной части Л.- М. п .
рас¬
полагалась впадина, в
которой в течение
триаса накапли¬
вались осадки.
Но помимо этого предположения нет дан¬
ных, свидетельствующих'о существовании Л. -М . п . до
третичного периода. По-видимому, он образовался в ре¬
зультате складкообразования и прогибания земной коры,
возможно,
в
послеэоценовую эпоху, соЦровождавшихся
эрозией третичных пород и в меньшей степени более древ¬
них пород.
Донные осадки. Во многих местах Л. - М . п .
ударной
трубкой могут быть подняты коренные породы, так как
толщина слоя донных поверхностных осадков не превышает
нескольких
сантиметров. Отсутствие постоянной
акку¬
муляции является результатом деятельности приливных
течений, скорость которых на протяжении всего Л. - М. п .
достигает 1,5 узла, а в некоторых местах во время сизи¬
гийных приливов и 3 узлов. Осадки, которые обнаружены
в Л. -М . п., делятся на два вида. Первый вид —
галька,
слишком крупный материал для того, чтобы он мог быть
перемещен
существующими
течениями,
второй вид
—
грубозернистые осадки, которые переносятся приливными
течениями. Галька характерна для района, прилегающего
к
побережью Франции, между о. Уэссан (Ушант) и м. Аг
(рис. 3), но она была также обнаружена и во многих дру¬
гих местах.
247

ЛА-МАНШ
Рис. 1 . Геологическая карта восточной час ти прол.
Ла-Манш (по Кинг, 1954). Обнажение пород спроектиро¬
вано на плоскость на 30 м ниже уровня моря.
1 —третичные отложения; 2 — меловые
отложения; 3 —домеловые отложения;
4 —юра; 5 — девонские
красные песчаники; 6 —
древние породы.
5
4
3
50
50
49
*.;:*:**:*'.:
’л пеС°***.*:((::V|
.Л-“■'!>—
"
/>>у
^
V/
//ур*/
Г
Л//
V\
.
.
49
5
4
3
Рис. 2. Геологическая карта западной части прол. Ла-Манш и
район, прилегающий к нему на 3 (по Уиттарду, 1962).
/—
плиоцен; 2 —
палеоген; 3 —
верхний мел; 4 —
юра;5—
девонские
кра сн ые
песчаники;
6—
метаморфический слой;
7е-
гранит; 8 —
девон; 9 — фонолит.,
Рис. 3 . Карта четвертичных отложений в западной части прол.
Ла-Манш (по Буайру, 1961). Галька встречается в песчаных рай¬
онах, а в районах, показанных точками, ее содержание состав¬
ляет от 10 до 50% общего объема пробы.

ЛА-МАНШ
Галька часто хорошо окатана и,
по-видимому,
под
действием волн еще с плейстоцена находится в своем те¬
перешнем положении. Второй вид осадков, по-видимому,
представлен мелкозернистым песком,
который
образо¬
вался в результате разрушения верхнемеловых пород.
Кроме того, в песке присутствуют обломки палеозойских
пород, принесенные с суши. Кварцевый песок встречается
в районе к Ю от девонского и корнуоллского побережий,
и, возможно, образовался в результате разрушения под¬
водных выходов «нового красного песчаника». В других
местах песчанистые осадки состоят из раздробленных ра¬
кушек и мшанок. Ил встречается только на нескольких
небольших участках вблизи побережья.
Страйд (1965) делает вывод, что перенос осадков в во¬
сточной части Л. -М . п. происходит преимущественно в во¬
сточном направлении, а в западной — в западном, причем
линия раздела проходит приблизительно по 2° з. д. Еже¬
годно через прол. Па-де-Кале в Северное море поступает
около 600 м3 песка. Считают, что песок перемещается далее
на 3, к краю материковой отмели.
Песчаные гряды не
встречаются
к В от[линии, проходящей по 3° з. д .; западнее
этой линии они есть и перемещаются в западном направле¬
нии. Песчаные банки в Л. - М. п .
отсутс твуют, з а исключе¬
нием самой восточной его части.
Донные осадки в западном районе мало известны. На
карте указаны
песок и
ракушечник, гравий также встре¬
чается, особенно на внешней части шельфа.
Д. Т. ДОНОВАН
Рис. 4 . Распределение температуры поверхностного слоя Ла-
Манша в период с 1903 по 1927 г. в феврале и августе (по Дж.
Р. Ламби, 1935).
Гидрологический режим. Климат района Л.- М . п .
ум е¬
ренный: ветрено, облачно, дождливо. Зимой вся толща
воды перемещается
к В, в то время как летом, по-види¬
мому, существует перемещение поверхностных вод от бе¬
рега и глубинных вод к берегу.
Для всего района Л. - М. п. Ламби (1935) определил
среднюю температуру и среднюю соленость за период
1903—1927 гг.; его карты за февраль и август представ¬
ленынарис.4и5.
С тех пор средняя годовая температура поверхност¬
ного слоя Л. - М . п. повысилась почти на 1,2° С. Соленость
достигает максимума, а температура становится минималь¬
ной в конце зимы (35,3°/00, 9—10° С в западной части
и
6—6,5° С в восточной). Летом соленость снижается на
0,1—0,5°/00, температура поверхностного слоя достигает
15—17° С. Наблюдаются значительные межгодовые коле¬
бания. Восточнее меридиана 2° з. из-за сильного прилив¬
ного перемешивания по вертикали вода остается гомо-
халинной и гомотермической в течение всего года, тогда
как западнее образуется значительный термоклин и тем¬
пература в придонном слое не превышает 10—11° С.
Летние штормы разрушают этот термоклин. Из-за
технических трудностей важный район островов Л. - М . п .
был мало изучен.
В прол. Олдерней скорость сизигийного приливного
течения достигает 9,7 узла. Оно несет в восточную часть
Л. - М. п. большое количество воды, которая насыщается
биогенными элементами в перемешанных водах среди Нор¬
мандских о-вов.
249

ЛАПТЕВЫХ
Воды Атлантики попадают в Северное море через
Л.-М. п. и Па-де-Кале, хотя это направление течения мо¬
жет измениться
на обратное благодаря ветрам, дующим
из Северного моря. Осенью, зимой и весной вода п оступ ает
главным образом с 3 или СЗ, но летом вода поступает
с ЮЗ, из района расположения слоя температурного скачка.
По-видимому, посредством струйных течений, суще¬
ствующих вокруг м.
Ленус-Энд и о. Уэссан, происходит
бычи рыбы. Считают, что эти изменения происходят под
влиянием стока холодной арктической воды над Фарерско-
Исландским порогом в Атлантику, где последующие из¬
менения в
концентрации биогенов в восходящих потоках
воды в восточной части Северной Атлантики воздействуют
на воду, которая пополняет воды Л. - М . п .
Л. X. И. КУПЕР
Рис. 6. Циркуляция в прол. Ла-Манш в конце зимы и в конце лета (по Дитриху, 1950).
1 «* летом
(сентябрь); 2
зимой (март).
обмен значительным количеством воды с соседними морями,
но этот
процесс обмена был мало изучен. Дитрих (1950)
обратил внимание на аномальный
тепловой
бюджет
Л.-М.
п.
и
предположил систему течений (рис. 6); это
предположение в
основном совпадает с мнением ученых
Плимутской лаборатории.
Наблюдаются большие изме¬
нения среднего состояния течения.
Гидрохимия. В
тече ние
40-летнего
периода
ежемесячно, с редкими перерывами, велись наблюдения на
стандартной станции (50° 04' с. ш .,
4° 22' з. д.) . Особенное
внимание
уделялось исследованию
с езон ных
колебаний
содержания фосфора, азота, кремния, железа и редких
металлов, имеющих биологическое значение. Определены
глубины максимального содержания биогенных элементов
зимой, поглощение их растениями весной и
мин имум
ко н¬
центрации питательных веществ летом. В течение многих
лет считали, что станция представляет обширную доста¬
точно однородную водную массу, занимающую западную
часть Л.-М. п.,
так что она достаточно репрезентативна.
Однако, поскольку вокруг станции наблюдаются резко
отличающиеся водные массы, приливные течения и дрей¬
фовое течение могут приносить
в район наблюдений воды
с различными характеристиками.
Многие из прежних вы¬
водов, сделанных на основе данных одной станции, теперь
пересматриваются, поэтому они здесь не приводятся.
Л.-М.
п.
не богат питательными веществами
из-за
неблагоприятного распределения биогенных элементов при
водообмене. В течение 1920 г. зимний максимум содержа¬
ния фосфатов находился в пределах 0,7 мг/л, но к 1931 г.
он снизился приблизительно до 0,45—0,5 мг/л и с тех пор
оставался на низком уровне. Снижение содержания фосфа¬
тов сопровождалось изменением продуктивности и до-
ЛАПТЕВЫХ МОРЕ*
Л. м.
—
окраинное море Северного Ледовитого океана,
открытое в сторону Арктического бассейна. Расположено
между побережьем Сибири, п -овом Таймыр, о-вами Север¬
ная Земля и Новосибирскими.
Западная граница Л. м .
проходит по восточным бере¬
гам о -вов Северная Земля от м.
Арктический (81° 16' с. ш . ,
95° 43' в. д.) до юго-восточного мыса о. Комсомолец, через
прол.
Красной Армии до м. Ворошилова (80° 10' с. ш. ,
97° 44' в. д.) о. Октябрьской Революции, по восточному
берегу о. Октябрьской Революции до м. Анучина, через
прол. Шокальского до м. Песчаный (79° 25' с. ш ., 102° 27'
в. д.) о. Большевик, по восточному берегу о. Большевик
до м. Вайгач, восточной границе прол. Вилькицкого и да¬
лее по материковому берегу до вершины Хатангского зал.;
северная граница
—
от
м. Арктического до точки пере¬
сечения меридиана северной оконечности о.
Котельный
м. Анисий (76° 12' с. ш., 139° 00' в. д.) с
кр аем
матери¬
ковой отмели (79°
с. ш.,
139° в. д.); восточная граница
—
от точки с координатами 79° 00' с. ш.,
139° 00' в. д. до
м. Анисий, далее по западным берегам о-вов
Котельный,
Малый Ляховский и Большой Ляховский и по западным
границам проливов Санникова и Дм. Лаптева; южная
граница
—
материковый берег от м. Св. Нос (72° 53' с. ш .,
140° 42' в. д.) до вершины Хатангского зал.
*
По просьбе издательства статья Лаптевых море для рус¬
ского издания Энциклопедии составлена сотрудниками ДАНИИ
с учетом новейших данных по морим Арктического бассейна.
250

ЛАПТЕВЫХ
На3Л. м.
проливами Вилькицкого, Шокальского и
Красной Армии соединяется с Карским морем, на В про¬
ливами Дм. Лаптева, Этерикан и Санникова — с
Во¬
сточно-Сибирским морем. Л.
м.
(прежние названия
Сибирское, Норденшельда) названо так в 1935 г. в честь
русских исследователей Севера братьев Харитона и Дми¬
трия Лаптевых, которые первыми нанесли на карту
береговую линию моря (1735—1740 гг.). Площадь Л. м .
около
672 тыс.
км2, объем 363 тыс.
км3, средняя глу¬
бина 540 м, наибольшая глубина 2980 м.
Наиболь¬
шая
протяженность Л.
м.
с
ЮВнаСЗмежду71и
82° с. ш. 1300 км. Длина береговой линии 7523 км, из них
вдоль
материка 5254 км, вдоль побережья его о-вов
2269 км.
Крупнейшие заливы —
Хатангский, Оленёкский,
губа Буорхая и др.
В Л. м . впадает множество рек, годовой сток которых
около 730 км3 (р. Лена дает 77% материкового стока).
Некоторые реки образуют обширные дельты. В Л . м .
не¬
сколько
десятков островов общей площадью 5900 км2.
Большая часть островов находится в западной части Л. м.
Острова разнообразны по происхождению и ландшафту.
Многочисленные ледники Северной Земли (общая пло¬
щадь оледенения 16 900 км2), спускающиеся в Л.
м.
вдоль
И-образных
долин,
продуцируют
айсберги.
Высокое содержание льда в толще пород четвертичного
возраста, слагающих южное побережье Л. м., способствует
усилению процесса абразии в этом районе, что приводит
к
формированию берегов термоабразионного типа.
Ско¬
рость разрушения берегов иногда достигает 30—40 м/год
при среднем значении 5 м/год.
Таяние льда и волноприбойный процесс сильно уско¬
ряют денудацию берегов Л. м.
и иногда приводят к уни¬
чтожению небольших
островов.
Например,
открытые
в 1815 г. о-ва Семеновский и Васильевский (74° 12' с.
ш.,
133° 20' в.
д.), по описанию П. Ф . Анжу (1823), имели длину
около 4 и 8 миль соответственно. В 1912 г., по измерениям
гидрографической экспедиции Северного Ледовитого оке¬
ана на «Вайгаче», длина их была 2,5 и 1,5 мили. В 1936 г.
экспедиция на судне «Хронометр» произвела съемку о. Се¬
меновского, длина которого оказалась равной 2 км и ши¬
рина 0,5 км, а наибольшая высота 24,4 м. Обнаружить
о. Васильевский не удалось. В 1950 г. во время ледовой
авиаразведки Я- Я- Гаккель на месте о. Семеновского обна¬
ружил торчащий из воды земляной холм и песчаную косу
в
форме полумесяца. А в 1956 г. на этом месте Я. П. Коб¬
ленц увидел
лишь
осушную банку размером 40 X 20 м.
В обнажающихся под действием эрозии слоях льда на¬
ходят многочисленные остатки животных доледникового
периода. Берег в прол. Дм. Лаптева назван Мамонтовым
берегом, так как четвертичная толща изобилует остатками
этих вымерших животных.
Как показали исследования, в современную эпоху
материковое побережье Л. м . поднимается. Относительная
скорость изостатического поднятия увеличивается с 3 на
В от +2,2 мм/год в зал.
Булункан (бухта Тикси) до
+6,7 мм/год у м.
Шалаурова.
Геологическое прошлое Л. м . тесно связано с историей
развития Северного Ледовитого океана, что и определило
структуру его ложа и берегов. Архипелаг Северная Земля
является продолжением палеозойской и мезозойской склад¬
чатости п-ова
Таймыр, а Новосибирские о-ва в большей
своей части являются продолжением мезозойской и кайно¬
зойской складчатости Верхоянского хребта. Главнейшие
особенности рельефа дна Л. м.
определились поздненеоге¬
новыми —
раннеплейстоценовыми
те ктоническими
раз¬
рывами. В процессе геологического
развития Л. м. неодно¬
кратно подвергалось трансгрессии и
регрессии. Древние
эрозионные формы рельефа дна
были сформированы
в конце плиоцена—начале плейстоцена при относительном
пониж ении
уровня моря (на 400 - 500 м ниже современного
уровня). В этот период береговая линия располагалась
на месте
верхнего края материкового склона.
В начале
верхнего плейстоцена уровень моря был на 80—100 м
выше
современного. Позднее он начал
постепенно пони¬
жаться
и
достиг положения,
близко го
к
современному,
в
период сартанского горнодолинного оледенения, т. е .
20 тыс. лет назад.
Рельеф дна и донные осадки. По своему рельефу Л. м.
—
батиальная равнина, пологая в его южной части и круто
обрывающаяся к ложу океана. Глубины менее 100 м за¬
нимают около 70%, а более 1000 м
—
18% площади Л. м.
Рельеф дна южной (шельфовой) части Л. м. очень слож¬
ный; здесь наблюдаются многочисленные депрессии эро¬
зионного и тектонического происхождения, продолжения
подводных русел современных рек,
а также мелководья
и
банки.
Материковый склон прорезан глубоководным
желобом Садко, который на С переходит в котловину Нан¬
сена. В мелководных районах Л.
м.
осадки
со стоят
из
песка и ила, иногда с добавлением гальки и валунов.
На
больших глубинах наблюдаются илы.
На осадкообразо¬
вание в
прибрежной зоне Л. м . большое влияние оказы¬
вают рек и,
в особенности Лена (11,3 млн. т взвешенных
наносов в год) и Яна (6,2 млн. т взвешенных наносов в год).
Намыв осадков и эрозия берегов способствуют тому, что
скорость осадкообразования в прибрежной зоне может
достигать 25 см/год. В восточной части Л. м . под слоем
осадков нередко встречается реликтовый лед.
Климат. По климату Л. м . одно из самых
суровых
арктических морей. Около 3 месяцев на Ю и 4 месяцев на С
продолжается полярная ночь.
Температуры воздуха -ниже
нуля сохраняются
в
северной части Л. м. около 11 меся¬
цев,
в
южной 9 месяцев.
Средняя температура воздуха
самого холодного месяца (января) —31, —34° С, средняя
м иним альн ая
—54°С,
абсолютный
минимум —61° С.
Средние скорости ветра в январе от 3—4 м/с в южной
части до 5—6 м/с в северной части Л. м .; наибольшая ско¬
рость ветра 49 м/с.
Весной (главным образом в апреле) продолжительность
солнечного сияния достигает 250 ч в месяц (почти в 2 раза
больше, чем в Москве). Суммарная радиация на побережье
Л. м. в апреле 8—11 ккал/см2, в мае
14—16 ккал/см2,
однако положительным радиационный баланс становится
лишь в мае [1—2 ккал/(см2-месяц)].
Средняя температура воздуха в апреле —19,2° С на
ЮЛ.м.и
—20,8°С наС, в мае —7
и —9° С соответст¬
венн о.
Устойчи вый
переход температур воздуха через нуль
к положительным значениям осуществляется в первой де¬
к аде июня.
25% годовой величины солнечной рад и ац и и
акватория Л. м .
получает в июне.
Средняя температура воздуха самого теплого месяца
(июль) на С 1° С, на Ю и на побережье моря 5—7° С; макси¬
мальная
температура воздуха 22—24° С, минимальная —4,
—1° С соответственно.
Число дней с морозами в июле на С 25, на Ю 6.
Переход от средних суточных значений к
о триц ател ь¬
ным значениям на С осуществляется в первой декаде сен¬
тября, на Ю
—
во
второй.
Средняя температура воздуха в сентябре на С —1,6° С,
на Ю 1,5° С, а в октябре соответственно
—10,5 и —
11,9° С.
Гидрологический режим Л. м .
определяется прежде
всего тем, что большую часть года акватория его покрыта
льдом. Ледообразование начинается в сентябре на С Л. м.
ив
октябре на Ю .
Л. м . отличается низкими
температурами воды. Зимой
температура подледного слоя воды порядка —0,8° С в юго-
восточной части Л. м . и около —1,8° С в северной. На глу¬
бинахот25до100м
температуры воды от —1,6 до —1,8° С.
251

ЛАПТЕВЫХ
Рыс. 1 . Распределение элементов гидрологического
режима.
I«
температура (°С); 2 = циркуляция вод.
В глубоководную част ь Л. м. Арктического бассейна по ¬
ступают относительно теплые атлантические воды с тем¬
пературой до 1,5° С (на глубине 250—300 м). Ниже слоя
атлантических вод до дна температура порядка —0,8° С
Прогрев вод Л. м. начинается в районах устьев рек. По
данным Антонова, тепловой сток рек
в Л. м . составляет
3120 • 1012 ккал (62% теплового стока в июне—июле,
25% в августе). Тепло, приносимое речными водами, спо¬
собствует взлому припая и очищению ото льда приустьевых
участков и образованию приустьевых разрежений. Под
влиянием солнечной радиации приустьевые разрежения,
252
так же как и заприпайные полыньи, становятся центрами
таяния льда и прогрева вод Л. м.
Летом в очищающихся ото льда районах тонкий слой
поверхностных вод прогревается до 8—10° С в бухтах,
губах и заливах. Воды западной части Л. м .,
разбавлен¬
ные
принесенными Таймырским течением холодными во¬
дами
Арктического бассейна,
холоднее
вод восточной
части, где распространяется большая часть вод матери¬
кового стока. Если в восточной части Л. м.
температура
воды может достигать 4—6° С, то в западной части она
не
превышает 2—3° С. В северной части Л. м . и вблизи

ЛЕД
кромки льдов температуры воды повышаются до 0—1° С
(рис. 1).
На соленость вод Л. м. сильное влияние оказывает
таяние
льдов (в северной части) и сток рек,
который
в течение года мог бы образовать на всей площади Л. м.
слой пресных вод толщиной 135 см (второй по толщине
в Мировом океане после Карского моря).
Поверхностные течения образуют циклонический кру¬
говорот вод. Вдоль берегов материка воды переносятся
с 3 на В. На В прибрежный поток усиливается Ленским
течением. Большая часть его отклоняется на С и СЗ в виде
Новосибирского течения, а меньшая часть через прол.
Санникова проникает в Восточно-Сибирское море. У се¬
верной оконечности арх. Северная Земля от Трансаркти¬
ческого течения ответвляется Восточно-Таймырское тече¬
ние, которое спускается на Ю вдоль восточных берегов
Северной Земли и п-ова Таймыр.
Приливная волна посту па ет
вЛ.м.сСизАрктиче¬
ского бассейна. Приливы преимущественно полусуточные,
величина прилива в среднем около 0,5 м. Сгонно-нагон¬
ные колебания уровня в губах и заливах,
как правило,
не превышают 2,5 м.
Л. м.
—
ч а с т ь тр асс ы Северного морского пути; глав¬
ный порт—'Тикси. В грузоперевозках наибольший удель¬
ный вес имеют лес, стройматериалы, пушнина. Развито
каботажное плавание и перегон леса плотами.
Биология. Фауна и флора Л. м.
являются
типично
арктическими. Фитопланктон представлен морскими диа¬
томовыми водорослями и диатомовыми водорослями рас-
пресненн ых
вод.
Наибол ее
широко распространенными
видами зоопланктона здесь являются планктонные мор¬
ские
инфузории, коловратки, копеподы
и
амфиподы.
Бентосные организмы включают фораминиферы, много-
щетинковых червей, изоподы, мшанки и моллюски. Рыбы
представлены сибирским сигом,
арктическим
гольцом,
омулем, нельмой, осетром и т. д.
Из млекопитающих водятся моржи, тюлени и
белуха.
На ледяных островах и больших ледяных полях в откры¬
том
море живут полярные медведи. Вблизи побережий
обитают колонии
морских
чаек.
Е. Г . НИКИФОРОВ, В. В.
ПАНОВ,
А. О. ШПАЙХЕР
См . так же Баренцево море; Восточно-Сибирское море;
Карское море; Северный Ледовитый океан; Чукотское море.
ЛЕД МОРСКОЙ
Л. м.
—
лед, образовавшийся при замерзании мор¬
ской воды (это определение не распространяется на айс¬
берги и другие формы материкового льда). Обычная мор¬
ская вода соленостью (5) 35°/00 замерзает при темпера¬
туре—1,9° С. В отличие от пресной воды, которая имеет
максимальную плотность при температуре +4° С, тем¬
пература наибольшей плотности морской воды зависит
от ее солености. При 5 ►> 24,7°/00 температура наиболь¬
шей плотности ниже
температуры замерзания.
Поэтому
конвекция, обусловленная охлаждением у поверхности,
может достигать значительной глубины (в зависимости
от
существующей ранее стратификации плотности); кон ¬
векция продолжается до тех пор, пока происходит рост
Л. м. О т первоначальной стадии замерзших кристаллов
и
шуги, состоящей
из плавающих
иголок и
пластин,
Л. м. растет до сплошных неровных
столбчатых пластин
(шириной 0,05—0,1 см) и кристаллов,
оптические оси ко¬
торых (с-оси) расположены преимущественно горизон¬
тально.
Исключительно низкая растворимость
солей
в Л. м. вызывает их выделение между кристаллами Л. м .
Таким образом, между растущими пластинами образуются
включения рассола. Поскольку теплопроводность Л. м .
примерно в 4 раза больше теплопроводности рассола,
кристаллы, у которых с-оси горизонтальны (пластины
вертикальны), могут проводить больше тепла, и, следо¬
вательно, их скорость роста выше. Возможно, именно
таким является механизм образования Л. м ., обусловли¬
вающий наблюдаемую его ориентацию. В соответствии
с
другим объяснением механизма образования
Л. м.,
рост Л. м . происходит быстрее в направлении базисной
плоскости (в соответствии с молекулярной кинетикой),
что приводит к выклиниванию кристаллов, ориентиро¬
ванных в другом направлении.
Состав рассола не изменяется, пока он находится
между кристаллами Л. м . Концентрация рассола (обычно
равновесная по фазе с окружающим чистым Л. м.)
яв¬
ляется лишь
функцией температуры Л. м. Поэтому про¬
центное содержание объема рассола
вЛ.м.
—
это функ¬
ция его солености (обычно выражается в граммах соли
на1000гЛ.м.)
и
температуры (табл. 1).
Начальная соленость Л. м . , образовавшегося в есте¬
ственных условиях,
меняется в
пределах от 20 до 2°/00;
чем быстрее происходит замерзание, тем солонее Л. м.
Большая часть Л. м. имеет соленость 2—4°/0о- С момента
образования Л. м.
начинается
процесс
его оп ресн ения .
Соленость многолетних Л. м.
у поверхности обычно
ме¬
нее
0,5°/00. Гравитационный сток, приток пресной воды,
образовавшейся при снеготаянии, и в меньшей степени
движение в сторону более теплой поверхности Л. м. по¬
лостей с рассолом как результат градиента концентрации
рассола внутри Л. м. снижают содержание соли в Л. м .
Физические особенности естественного опреснения Л. м.
до конца еще не выяснены.1
Различное содержание рассола в Л. м. обусловливает
зависимость всех физических свойств Л. м. от
температуры,
особенно нулевой, при которой объем рассола меняется
наиболее быстро (см. табл. 1).
Скорость роста Л. м.
в
первую очередь зависит от
температуры
поверхности,
толщины
снежного
покр ова
и турбулентного потока тепла в подстилающем слое воды.
Полуэмпирическая формула для региональных условий
Арктики (по Зубову, 1943) следующая: Н = —25 +
+ V(25+ /г0)2+ 8А77,
где Н0—
начальная
толщина
Л. м.,
всм;Н—
конечная толщина Л. м.,
всм;АР—
сумма градусо-дней мороза рассматриваемого временного
периода.
В Арктике (АР
=
7000-т 8000 в год) сезонный ледя¬
ной покров (Н0 = 0 в конце августа) примерно 2 м. Абля¬
ция с поверхности происходит с июня по август, величина
ее составляет 30—50 см Л. м . (плюс примерно 40 см снега,
плотность которого —0,35 г/см3). Абляция с нижней по¬
верхности Л. м.
происходит только тогда,
ко гда турбу¬
лентный поток тепла в океане,
направленный вверх,
больше, чем поток тепла за счет
теплопров одности Л . м.,
также
направленный вверх. Это обычно наблюдается
с август а
по
октябрь, когда толщина Л. м.
снизу умень¬
шается на 10—20 см. Когда годовой прирост Л. м . равен
абляции, считается, что Л. м . достиг равновесной тол¬
щины (в Арктике это примерно 3—4 м за 5—8 лет).
В Антарктике
многолетние
Л.
м.
встреч аются
только в
мор е Уэдделла, они же образуют узкую полоску
253

ЛЕД
Таблица 1. Некоторые физические характеристики морского
льда и морской воды (по различным источникам)
Характеристика
Величина
Морская вода
Температура замерзания Тх,°С
Гт= -0,055<5а,-
соленость морской воды)
0,00139
Теплопроводность, кал/(см*с*°С)
(при 0° С и 35°/оо)
Коэффициент
диффузии
для
ЫаС1 (при 0° С и 35°/оо)
Начальное выпадение в осадок:
0,0000068
Ыа2$04* 10Н2О
при —8,2° С
ЫаС1 • 2НгО
при —22,9° С
М&С12* 12Н20
при —36,0° С
Морской лед
Плотность, г/см3
0,89
—
0,93
0,004565. \
7
*-) -0,917
(Уа
—
см8 воздуха/ЮООсм3
льда)
Объем рассола Ув°/0о
V»-555/Т
0,000255,
к=
0,00486 Н
(5^—соленость морского льда)
4,15,
С,
~
0.5 +
-уг1
Теплопроводность к,
кал/(см* с* ° С)
Удельная
теплоемкость
с^
кал/(г*°С)
Прочность
на
растяжение,
дин/см2:
приТ=—8,
—25° С
и
5/<
< Ю°/оо
1—
1,7* 10»
при0°С
~
0
Прочность на сдвиг
Несколько
меньше
прочно¬
сти на растяжение
Прочность на сжатие, дин/см2
Порядка 108
Модуль Юнга Е, дин/см2 при
—
20° С
Е=
(9,75
—
0,2425^.)*
1010
Коэффициент Пуассона
Скорость
продольной
волны,
м/с:
-
0,35
при —2° С
2 800
при —15° С
Скорость
поперечной
волны,
м/с:
3 500
при —2° С
1 550
при —15° С
1 850
Удельное сопротивление (элек¬
трическое), Ом*м, при Т от —1
до -30° С
25—25 000
Инфракрасная
излучательная
способность
Отражательная
способность
(альбедо) для видимого света:
0,99
шуга
0.2
чистая
поверхность льда толщи¬
ной 5—10см
0со1
р
то же,
>50 см
0,5 —0,6
снежницы талой воды
0,2 —0,3
суммарная за лето (чистый лед
и
снежницы)
0,5
суммарная за зиму (лед, покры¬
тый снегом)
0,85
Коэффициент поглощения
видимого света, см-1
Параметры гидродинамической
шероховатости, см:
0,05-0,015
верхней поверхности
0,02
нижней поверхности
2
вокруг материка. Большая часть антарктических Л. м .
имеет сезонный характер и достигает толщины около 150 см
в октябре
—
ноябре.
Средняя минимальная и максимальная площади ле¬
дяного покро ва
в
Арктике и Антарктике осенью и весной
Рис.
1. Средние границы морских льдов осенью и весной в Арк¬
тике и Антарктике. Стрелки указывают генеральное направле¬
ние дрейфа. Рассчитанный вынос льда на Ю через пролив между
Гренландией и Шпицбергеном равен 3000 км3/год.
показ аны на ри с.
1. Стрелки на рис.
1 указывают сред¬
ний годовой дрейф Л. м .
Вследствие особенностей рас¬
пределения суши и моря меридиональный обмен тепла
как в атмосфере, так и в океане более интенсивный в Ан¬
тарктике. Это находит отражение и в годовом колебании
общего количества Л. м. (табл. 2).
По сравнению с объ е мо м Антарктического и Грен¬
ландского ледяных щитов объем Л. м . на Земле незначи-
254

ЛЕД
Таблица 2. Рассчитанные величины массы
арктических и антарктических морских льдов
Средняя
толщина,
м
Площадь
в
конце
лета,
км2
Площадь
в конце зимы,
км2
Г одо вые
изменения,
объема
км3
Арктика
Антарктика
3—4
О
О
6>
^
12* 10е
20- 10е
9- 103
23* 103
Средняя суммарная масса морских льдов на Земле 4—5* 102 км3.
Общее количество замерзшей (растаявшей) воды за каждый год
3- 10* км3.
телен. Но коренные изменения отражательной способ¬
ности земной поверхности при замерзании океанов (от
0,05—0,1 до 0,8) делают Л. м . важным фактором, который
влияет на обмен энергией между океаном и атмосферой.
Границы Л. м .
в высшей степени изменчивы.
В Норвеж¬
ском и Гренландском морях кромка льдов довольно часто
ной силой ветра и в меньшей степени влиянием океаниче¬
ских течений. Если р и к обозначают плотность и толщину
Л.м.,аV—
скорость дрейфа, общее уравнение движения
можно записать как
рк (11)1(11 =
Та “I- Тдо ”|- О *■{** В.
О,
гдетаихт
—
силы трения воздуха и воды о лед; Е> —
сила
Кориолиса; Я —
силы, возникающие в результате
давления соседних ледяных полей; О — сила градиента
давления, обусловленная наклоном морской поверхности,
по которой движется Л. м .
Решить уравнение даже для устойчивого состояния —
задача довольно
сложная:
о=
Та+ Тцу4~ О+/?-}- О.
Скорость дрейфа Л. м. с ост авл яет
1/50 от скор ос ти
ветра у поверхности земли (2 м), и дрейф направлен вправо
от вектора ветра (и влево в южном полушарии) на
угол
45°,
или
почти
параллельно герстрофическому ветру.3
Н. УНТЕРШТЕЙНЕР
Рис. 2 . Температура льда равновесной толщины в Центральной Арктике (по Унтерштейнеру, 1964). Лед свобо¬
ден от снежного покрова с середины июня по конец августа. За период с сентября по май выпадает 40 см снега.
Поскольку начало координат совмещено с верхней поверхностью льда, все изменения в его толщине приурочены
к нижней поверхности. Уменьшение толщины льда в июле и августе фактически связано с абляцией верхней
поверхности.
смещается от года к
годуна300кмкСиликЮотсреднего
положения.
Температура Л. м .
зависит от температуры замерза¬
ния
морской воды, толщины и тепловых свойств Л. м .
и от обмена теплом с атмосферой у верхней поверхности.
Для Арктики имеется достаточное
количество
данных,
необходимых для подсчета среднего годового поля тем¬
пературы Л. м .
равновесной толщины,
как
показано
на рис. 2.
Естественные поля Л. м. находятся почти в постоян¬
ном движении, при этом образуются трещины, разводья,
торосы и гряды торосов.2 Общая схема движения, показан¬
ная на рис. 1, обусловлена в первую очередь тангенциаль-
Прим. ред.1 Более подробно строение, состав и физи¬
ческие свойства Л. м.
изложены в
монографиях: С а
-
вельев
Б. А . Строение, состав и свойства ледяного
покрова морских и пресных
водоемов.
М.,
Изд. МГУ,
1963; Песчанский И. С . Ледоведение и ледотех-
ника.
Изд. 2-е . Л., Гидрометеокздат, 1967.
2
См. ВолковН. А .,Трешников А. Ф . О но¬
вой Международной номенклатуре морских льдов.
—
«Проблемы Арктики и Антарктики», 1969, вып. 3 2, с. 1 3 2—
135.
3
Подробноодрейфельдовсм. 3убовН.Н.Льды
Арктики. М., изд. и тип . Главсевморпути, 1945.
255

ЛИТОРАЛЬНАЯ
ЛИТОРАЛЬНАЯ ЗОНА (И ТИПЫ ОСАДКОВ)
Термин «Л. з .»
(от лат.
ШогаНз —
береговой, при¬
брежный) был введен Форбсом и Хэнли (1853). Л . з.
—
зона морского дна, осущающаяся во время отлива. С этим
опр еде лен ием
согласуются
ин терпр етаци и
Л. з.
Туен-
хофеля (1926, 1950), Кьюнена (1950) и Уеллера (1960).
Однако Грабо (1924), Хедгней и Свердруп (1957), Джон¬
сон и Флеминг (1942) понимают термин Л. з .
шире, о пре¬
деляя им
зону
от высшего уровня воды во время прилива
до края материковой отмели. Они подразделяют эту зону
на две подзоны, для которых применяют термины «верх¬
няя литораль» и «сублитораль». Термин «верхняя лито¬
раль» относится к волноприбойной полосе береговой от¬
мели, расположенной между уровнем воды в самый вы¬
сокий прилив
и самый низкий отлив, термин «сублито¬
раль»
—
к
полосе
материковой отмели,
расположенной
между уровнем воды в самый низкий отлив и краем шельфа.
В соответствии с происходящими в океане процессами
термин «Л. з .» может относиться
к зоне морского дн а,
где донные осадки и
организмы подвержены действию при¬
ливов и отливов, прибрежных течений, постоянных или
периодических
сгонно-н агонных
явлений
и
волнового
прибоя. Верхний предел распространения такой зоны
будет превосходить величину прилива, нижний предел
будет примерно на 5—10 м ниже
уровня малой воды, с не¬
которыми колебаниями в зависимости от интенсивности
волнения.
Кроме вышеуказанных процессов, на форму
аккумуляции осадков и плотность органической популя¬
ции в Л. з. оказывают влияние
географическое положе¬
ние, климат и тип
субстрата.
Ниже рассмотрены некоторые типы Л . з .:
коралло¬
в ы е рифы, скалистые берега, песчаные берега и баровые
заливы.
Коралловые рифы. Высокая температура воды в тро¬
пических
морях способствует усилению жизнедеятель¬
ности организмов и, следовательно, увеличению осажде¬
ния карбоната кальция, в результате чего на мелководье
многих тропических морей образуются коралловые рифы.
Рифы тропических морей можно определить как биогерму,
в
которой наиболее ярко выраженной компонентой яв¬
ляется
герматипный коралл, что позволяет легко отли¬
чить
Л. з.
тропических морей от Л. з .
других типов.
Если организмы Л. з. попадают в условия, отличаю¬
щиеся от условий в Л. з., или же если изменяются усло¬
вия жизни в самих Л. з. (температура, соленость, интен¬
сивность перемешивания и адвекция течений), они быстро
гибнут. Исходя из вышеуказанных экологических пара¬
метров естественной среды, представляется возможным
дать в общих чертах характеристику образования и роста
коралловых рифов несмотря на то, что коралловые рифы
Атлантического океана (Мексиканский зал.)
и
Тихого
и Индийского океанов отличаются друг от .друга. Уэллс
(1957) указывал, что лучше всего коралловые рифы раз¬
виваются там, где средняя годовая температура воды
примерно 23—25° С, ограничивая, таким образом, рифо¬
вые фации широтами 20° южнее и севернее экватора, за
исключением районов, по которым проходят такие теп¬
лые меридиональные течения, как Гольфстрим и Куросио.
Важными факторами, имеющими большое значение для
образования коралловых рифов, являются
свет
(необ¬
ходим для поддержания фотосинтеза), кислород в окружаю¬
щих водах и осадки во взвешенном состоянии. Последние
две характеристики зависят от наличия течений в районе
образования рифов. Течения способствуют непрерывному
водообмену, который требуется для питания кораллов.
Кроме того, течения несут в районы рифов планктон.
Однако количество переносимого течениями суспензион¬
ного
материала должно быть
минимальны м,
чт обы
не
затруднять проникновение света.
25а
В физиографическом отношении Уэллс выделил сле¬
дующие элементы рельефа рифов (Индийский и Тихий
океаны): 1) склон рифов
—
направлен в сторону моря,'
погружен на глубину примерно до 15 м, покрыт в основ¬
ном
обломочным материалом
—
обломками коралловых
образований; 2) кромка рифов
—
содержит водорослевый
край и коралловые образования; 3) подошва рифов
—
подвергается действию суточных приливов, а также дей¬
ствию потоков, характеризующихся большими колеба¬
ниями рН, солености и содержания кислорода; 4) рифо¬
вые лагуны
—
развиваются там, где позволяют условия;
5) склон лагуны
—
характеризуется смещающимися осад¬
ками и очень небольшим количеством коралловых обра¬
зований; 6) выступы коралловых рифов
—
развиваются
в
пределах лагуны,
напоминают микроатоллы. Рифы
более глубоководной части Л. з . делятся на наветренные
и подветренные (соответственно расположению). Под¬
ветренные рифы отличаются от наветренных тем, что
имеют недостаточно развитый водорослевый край, более
крутой склон, четко выраженные каналы и более мощные
коралловые
образования. Эти особенности —
следствие
защищенности от действия штормовых волн. Благодаря
этим особенностям рост рифов здесь происходит беспре¬
рывно, а разрушаются они крайне редко.
Коралловые рифы Мексиканского зал. и о -вов Фло¬
рида-Кис Багамской группы отличаю тся
от индо-тихо¬
океанских рифов тем, что они имеют недостаточно разви¬
тые лагуны и водорослевый край. Кроме того, у рифов
о- вов
Флорида-Кис наиболее выраженные коралловые
образования наблюдаются с мористой стороны рифов.
Подобные коралловые образования характерны для рифов,
расположение которых способствует возникновению турбу¬
лентных
потоков,
ха рактер изующ ихся
большим коли¬
чеством осадочного материала во взвешенном состоянии
и высокой соленостью вследствие интенсивного испарения
в районах банок.
Осадки рифовых фаций имеют довол ьно одинаковый
состав.
Как установлено, основным их источником яв¬
ляютс я ос татк и орг аниз мов, жив ущих на мористой сто¬
роне рифов. Под действием волн коралловые образования
разрушаются и создается
обломочный м атер иал
—
один
из типов осадков рифовых фаций. В самой глубоковод¬
ной части Л. з.
могут находиться большие скопления из¬
вестняка
—
результат выветривания и абразии нависаю¬
щих уступов
и
испещренных (ячеистых) участков берегов.
Во время шторма такие скопления известняка могут быть
выброшены на рифовую отмель, где они создают островки
причудливой формы.
Осадки рифовой отмели состоят из обломков корал¬
лов, остатков водорослей и фораминифер (Ното1гета,
Сагреп1аг1а Сакаппа врепцкп, Маг^порога, *АтрЫ зк
§1па). Осадки коралловых пляжей состоят в основном из
фораминифер, причем процент их содержания увеличи¬
вается в сторону моря. В районах коралловых пляжей
встречаются обломки ЬИко1катп1оп (вследствие абразии
кромки рифов) и оолиты. Кроме того, в волноприбойной
полосе коралловых пляжей отмечаются небольшие коли¬
чества иглокожих, гастроподного ракушечника и обломки
мшанок. Осадки рифовых лагун в основном содержат фора-
миниферы, обломки НаИтейа, небольшие обломки
ко¬
раллов, призмы /посегатиз и глинистую
компоненту
абразированного ракушечного материала, составляющую
примерно 50%.
Скалистые берега. Многие скалистые берега
—
резуль¬
тат относительно
недавних тектонических
процессов,
таких, как складчатость или вулканизм. Скалистые бе¬
рега иного происхождения
—
это
участки береговой ли¬
н ии,
выдержавшие эрози ю благодаря прочности скаль¬
ных пород или, возможно, из-за недостаточной волновой
энергии. В засушливой зоне образованию скалистых бе*

ЛИТОРАЛЬНАЯ
регов способствуют слабая интенсивность химического
выветривания
и
отсутствие эрозии (ослаблен материковый
сток). Обрывистые берега фиордов
—
типич ные
скали¬
стые берега, которые возникли в результате ледниковой
эрозии.
Флора и фауна скалистых берегов немногочисленны.
Наиболее благоприятные для жизни организмов участки
скалистых берегов обычно представлены твердыми мета¬
морфическими пирогенными или у пло тн енн ыми
осад оч¬
ными породами.
На менее плотных осадочных породах,
таких, как мергелистый известняк, мел и песчаник, ор¬
ганизмы не могут развиваться в большом количестве из-за
трудности прикрепления
к
субстрату.
На организмы Л.
з.
с кали стых
берегов большое
влияние
оказывают
приливные
явления,
что
выра¬
жается, например, в адаптации организмов,
населяющих
самые мелководные участки Л. з.,
к
осушен ию
во врем я
отливов. Некоторые организмы, как, например, блюдечко
(Ра1е11а и др.), за период высыхания при отливе меняют
свою форму и толщину раковин, приспосабливая таким
образом к новым условиям осморегулирующие процессы.
Основным видом животных организмов, обитающих в Л. з.
скалистых берегов, отличающихся максимальной турбу¬
лентностью, являются усоногие рачки (Ва1апи8).
Скалистые берега в низких широтах, подверженные
действию приливов, вследствие воздействия резких из¬
менений температур имеют очень обедненную фауну и
флору. На глубинах, превосходящих величину прилива,
встречаются усоногие рачки,
водоросли,
коралловые
образования, гастроподы и прикрепляющиеся форамини-
феры. В более холодных водах к этим видам добавляются
скальные устрицы, двухстворчатые моллюски, растения,
избегающие света, актинии, морские ежи и морские звезды.
На скалистых берегах в полярных районах отмечается
еще более малочисленная фауна и флора. Абразионная
деятельность льда удаляет здесь все виды, которые могли
там временно существовать. Более того,
в
результате
таяния льда в теплые периоды года образуются опреснен¬
ные
потоки
вод ,
оказывающие
отрицательный эффект
на
стен огал инны е
м орс кие
организмы.
Поэтому здесь
могут обитать лишь те организмы, для которых характерна
ежегодная миграция,
или те, которые могут
жить под
поверхностью льда. Однако в последнем случае возникает
опасность
прекращения доступа
кислорода.
Эта среда
часто представлена рядом адаптированных пресноводных
форм или формами опресненных вод (например, диато¬
мовыми).
Песчаные берега. Песчаные берега образовались в ре¬
зультате разрушения существовавших ранее геологиче¬
ских формаций и аккухмуляции осадочного материала.
Аккумуляция осадков может привести к образованию
подветренных лагун, рифовых отмелей или карманооб¬
разных губ, береговых пляжей большой ширины или вдоль-
береговых баров условия которых присущи Л. з .
Карманообразные губы обычно расположены между
утесами мысов скалистых берегов. Они представляют хо¬
рошие ловушки для аккумуляции осадочного материала,
переносимого прибрежными течениями. Осадки кармано¬
образных губ обычно составляет хорошо отсортирован¬
ный песок, иногда состав осадков имеет широкий диапа¬
зон —
от ила до валунов.
Во многих случаях
состав осад¬
ков
карманообразных губ отражает тип горных
пор од
прилегающих районов суши. Например, осадки многих
гавайских карманообразных губ характеризуются на¬
личием
содержащих
оливин
песков,
образовавшихся
в результате выветривания базальтовых лав. «Пляжи
черного песка» с преобладанием стойких тяжелых ми¬
нералов характерны для очень древних районов суши
в
глубь от прибрежной полосы, особенно для докембрий-
с ко г о хинтерланд а.
99
Заказ 406
Как
по казали
многочисленные
исс ледовани я,
на
морфологию осадков карманообразных губ большое влия¬
ние
оказывают
сезон ные
изменен ия
гидрологических
условий прибрежных вод. В летний период, когда пре¬
обладают относительно спокойные условия,
в
губах на¬
капливается
хорошо стратифицированный и
отсортиро¬
ванный песок. В период зимних штормов имеет место эро¬
зия, при которой большое количество аккумулированного
на пляжах материала уносится в сторону открытого моря.
Береговые пляжи характерны для районов с широ¬
кими материковыми отмелями и районов, где ранее
в те¬
чение длительного периода существовала береговая низ¬
менность
с
несцементированным
песком.
На отложение
осадков и эрозию в таких районах влияют сезонные из¬
менения направлений ветров и гидрологических условий
в
прибрежных акваториях; но в общем эти районы ха¬
рактеризуются относительной стабильностью указанных
процессов. Береговые пляжи содержат хорошо отсорти¬
рованные осадки, в основном пески.
Плотность организмов, населяющих песчаные пляжи,
по-видимому, довольно высокая, интенсивная жизнедея¬
тельность этих организмов обычно проявляется лишь в ноч¬
ное время. На песчаных пляжах обитают в основном ма¬
ленькие крабы, креветки, гастроподы и кольчатые
черви.
За волноприбойной полосой основными представителями
бентосной фауны являются' фораминиферы, гастроподы,
пластинчатожаберные моллюски и многощетинковые черви.
Животные организмы песчаных берегов постоянно ми¬
грируют в вертикальной плоскости (о чем свидетельст¬
вуют следы
проползания,
различные норки
и
бугорки
песка),
вызывая
зна чите льные
нарушения
стратифици¬
рованных слоев песка, что приводит к образованию осад¬
ков аномально гомогенного характера. Бентосные орга¬
низмы могут вызвать также
искусственную стратифика¬
цию осадков.
На дне береговых акваторий, не защищенных водо¬
рослевыми зарослями или скалами, может
хорошо разви¬
ться рябь. Подобный рельеф до некоторой степени сви¬
детельствует о действии придонных течений в Л. з.
не¬
посредственно за волноприбойной полосой пляжа. В ме¬
стах,
защищенных зарослями морской травы (ТкаЫзыа
или 7оз^ега), на
поверхности
песчаных отложений рябь
не образуется. Здесь на дне наблюдаются следы бентосных
организмов, активность которых
из -за
спокойных ус¬
ловий усиливается.
К следам, подтверждающим деятель¬
ность животных организмов, относится так
называемый
«рисунок
го ловас тиков »
—
результат локальных мигра¬
ций организмов в разных направлениях в пределах огра¬
ниченной зоны. Верхним пределом этой зоны является
волноприбойная полоса, оставляемая отступающими вол¬
нами и осушаемая при отливе. В пределах этой полосы
волны разрушают твердые части скелетов организмов,
таких, как фораминиферы, небольшие раковины, створки
морских водорослей, и
приносят обломки осадочного ма¬
териала.
Баровые заливы. Хорошо известно, что условия окру¬
жающей среды способствуют разрушению геологических
формаций. Из-за исключительной изменчивости циркуля¬
ции в Л. з. аккумулирующиеся здесь осадки могут бес¬
престанно создавать новые типы Л. з. Например, простые
береговые линии могут быть трансформированы в фации
баровых бухт. Для таких районов обычно характерно
наличие мелководных лагун в пределах обширной песча¬
ной отмели, которые могут иметь один или несколько вы¬
ходов (каналов), соединяющих их с открытыми водами
за пределами отмели. Районы с такой физиографией ха¬
рактерны для атлантического побережья США, где можно
отметить баровые бухты у м. Код, в заливах Баззардс,
Наррагансетт (район Нью-Ингленд), в проливах около
м. Хаттерас (Северная Каролина),
в заливах Св. Джозефа
257

ЛИТОРАЛЬНАЯ
(Флорида), Баратария и Сан-Антония (Техас), в некото¬
рых заливах Южной Калифорнии,
в
заливах
Ньюпорт
(Калифорния) и Якуина (Орегон), а также баровые бухты
о-вов Нантакет и Мартас-Винъярд. Классические примеры
таких заливов можно отметить и в южной части Балтий¬
ского
м оря,
в
Черном море (лиманы), на Ю Франции,
3 Африки, в Западной Австралии и Южной Бразилии.
Всюду в этих
районах прибрежные или приливные
течения создают длинные песчаные косы,
которые затем
частично
или
полностью
видоизменяются
под действием
волн и
ветра.
Косы в основном узкие, остроконечные,
местами глубоко изрезанные. В заливах атлантического
побережья США, перечисленных
выше, под действием
приливных
или
местных
сильных
течений
происхо¬
дит сортировка осадков. Этот процесс почти везде про¬
текает одинаково: наиболее грубозернистые осадки на¬
блюдаются в узких проливах; в глубоководных районах
заливов зернистость осадочного материала уменьшается.
Небольшие различия в сортировке осадков отмечаются
лишь в заливах с узкими дамбами, как в бухте Нантакет
ивзал.
Ньюпорт, или в заливах с широ кими вых одами,
как зал. Баззардс и залив у
м.
Код.
Указанные выше заливы (исходя из распределения
зернистости осадков и батиметрии) могут быть классифи¬
цированы как однотипные, однако их можно дифферен¬
цировать в зависимости от условий происхождения, тек¬
тонической стадии района образования и географического
положения.
Как отмечалось выше, географическое поло¬
жение в большой степени регулирует содержание карбо¬
натов в осадках Л. з. Так, для заливов в районе Нью-
Ингленд содержание карбоната кальция составляет лишь
2%, тогда как в заливах Флориды в некоторых местах
о н о дости гает 9 9,9%. Очевидно, большие величины со ¬
держания карбоната кальция в заливах Флориды обуслов¬
ливаются близостью к
тропикам.
Вдоль атлантического
побережья у м.
Хаттерас, где Гольфстрим отходит от
берега, содержание карбонатов в осадках Л. з . умень¬
шается, но в то же время увеличивается содержание
кварца и полевого шпата. Далее к С содержание кварца
приближается к 90%, что частично вызвано низкими тем¬
пературами,
однако имеет
значение район образования
баровых бухт и мощность осадков.
На содержание кварца и полевого шпата в осадках
Л. з.
в лияет
также
географическое положение, однако
отношение кварца к полевому шпату, кроме того, регули¬
руется условиями происхождения баровых бухт и текто¬
нической стадией района образования. Высокое содержа¬
ние кварцевого песка в осадках Л. з.
возможно на тех
прилегающих
к
суше участках Л. з., где долгое время
не
происходили тектонические процессы, а также на
уча¬
стках Л. з ., куда осадки в основном принесены
из районов
расположенного севернее кристаллического щита
(на¬
пример, район Ныо-Ингленд). Крини (1935) установил,
что главным фактором, регулирующим содержание поле¬
вого шпата в песчаных образованиях, является рельеф.
Низменный рельеф шельфовых районов с хорошо разви¬
тыми прибрежными равнинами способствует разрушению
полевого
шп ата
и
отложению
ортокварцитового песка.
Неровный рельеф, вызванный относительно
недавней
теьюаьчакой активностью в районах образования ба¬
ровых бухт, является показателем более высокого содер¬
жания полевого шпата по сравнению с кварцем, что на¬
блюдается, например, в заливах Нижней и Южной Кали¬
форнии. Эта схема соответствует детритовой теории Пет-
тиджона (1957), который связывает различное содержание
полевого шпата и глинистых сланцев в песчаных образо¬
ваниях с эпохами
разной тектонической
активности.
Осадки Л. з. в геологической колонке. При исследова¬
нии древних осадков Веллер (1960) установил, что осадки
Л. з. в геологической колонке представлены очень незна¬
чительно. Этот вывод основан на предпосылке, что осадки
Л. з.
были подвержены эрозии
при
понижении
уровня
моря (регрессии). Веллер допускает присутствие в гео¬
логической колонке осадков Л. з . на очень
о гран ичен ном
участке, как, например,
в осадках узких пляжей или в лин¬
зовидных песках.
Хорошим показателем определения
оса дков
Л. з.
как в
древних, так и в современных отложениях являются
скопления
фораминифер. Для современных литоральных
районов характерны следующие группы фораминифер:
Аттота ЪессагИ, ЕрЫ(Иит врр.
и МШо1Шв. Кроме того,
в
районах тонкозернистых осадков наблюдаются песча¬
нистые и гиалиновые
фораминиферы. В районах более
грубозернистых осадков,
непрерывно
перемещающихся
под действием течений, встречаются фарфоровидные фора¬
миниферы. Вероятно, фауна Л. з.
из-за
комплексно го
воздействия различных факторов подвержена значитель¬
ным изменениям.
К таким факторам относятся: действие
с иль ных
вет ров,
которые
вызывают
«эрозионные» тече¬
ния, перераспределяющие организмы, раковины которых
имеют различные гидродинамические особенности; подъем
холодных глубинных вод у побережий, который часто
вызывает появление в Л. з . организмов, обычно населяю¬
щих более глубокие слои; циркуляция вод, которая спо¬
собствует тому, что некоторы е формы планктонных орга¬
низмов
переносятся
течениями
в
районы, совершенно
чуждые для них, особенно если вблизи берега отмечаются
большие глубины, как у Калифорнии; выветривание пред¬
шествующих геологических формаций, которое может
создать стратиграфические ано ма л ии и а номал и и
глубин¬
ного распределения. Например, в глубоководных осадках
в районе порта Веракрус (зал. Кампече, Мексика) ока¬
менелости третичного периода
перемешаны с остатками
живущих
в
современный период видов организмов. Более
того, в сильно окисленных зонах наблюдается большое
количество малых форм из-за
их
быстрой смертности.
Таким образом, размер экземпляров не всегда может быть
показателем температуры воды, скорости осаждения или
глубины. Кроме того, может наблюдаться аномальная
структура колонок, что явно связано с коренными изме¬
нениями, зарегистрированными в мелководных районах.
Поэтому при анализе осадков
необходимо учитывать
такие параме тры, ка к ти п берегового района, на котором
они откладываются, климатическая зона и действие ви¬
доизменяющих факторов. Лишь при учете этих параметров
наряду с литологическими и палеонтологическими дан¬
ными
воз мож на
интерпретация древних литоральных
отложений.
ЛУИС лидз

м
МАРГАНЦЕВЫЕ КОНКРЕЦИИ
(ГЛУБОКОВОДНЫЕ)
Один из наиб ол ее и нтер есных результатов экспедиции
на
«Челленджере» (1873—1876) —
открытие большого ко¬
личества М. к,
на дне трех главных океанов. Последую¬
щие тихоокеанские экспедиции обнаруживали М. к . на
ряде станций. М. к. и
корки, являющиеся формами пела¬
гической седиментации, имеют относительно небольшой
объем среди океанических осадков в целом. Но с точки
зрения экономики они имеют очень большое значение.
Морфология М. к. Окислы марганца
и железа нахо¬
дятся на дне океана в виде зерен, желваков, пластин,
вкраплений в пористых породах, замещающих включе¬
ний в кораллах и обломках органогенных пород, корок
на камнях и т. д. Небольшие зерна железомарганцевых
окислов являются почти непременной составной частью
красных глин, обычно входят в состав органического ила
и
нередко в состав терригенных осадков. На поверхности
пелагических отложений обычно встречаются М. к . диа¬
метром от 0,5 до 25 см, но в большинстве случаев их сред¬
ний диаметр около 3 см. М. к . из одного района океана
часто сходны по размеру и виду, М. к. из различных райо¬
нов океана могут иметь морфологические особенности.
Минералогия М. к. Постоянно отмечается концентри¬
чески-слоистое строение М. к .,
причем отдельные слои
имеют оолитовую структуру. Однако М. к . не обладают
полнокристаллической структурой. Они состоят из боль¬
шого числа близко и беспорядочно расположенных сро¬
стков кристаллитов многих минералов, среди которых
наблюдаются барит, рутил, анатаз, гетит
и
несколько
новых, еще не получивших названий минералов марганца.
Солянокислые вытяжки из М. к ., составляющие от 2
до 40% (в среднем около 25%) их общего веса, содержат
главным образом глинистые минералы, частично кварц,
апатит, биотит, калиевый и натриевый полевые шпаты.
Химический состав М. к. Максимальные, минималь¬
ные и средние
весовые соотношения 27 элементов, обычно
присутствующих в М. к., приведены в табл. 1. Образцы,
данные анализа которых использованы для составления
табл. 1, были взяты на удаленных друг от друга станциях
для
того,
чтобы
получить истинные
статистические
средние.
На карту Тихого океана нанесены данные, характе¬
ризующие состав М. к . (рис. 1). Вблизи материков в М. к .
отношение марганца к железу обычно меньше единицы
(рис. 1, районы Л). В Калифорнийском зал., у побережий
Японии (южного) и Южной Америки (западного) обнару¬
жены зоны, где находятся М. к . с очень высоким отноше¬
ни ем мар ганца к
железу, которое меняется от 12 до 62
(в среднем примерно 30) (рис. 1, районы Б). В районах,
Таблица /. Максимальное, минимальное
и среднее содержание (в весовых процентах)
*
27 элементов в марганцевых конкрециях
Тихого и Атлантического океанов
Элемент
Тихий океан (54 образца)
Атлантический
океан (4 образца)
макси¬
мум
мини¬
мум
среднее
макси¬
мум
мини¬
мум
сред¬
нее
В
0,06
0,007
0,029
0,05
0,009
0,03
Ыа
4,7
1.5
2,6
3,5
1,4
2,3
Мё
2,4
1.0
1,7
2,4
1,4
1,7
А1
6,9
0,8
2,9
5,8
1,4
3,1
51
20,1
1.3
9,4
19,6
2,8
11,0
К
3,1
0,3
0,8
0,8
0,6
0,7
Са
4,4
0,8
1,9
3,4
1,5
2,7
5с
0,003
0,001
0,001
0,003
0,002
0,002
Т1
1.7
0,11
0,67
1,3
0,3
0,8
V
0,11
0,021
0,054
0,11
0,02
0,07
Сг
0,007
0,001
0,001
0,003
0,001
0,002
Мп
41,1
8,2
24,2
21,5
12,0
16,3
Ре
26,6
2,4
14,0
25,9
9,1
17,5
Со
2,3
0,014
0,35
0,68
0,06
0,31
N1
2,0
0,16
0,99
0,54
0,31
0,42
Си
1,6
0,028
0,53
0,41
0,05
0,20
7п
0,08
0,04
0,047
—
—
—
Оа
0,003
0,0002
0,001
—
—
—
5г
0,16
0,024
0,081
0,14
0,04
0,09
V
0,045
0,016
0,033
0,024
0,008
0,018
2г
0,12
0,009
0,063
0,064
0,044
0,054
Мо
0,15
0,01
0,052
0,056
0,013
0,035
Аё
0,0006
—
0,0003
**
—
—
—
Ва
0,64
0,08
0,18
0,36
0,10
0,17
Ьа
0,024
0,009
0,016
—
—
—
УЪ
0,0066
0,0013
0,0031
0,007
0,002
0,004
РЬ
0,36
0,02
0,09
0,14
0,08
0,10
Потери
39,0
15,5
25,8
при про¬
калива¬
нии
***
*
Рентгеноскопическое определение.
30,0
17,5
23,8
**
Среднее в 5 пробах, в которых обнаружено присутствие А&.
***
потери при прокаливании в течение
делились для воздушно-сухого образца е
1чпри593°С
1 целом.
1 опре-
наиболее удаленных от суши (материков и островов),
присутствуют М. к . с относительно высоким содержанием
никеля
и
меди (рис. 1, районы В). М. к., относительна
богатые кобальтом (рис. 1, районы Г), сосредоточены на
поднятиях
в центральной части Тихого океана.
Межд\
перечисленными зонами нахождения М. к.,
по-видимому,
существуют переходные зоны,
химический
состав М. к
которых имеет особенности, характерные для двух близ
лежащих зон.
Поверхностная концентрация М. к . М. к. часто видны
на
фотографиях дна океана. Их также находят в колон-
259

МАРГАНЦЕВЫЕ
■2
▲3
1000
2000
-Л-
ЗОООмили
—I
О
1500
3000 км
1—1 —1
Ьх,
I
I
Рис. 1. Распространение марганцевых конкреций в Тихом океане. Конкреции имеют высокое содержание
же¬
леза (в районах А), марганца (в районах Б), никеля и меди (в районах В), кобальта (в районах Г). На карте
указаны пункты, из которых доставлены конкреции.
1=*
колонковые пробы грунта; 2 = образцы, взятые драгой; 3 = образцы с подводных гор.
ках
грунта и драговых пробах. Информация о таких
пробах более чем по 100 станциям в Тихом океане позво¬
лила вычислить вес М. к. на единицу площади дна океана.
В среднем он составляет около 11 кг на 1 м2 дна. Подсчи¬
тано, что в состав пелагических осадков Тихого океана
входит примерно 1,6* 1012 т М. к. Было также установлено,
что в этом океане в настоящее время М. к.
образуются со
скоростью около 6 • 106 т/год.
Основными факторами, влияющими на концентрацию
М. к. в любом районе океана, являются скорость форми¬
рования сопутствующих осадков и активность биологи¬
чес ких
факторов,
очевидно,
способствующих сохране¬
260
нию М. к.
на
поверхности отложений. Многие
другие
факторы
—
течения, близость источников элементов, хи¬
мическая среда
—
тоже
играют важную роль в регулиро¬
вании как накопления, так и состава М. к .
Формирование М. к .
Марганец, же лезо и
другие
эле¬
менты приносятся в океан с
суши реками и
образуются
в самом океане в
результате вулканических извержений,
из источников на дне моря и при разложении изверженных
пород в подводных выходах коренных пород и их облом¬
ках. Морская вода по существу насыщена растворенными
марганцем и железом, а испарение, повышающее их кон¬
центрацию, ускоряет непрерывное осаждение гидроокис¬

МАТЕРИКОВАЯ
лов этих элементов в виде коллоидных частиц. Очевидно,
упомянутые коллоиды обладают свойствами, дающими воз¬
можность во время прохождения через толщу воды погло¬
щать из раствора некоторые элементы, например никель,
кобальт, медь, молибден, цинк и т. д . Соли марганца
и
железа,
достигающие дна
океана,
переносятся
п рид он¬
ными течениями. В
случае
наличия какого-нибудь твер¬
дого тела они наращиваются
вокруг него.
Механизм
агломерации частиц в М. к . недостаточно понятен. Вы¬
двинуто по крайней мере около десятка
г ипот ез
—
от
бактериального окисления и осаждения
различных ме¬
таллов
до выносящих кремний и алюминий процессов
выщелачивания, конечным продуктом которых являются
М. к.
и
другие группы веществ.
Одна из последних гипотез предусматривает сочетание
агломерации солей и прямого осаждения ионов марганца
из раствора.
ДЖОН л. МЕРО
МАТЕРИКОВАЯ ОТМЕЛЬ (ШЕЛЬФ)
М. о . обычно
определяют как мелководные зоны во¬
круг материков, простирающиеся от берега до резкого
перегиба поверхности дна, где оно, круто погружаясь,
достигает области больших глубин океанического ложа.
Средняя ширина М. о. около 70 км, средняя глубина около
140 м, хо тя фактически глубины варьируют в широки х
пределах,
в частности,
в зависимости от типа М. о. Су¬
ществует несколько типов М. о . : М. о .
обла стей
оледе¬
нения, М. о . с параллельными грядами и впадинами, ров¬
ные М. о.
высоких широт,
М. о.,
по дверже нные воздей¬
ствию сильных течений, М. о.
тропических морей, М. о.
со
скалистыми
банками вдоль
внешнего
краяиМ.о.
больших дельт (рис. 1).
М. о. областей оледенения. Там, где побережья во
время оледенений были покрыты льдом, по-видимому,
края ледников почти всегда выступали за пределы бере¬
гов на М. о . В результате ледяной покров образовал тип
М. о., который отличается от всех других весьма неровной
поверхностью дна. Здесь встречается много глубоковод¬
ных впадин и
трогов, особенно на
внутренней части М. о.
Некоторые троги, проходящие через всю М. о.,
являются
продолжени ем
ледниковых
трогов побережья, например
внешняя часть зал. Св. Лаврентия (рис. 2), прол. Хуан-
де-Фука,
или
фиордов, подобных фиордам Норвегии и
Британской Колумбии (Канада). Глубина трогов достигает
300 м, а иногда 1000—1500 м. Почти во всех случаях отно¬
сительная глубина трогов уменьшается по мере удаления
от берега, в отличие от подводных каньонов, глубины ко¬
торых возрастают с удалением от берега.
На внешней части М. о . областей оледенения
встре¬
ча ется
много банок, кое-где выходящих на
пов ерх ност ь,
подобно о. Сейбл около Новой Шотландии. Над банками
находятся богатейшие промысловые районы, например
районы банки Джорджес и Большой Ньюфаундлендской
банки. Завихрения сильных приливных течений над мел¬
ководными банками образуют подводные песчаные бары
и гигантскую песчаную рябь, вытянутые в направлении
течений. По-видимому,
морфология поверхности
этих
шельфов носит следы древнего оледенения в виде выпа¬
ханных трогов
и
внутренних впадин, а также
моренных
отложений, образующих внешние банки.
М. о. с параллельными грядами и впадинами.
М. о.
с
относительно
ровной поверхностью дна встречаются
в районах, не
подвергавшихся оледенению. Дно таких
М. о.
имеет небольшие неровности
в виде низких удли-
Рис.
1. Некоторые типы шельфов, имеющих различное происхо¬
ждение.
1—
абразионная терраса; 2 —
волноприбойная (аккумулятив¬
ная) терраса; 3 —
твердые породы; 4 —
осадки; 5 —
срезанный
волнами
остров; 6 —
заполненная
впадина;
7—
погруженные
дельты; 8 —
погруженные мелководные отложения; 9 —
осадки
от современных до среднемеловых; 10 —-
осадки от среднемело¬
вых до триасовых; 11 —
кристаллические породы.
ненных гряд (высота обычно не превышает 6—9 м) и
вп адин между ними, простирающихся примерно парал¬
лельно берегу и внешнему краю М. о . Гряды в большин¬
стве
случаев покрыты песком, во впадинах
находятся
илистые осадки.
Ракушечник, обнаруженный на некоторых грядах,
свидетельствует о более мелководных условиях
в период
отложения осадков. Очевидно, при более низком уровне
моря формировались барьерные острова, которые были
впоследствии затоплены. Примером может служить район
к В от центральной части атлантического побережья США.
Ровные М. о. высоких широт. Несколько самых ров¬
ных М. о . находится в Беринговом море, у северных бере¬
гов Аляски и Сибири. В этих районах суша не была по-
261

МАТЕРИКОВАЯ
Рис. 2. Глубоководный
желоб,
пересекающий
ш ельф
(зал. Св. Лаврентия).
Глубины
—
в
метрах
123*3^
123°
122*30'
крыта льдом,
за исключением
горных хребтов. По-ви¬
димому, прибрежный лед предотвращал развитие барьер¬
ных островов
вдоль побережья арктических морей при
низких
уровнях моря во время оледенений. Постоянное
движение плавучих льдов должно оказывать выравни¬
вающее воздействие на дно М. о.
Невысокие холмы на
поверхности данного
типа
М. о.,
вероятно,
являются
результатом деятельности грунтового льда.
М. о.,
подверженные воздействию сильных течений.
Существует несколько М . о .,
связанных с деятельностью
си льных
течений. Между шириной М. о.
вос точного
и
западного побережий Флориды отмечен большой
кон¬
траст:
вдоль
юго-восточной
стороны
полуострова М. о .
исключительно узкая,
вдоль западной стороны она рас¬
ширяется. Вдоль узкой М. о . идет Гольфстрим со скоро¬
стью 3 узла и более. Сходная ситуация наблюдается и
вдоль восточной стороны п-ова Юкатан. Указанные М. о.
или
срезаны течениями, или течения не позволяют осад¬
кам аккумулироваться на М. о. Знаки ряби на поверх¬
ности песчаных осадков и даже гигантская песчаная рябь
указывают, что влияние сильных поверхностных течений
распространяется
и на дно, хотя иногда образование ряби
связано с придонными
противотечениями.
Рис. 3 . Скалистые острова и банки, встречающиеся на внешнем
кр ае
шельфа
мористее зал .
Сан-Франциско.
Указана также
характерная особенность типа дна.
П—ил
(включает песок); П —
песок; С — скалы (включают
гравий); ИП — илистый песок.
Глубины
—
в
морских саженях.
262

МАТЕРИКОВОЕ
М. о.
тропических морей. В пределах шельфов неко¬
торых тропических морей встречаются обширные мелко¬
водные банки с разросшимися на них коралловыми ри¬
фами. Самые широкие из таких рифов находятся у по¬
бережья штата Квинсленд (Австралия). Здесь внутри
полосы барьерного рифа на протяжении 2200 км имеется
судоходный канал.
Другие широкие М. о.
тропических
морей с чистыми водами весьма бедны коралловыми ри¬
фами (см. Саху л шельф). Такие М. о. обычно имеют тер¬
расы и
другие
сле ды
четвертичных береговых линий,
а также следы систем древних речных долин ледникового
периода (например, Моленграафова речная система на
Зондском шельфе, см.
Яванское море).
М. о. со скалистыми банками вдоль внешнего края.
Многие узкие М. о .
ограничены
вдоль
внешнего
к рая
скалистыми
банками.
Некоторые из них поднимаются
в
виде
острово в
над поверхностью моря.
Такие банки
характерны для
западного побережья США. Примером
их
могут служить о-ва Фараллон вблизи Сан-Франциско
(рис. 3). Современные геофизические исследования по¬
казали, что этот тип М. о . возник в результате блоковых
подвижек земной коры и частично эрозии островов, су¬
ществовавших вдоль края М. о ., а также в результате от¬
ложения осадков в котловинах,
встречающихся
близко
у берега. Внешний край М. о.
та кже
характеризуется
наличием сбросов и крупных оползней.
М. о. больших дельт. Большинство больших дельт на¬
ступает на
прилегающие М. о.,
поэтому можно предпо¬
лагать, что М. о .
перед дельтами узкие. Напротив судо¬
ходного русла Миссисипи М. о.
фактически отсутствует.
Но средняя ширина М. о. вокруг больших дельт в 2 раза
больше, чем
у побережий, не имеющих дельт. Появление
таких широких М. о.,
очевидно,
обусловлено современ¬
ным
опусканием древних дельт,
повышением уровня
моря в конце последнего оледенения и частично локаль¬
ным
опусканием, характерным для дельт вообще. Ши¬
рокие мелководные террасы, находящиеся на краю дельт,
обычно имеют широкую зону илов около берега и более
узкую зону песков у внешнего края М. о.1
ФРЭНСИС П. ШЕПАРД
Прим, ред.1 Исследования Антарктики позволяют
дополнить эту классификацию. М . о . Антарктики харак¬
теризуется наклоном поверхности
от
перегиба к мате¬
рику,
что объясняется изостатическим поднятием внеш¬
него края М. о ., не подвергавшегося ледниковой нагрузке.
Уклон обычно не превышает 1° (см. Атлас Антарктики.
Т. 2 . Л., Гидрометеоиздат, 1969).
МАТЕРИКОВОЕ ПОДНОЖИЕ
Термин был предложен Хизеном и др. (1959, 1965).
Ширина М. п . колеблется от 0 до 600 км. Уклон изменяется
от 1 : 40 до 1 : 2000. М. п. находится между материковым
склоном
и
глубоководной частью
океана
(абиссальной
равниной или абиссальными холмами). Верхняя граница
М. п.
характеризуется постепенным переходом, нижняя
о чень
часто
бывает резкой. Глубина меняется от 1400
до 5100 м.
Рельеф самого М. п .
—
от пологого до низкого
(20—40 м), за исключением участков, рассекаемых кань¬
онами
(довольно часто) или прерываемых
подводными
горами (гораздо реже). М. п. может быть и очень узким,
почти незаметным, и очень широким, также может иметь
ступенчатую поверхность. Так, например,
в
атлантиче¬
ск ом
прибрежном районе США (рис. 1) М. п.
разделяется
на две широкие ступени
—
верхнюю (3000 м) и нижнюю
(4200 м), которые южнее м. Хаттерас в свою очередь рас¬
членяются еще на серию широких ступеней, что напоми¬
нает гигантскую лестницу, переходящую затем в террасы
плато Блэк.
М. п., по крайней мере на поверхности, по-видимому,
состоит из конусов выноса и шлейфов, сложенных терри-
генными осадками (ил, глины, мелкий обломочйый ма¬
териал, которые переносятся из неритовой области мате¬
риковой отмели придонными течениями и гравитацион¬
ными оползнями в батиальную зону).
Образование М. п.
может
идти
разными путями:
а) М, п. возникает в
результате разломов вдоль внеш¬
ней границы материковой окраины, прежде расположен¬
ной на уровне моря или выше; иначе говоря, М. н .
—
это материковый бордерленд, опустившийся до абиссаль¬
ных глубин;
б)М. п.
является
продолжением клина осадков ма¬
териковой террасы, который в результате сброса при¬
мерно на край материкового склона наклонен в сторону
океана. На рис. 2 показано М. п., образованное сбросом
(Дитц, 1964). Подобный рельеф северо-восточного района
США Дрейк, Юинг и Оттон (1959) рассматривают как
современное развитие
геосинклинали.
Согласно Сью
(1965), дно, имеющее такой рельеф, представляет собой
место опускания предполагаемого Аппалачского мате¬
рика, существовавшего в палеозое.
РОУДЗ У. ФЕЙРБРИДЖ
См. также Батиметрия; Материковый бордерленд;
Осадки
материковой
отмели
и
материкового
склона.
Внутр. Внешн.
часть
часть
Р ис.
1. Провинции материковой окраины —типичный профиль по записям эхолота от банки Джорджес
до м.
Хаттерас (по Хизену и др.,
1959).
263

МАТЕРИКОВЫЙ
Рис. 2. Изостазия и материковое обрамление. Диаграмма, по¬
ка зывающая
образование
подножия
материкового
склона,
наращивающего материковый склон. Это сопровождается нара¬
станием шлейфа. Без действия изостазии образовалась бы внут¬
ренняя
абразионная
платформа
и
внешняя
аккуму лят ивная
терраса (а), но благодаря наличию изостазии вместо абразион¬
ной платформы образуется клинообразная терраса (б). Ввиду
различия рельефа ложа океана и материка толщина подножия
достигает больших величин прежде, чем наступает изостатиче-
ское равновесие. Согласно Лоусону (1942),
толщина дельты
Миссисипи достигает 40 000 футов. Пунктирная стрелка показы¬
вает, что ось отложения постепенно перемещается в сторону моря
(по Дитцу, 1963).
МАТЕРИКОВЫЙ БОРД ЕРЛ ЕНД
В результате изучения рельефа материковых отмелей
установлено, что эти окраинные зоны материка могут
быть нескольких форм. Наиболее типичной формой яв¬
ляется простая терраса, имеющая слегка наклоненную
поверхность и состоящая из более мелких второстепен¬
ных
террас, внешний край которых обрывается на глу¬
бине от 50 до 200 м и ниже. Затем шельф резко обрывается
к ложу океана.
Известен и совершенно другой рельеф, который ха¬
рактерен для многочисленных впадин и возвышенностей.
Районы с подобным рельефом встречаются около Южной
Калифорнии, в морях Южно-Китайском,
Коралловом,
в северо-восточной части Индийского океана, в северной
ч асти
Венесуэльского шельфа, у атлантического побе¬
режья Канады (вблизи Новой Англии), Багамских о-вов
и на плато Блэк. Некоторые впадины достигают батиаль¬
ных глубин, а банки и отмели иногда поднимаются над
поверхностью воды, образуя острова. Этот своеобразный
рельеф обычно ограничивается со стороны внешнего края
шельфа материковым склоном, так же как и при других
формах окраинных зон материка. Он получил название
М. б . Термин дан Шепардом и Эмери (1941). В качестве
типичного примера в статье описан широкий М. б. у Юж¬
ной Калифорнии (рис. 1).
М. б. Южной Калифорнии имеет на своей поверхности
котловины, хребты, банки и ос тро ва с физиографической
ориентировкой, такой же как на примыкающей суше.
Большие оси отдельных котловин простираются
на СЗ.
По краям
котловины ограничены широтными разломами.
Долгое время считалось, что поднятия и депрессии
се¬
верного района М. б . образовались в результате подвижек
блоков земной коры. Но недавно проведенное непрерыв¬
ное
сейсмопрофилирование выявило наличие многочис¬
ленных
крупных
скл адч атых
структур. Таким образом,
геологическая структура и рельеф шельфа тесно связаны
с основными формами сопредельной суши. Изучение глу¬
бин банок и поднятий на М. б .
и
глубин внешнего края
шельфа привело к выводу,
что
район претерпел опуска¬
ние на Ю и 3 и, следовательно, просто является затоплен¬
ной областью материковой провинции бассейнов и хреб¬
тов.
Южная половина М. б . Южной Калифорнии, находя¬
щаяся против северной части п-ова
Калифорния, изучена
недостаточно, но, очевидно, она сходна с северной поло¬
ви ной
и
также
имеет
признаки погружения, более за¬
метные на С и 3. Данный район М. б. по
форме напоми¬
нает гигантское углубление в виде чаши с наклоном к внеш¬
нему краю шельфа. На северном и южном концах внеш¬
него края М. б . материковый склон расчленен разломами
и
ущельями, которые могут служить признаком крупных
структурных
особенностей.
На северном
конце М. б.,
в
районе м. Консепшен, склон разорван и смещен. В этом
месте, по-видимому, встречаются структуры Поперечного
хребта и глубоководной зоны разломов Мёррей. На юж¬
ном
конце М. б .,
против Нижней Калифорнии, склон
разделен на ряд крупных заливов или ущелий, заканчи¬
вающ ихся клинообразными бухтами на
берегу у зал.
Себастьян-Вискаино.
В районе этого залива находятся
несколько больших структур и ось синклинали Нижней
Калифорнии.
М. б. является областью накопления осадков, смывае¬
мых с окраин суши,
и
поэтому дно всех депрессий покрыто
ровным слоем осадков. Банки, подводные хребты и острова
покрыты
тонким слоем наносов и имеют выходы коренных
пород. На М. б. Южной Калифорнии эти коренные по¬
роды представлены в основном осадочными породами поз¬
днемезозойского и третичного возраста. Они сходны по
общему строению и литологии с породами, слагающими
прибрежные и внутренние горы примыкающей суши.
И это сходство снова наводит на мысль, что М. б. является
опущенной и затопленной частью крупной геологической
провинции, а именно, материковой земной коры.
На М. б . Южной Калифорнии самые мощные накоп¬
ления осадков наблюдаются во внутренних котловинах,
где общая мощность осадков, вероятно, достигает не¬
скольких тысяч метров. По мере удаления котловин от
побережья
мощность осадков становится
меньше, по¬
скольку снижается их аккумуляция. Во внешние котло¬
вины поступают в основном пелагические осадки и взве¬
шенные
наносы с
небольшим
количеством
материала из
мутьевых потоков. Прибрежные склоны часто окаймлены
конусами выноса, имеющими, очевидно, оползневое про¬
исхождение, в отличие от покрытых тонким слоем нано¬
сов склонов островов и банок, круто обрывающихся
к
плоскому дну котловин. Подводные каньоны обычно
прорезают прибрежные склоны и реже склоны банок и
островов.
Осадки в котловинах М. б. Южной Калифорнии пред¬
ставлены главным образом алевритами и песками с незна¬
чительной примесью глин. Содержание глин увеличи¬
вается в направлении от берега вместе с увеличением карбо¬
натной фракции, в которой доминируют главным образом
раковины фораминифер. Самое высокое содержание орга¬
нических веществ в осадках центральных
и
в нутр енн их
котловин, где относительно большое поступление и уме¬
ренный перенос этих веществ
приводят к
их
акти вной
аккумуляции.
Меньшая скорость отложения и большая
глубина, а также благоприятные условия для окисления
органических веществ вызывают менее эффективное их
накопление во внешних
глубоких котловинах . Неско лько
котлов ин и мею т
пороги на
глубине или близко к глубине
264

МАТЕРИКОВЫЙ
слоя кислородного минимума в толще воды, что способст¬
вует относительному сохранению и накоплению
орга ни¬
ческих
веществ благодаря ограниченной жизнедеятель¬
ности бентосных организмов.
Минералы в составе осадков образуют три основные
группы.
В северном районе М. б.,
в
который входит и
район северных островов с проливами, и дальше на Ю
не позволяют с достоверностью утверждать
об ув еличе¬
нии с глубиной фракции иллита и соответствующем умень¬
шении
фракции каолинита.
Обычно в вершинах банок и на отдаленных от берега
хребтах М. б . Южной Калифорнии залегают
породы
с прослойками и конкрециями фосфоритов, а также не¬
которого
количества
глауконита. Возраст осадков
—
от
Рис.
1. Карта геологической с ъ ем к и морског о дн а у Ю жн ой Калифорнии.
Типы пород: 1 —
послемиоценовые; 2 —
миоценовые; 3 —
домиоценовые; 4 — фундамент.
вдоль внешнего края М. б .
в ос ад ка х преобладают эпи-
дот и непрозрачные
минералы.
В центральном районе
к олич ест во
последних увеличивается;
во
внутреннем
и
южных районах важной компонентой становятся амфи¬
болы. В
самом
южном
районе, против северной части
Нижней Калифорнии, к вышеупомянутым минералам при¬
соединяется большое
количество
пиро ксен ов.
Глины со¬
стоят также, очевидно,
из
хорошо
перемешанных фрак¬
ций трех основных групп минералов,
но весьма общие и
относительно давние исследования
по их
распределению
позднего миоцена до позднего плиоцена. Осадки на внеш¬
нем
крае
шельфа характеризуются главным образом
накоплениями глауконита.
Шельфовые осадки вдоль п-ова Калифорния и вокруг
ос трово в
являются
комплексом
ост аточных
отложений,
отражающих изменения уровня
моря
во
время
пл ей¬
сто цен овых
оледенений.
Эти осадки
перемежаются
с
линзами современных
осадков и в свою очередь пре¬
вращ ены
в
остаточные
образования на поверхности
дна.
265

МАТЕРИКОВЫЙ
Подводные конусы выноса у выходов нескольких ак¬
тивных
каньонов,
прорезающих
материковый склон,
содержат большое количество песка и гравия, чередую¬
щихся с серо-зеленым глинистым алевритом. В более круп¬
нозернистых осадках наблюдается флюидальная полосча¬
тость, косая слоистость, ритмичная слоистость и другие
текстуры,
обычно сопутствующие осадкам мутьевых по¬
токов.
Зеленые глинистые алевриты
котловин,
ск лоно в
и
конусов в ын оса
—
плотные и бесслоистые в результате
перемешивания
закапывающимися бентосными
организ¬
мами .
Только в котловине Санта-Барбара, где низкое
содержание
кислорода
в
придонных
водах
сдерживает
развитие закапывающихся форм, эти осадки сохраняют
ленточные текстуры, указывая
на годовой цикл осажде¬
ния
вз вешен ных
наносов.
Годовые циклы седиментации
подтверждаются близким соответствием возраста пород
в
колонках
грунта из этой котловины,
определенного
с помощью подсчета тонких слоев и датировки радиоугле¬
родным методом.
Геологическая история М. б . Южной Калифорнии.
М. б. Южной Калифорнии, вероятно, возник в позднем
миоцене,
а
позднетретичная
и
плейстоценовая орогени-
ческая активность усилила некоторые простирания.
Ра¬
нее
отмечалось сходство геологического строения М. б.
и
примыкающей к нему суши, поэтому стадии образования
складок и разломов, отмеченные на
суше, по-видимому,
также относятся и к М. б. После возникновения М. б.
начался
процесс седиментации в ряде котловин, начи¬
ная с ныне заполненных
кот лов ин
—
Вентура, Лос-Анд¬
желес, Сан-Фернандо и Санта-Мария. После окончател ь¬
ного заполнения этих впадин изменение гидрологического
режима
мелководных шельфов и прибрежного осадко-
накопления быстро привело к размыванию
М.б.дооб¬
разования современных прибрежных равнин. В настоящее
время желоб Сан-Диего заполнен до высоты порога, через
который осадки начинают поступать
в следующий ряд
котловин. Если не произойдет каких-либо больших струк¬
турных изменений, М. б. в конце концов будет полностью
размыт и перекрыт
линзами материковых отложений, что
приведет
к образованию типичной материковой террасы.
Таким образом, М. б. Южной Калифорнии представляет
собой
молодую стадию
развития
материковой ок¬
раины.
Экономическое освоение М. б. В настоящее время
эко¬
номическое освоение М. б.
н апр авл ено
на
разведку
за¬
пасов нефти в различных подводных структурах шельфа,
банок и отмелей. В будущем промышленную ценность,
возможно, будут иметь залежи фосфоритов. Россыпи тя¬
желых минералов на шельфе и в вершинах мелководных
банок могут также оказаться доступными для промышлен¬
ного освоения.
Прочие М. б . Другие М. б., хотя и отличаются друг
от друга,
имеют,
по-видимому,
похожую геологическую
историю (сравнительно недавнее опускание
и затопление
материковой квазикратонной земной коры) и ряд общих
характерных свойств. Сходство состоит в том, что в де¬
прессиях накапливаются осадки, а на поднятиях или об¬
наж аютс я
коренные породы,
или
о са д ки преобразуются
в
аутигенные минералы. В структурном отношении все
М. б . представляют собой, вероятно, молодые материко¬
вые окраины. Возможно, что древним М. б . является ши¬
рокая терраса, окаймляющая южноатлантический при¬
брежный район США (плато Блэк и Багамы). Возможно,
что этот рельеф представляет одну из форм материковой
окраины. Другой формой может быть уступ и краевой
желоб, которые являются типичной начальной стадией
образования молодых
материковых
окраин,
например
тихоокеанских у побережья Южной Америки и остров¬
ных дуг восточной части Тихого океана (см. также Под¬
водные плато).
Гидрологический режим. Гидрологический режим М. б .
Южной Калифорнии вызывает особый интерес: глубина
порога определяет характерные свойства вод, находя¬
щихся ниже порога. Например, глубина порога котло¬
вины
Санта-Барбара находится на глубине слоя кислород¬
ного минимума
в толще воды открытого океана. Поэтому
вода, заполняющая подпороговый участок котловины,
имеет такую же постоянную температуру и соленость, как
и вода в открытом океане на глубине порога с низким,
до нулевого, содержанием кислорода.
Характеристики
водных масс котловин М. б . указывают на то, что движе¬
ние воды в котловинах происходит с Ю на С в направле¬
нии наклона М. б. В поверхностной циркуляции доми¬
нирует направленное на Ю Калифорнийское течение,
которое проходит вдоль внешнего края М. б. на С и за¬
тем поворачивает на 3 над материковой окраиной. В се¬
верной половине центрального района М. б. северо-за¬
падные ветры определяют подъем глубинных вод на по¬
верхность. Это явление может быть вызвано также поступ¬
лением части поверхностных вод в Калифорнийское те¬
чение. Последующий подъем глубинных вод компенсирует
эту потерю.
В любом случае центральный район М. б.
характеризуется более низкой температурой воды
на
поверхности
и высокой продуктивностью.
Локальная
поверхностная
циркуляция
зависит от
характера местных ветровых течений. Там, где дуют бризы
(дневной
—
с моря на сушу, ночной — с суши на море),
весной и летом по утрам образуются туманы. Северо-за¬
падный ветер превосходит стоковый ветер над поверх¬
ностью воды у мысов и образует участки подъема глубин¬
н ы х вод. Вихревое движение Калифорнийского течения
и втягивание в него более глубинных вод, а также смеж¬
ных поверхностных вод образует перенос вод смешанного
типа,
имеющего переходный характер. Данный район
является
местом стыка бореальных водных масс с суб¬
тропическими водными массами, что отражается на разно¬
образии сме шанных
и
переходных
скоплений фауны.
М. б. представляют большой научный интерес с точки
зрения моделирования океанических циркуляций. Каж¬
дая котловина может рассматриваться как модель океана
с глубоким ложем, склонами, каньонами. Большое разно¬
образие водных, батиметрических и седиментационных
факторов
обеспечивает
наличие
множества
биотопов,
которые должны быть изучены биологами. В закрытых
котловинах могут проводиться исследования аккумуля¬
ции осадков. Изучение циркуляции, вплоть до механизма
многослойного потока, можно осуществить в отдельных
котловинах.
Д. С . ГОРСЛАЙН
МАТЕРИКОВЫЙ СКЛОН
Термин введен Вагнером (1900). Под термином надо
понимать М. с. от края материковой отмели до ложа океана.
Хизен и др. (1959) предложили более конкретное толко ¬
вание этого термина: М. с .
—
это «.
.
.
относительно кру¬
тая (уклон 3—6°) часть дна, которая расположена у внеш¬
него
края
материковой отмели».
Средний уклон М. с .
1 : 75 (4°), и его нижняя граница произвольно устанавли¬
вается в том месте, где уклон становится равным 1 : 40.
Ширина М. с.
обычно 20—100
км,
глубина колеблется
от 100—200 до 1400—3200 м. Однако крутой уклон глубо¬
ководных желобов может наблюдаться до абиссальных
глубин. Поверхность М. с. может быть ровной или тер¬
расированной, что впервые отметил Бухман (1887).
265

МАТЕРИКОВЫЙ
Рис. 1 . Основные фации отложений,
показывающие развитие
шельфа и склона (по Ричу, 1951). Согласно Ричу, материковая
терраса напоминает
затопленную дельту с осадками, контро¬
лируемыми подошвой волны.
Рис. 2. Материковый склон —
обращенное к морю
крылоороген-
ного
пояса.
Материковый склон
может образоваться обвалом
призмы осадков на
материковое подножие, создавая
при этом
эвгеосинклинальную складчатую область, которая наращивает
материк. Дитц считает та кое явлен ие первопричиной образования
материковых склонов.
Стадия /. Показана геология среднеатлантического побережья,
как условно существующая в наше время (вертикальная шкала
сильно
преувеличена). Фундамент состоит
из
палео зойског о
эвгеосинклинального орогена (Б) с интрузивным плутоном (Л).
Фундамент покрывается клином мезозойских
и
кайнозойских
осадков (В) и призмой отложений, возникшей на материковом
подножии
в
результате деятельности
мутьевых
пото ков
(Г)
(по Дитцу, 1964).
Рис. 3. Стадия II. Предполагается,
что в
будущем поддвиг
океанической коры превратит клин террасы и материковое под¬
ножие в
ороген. Морское крыло нового орогена будет составлять
новый материковый склон структурного происхождения (по
Дитцу, 1964).
М. с.
—
широко распространенный элемент рельефа.
Обычно М. с. переходит в материковое подножие. Океани¬
ческие острова имеют аналогичные островные склоны,
хотя у коралловых островов иногда встречаются уступы
с более крутыми склонами (1:1,
или
45°), идущими до
значительных
глубин. Склоны вулканических островов
Рис. 4. Вторичный (осадочный) материковый склон и подножие,
образованные карбонатными осадками.
Карбонат ные структуры (типа атол лов)
яв ляютс я
причиной
образования по крайней мере верхних частей некоторых матери¬
ковых склонов. Рифовые известняки преграждают поступление
обломочного материала с острова.
Така я рифовая структура
способна образовывать очень крутые склоны.
В более общем
случае
карбонаты
и
обломочный
материал перемешиваются.
Необходим более древний материковый склон, прежде чем могла
начаться эта карбонатная модификация (по Дитцу, 1964).
местами
могут бы ть
тоже довольно
крутые,
например
склоны
подводных
оползневых
уступов.
Более других
отвечают
нормальному типу М. с . склоны с признаками
первичной аккумуляции осадков, видоизмененные бороз¬
дами и ущельями.
В тех случаях, когда за внешним краем материковой
отмели находится материковый бордерленд, или окраин¬
ное плато, М. с . разделяется на два сектора
—
внутрен¬
ний и внешний (у наружного края бордерленда), опре¬
деленный Хизеном как окраинный уступ.
С точки зрения условий седиментации М. с . может
быть районом без отложений, с которого осадки спол¬
зают на материковое подножие или относятся течениями
или мутьевыми потоками на абиссальную равнину. В этом
случае грунтовыми трубками и драгами могут быть обна¬
ружены обломки
пород
материкового
происхождения
(например, породы, похожие на гранит, как в районе Юж¬
ной Калифорнии, или горизонта льно залегпощие ме з о ¬
зойско-кайнозойские
породы,
как в
н еко то рых районах
атлантического побережья США). М. с. может быть также
районом отложения осадков в виде крутопадающих слоев,
где
задерживаются
обломочные образования неритовой
области шельфа. Такие районы встречаются у больших
дельт и на более отлогих
материковых склонах (например,
в
районах атлантического побережья США). Эту среду
Рич (1951) выделил в стратиграфии как клинотемову ю
фацию в противоположность ундатемовой фации нерито¬
вой области шельфа и фондотемовой фации (турбидито-
вой фации) абиссальной равнины; упомянутая термино¬
логия представляет только исторический интерес и ши¬
роко не используется.
Таким образом, М. с .
в
структурном отношении мо¬
жет быть либо сбросовым или складчатым, либо
аккумуля¬
тивным, т. е. осадочным (биогермным или вулканическим).
РОУДЗ У. ФЕЙРБРИДЖ
См. также
Материковое подножие; Осадки матери¬
ковой отмели и материкового склона; Подводные плато

мексиканский
МЕКСИКАНСКИЙ ЗАЛИВ
М. з. является сравнительно мелководным бассейном
океанического типа у юго-западных берегов Северной
Америки. Его наибольшая глубина немногим более 3600 м,
площадь около 1602 тыс. км2. Вместе с Карибским морем
М. з.
образует «Американское Средиземноморье» (со¬
стоящее из пяти основных котловин), и поэтому М. з.
часто называют Мексиканской котловиной. По сравнению
с другими котловинами Американского Средиземноморья
начально была продолжением американской береговой
равнины и что теперешний М. з. образовался в результате
опускания этого участка в кайнозое.
Ирдли (1951) уста¬
новил, что образование М. з. относится к позднему пале¬
озою.
Однако
дальнейшая
геофизическая
информация
(Юинг и др.) наводит на мысль, что центральная часть
М. з. является типичным участком океанической земной
коры: некоторые исследователи пользуются этим для дока¬
зательства того, что она всегда была океаническим бассей-
М. з.
—
это простая, правильная структура,
без крупных
подводных желобов
или хребтов (рис. 1).
Геологическое строение дна.
ВМ.з.,
за
исклю¬
чением крайней северной и юго-западной частей мате¬
риковой отмели (районов с огромными запасами нефти),
проведено недостаточно систематических геофизических
исследований. Большинство выполненных работ ограни¬
чивалось
сейсмическим,
магнитометрическим,
грави¬
метрическим и геоакустическим и зуч ен ием
лишь крупно¬
масштабных геологических структур. Поэтому история
геологического развития М. з .
в целом продолжает оста¬
ваться слабо изученной.
Наиболее ранние представления о происхождении
М. з . дает гипотеза Зюсса (1885) (и различные ее варианты),
который утверждал, что центральная часть М. з. перво-
ном, однако другие (Фейрбридж) рассматривают такие
участки квазикратонного характера как районы нарушения
сплошности земной коры, ее растяжения и
последующего
образования нового дна океана. Характерным элементом
рельефа дна М. з. является глубоководный желоб, за¬
полненный осадками мощностью 50 000 футов; ось же¬
лоба простирается в направлении с В на 3 параллельно
побережью штатов Техас и Луизиана. Эта прибрежная
геосинклиналь М. з . в западной и центральной ее частях
заполнена
песчано-гл инистыми
отл ожен иями
третичного
возр аста ,
а в восточной
части
—
карбонатными образо¬
ваниями позднемезозойского и третичного возраста. Точ¬
ное положение восточной
границы желоба не
определено
отчасти из-за недостатка сведений, отчасти из-за фациаль¬
ной изменчивости осадков; песчано-глинистые отложения
268

МЕКСИКАНСКИЙ
по простиранию замещаются карбонатными. Карбонатные
осадки накапливаются медленнее, чем обломочный ма¬
териал. Поэтому слой известняков и доломитов у берегов
Флориды (мощность 10 000 футов), возможно, эквивалентен
по времени удвоенному или утроенному по мощности слою
песков и глинистых сланцев у берегов Техаса и Луизианы.
Считают,
что
геосинк линаль
начала
развиваться,
когда
продукты разрушения тектонических
поднятий,
образовавшихся в конце мелового периода в результате
Ларамийского орогенеза, стали поступать вниз к побе-
а также в
результате тектонических движений до сих пор
не
определены.
Вероятнее всего,
прибрежная
мульда
М. з. относится
к типу
«паралиагеосинклиналей» (со¬
гласно классификации Кея).
Изучение геологии М. з .
послужило
толчком
к
ис¬
следованию природы ряда подводных холмов, известных
под
названием банки Сигсби, которые поднимаются
не
менее чем
на 200 саженей
над
абиссальной равниной
Сигсби в центральной части М. з .
На рис.
2 показано
местоположение
равнины
и
холмов и основные физико-
Рис. 2. Физиографическое подразделение Мексиканского зал. (по Юингу и др.,
1958).
режью.
Из них формировались речные дельты, подобные
современной дельте Миссисипи, которые разрастались
и
продвигались в глубь моря, выступая за край шельфа.
По мере накопления осадков на шельфе подстилающие
слои в области наибольшей аккумуляции начинали про¬
гибаться, создавая тем самым
возможность
накопления
новых толщ осадков.
Так могла образоваться мульда,
или геосинклиналь. Для последующего осадконакопления
были также необходимы направленные вниз смещения крае¬
вых и прибрежных участков. Ученые до сих пор спорят
об истинном механизме образования геосинклинали. Раз¬
меры прогибания субстрата в геосинклинали при актив¬
ном
погружении под нагрузкой и при пассивном сжатии
слоев, залегающих под мощной толщей рыхлых осадков,
географические провинции М. з. Юинг и др. (1962) утвер¬
ждают, что эти холмы
—
вершины нижележащих соляных
куполов. Соляные купола часто встречаются вдоль по¬
бережья Техаса и Луизианы и на
территории этих штатов.
Известно также, что соляные купола встречаются в райо¬
нах перешейка Теуантепек в крайней южнс й части М. з .
Никакой соли с холмов банки Сигсби получено не
было; и хотя они весьма сходны с вулканическими по¬
стройками, магнитометрические и гравиметрические
из¬
ме рен ия
не
подтве рдили
их
вулканической природы.
Поэтому логически оправдано объяснение их образова¬
ния
посредством соляной тектоники.
Однако, с другой
стороны, эти холмы могут представлять собой диапиры,
выполненные пластичной глиной.
269

мексиканский
Возможно, что купола центральной части М. з .
и
прилегающего шельфа, банки Сигсби и купола
Теуан¬
тепека обязаны своим происхождением одному и
то му
же
соляному слою
юрского
или
пермского возраст а, который
является
исходным
материалом для
сол яных
куполов
М. з.
Однако такое предположение
могут
подтвердить
только дальнейшие геологические исследования.
Донные осадки и рельеф дна.
Шельф. К шельфу
М. з.
о тнос ятся
Юкатанский
шельф (зал. Кампече),
шельф западного побережья Флориды и шельфы Техаса
и
Луизианы. Он расчленяется Флоридским прол. (между
п-овом
Флорида и
о. Куба), Юкатанским прол. (между
п-овом Юкатан и о. Куба) и обширной дельтой Миссисипи,
которая, пересекая шельф, почти достигает материкового
склона.
Шельф М. з. как в геологическом, так и в
геоморфоло¬
гическом отношении представляет единое целое с матери¬
ком.
Западнее п -о ва
Флорида, где шельф является про¬
должением поверхностных известковых карстов полуостро¬
ва, осадки представлены тонким слоем неконсолидирован¬
ного карбонатного детрита. Часть этого слоя относится
к
плейстоцену, другая часть
—
к
голоцену. Поверхность
шельфа в этом районе сравнительно ровная, но террасиро¬
ванная. Редкие неровности поверхности шельфа представ¬
лены
н ебо льш ими
куполами
и
хребтами вблизи изобаты
30 саженей. Гулд и Стюарт (1955) связывают их происхож¬
дение с образованием рифов в плейстоцене, когда уровень
моря был
ниже
существующего.
Джордан и Стюарт (1959) отмечали четыре различных
физико-географических типа рельефа на верхнем склоне
и внешней стороне шельфа западнее центральной части
Флориды. К ним относятся небольшие хребты и желоба,
рифовые образования и одиночные скалы,
куполовидные
поднятия и ступенчатые хребты. Эти хребты представляют
собой серию широких террас на глубине 115 саженей;
позже эти же авторы (1961) описали террасы на такой же
глубине к Ю от внешнего Флоридского прол. Для послед¬
него характерен карстоподобный рельеф (Джордан, Мэл¬
лой и Кифоид, 1964).
В неритовой зоне шельфа северо-западного побережья
Флориды и узкого шельфа побережья Алабамы преобла¬
дают кластические осадки, в
которых доминирующей ком¬
понентой песков является кварц. Кремнистые пески
пр о¬
стираются
к 3 от дельты Миссисипи, где они перемешаны
с другими наносами и илом,
приносимыми реками,
впа¬
дающ ими
в
зал.
Мобил. На осадконакопление вблизи
западного края Миссисипского островного барьера влияет
речная система Миссисипи. Дельтовые илы частично
пере¬
крывают осадки шельфовой зоны этого района; в низинах
пески
и
гл ины
перемешаны с осадками дельты. Не по¬
крытые песком террасы простираются на 3 до централь¬
ной части побережья Луизианы, где снова
на поверх¬
ности осадков изредка появляются пески и илы.
Согласно Ван-Анделю (1960) и Шепарду (1960), оса¬
дочный материал северной части М. з. принесен двумя
главными реками: Миссисипи и Рио-Гранде. Осадки из
Миссисипи переносятся на 3 сезонными ветровыми при¬
брежными течениями. Между главными речными систе¬
мами имеется много менее значительных рек, таких, как
Сабин, Тринити, Колорадо, Бразос и
др. Некоторые из
этих рек впадают в бухты, так что большая
часть
их
наносов никогда нещостигает открытого шельфа.
В осадках северной и северо-западной частей шельфа
М. з.
преобладают неизвестковые пески и глины.
Пески
залегают в виде п ол ос,
параллельных берегу и соответ¬
ствующих прежним уровням моря; тонкозернистые фрак¬
ции располагаются дальше от берега.
Рельеф северной и северо-западной частей шельфа
М. з. менее однообразен, чем на 3 Флоридской платформы,
и состоит из банок, холмов, хребтов и куполов. Большую
270
часть банок и холмов
покрывают водорослевые рифы,
образовавшиеся при низком уровне моря в плейстоцене;
некоторые купола и холмы образованы направленными
вверх движениями солевых масс. Часто у
этих куполов
находятся залежи нефти.
Шельф у восточного побережья Мексики является
наиболее узкой частью шельфа М. з. Хотя сведений о по¬
крывающих
его
осадках
почти
нет,
известно,
что
для
района Тампико характерны пески,
нанесенные сюда
р. Пануко, собирающей воды с западных районов Мек¬
сики. Далее к Ю, у Веракрус, поверхностный слой отло¬
жений составляют обломки коралловых рифов и смешан¬
ные
карбонатно-обломочные осадки.
Эти
смешанные
осадки располагаются
вдоль
южной
границы М. з.
до
зал. Кампече, смежного с перешейком Теуантепек.
Местные реки, протекающие по
гор ным породам,
переносят
обломочный
материал
и
откладыва ют
его
на
шельфе до 92° з. д. ,
где
начинается
Юкатанский
шельф.
Юкатанская платформа, подобно шельфу у западного
побережья Флориды, представляет собой карбонатное
плато, являющееся продолжением карстовой поверхности
материка. Осадки шельфа состоят из неконсолидирован¬
ных
карбонатных илов.
Юкатанский шельф,
хотя
и
до¬
вольно ровный, расчленен террасами, соответствующими
прежним уровням моря (Логан, 1962). Эти террасы имеют
форму уступов между глубинами 16—20, 28—35, 50—75 са¬
женей. На этом шельфе существует дугообразная линия
коралловых рифов и безрифовых куполов. Рифы распо¬
ложены параллельно изобате 30 саженей и
примерно так
же, как на шельфе западного берега Флориды.
Материковый склон.
Материковый склон,
так же как и шельф, непрерывной каймой обрамляет котло¬
вину М. з . У внешнего края Флоридского шельфа (карбо¬
натной платформы) самый крутой материковый склон.
В этом районе шельф переходит в склон на глубине 35 са¬
женей. Уклон дна между глубинами 35 и 100 саженей —
около 3 футов на милю, а
между 400 и 500 саженями воз¬
растает до 300 футов на милю. Далее он достигает
на и¬
большей из известных величин крутизны склона — около
39°.
Крутизна склона позволяет предположить,
что он
сбросового происхождения, хотя других подтверждений
этому нет.
На склоне выделяются
отдельные хребты и
холмы.
Северо-западная часть склона прорезана каньо¬
ном Де-Сото, который начинается на глубине 240 саженей
и заканчивается на 500 саженях; наибольшая изрезанность
склона отмечается на глубине 100 саженей.
В северной части М. з . материковый склон менее
крутой, в северо-западных районах М. з.
он характери¬
зуется
исключительно
хо лмис тым
рельефом, сформиро¬
вавшимся в
результате интрузий соляных масс и эрозии
дна в эпоху плейстоценового понижения уровня
моря,
а также,
по-видимому,
вследствие подводных
оползней.
Менее
известен
рельеф склона у восточного побе¬
режья Мексики,
хо тя
промерами глубин установлено,
что он весьма узкий и очень крутой.
Склон в крайней южной части М. з. также крутой.
Он прорезан каньоном Кампече между перешейком Теуан¬
тепек
и
Юкатанским
шельфом. Склон, прилегающий
к Юкатанскому шельфу, также крутой и пр одо лжа ет ся
вниз
к
абиссальной равнине. Покрывающие его осадки
состоят из фораминиферовых лютитов и крупнообломоч¬
ного материала, сместившегося сюда в результате подвод¬
ных
оползней с карбонатного шельфа.
Глубоководное дно. На дне М. з . возвы¬
шается крупная седиментационная структура, названная
Миссисипским конусом. Она представляет собой конусо¬
образное скопление отложенного материала.
Вершина
конуса расположена на месте плейстоценового устья
Миссисипи, которое в настоящее
вр емя
погружено
на

МЕКСИКАНСКИЙ
глубину нескольких сотен футов. Осадки, слагающие этот
веерообразно расширяющийся конус со слабо выпуклой
поверхностью, расстилаются
вниз по материковому склону
и даже далее по дну
котловины.
Состав этих образований, судя по взятым из них ко¬
лонкам грунтовых проб, напоминает состав осадков, по¬
крывающих дно абиссальной равнины Сигсби. Верхняя
часть осадков в каждой колонке представлена красновато-
к оричне в ым фораминиферовым лютитом, который пере¬
крывает слои серой илистой глины.
Абиссальная равнина М. з .
(Сигсби.
—
Ред.) частично
покрыта
осадками,
характерными
для
Миссисипского
конуса.
Равнина
Сигсби
совершенно
гладкая.
Юинг
(1962) отметил, что это, быть может, один из самых пло¬
ских участков океанического дна
—
его градиент не пре¬
вышает 1 : 8000.
Гидрологический режим. Водные массы.
Ос¬
новной приток воды в М. з.
осуществляется через Юка¬
тан ский
прол. ,
глубина порога которого 1500—1900 м.
Глубина порога и определяет наибольшую глубину, до
Рис. 3 . Распределение солености в ядре субтропического максимума солености в Мексиканском зал. (по Дефанту,
1961).
Согласно Юингу (1958), серая илистая глина относится
к плейстоцену, что было доказано радиологическими ме¬
тодами определения возраста пород (углерод-14) и палеон¬
тологическими
данными.
Считают, что перекрывающий
люти т предста вл яе т го лоценовые (современные) осадки.
Миссисипский
конус сформировался благодаря вы¬
носу
в плейстоценовое время р. Миссисипи большого ко¬
личества глинистых осадков и их распространению
по
дну
М.з.в
результате переноса мутьевыми потоками. Свиде¬
тельством такого происхождения конуса является тот
факт, что осадочный чехол холмов Сигсби, возвышаю¬
щихся над дном абиссальной равнины, не содержит серых
гл ин,
характерных для осадков конуса. По-видимому,
серые глины отлагались вокруг холмов, но не на их
ве р¬
шинах,
располагавшихся выше уровня осадочных взве¬
сей. Осадки на
поверхности холмов, по крайней мере тех,
на которых были взяты колонки, состоят главным обра¬
зом из
фораминиферовых илов и пр едста вляю т отложения
эпох интенсивного осаждения остатков планктонных орга¬
низмов.
Ноулин и др. (1965) описали такие холмы, располо¬
женные примерно в 150 км к ЮЗ от банки Сигсби.
которой воды Юкатанской котловины Карибского моря
проникают в М. з. Большая часть вытекающей воды дви¬
жется в Северную Атлантику через Флоридский прол.
который соединяет М. з. с океаном. Глубина порога Фло¬
ридского прол. около 800 м. Так как глубина порогов
проливов Анегада, Юнгферн и Наветренного, которые
соединяют Карибское море с Северной Атлантикой, зна¬
чительно больше, чем глубина порога Флоридского прол.,
воды
океана
беспрепятственно
проходят
через
Аме¬
риканское Средиземноморье
в
верхнем 800-метровом
слое.
Водные массы, входящие в М. з . через Юкатанский
прол.,
образуются путем смешения южноатлантических
вод, переносимых к С Гвианским и Северным Пассатным
течениями,
с
североатлантическими водами из западной
части Саргассова моря. Соотношение южноатлантических
и
североатлантических вод в Юкатанском прол. от 1:4
до 1:2.
Изогалины, которые очерчивают ядро субтропического
максимума солености (рис. 3), дают некоторое представле¬
ние
об общем распределении течений в западной части
М. з. на глубине 100—200 м.
271

мексиканский
Хотя субтропическая вода с максимумом солености
в сильной степени Елияет на поверхностную воду М. з .,
ее характеристики мало меняются на
пути вдоль этого
района, и она
не так
хорошо перемешана
в
гори зонта ль¬
ном направлении, как в Карибском море.
Толщина перемешивания поверхностного слоя опре¬
деляется
глубиной,
выше
которой температура воды
остается однородной; она изменяется от нескольких ме¬
тров до 125 м в зависимости от района, времени года и
местных
влияний. В центральной части М. з .
средняя
толщина этого слоя в январе—феврале около 90 м. Эти
ме сяцы
обычно
самые
холодные для М. з .
Анализ распределения средней месячной температуры
поверхностного слоя в феврале показал, что вдоль ме¬
ридиана она изменяется от 18° С у северного побережья
М.з. до24°Су
юкатанского берега. Севернее Юкатан¬
ского прол.
изотермы отклоняются к С, что вызывается
влиянием вод, проникающих через этот пролив. Суточные,
годовые и региональные
изменения
температуры поверх¬
ностного слоя установлены недостаточно надежно, хотя
известно, что каждое характеризуют значительные коле¬
бания.
В центральной части М. з. соленость поверхностных
вод 36,0—36,3°/00. Однако на 3 центральной части М. з.
в
100 милях от изобаты 180 м (на краю Юкатанского
шельфа) была отмечена соленость 36,6°/00. Соленость
прибрежных поверхностных вод обычно зависит от атмо¬
сферных осадков, речного стока, испарения, притока вод
Карибского моря (для района Юкатанского шельфа) и,
возможно, от подъема глубинных вод. Река Миссисипи
оказывает наиболее сильное влияние: ее воды (по соле¬
нос ти
менее
35,5°/00) прослеживаются на глубинах до
50 м и на расстоянии до 150 км от берега. Конечно, по
мере приближения к устью реки соленость значительно
пон ижа етс я:
в
н еско льк их
милях
от берега она менее
25°/оо* Во многих других прибрежных районах также встре¬
чаются значительные колебания солености, однако из-за
неполных,
малочисленных
данных
трудно
определить
характерные для отдельных районов масштабы времен¬
ной изменчивости.
На рис. 4 показана Т, 5-кривая, характеризующая
воды М. з. ниже поверхностного слоя и
ядра субтропиче¬
ского максимума солености.
Конечно, могут быть неко¬
торые различия
в
глубинах, на которых встречаются тем¬
пература и соленость, отмеченные на этой 7\ 5-кривой.
Однако 200 м можно принять за среднюю глубину изо¬
термической поверхности 16° С.
Воду минимальной солености у нижней границы глав¬
ного термоклина можно считать остатками субантаркти¬
ческой промежуточной воды, которая формируется в Юж¬
ной Атлантике приблизительно на 45—50° ю. ш ., в районе
антарктического полярного фронта. Глубина залегания
ядра этой воды в Юкатанском прол. меняется от 850 до
1000 м.
На этих горизонтах
она характеризуется соле¬
ностью
34,86°/00 и температурой приблизительно 6,2° С.
Эта вода прослеживается в М. з . повсеместно, хотя внутри
ядра ее соленость на 0,02°/0о больше, а температура на
0,1° С меньше в западной части М. з . по сравнению с во¬
с точн ой. Глубина зале га н и я ядра субантарктической про¬
межуточной воды, которая определяется динамическим
режимом течений и поэтому неодинакова, в самом М. з.
обычно меньше, чем в Юкатанском прол.,
и составляет
550 м. Эта вода еще прослеживается во Флоридском прол.,
но ее уже невозможно различить в Северной Атлантике
к С от указанных
м ест.
На глубине 1500 м средние значения температуры и
солености 4,22° С
и
34,97°/00. Ниже этого уровня, осо¬
бенно от горизонта 2000 м до дна, температура и соленость
не
испытывают
заметных
горизонтальных
изменений;
характеристики этих глубинных вод соответствуют ги¬
272
потезе, что котловина М. з . была наполнена карибскими
водами через порог
в Юкатанском прол. Ниже 2000 м
наблюдается
незначительное
возрастание средней тем¬
пературы
С<д0,1° С/1000 м)
и
средней
солености
(~0,002°/0о/1000 м) и
сохраняется
почти
нейтральная
(слабо положительная) устойчивость.
Течения. Особенностью поверхностной циркуля¬
ции М. з . является направленное по часовой
стрелке те ¬
чение в его восточной части, образующее петлю. Запад¬
ная часть этой петли представлена Юкатанским течением,
которое движется
из
Карибского моря (от Гондураса)
через Юкатанский прол.
и вдоль восточного
края Юкатан¬
ского шельфа в центр восточной части М. з . Из этого района
поток поворачивает на В, затем на ЮВ, далее снова на В
и выходит в
Северную Атлантику через Флоридский прол.
уже как Флоридское течение.
По данным Кокрайна (1963), наибольшая скорость
Юкатанского течения внутри ядра от 50 до 200 см/с.
Скорость поверхностного течения достигает максимума
ранним летом; в э то
время его узкий стрежень распола¬
гается приблизительно над изобатой 180 м на западной
стороне Юкатанского прол. По-видимому, скорость те¬
чения на западной стороне пролива намного больше, чем
на восточной; предельная ширина течения достигает 60—
80 миль.
Наименьшая скорость течения отмечается в ок¬
тябре—ноябре; в это время стрежень течения несколько
расширяется и располагается
на большей глубине. Справа
о т течения,
видимо,
существуют
ме стны е
круговороты.
Предполагают также, что , по крайней мере в некоторые
сезоны, существует поверхностное противотечение, иду¬
щее на ЮЮЗ вдоль берегов Кубы в Карибское море.
По-видимому, Юкатанское течение бывает в
геостро-
фическом равновесии. Его можно легко отличить по на¬
клону изотермических поверхностей в направлении, пер¬
пендикулярном к скорости на поверхности; кроме того,
более теплая вода находится справа от течения.
Северная
часть
петли
поверхностной циркуляции
привлекала к себе мало внимания, хотя динамическая
связь вод этого течения с северными водами М. з. может
оказаться важным звеном в объяснении циркуляции се¬
веро-восточной части М. з .
Флоридское течение, перенос вод которым составляет
25 млн. м3/с, обычно называют частью Гольфстрима,
и оно не будет здесь описано.
В противоположность вышеупомянутым течениям во¬
сточной части М. з ., слабые течения западной части М. з.
не очень хорошо выражены и,по-видимому, изменяются
во времени, пространстве и по интенсивности. Основываясь
на имеющихся данных и геострофических предположениях,
можно считать, что течения образуют большую вытянутую
спираль над абиссалью центра западной части М. з . Их
главная ось проходит с СВ на ЮЗ, так что течения на юго-
восточной стороне спирали направлены на СВ. Скорости
в
стрежне течения, направленного на СВ, около 50 см/с.
Эти характеристики, по-видимому, непостоянны, а изу¬
чать их трудно.
Прибрежные течения М. з . испытывают значительные
сезонные колебания как по направлению, так и по ин¬
тенсивности.
Приливы и волнение. Средняя ве личина
прилива
в М. з. невелика, она не превышает на большин¬
стве береговых станций 1—2 футов. Характер прилива
вМ.з.
—
суточный. Однако в прибрежных районах Фло¬
ридского прол. наблюдаются полусуточные и смешанные
приливы
и величины приливов немного больше, чем у по¬
бережья М. з.
Ветровое волнение, развивающееся в М. з ., невелико:
наибольшая высота волн редко превышает 5 м.
Основной о пасн ость ю д ля
жителей
низме нных бере¬
гов М. з . является затопление во
время штормовых
на-

МИКРОСЕЙСМЫ
Рис. 4 . Характерная 7,5-кривая для вод Мекси¬
канского зал.,
расположенных ниже изотерми¬
ческой
поверхности 16° С.
гонов. Такие подъемы воды, обычно вызванные прохожде¬
нием
ураганов, достигают в М. з . высоты 5 м. После того
как ураган входит в М. з., обычно через Юкатанский прол.,
он сохраняет северное направление движения, и штормо¬
вые нагоны чаще бывают на северном берегу М. з.
ДЖЕЙМС Л. ХАРДИНГ.
УЭРТ Д. НОУЛИН-МЛ.
См. также Гольфстрим; Карибское море.
МЕТОД ОПРЕДЕЛЕНИЯ АБСОЛЮТНОГО ВОЗРАСТА —
см. Радиоактивные изотопы (применение в океанографии).
МИКРОБИОЛОГИЯ МОРСКАЯ — с м .
Морская микро¬
биология.
МИКРОСЕЙСМЫ
В самом широком смысле термин «М.», или «сейсми¬
ческие шумы»,
означает колебательные движения земной
ко ры,
не
обусловленные землетрясениями или взры вами
(некоторые авторы считают главным источником М. штормы
на море).
Проблема М. далека от решения.
В 1958 г.
Гутен¬
берг отмечал, что «пятьдесят лет назад причины и тео¬
рия М. были источником обширных дискуссий. Так об¬
стоят дела и в наши дни». В 1963 г.
Хобрич и другие отме¬
чали,
что «эта проблема очень сложна и настаивать на
едином объяснении нецелесообразно».
Теория М. не должна стремиться объяснять явления
исключительно в зависимости от источника. И передаю¬
щая среда,
т.
е.
путь распространения,
и
приемник,
т. е . сейсмограф, действуют как фильтры, ослабляя волны
определенных периодов и пропуская другие. В то время
как действие первых часто трудно определить, последние
могут и всегда должны учитываться. Таким образом, на
сейсмической станции, так же как у источника и вдоль
пути распространения колебаний, желательны синопти¬
ческие наблюдения. Однако такие наблюдения никогда
не
ведутся,
и это создает серьезную трудность в решении
проблемы М.
►| 1мин
Ц■
Рис. 1. Микросейсмы с периодами 5—6 с, запи¬
санные долгопериодным сейсмографом Беньеффа
в Посадена (Калифорния) (по Гутенбергу, 1958).
Несмотря на эти ограничения, М. можно классифици¬
ровать по их источнику или по их периоду. Эти формы
классификации в значительной степени перекрывают» одна
другую. Диапазоны периодов (Т) являются только ориен¬
тировочными.
Короткопериодные
М.
(О<571<51 с).
Большая часть таких М. вызывается ветрами и деятель¬
ностью человека. Влияние ветра обусловлено его воздей¬
ствием на здания и деревья; искусственные М. могут быть
связаны с движением транспорта, механизмов и т. д. М .
вследствие ветра могут иногда иметь более длинный
период.
В рассматриваемом диапазоне периодов максимальное
смещение почвы наблюдается при периоде приблизительно
0,5 с. Причина этого неизвестна. Скорее она относится
к характеру фильтрации М., чем к источникам. Смещение
почвы обычно уменьшается как квадрат частоты, т. е .
ускорение при этих движениях приблизительно постоянно.
Различие между шумной и спокойной точками может
быть больше чем 100 : 1. Особенно шумны города, пески,
места близ океанов, рек, аэропортов и т. д .
Очень длиннопериодные М. (Г > 30 с).
Такие М. обусловлены перемещениями воздушных масс
неравного веса, что происходит обычно в дневное время.
Под грузом этих воздушных масс земля прогибается.
Такие М. могут быть записаны долгопериодными гори¬
зонтальными
сейсмографами,
которые
очень
чувстви¬
тельны к наклонам. Вертикальные сейсмографы могут
сделать такую запись только при особо благоприятных
условиях.
Псевдомикросейсмы.
Этот термин
при¬
меняется для обозначения колебаний, вызванных прибор¬
ными помехами. Их точную причину не всегда легко уста¬
новить. Благодаря высокой чувствительности современ¬
ных приборов необходимо предотвратить термодинамиче¬
ские движения в футляре прибора путем сохранения в нем
устойчивой термической стратификации. Вертикальные
длиннопериодные сейсмографы либо должны быть сбалан¬
сированы для эффекта Архимеда колебаний барометри¬
ческого давления, либо должны помещаться в жесткий,
непроницаемый для воздуха футляр. Электронные сейс¬
мографы могут показывать различные
кажущиеся
воз¬
273

МИКРОСЕЙСМЫ
мущения, такие, как
в озмущения вследствие к олеба ния
напряжения источника питания тока.
М.,
обусловленные
морскими
вол¬
нами.
Оставшаяся часть спектра (1 <3 Т <3 30 с) со¬
держит М., возникающие вследствие волнения в океане.
Самый обычный
период колебаний от 5 до 9 с. На рис. 1
б) Если шторм движется с моря на
сушу, период М.
со временем уменьшается. Обратная связь имеет место при
движении шторма (или холодного фронта) с суши на море.
в) Спектр М. береговой станции часто сходен со спек¬
тром волн у близлежащего берега, но период М. равен
пол ови не
периода
в олн
(рис. 2).
р
мне /Гц
Рис. 2. а
—
сравнение спектров микросейсм(/) и океанской зыби (2) в Ла-Холье (Калифорния)
(вертикальная скорость смещения суши сравнивается с высотой волн, а не с их скоростью); 6 —на¬
правление,
откуда приходят микросейсмические колебания;
в—
измерение ширины луча: этот
параметр равен единице для остронаправленного пучка лучей волн Рэлея с отсутствием энергии
и равен нулю для изотропного излучения (по Хобричу и др.,
1963).
приведен характерный пример. Более короткие периоды
наблюдаются близ небольших акваторий воды. В настоя¬
щее время известен один пример периодов длиннее 25 с. М .
рассматриваемого диапазона известны как «штормовыеМ.» .
Роль моря в образовании М. состоит в том, что оно
передает
земле энергию ветра. Прямая передача энергии
менее эффективна вследствие огромной разницы в плот¬
ности воздуха
и земли.
Наблюдения. Следующие факты являются
очевид¬
ными, но истолкование их до некоторой степени может быть
спорным.
а) М. образуются не
тол ько
волнами,
выз ва нны ми
прибрежными штормами,
но
и
штормами
(ураганами,
тайфунами и т. д.)
в
открытом море.
274
г) У приведенного выше правила имеется много исклю¬
чений: иногда соотношение периодов М.
и
волн
рав¬
няет ся 1:1.
д) Прогрессивные волны, т. е .
волны,
продв игаю¬
щиеся в одном направлении, не вызывают М., если глу¬
бина воды превышает
несколько сотен метров.
е) М. состоят в основном из волн Рэлея, но
из ред ка
преобладают волны Лява.
Иногда присутствуют более
высокие моды.
ж) Амплитуды колеблются от менее 0,5 мкм до зна¬
чительно
выше
10 мкм в период микросейсмичеекого
шторма.
Теория. Лонге-Хиггинс (1950) показал, что М. боль¬
шей частью вызывает интерференция двух противоположно

МИКРОСЕЙСМЫ
направленных волн. Амплитуды волн могут быть
неравными;
если амплитуды их равны, возникают
ст оячи е
волны.
Таким
волнам
не
обязательно
быть видимыми,
но
они
должны присутствовать
в
спек тре
как
побочное явление.
Эти волны вы¬
зывают
уплотненную
волну,
передающуюся вер¬
тикально
на
дно без
зат уха ни я.
Поскольку она
находится
в
фазе к горизонтальной плоскости,
колебание давления на дно тоже находится в фазе.
Если взаимодействующие волны
им еют
не скольк о
разл ичну ю
длину,
волна
сжатия
будет направ¬
лена
вн из
под
углом.
Волна давления
на дно
в таком
случае
пере мещается с о
скоростью, опре¬
деляемой соотношением длин этих двух волн.
Обсуждение. Некоторые авторы считают, что
период
наблюдаемых М.
на суше должен рав¬
няться половине периода стоячих волн в океане,
но при этом не учитывают влияние условий рас¬
пространения М. По-видимому, М.
не в состоянии
перейти границу океана
к
мат ерику
вследствие
большого разли чия
в
структуре земной коры в этих
районах (рис. 3). Граница является «микросейсми-
ческим барьером».
Если шторм проходит на далеком расстоянии
от
суши,
противо положно
направленные
волны
мо гут
образовываться в нескольких
десятках
ки¬
лометров от берега при взаимодействии поступаю¬
щей и отраженной зыби, особенно если берег
крутой. Так как береговой район подстилается
погруженной материковой корой, образовавшиеся
там М. могут без труда проникнуть в глубь ма¬
терика.
Более того,
з ыбь
в
прибрежной зоне за счет
прибоя создает
колебание с
периодом,
равным
периоду самой зыби.
При этом смещение почвы
обычно на 1/10(меньше смещения,
обусловленного
нормальными М. Поэтому в этом смысле «при¬
бойная
те ори я»
Вихерта является правильной.
Часто шторм движется с
моря на
сушу. По
мере того как глубина воды ниже центра шторма
изменяется
от
2000 до 200
м,
амплитуда М.
увеличивается приблизительно в десять раз (рис. 4).
Это,
возможно, соответствует прохождению через
микросейсмический барьер. Амплитуды продол¬
жа ют
увеличиваться до тех
пор, пока шторм не
достигнет вод
в
несколько
десятков метров глу¬
биной. Над еще более мелководными участками
(и над сушей) шторм вызывает М. небольших ам¬
плитуд. Это происходит, может быть, потому, что
системы связанных волн не могут существовать на
мел ководье.
Очень быстрое уменьшение М.,
не¬
смотря
на
волне ние
мор я,
обусловливается тем,
что источниками
М. могут быть только противо¬
положно направленные волны.
Часто
наблюдаемое
в
микросейсмических
штормах постепенное
уменьшение
пе риодов
яв¬
ляет ся
следствием двух различных причин, зави¬
сящих
от
обстоятельств:
а) шторм близ
материка.
По-видимому,
источник
(серия противоположно направленных
волн) имеет широкий диапазон частот. Однако по
мере у.меньшения
глубины экстремумы кривых
групповой скорости волн Рэлея сдвигаются к бо¬
лее
коротким периодам.
Эти периоды имеют тен¬
денцию преобладать на записи с увеличением ча¬
стоты.
Таким образом,
по
мере движения шторма
к
материку периоды М. будут становиться короче.
Это также объясняет обратный эффект, наблюдае¬
мый при движении шторма или холодного фронта
с суши
на
мор е,
как
близ Калькутты (Индия),
Расстояние от пляша Седь мая Ми ля
Рис.
3.
Типичное строение материкового берега по сейсмическим
и гравитационным данным (по Юингу и др.,
1957).
Отношение вертикального масштаба к горизонтальному 4 : 1.
в Восточной Канаде (по Гутенбергу, 1931),
в
Европе и Азии (в) во
время шторма,
под ходящего
к
Северной Норвегии (по Гутенбергу,
1921), в Европе и Гренландии (г) во вр ем я
шторма
к С от Шотлан¬
дии (по Ли, 1934).
а) сентябрь 1945 г.; звездочками помечен шторм, ближайший к стан¬
ции:
1—
Ричмонд, 2 — Гуатанамо, 3 — Сан-Хуан, б) март 1930 г.:
I—
Ситка, 2 — Виктория,
3 — Пасадена, 4 — Тусон, 5 — Саскатун,
6—Милуоки, 7 — Чикаго, 8 —Флориссан, 9—Сан-Луис, 10 — Оттава,
II — Севен,
12 — Кембридж, 13 — Вашингтон,
14 — Шарлотсвилл.
в) январь —февраль 1914 г.:
1 —Рейкьявик, 2
—
Эскдалемуир, 3 —
Картуйа, 4 — Упсала, 5 — Цюрих, 6 — Вена,7
—
Пулково, 8 — Ма¬
кеевка,
9 — Тбилиси,
10 — Баку, 11 — Свердловск, 12 — Ташкент,
13 — Иркутск, г) январь 1930 г.:
1—
Рейкьявик,
2 —Де-Билт,
3—зал.
Скорсби, 4 — Сант-Мур, 5 — Ивигтут, 6 — Кью, 7 — ■
Нёша-
тель,
8 — Гамбург,
9 —• Страсбург, 10 — Потсдам,
11 — Мюнхен,
12 —- Лейпциг, 13 — Лунд, 14 — Вена, 15 — Копенгаген, 16 — Пул¬
ково, 17 — Абиску.

МИКРОСЕЙСМЫ
вдоль берегов Новой Англии или вдоль
части
Мек¬
сикан ского з ал.
Правда,
эти М. с самого начала имеют
заметно более короткие периоды (их период никогда не
превышает 5 с); с другой стороны, микробарограммы
показывают, что воздух в холодных фронтах содержит
гораздо больше энергии высокой частоты, чем обычные
ветры.
Эта энергия,
таким образом,
может
вызывать
короткопериодные волны;
б) отдаленный шторм. Периоды океанических волн,
приходящих к материку от отдаленного шторма, стано¬
вятся постепенно короче вследствие трения о дно на глу¬
бинах меньше длины волны. Этот спектр в любое данное
время имеет резко заостренные пики.
Таким образом,
механизмом Лонге-Хиггинса возбуждаются М.,
равные
половине периода указанного спектра, вследствие обра¬
зования серий противоположно направленных волн, отра¬
жающихся от берега. В обоих этих случаях действие по
существу одинаково, а причины разные.
Характерные биения (см. рис. 1) штормовых М. про¬
исходят, вероятно, вследствие того, что они зарождаются
на довольно обширном пространстве и покрывают до¬
вольно широкую полосу частот.
Озера. Кроме М., вызываемых штормами над океа¬
ном, существуют М., вызываемые штормами над сравни¬
тельно небольшими акваториями, такими, как Великие
озера (Северная Америка), моря Каспийское и Черное,
озера Иссык-Куль (СССР) и Киву (Африка) и т. д . Пе¬
риоды
М. в этих случаях гораздо короче (1—5 с), но волны
на
озерах
во всех случаях
не измерялись.
В Каспийском
море периоды М. отлично согласуются с теорией Лонге-
Хиггинса.
Контрольно-измерительные
при¬
боры. Для некоторых целей пригодны стандартные
сейсмографы, фоторегистраторы. В большинстве же слу¬
ча ев
измерительными приборами должны быть долго¬
периодные сейсмографы высокой чувствительности и боль¬
шого
динамического диапазона,
записывающие
на маг¬
нитной ленте в аналоговой или в цифровой форме.
Станция должна состоять по крайней мере из одного
верти кальног о
и
двух гор изон таль ных приборов. Предпоч¬
тительна, но не обязательна,
группа сейсмоприемников
из
трех станций. На близлежащем берегу необходим волно¬
граф. Желательно устанавливать несколько волнографов
на линии,
перпендикулярной к берегу, и на несколько
километров
или десятки километров в море1. Кроме того,
очень полезен ряд приборов для измерения давления на
дне/устанавливаемых далеко в открытом море. Наконец,
ценную информацию можно получать
от
нес коль ких
долгопериодных сейсмографов, поставленных на якорь
в
мес тах
возможно го
п рох ожде ния
ураганов.
Заключение. Вполне возможно, что большего успеха
можно достигнуть тщательными синоптическими
на блю¬
дениями,
чем
широкими
статистическими
изучениями.
Данные, относящиеся к отдельным ураганам
и
тайфунам,
дадут, вероятно, самые полные сведения.
ДЖ. ДЕ БРЕМЕКЕР
Прим, ред.1 В районе Мирного (Антарктида) эта
методика применялась В. Н . Смирновым (см. Смир¬
нов В. Н. Спектры микросейсм и изгибно-гравитацион-
ных циклонических волн в районе Мирного. — «Проблемы
Арктики и Антарктики», 1968, No 29, с . 70—79).
МИНЕРАЛЬНЫЕ РЕСУРСЫ ОКЕАНА
Как источник минерального сырья океан используется
(по сравнению с е го ресурсами) очень мало.
Главными
причинами этого являются скудность сведений относи¬
тельно природы многих находящихся в океане минераль¬
ных
образований, отсутствие разработанной технологии
их добычи и острой необходимости в этом сырье
в
на¬
сто ящ ее
время.
В
дальнейшем
минеральное сырье
океана будет использоваться лишь в том случае, если
э коно миче ски
его
добыча будет рентабельнее добычи
минерального сырья суши.
Минеральное сырье (М. р. о .) находится в виде рас¬
творенных минеральных веществ в морской воде, в виде
вкраплений различных минералов в осадках морских
пляжей,
в консолидированных породах, подстилающих
рыхлые донные осадки, в также в осадках материковых
отмелей и глубоководных участков дна.
Морская вода. Морская вода обычно рассматривается
как
раствор
многих
химических
элементов.
Известно
около 60 химических элементов, присутствующих
в
мор¬
ской
воде
(табл. 1).
Мировой
о кеан
(площадь
Таблица 1. Концентрация и общее содержание
химических элементов в морской воде
(по Голдбергу, 1963)
Элемент
Концентра¬
ция, мг/л
Общее
содержа¬
ние, т
Элемент
Концентра¬
ция, мг/л
Общее
содержа¬
ние, т
С1
19 000
29,3- 1015
V
0,002
3- 109
Ыа
10 500
16,3- 1015
Мп
0,002
3 109
Мё
1 350
2,1* 1016
Т1
0,001
1,5 109
8
885
1,4* 1015 5Ъ
0,0005
0,8- 109
Са
400
0,6- 1015 Со
0,0005
0,8- 109
К
380
0,6* 1015 Сз
0,0005
0,8 109
Вг
65
0,1* 101* Се
0,0004
0.6 - 109
С
28
0,04- 101й
V
0,0003
5- 10®
5г
8
12000*109
Ае
0,0003
5* 108
В
4,6
7 100-109
Га
0,0003
5-108
51
3
4 700-109
Кг
0,0003
5- 108
Р
1,3
2 000*109
Ые
0,0001
150*10е
Аг
0,6
930*109
Сс1
0,0001
150- 10е
N
0,5
780-109
V/
0,0001
150-10е
и
0,17
260-109
Хе
0,0001
150-10е
кь
0,12
190*109
Ое
0,00007
110-10®
р
0,07
110*109
Сг
0,00005
78 10®
I
0,06
93*109
ТЬ
0,00005
78-10®
Ва
0,03
47*109
5с
0,00004
62*10®
1п
0,02
31*109
РЬ
0,00003
46*10®
2п
0,01
16*109
не
0,00003
46- 10®
Ре
0,01
16*109
(За
0,00003
46-10®
А1
0,01
16*109
В1
0,00002
31-10®
Мо
0,01
16*109
ыь
0,00001
15*10®
5е
0,004
6 -109
Т1
0,00001
15-10®
5п
0,003
5-109
Не
0,000005
8-10®
Си
0,003
5* 109
Аи
0,000004
6*10®
Аз
0,003
5* 109
Ра
2* 10“9
3 000
V
0,003
5* 109
Ка
1 • 10“10
150
N1
0,002
3* 109
Кп
0,6* 10“15
1 •10“3
~ 3 6 0,8 млн. км2, средняя глубина ~4000 м) содержит
около 1380 млн. км3 воды. В этой воде находится в сред¬
нем
3,5% растворенных минеральных веществ.
Таким
образом, в каждой кубической миле морской воды, вес
которой около 4,7 млрд, т, 166 млн . т
раствор енн ых мине¬
ральных веществ. Два элемента
—
натрий и хлор
—
со¬
ставляют около 85%
растворенных в морской воде мине¬
ральных солей, а девять самых распространенных эле¬
ментов (включая натрий и хлор) составляют свыше 99%.
Из всех известных химических элементов,
присутствую¬
щих в морской воде, промышленным способом получают
только натрий и хлор (в виде поваренной соли), бром и
276

МИНЕРАЛЬНЫЕ
магний (и некоторые его соединения). Ряд химических со¬
единений кальция и калия получают как побочный про¬
дукт при добыче поваренной соли и магния и при обработке
морских водорослей, в клетках
которых накапливаются
эти элементы.
Освоение промышленного способа получения любого
элемента или его соединений из морской воды создает
практически неограниченные ресурсы этих веществ. При¬
мером могут служить магний и бром, которые в США еже¬
годно в большом количестве извлекаются из морской воды.
Бром
—
почти чисто «морской» элемент: свыше 99%
его
находится в океане. Стоимость добычи брома, содержаще¬
гося в тонне морской воды, составляет около двух цен¬
тов, благодаря чему морская вода для получения этого
элемента является самой выгодной «рудой». Поваренную
соль из морской воды получают путем обычного испаре¬
ния воды на солнце из водоемов с большим содержанием
хлорида
натрия.
В США ежегодно
получают около
1,2 млн. т поваренной соли, по всему же миру около
б млн. т.
Экономика
добычи.
Рассматривая эконо¬
мику добычи минерального сырья из морской воды, не¬
обходимо учитывать
не только затраты на его получение,
но также конкуренцию с другими источниками сырья,
продажную цену, скорость реализации и большое число
других факторов.
При существующей тех нологии
экономически
не¬
выгодно добывать из морской воды минеральное сырье
при концентрации
компонент меньшей, чем концентрация
бора. Сомнительно,
что
при
современных
методах
их
можно извлекать с выгодой как побочные продукты при
получении магния, брома или серы. Это не означает, ко¬
нечно, что не должна вестись разработка новых, экономи¬
чески обоснованных технологических процессов, которые
позволят добывать из морской воды рассеянные элементы
и их соединения; однако такая технология должна суще¬
ственно отличаться от известных
в
настоящее время.
Пресная
вода.
Пресная вода
потенциально
является одним из наиболее важных химических соедине¬
ний,
которое может быть
получено
из морской воды.
В некоторых районах, например на о.
Кюрасао и в Ку¬
вейте, пресную воду для населения и промышленных надоб¬
ностей получают
из морской воды. В США конструируется
и вводится в действие большое число установок, на ко¬
торых опробуются методы получения пресной воды из
морской. Стоимость получения пресной воды из морской
в больших количествах самым эффективным методом в не¬
сколько раз превышает стоимость получения ее из водо¬
носных грунтов. Однако в прибрежных районах при оп¬
ределенных условиях получение пресной воды из океана,
вероятно, скоро будет экономичным.
Морские пляжи. С точки зрения добычи полезных
ископаемых морские пляжи представляют большой ин¬
терес. Основная часть обработки минерального сырья
на морских пляжах производится самой природой: океан¬
ский прибой дробит, растирает и концентрирует различ¬
ные минералы. Наиболее важные в промышленном отно¬
шении минералы, добываемые из морских россыпей, сле¬
дующие: алмазы, золото, магнетит, колумбит, ильменит,
циркон, шеелит, монацит, платина и кварц.
Многие древние морские пляжи, находящиеся сей¬
час выше
уровня моря на поднятых (морских) террасах,
разрабатываются для добычи главным образом циркона,
магнетита, титана, золота и алмазов. В открытом море
имеется большое количество затопленных пляжей. По¬
следние, вероятно, сформировались в плейстоцене, когда
уровень моря сильно колебался и обычно был значительно
ниже современного вследствие аккумуляции воды в лед¬
никах,
покрывающих
материки.
Можно предполагать,
что затопленные пляжи вдали от берегов содержат рос¬
сыпные месторождения тех же минералов,
которые
на¬
ходятся
на
современных
морских
пляжах.
Примерами
районов, где полезные ископаемые добывались на пля¬
ж ах,
а теперь разрабатываются и
затопленные
пляжи,
являю тся:
юго-западное побережье Африки (добыча ал¬
мазов) и район Нома (п-ов Сьюард, Аляска), где найдено
золото.
Поскольку во время ледниковых эпох наблюдалось
неоднократное колебание уровня моря, есть все осно ва ¬
ния
п редполага ть,
что
в
удаленны х районах образова¬
лось большое количество пляжей. Поэтому М. р. таких
районов должны быть гораздо больше,
чем
прибреж¬
ных.
Материковые отмели. Материковые отмели за нимают
около 10 млн. кв . миль, что составляет около 20% пло¬
щад и
суши Земли. Поскольку геологическое строение
материковой отмели в основном сходн о с геологи ческим
строением материков, можно ожидать, что потенциальные
М. р . материковых отмелей составляют около 20% М. р.
суши. Потребуется некоторое время для разработки эко¬
номически приемлемых методов добычи полезных ископае¬
мых на материковых отмелях, за исключением нефти и
с е р ы, тех нология добычи которых хорошо разработана.
Известковые осадки. Во многих местах,
особенно в Мексиканском зал. и
у берегов Исландии, на
материковых отмелях разрабатываются залежи ракушеч¬
ника. С 1940 г. в
районе восточного побережья Техаса
было добыто свыше 45 млн. т
ракушечника,
исп оль зуе¬
мого
химической
пром ышле нност ью.
Залежи ракушеч¬
ника в Мексиканском зал.
простираются
от Техаса до
м. Романо (Флорида) и эксплуатируются во многих ме¬
стах.
Ракушечник применяется главным образом как
сырье
при
изготовлении
портландского цемента.
Интересная залежь р акуш еч ни ка
разрабатывается
у юго-западного берега Исландии для обеспечения сырьем
местной цементной
промышленности.
Отмель,
находя¬
щаяся западнее залежи, является местом большой попу¬
ляции различных видов животных, имеющих известко¬
вую раковину. Зимой волны разбивают, раздавливают
и
перетирают раковины. Приливные течения намывают
частицы в зал.
Фекса-Бей. Скорость поступления раку¬
шечного материала значительно превышает скорость его
добычи, и, таким образом, запасы полезного ископаемого
пос тоянно
восстанавливаются.
Подобное возобновление
запасов является обычной и чрезвычайно важной чертой
минеральных образований в море.
Глауконит. Глауконит
—
аутигенный минерал,
обнаруженный в значительном количестве в
прибрежных
осадках. Часто он находится в осадках почти без приме¬
сей. Донный глауконит имеет в составе от 4 до 9% К20,
поэтому он может быть источником калия для удобрений.
Фосфориты. В настоящее время некоторый ин¬
терес представляют отложения фосфоритов, встречаю¬
щиеся на шельфах у побережий многих стран мира. От¬
ложения
фосфоритов найдены у берегов Перу, Чили,
Мексики, у западных и восточных берегов США, у бере¬
гов Аргентины, Южной Африки, Японии и на затоплен¬
ных
час тях
некоторых островов Индийского океана.
У берегов Калифорнии фосфориты на морском дне
на х од я тс я в в ид е разнообразных по форме конкреций
—
от плоских плиток, имеющих несколько футов в попереч¬
нике, до оолитов. Они обычно образуют один слой на
поверхности
грубозернистых осадков.
Состав фосфори¬
тов из района Калифорнии удивительно однороден. В су¬
хом виде конкреции обычно содержат около 30% Р205.
Минеральный состав конкреций сходен с составом фосфо¬
ритов в Фосфориа с восточных берегов США. Эмери (1960)
подсчитал, что на материковых отмелях Южной Кали¬
форнии находится около 1 млрд,
т фосфоритовых кон¬
креций.
277

МИНЕРАЛЬНЫЕ
Затопленные речные долины. В Ма¬
лайзии, Таиланде и Индонезии из россыпей затопленных
речных д о ли н добывается олово.
Такие месторожд ения,
очевидно,
простираются в глубь материковых отмелей.
В настоящее время у берегов Индонезии работает около
10 драг и, по крайней мере, одна драга у берегов Таи¬
ланда. В наши дни количество открываемых месторожде¬
ний
рассматриваемого
типа увеличивается
главным об¬
разом благодаря применению новых методов
сейсмо¬
разведки, позволяющих установить рельеф долин и при¬
легающих возвышенностей, даже если они цели ком погре¬
бены под о садк ами.
В затопленных речных долинах находятся значитель¬
ные россыпные месторождения золота у Нома (п-ов Сьюард,
Аляска), платины около зал. Гудньюс (Аляска) и алмазов
у устья р. Оранжевой (Африка).
Консолидированные породы морского дна. В районах
шельфов Великобритании, Японии, Ньюфаундленда и
Финляндии из толщи консолидированных пород морского
дна добывают уголь и железную руду. Месторождения
обычно эксплуатируются путем проходки шахт на
бе¬
регу и штрека от нее под морским дном до залежи полез¬
ного ископаемого.
Нефть. Хотя нефть на прибрежных отмелях до¬
бывается с 90-х годов прошлого века, интенсивная ее
эксплуатация в таких районах началась только со второй
мировой войны. В настоящее время из скважин у берегов
США добывается около 30 млн. т нефти в год. Вне США
количество добываемой нефти составляет тоже 30 млн. т
в год, при этом 75% нефти поступает из района Персид¬
ского зал. Темп добычи нефти в районах материковых
отмелей быстро растет. В 1951 г. Пратт подсчитал, что
материковые отмели содержат запасы нефти около 120
млрд, т, или, другими словами, равны запасам, подсчи¬
танным для суши.
Сера. Месторождения серы обнаружены в районах
материковых отмелей преимущественно на вершинах соля¬
ных куполов. Одно такое месторождение найдено во время
бурения на нефть в семи милях от Гранд-Айл (США,
штат Луизиана). Сейчас оно разрабатывается способом
Фреша с самого большого в мире искусственного метал¬
лического острова. Большое количество серы добывается
в США с соляных
куполов на материковых отмелях Мек¬
сиканского зал.
Глубоководное морское дно. В пелагических районах
океана
природа производит огромную работу по разделе¬
нию и
концентрации многих химических элементов, по¬
ступа ющих
в
морскую воду. Образующиеся минералы
часто находятся на морском дне в больших скоплениях,
так как в пелагических, иначе говоря, удаленных райо¬
нах океана осадки, образованные в результате химиче¬
ских процессов, содержат относительно мало пластиче¬
ского материала. Известно, что обычные изверженные
породы могут служить источником минерального сырья,
необходимого для развития промышленности.
Однако
в ряде случаев предпочтительнее в качестве источника
минерального сырья использовать океанические осадки.
Пелагические осадки содержат в
среднем
в
десять
раз
больше промышленно важных минералов, чем извержен¬
ные породы. Они хорошо измельчены, рыхлы и находятся
в водной среде,”что позволяет при промышленной добыче
использовать
автоматизированную
гидравлическую
си¬
стему.
Красные глины.
Красные глины покрывают
око ло
102 млн. км2 дна океана.
При средней мощности
около 200 м на дне океанов должно быть около 101е т
красных глин.
При подсчитанной разными способами
средней скорости накопления от 0,5 до 5 мм в 1000 лет
ежегодное накопление красных глин
примерно 0,5—
5-108 т. В табл. 2 приведены некоторые статистические
данные относительно содержания различных элементов
в красных глинах и скорости накопления этих элементов
за год.
Таблица 2. Статистика содержания и скорости накопления различных элементов в красных глинах
I
Элемент
Содержание
в красных
глинах И, %
Количе¬
ство
в красных
глинах,
биллионы
т
Скорость
накопления
в красных
глин ах,
млн. т/год
Мировая
Ш
скорость
потребления,
млн.
т/год
Отношение
количества
в красных
глина х
к ежегодному
потреблению
(X 10е)
Отношение
скорости
н ако пле ния
к скорости
потребления
Мировые
IV
запасы
на 1958 г.,
млн. т
Отношение
кол ичества
в красных
глинах к
мировым
з апас ам
(X Ю»)
Алюминий
9,2
920
46
4,72
200
10
570
1620
Марганец
1,25
125
6,3
6,7
19
1
320
390
Титан
0,73
73
3,7
1,3
56
3
140
520
Ванадий
0,045
4,5
0,23
0,008
550
28
нду
—
Железо
6,5
650
32,5
262,5у1
2,5
0,1
1350
480
Кобальт
0,016
1,6
0,08
0,015
110
5
1,6
1000
Никель
0,032
3,2
0,16
0,36
8,9
0,5
13,5
220
Медь
0,074
7,4
0,37
4,6
1,6
0,1
150
50
Цирконий
0,018
1,8
0,09
0,002
900
45
нд
—
Свинец
0,015
1,5
0,08
2,4
0,6
0,03
43
35
Молибден
0,0045
0,45
0,023
0,040
11
0,6
3
150
1 Основана на общем количестве красных глин в океане 101в т и скорости накопления 5* 10* т в
год. Все количественные величины
выр ажен ы
в метрических
тоннах.
®1 По Голдбергу и Аррениусу.
III Из Ежегодника Британской энциклопедии.
IV По Мак-Линии и Булларду (1963).
V Отсутствуют данные для статистических подсчетов.
VI Главным образом железо.
278

МИНЕРАЛЬНЫЕ
Хотя с точки зрения содержания
в
крас ных г лин ах
минерального сырья их состав не привлекает внимания,
они могут иметь некоторую ценность в качестве сукно¬
вальных глин для текстильной промышленности или в бу¬
дущем в качестве
источника
различных
металлов.
При
среднем содержании глинозема в образцах красных глин
около 15% отдельные образцы содержат его свыше 25%.
В некоторых образцах красных глин обнаружено содер¬
ж ан ие м ед и д о 0,2б%. Никель, кобальт, ванадий, сви¬
нец,
цирконий и неко торы е
редко земел ьные
элементы
присутствуют
в
красных
глинах в количестве нескольких
сотых процента.
Известковые илы. Известковые илы покры¬
вают около 128 млн. км2 дна океана, или около 36%
всей его площади. Подсчитано, что средняя мощность
известковых илов около 400 м, и, таким образом, их об¬
щее количество около 1016 т.
Средняя скорость накопле¬
ния определяется примерно в 1 см в 1000 лет и, следова¬
тельно, каждый год на
дно
океана
осаждается
ок оло
1.5 млрд,
т
известковых
и лов.
Ежегодная мировая до¬
быча известняков, для которых эти илы могут быть за¬
менителями, в настоящее время составляет около 200 млн.т.
Если только 10% известковых осадков окажутся пригод¬
ными для добычи, то при современной скорости потребле¬
ния их запасов хватит на 10 млн. лет.
Интересен тот факт,
что
известковые
илы,
образующиеся со скоростью
1.5 млрд, т в год, накапливаются в 8 раз быстрее мировой
добычи известняков.
Кремнистые илы.
Кремнистые илы покры¬
вают около 38 млн. км2 дна океана. При предположении,
что их мощность 200 м, на дне океана залегает
пр имерно
1015 т этих илов. Они могут быть использованы так же,
как диатомиты, т. е. для термо- и звукоизоляции, облег¬
чения бетона,
в
фильтрах, для удобрения почв и т. д .
Марганцевые конкреций. Вероятно, са¬
мыми
интересными
оке ани чес кими
осадками,
особенно
с
экономической
точки
зрен ия,
являются
марганцевые
конкреции, обнаруженные около 100 лет назад известными
экспедициями
на
судах «Челленджер» и «Альбатрос».
Вычислено, что на дне Тихого океана находится около
1500 млрд, т марганцевых конкреций, образующихся со
скоростью 10 млн. т в год. Используя данные об их составе,
помещенные в табл. 1 статьи Марганцевые конкреции (глу¬
боководные),
можно
по дсч ит ать
содержание различных
элементов в конкрециях Тихого океана. В табл. 3 приве¬
дены статистические данные о содержании ряда элементов
в
конкрециях
и в месторождениях на суше.
Если даже
только 10%
рассматриваемых конкреций окажутся при¬
годными для экономической добычи, то можно считать, что
при современной скорости потребления в осадках на мор¬
ском дне имеются запасы многих металлов на тысячелетия.
Результаты других интересных расчетов показаны
в последних трех столбцах табл. 3 . Путем вычисления
соотношения скоростей накопления металла в конкрециях
со скоростью его потребления устанавливается, что многие
элементы аккумулируются в марганцевых конкрециях
Тихого океана быстрее, чем они добываются и потребляются
в настоящее время: марганец
—
в
три раза, кобальт и ни¬
кель
—
вдваразаит.д.
Подобно другим морским минеральным образованиям,
запасы марганцевых конкреций также могут восстанавли¬
ваться. Тот факт, что многие морские месторождения ха¬
рактеризуются возобновлением ресурсов,
представляет,
конечно, только научный интерес, поскольку запасов
сырья в разрабатываемых ныне месторождениях вообще
достаточно на сотни тысяч или миллионы лет.1
ДЖОН Л. МЕРО
Прим. ред.
1
Более подробно сведения о химических
ресурсах Мирового океана можно найти в книге С. В . Ми¬
хайлова «Экономика Мирового океана» (М., «Экономика»,
1964).
Таблица 3. Запасы металлов в марганцевых конкрециях Тихого океана 1
Металл
Количество
металла в
конкрециях,
биллионы
т
Обеспечен¬
ность запа¬
сами металлов
в конкрециях
при скорости
потребления
на уровне
1960 г.
(в годах)
11
Обеспечен¬
ность
запасами
металлов
на суше
(в годах)
Отноше¬
ние
запасов
в конкре¬
циях
к запасам
на суше
Скорость
потребления
металла
в США
в 1960 г.,
млн. т/год
Скорость
накопления
металла в
конкрециях,
млн. т/год
Отношение
скорости
накопления
к скорости
потребления
в США
Отношение
мирового
потребления
к потребле¬
нию в США
Магний
25
600 000
Наземные! И
_
0,04
0,18
4,5
2,5
Алюминий
43
20 000
100
200
2,0
0,30
0,15
2
Титан
9,9
2 000 000
Наземные
—
0,30
0,069
0,23
4
Ванадий
0,8
400 000
Наземные
0,002
0,0056
2,8
4
Марганец
358
400 000
100
4000
0,8
2,5
3,0
8
Железо
207
2 000
5001 V
4
100
1,4
0,01
2,5
Кобальт
5,2
200 000
40
5000
0,008
0,036
4,5
2
Никель
14,7
150 000
100
1500
0,11
0,102
1,0
3
Медь
7,9
6 000
40
150
1,2
0,055
0,05
4
Цинк
0,7
1 000
100
10
0,9
0,0048
0,005
3,5
Галлий
0,015
150 000
—
—
0,0001
0,0001
1,0
Цирконий
0,93
+ 100 000
+ 100
1000
0,0013
0,0065
5,0
_
Молибден
0,77
30 000
500
60
0,025
0,0054
0,2
2
Серебро
0,001
100
100
1
0,006
0,00003
0,005
Свинец
1,3
1 000
40
50
1,0
0,009
0,009
2,5
1 По Меро (1964).
11 Количество в конкрец иях,
разделенное на
скорость потребления.
Ш
Неограниченные запасы при современной скорости потребления.
IV Включены месторождения железа, которые в настоящее время считаются прибрежными.
279

МОЛУККСКОЕ
250км
Рис. 1 . Батиметрическая карта,
п ридонные
течения
(стрелки)
и донные осадки Молуккского
моря (по данным экспедиции
на
«Снеллиусе»,
1929 —1930).
Заштрихованы глубины,
огра¬
ниченные изобатой 5000 м. Т
—
терригенный ил; О —
глобигери-
новый ил; УТ —
вулканический
и
терригенный ил; Г —
вулка¬
нический ил.

МОЛУККСКОЕ
МОЛУККСКОЕ МОРЕ
М. м. (центр в точке 2° с. ш.,
127° в . д .) ограничено
рядом вулканических островов: Сулавеси и
о-ва Сан-
гихе — на 3, о. Хальмахера с окружающими заливами —
на В. Северо-восточной границей служит подводный хре¬
бет Снеллиуса, отделяющий М. м. от Тихого океана. Необ¬
ходимо, однако, отметить, что Международное гидрогра¬
фическое бюро относит сектор севернее линии о- в а Са н -
гихе—о -ва
Талауд к Южно-Китайскому морю. Южная
граница М. м. проходит по линии о-ва Оби — о-ва Сула
—
зал.
Томини (рис. 1). Площадь М. м . около 200 тыс. км2.1
Структурными элементами дна М. м .
являются впа¬
дины и хребты (табл. 1).
Таблица /. Границы и размеры депрессий
в Молуккском море
Депрессия
Ограни¬
чиваю¬
щая
изобата,
м
Площадь,
км2
Макси¬
мал ьная
глубина,
м
Г лубина
порога
м
Впадина Сангихе
3000
10 000
3820
2050
Впадина Талауд
3000
2 700
3450
3130
Впадина Моротай
3000
6 500
3890
2340
Впадина Тернате
3000
1 000
3450
2710
Котловина Бачан
3000
6 800
4810
2550
Котловина Манголе
3000
1 900
3510
2710
Котловина Томини (Го¬
ронтало)
3000
14 000
4180
2700
Котловину М. м. можно разделить на три зоны. В за
падной зоне находится
впадина Сангихе, соединяющая
зал. Давао (о. Минданао) с зал. Томини. Центральную зону
пересекает хребет с широким гребнем, который четко очер¬
чен изобатой 2000 м. На С хребет переходит на о-ва Талауд
и Миангас. В центре М. м. известны лишь два небольших
острова: Мая и Тифоре. Восточную зону составляет сер ия
депрессий со впадинами Талауд и Моротай на С и котло¬
винами Манголе и Бачан на Ю.
Гидрологический режим.
Характеристики
глубинных вод и придонные
течения.
Характеристики глубинных вод
—
температура, содержа¬
ние кислорода и соленость —
использовались экспедицией
н а «Снеллиусе» (1929—1930) для доказательства существо¬
вания потока менее соленых вод, заполняющих различные
котловины и впадины М. м . (табл. 2).
Эта экспедиция обнаружила, что через М. м. проходят
глубинные воды из Тихого океана в большинство глубоко¬
водных котловин и впадин Индонезии. Так, например,
через впадину Сангихе из Тихого океана в
море Сулавеси
идет глубинный поток (рис. 2), проходящий далее через
Макасарский прол.
в
море Флорес. Второй поток из Тихого
океана поступает во впадину Моротай и в ряд связанных
с ней депрессий. Одна ветвь этого потока осуществляет
водообмен котловины Томини (Горонтало). Другая ветвь
проходит через прол. Лифаматола в моря Банда и Серам
(рис. 1).
Характеристики
поверхностных
вод и
климат.
В течение года соленость поверхно¬
стных вод отклоняется от средней (34,0°/00) самое большее
на 0,3°/00. Несколько более высокая соленость была зар еги¬
стрирована
в
период с сентября по ноябрь в крайних се¬
верной и южной частях М. м. (34,6—34,8°/00). Самая высо¬
кая температура поверхностного слоя —
в июне
(28,3° С),
сам ая низкая
—
в
январе (27,0° С).
В районе М. м. преобладают муссоны. Зимой север¬
ного полушария
ветер северо-восточного
направтения
Таблица 2. Характеристики глубинных вод
внутри депрессий и за пределами их порогов
(по данным экспедиции на «Снеллиусе»)
Район
Температура,°С
Соленость,7оо Содержаниекислорода,см3/м Плотность
Тихий океан (1970 м)
2,175
34,645
1027,695
Впадина Сангихе (3289 м)
2,43
34,65
2,73
1027,675
Порог (2475 м)
1,72
34,65
—
1027,735
Впадина Моротай (3651 м)
1,855
34,68
3,06
1027,745
Порог (2703 м)
1,855
34,65
2,30?
1027,725
Впадина Тернате (ЗОН м)
1,855
34,66
3,04
1027,73
Порог (2511 м)
1,86
34,68
3,04
1027,745
Котловина Бачан (4586 м)
2,21
34,66
2,63
1027,705
Порог (2730 м)
2,07
34,65
2,37
1027,705
Котловина Манголе (2934 м) 2.08
34,65
2,85
1027,705
Порог (3220 м)
1,595
34,685 3,46
1027,77
Впадина Талауд (1916 м)
2,27
34,62
2,60
1027.665
Порог (2625 м)
2,165
34,64
2,83
1027,69
Котловина Томини (Горон¬
тало) (3827 м)
2,29
34,65
1027,69
(0,5—2,4 балла) при переходе через экватор в южную часть
М. м . меняет
направление на северо-северо-западное (0,5—
1,4 балла). Летом северного полушария направление ветра
О
100
200
300
400км
Рис. 2. Распределение потенциальной температуры и солености
на разрезе от Тихого океана до моря Сулавеси через впадину
Сангихе (по Ван-Рилю, 1934).
меняется на противоположное, а его сила 1,5—2,4 балла.
Атмосферное давление в течение всего года только незначи¬
тельно отклоняется от 756,5 мм рт. ст.
Течения и приливы. Летом северного полу¬
шария поверхностное течение со скоростью 10 миль/сутки
281

МОРСКАЯ
идет в юго-западном направлении вдоль восточных границ
М. м. В западной части М. м. направление течения проти¬
воположное; его скорость 10—12 миль/сутки.
Направленный к С поток в западной части М. м. дохо¬
дит зимой северного полушария до северной оконечности
о . Сулавеси (со скоростью 5—20 миль/сутки). Северная
часть М. м. имеет течения востоко-юго-восточного направ¬
ления
(15—25 миль/сутки),
та кое
же
нап равл ение
наблюдается у течения, поступающего в море Серам со ско¬
ростью 20 миль/сутки.
Рнс. 3 . Гравиметрия Молуккского
моря (штриховка
—
пояс
отрицательных аномалий), активные вулканы (треугольники) и
очаги
землетрясений (точки
—
глубина менее
100 км; с одной
гатурой
—
100 —199 км; с двумя
гатурами
—
200—299 км и
т.
д.). Двойной
кружок
—
те чения,
зарегистрированные
на
станции 253а экспедиции на «Снеллиусе».
Экспедиция на «Снеллиусе» провела также измерения
течений на глубине до 1500 м в прол. Лифаматола, соеди¬
няющем М. м . и море Серам (рис. 3). Данные, полученные
в
апреле 1930 г., приведены в табл. 3 .
У побережья о.
Тернате зарегистрированы приливные
колебания уровня до 1,4 м.
Таблица 3. Течения в прол.
Лифаматола
Горизонт, м
Скорость, см/с
Направление, град.
0
15
27
50
29
304
100—200
14
63
350
10
130
500
8
200
1200
3
60
1500
5
28
Донные осадки. У северной границы М. м .
(в80км
южнее о-вов Талауд) дно покрыто терригенным илом. Ме¬
стами этот ил
обнаруживает признаки происхождения из
мафических изверженных и щелочных пород. Центральная
часть М. м . покрыта смесью вулканических и терригенных
илов с более высокой концентрацией вулканического ила
в
районе вулканов вдоль западной и восточной границ. Дно
южной части, т. е . котловин Томини (Горонтало), Манголе
и Бачан, тоже покрыто терригенным илом с местными кон¬
центрациями актинолита. Глобигеринсвый ил (по крайней
мере 30% карбоната кальция) встречается на обычных
глубинах
—
на глубоководных участках центральной зоны
М. м.
у южной оконечности подводного хребта, на матери¬
ковом склоне вдоль западной границы и в
других местах.
Коралловый ил и песок концентрируются вокруг рифов и
коралловых островов. Самые мелководные проходы в М. м.
характеризуются
отсутствием рыхлых отложений,
что
свидетельствует о сильных течениях через эти пороги.
Геофизика и геологическое ст ро ени е дна. Централь¬
ный хребет М. м. совпадает с поясом отрицательных грави¬
тационных аномалий до
—
204 мгл. Этот пояс продол¬
жается в южном направлении через восточную и юго-вос¬
точную части моря Сулавеси (рис. 2 и 3). Западные и вос¬
точные границы вулканов находятся в районах положи¬
тельных гравитационных аномалий, которые обычно менее
50 мгл,
но местами могут достигать величин несколько
больше 100 мгл.
Было опреде лено,
что многие землетрясения
имеют
с вои
эпицентры
вМ.м.На
маршруте
от Тихого океана
через М. м . в направлении Азиатского материка было об¬
наружено, что глубина фокусов землетрясений возрастает.
Теории о геологической и геофизической сущности такого
распределения эпицентров рассматривались Венинг-Мей-
несом, Берлажем и др.
Вулканы, окаймляющие М. м., орогенического типа,
характеризуются высокими значениями взрывных индек¬
сов — 80—90 и выше.
Морфологические и геофизические данные наводят на
мысль, что в М. м . два ряда островных дуг (каждая состоит
из
вулканической и невулканической внешней дуги) сли¬
лись вдоль своих внешних дуг, образуя центральный хре¬
бет. Следовательно, депрессии, окаймляющие этот хребет,
первоначально образовались при погружении.
Многие современные поднятия
коралловых рифов
(до 50 м) на островах М. м.
свидетельствуют
об еще актив¬
ных тектонических движениях. Это также является дока¬
зательством высокой сейсмической активности в этом рай¬
оне и з на чи те л ьн ог о о ткло нения от изостатического рав но¬
весия.
Распространение мелководных морских позднетре¬
тичных отложений на многих островах, например на группе
о-вов
Талауд, Сула и Хальмахера, является убедительным
доказательством того, что как глубоководное дно, так и эти
острова являются позднетретичными или более молодыми
по возрасту. В настоящее время район является еще текто¬
нически активным.
х. д. ТИА
Прим. ред.
1
В границах Международного гидрогра¬
фического бюро площадь М. м. около 291 тыс. км2 [по дан¬
ным
Краткой географической энциклопедии (т. 3, 1962)].
МОРСКАЯ ВОДА
(ИСТОРИЯ ПРОИСХОЖДЕНИЯ)
Химический состав морской воды впервые в
мире был
исследован во время экспедиции на судне «Челленджер»
в 1877 г. До того времени систематических измерений не
282

МОРСКАЯ
проводилось. Поэтому предположения об истории проис¬
хождения морской воды должны целиком исходить из лето¬
писи геологических событий и расчетов равновесий хими¬
ческих реакций. С позднедокембрийского времени (при¬
близительно 600 млн. лет назад) химический состав мор¬
ской воды, по крайней мере частично, отражался в хими¬
ческих и биохимических осадках стратиграфической ко¬
лонки, и можно
установить границы возможных изменений
ряда важных составляющих. Исторические данные об
осадках морей более ранних геологических периодов труд¬
нее
интерпретировать.
Постдокембрийская история. Солевые отложения и
известняки являются теми осадками, которые самым непо¬
средственным образом отражают химический состав мор¬
ской воды,
из которой они выпали в осадок.
Солевые
отложения, как известно,встречаются в каждом периоде
геологической колонки, начиная с кембрия. По-видимому,
не существует систематической разницы в минералогиче¬
ском и химическом составе между осадками различных
эпох, которая указывала бы на то, что относительное содер¬
ж ание
катионов
и
а нион ов
в
морской воде оставалось
весьма постоянным. Кроме того, с позднедокембрийского
времени соотношение между известняками и другими мор¬
скими осадками, отложившимися в какой-то определенный
отрезок времени, оставалось почти постоянным.
Раби
(1951) рассмотрел равновесие С02 в морской воде и эффекты
изменений в /?со2* Вследствие выпадения в осадок СаСОа
Рсо% морской воды имеет буфер в
отношении
больших
присоединений С02. Эта способность к буферному действию,
вероятно, уже существовала с тех пор, как отлож ились
известняки. Потеря С02 из морской воды обычно приводит
к повышению величины рН, а этого не может вынести боль¬
шинство форм жизни. По этим причинам, вероятно, рсог
системы атмосфера—океан не изменилось сильно с поздне¬
докембрийского времени.
Однако, если ср а в н и ть добавление С02 в океаны по¬
средством процессов выветривания с потерей, вызываемой
биохимическим и химическим осаждением карбонатов, то
получится дефицит, который, по подсчетам Раби, состав¬
ляет 1014 г С02 в год. Этот дефицит может быть уравнове¬
шен, если допустить, что из недр Земли медленно и
непре¬
рывно выделяются газы.
Для ряда летучих составляющих требуется существо¬
вание того же источника, чтобы уравновесить подобные
дефициты. Все такие летучие вещества называются избы¬
точными. Некоторые, как, например, аргон, по-видимому,
в ранний период истории Земли быстро выделились, в то
время как другие, как, например, Н20, сохранились в рас¬
плавах и затвердениях и, возможно, появлялись на поверх¬
ности Земли постепенно.
Избыточные летучие вещества. Количество избыточ¬
ных летучих веществ, присутствующих в гидросфере и атмо¬
сфере, было подсчитано целым рядом ученых, которые при¬
меняли предложенный Голдшмидтом метод геохимического
равновесия.
Голдшмидт предположил, что земная кора
на ранних стадиях состояла из изверженных пород, сход¬
ных по
составу с изверженными породами, встречающимися
в настоящее время при обнажении горных пород. В резуль¬
тате выветривания
некоторого
количества
этой
коры
в океаны поступали осадки и растворенные вещества.
Равновесия обычно устанавливаются
на основе натрия
и
калия. Барт (1960) критикует этот метод, не принимающий
во
внимание
повторный цикл элементов (выветривание
более старых осадков) и запас в промежуточном рассоле.
Тем не менее таким путем можно провести полезные сопо¬
ставления. Ведеполь (1963) сопоставил последние величины
шести самых важных летучих веществ (табл. 1).
Для каждого из этих летучих вещебтв выветривание
изверженных пород составляет менее 10%, а в некоторых
случаях не менее 1% всего количества, присутствующего
Таблица /. Содержание избыточных летучих веществ
в единицах
Ю20 г
Летучее вещество Изверженныепороды
(0
Осадки
(з)
Океаны
(о)
Атмосфера(а)
V»
1
*4
3+
хоЪ
5|| Избыток,
%
1
.
1ЛП
Э
Э
о
н2о
62
260
14 000
0,06
14 200
0,42
С (вклю¬
3,3
620
1.5
0,023
618
1,9
чая СО,)
С1
1,7
38
280
_
316
0,6
5
3,4
45
14
—
56
5,8
N
0,2
5,2
0,3
38,6
44
0,5
В
0,1
1,4
0,1
—
1,4
6,6
в осадках, гидросфере и атмосфере. Дегазация земной
коры и мантии является причиной наличия остающегося
количества. Источниками этих газов могут быть вулканы
и
термы. Сравнение состава избыточных
летучих веществ
с составом вулканических газов не имеет смысла, так как
такие газы очень загрязнены поверхностными материалами
и самими «избыточными»
летучими веществами во время
их прохождения через земную кору. Изотопные анализы
показали, что
первичная Н20, образованная дегазацией
мантии, составляет определенно меньше (и, вероятно, зна¬
чительно меньше), чем 5% Н20вулканических газов и газов
термальных
источн иков.
История раннего периода атмосферы и гидросферы.
Значительно меньше сведений имеется в отношении ран¬
него периода истории морской воды (ранний докембрий).
Возможно, что первоначальная гидросфера образовалась
частично из
первоначальной атмосферы,
и
поэтому предпо¬
ложения о ранней истории морской воды сосредоточи¬
ваются вокруг истории первоначальной атмосферы. Ури
сравнил относительное содержание элементов
на Зе*мле
и в космическом пространстве и пришел к
выводу, что на
Земле значительно большее количество Н, О, N. С и 5, чем
Ые,Аг,КгиХе,в
сравнении со Вселенной. Он считает, что
гравитационное поле Земли не могло бы удержать эти
летучие вещества, если бы Земля образовалась при высо¬
кой температуре,
и
приходит к
вы воду,
что Земля, должно
быть, образовалась в результате скапливания космической
пыли
при
низко й
температуре. Радиоактивное тепло впо¬
следствии
повысило
среднюю
темп ературу
и
сделало
возможным отделение земного ядра, мантии и
к ор ы. Перво¬
начальная атмосфера, вероятно, состояла либо
преимуще¬
ственно из
СН4,Н2иЫН3,либоиз Н2,Н20иСО.Это
предположение заманчиво из-за
значительно
большого
относительного содержания водорода
в космическом про¬
странстве, из-за СН4—ЫН3 атмосферы внешних планет и
потому, что сокращающаяся среда более благоприятна
для зарождения жизни. Относительное содержание отдель¬
ных
видов
газов
в
первоначальной атмосфере зависело
прежде всего от
температуры,
пр и которой эта газовая
сме сь
уравновешивалась с земной корой. Присутствие
металлического железа в не разделенной на геосферы Земле
делает вероятным, что некоторое количество углерода при¬
сутствовало в виде графита. Если газовая фаза системы
Н—С—О уравновешивается с графитом, то его состав мо¬
жет быть определен для заданной температуры, при усло¬
вии, что ро% известно. Для первоначальной коры можно
предположить две
минералогические формации, опреде¬
ляющие верхний и нижний
пределы
в отношении ро2:
файялит (Ре25Ю4) + магнетит (Ре304) + кварц (5Ю2) для
верхнего предела р0
и
железо-магнетит (Ре304) ниже
560° С и железо + вюстит (РеО) выше 560° С для нижнего
предела ров. Давление газа, при котором произошло урав¬
283

МОРСКАЯ
новешивание между твердыми веществами и газом, также
влияет на состав (хотя в значительно меньшей степени, чем
температура). По причинам кинетики реакции при вычис¬
лениях предполагалось,
что давление равно 100 бар. Такое
давление может существовать под поверхностью несколько
сотен
лет.
На рис. 1 представлены две группы кривых, одна для
низкого ро2> Другая для высокого. Согласно этой схеме,
первоначальная холодная атмосфера состояла главным
образом из СН4 и МН3. По мере того как происходило нагре¬
вание Земли, в
первую очередь в результате радиоактив-
Бары
Рис. 1. График зависимости между температурой (в К) и давле¬
нием (в барах) газовой фазы в системе С
—
Н—О при общем давле¬
нии газа 100 бар.
Сплошные кривые
—
для газовой фазы, уравновешенной соеди¬
нением железо + магнетит + графит (ниже 830 К) или железо+
+ вюстит
графит (выше 830 К). Пунктирные кривые
—
для
газовой фазы, уравновешенной соединением файялит + магне¬
тит 4" кварц + графит.
ного распада 40К в 40Аг, в составе газов, выделяющихся
из более глубоких горизонтов Земли, а следовательно,
и в составе атмосферы постепенно увеличивалось С02, СО
и
N3. В схеме предусмотрено давление водяного пара при
25° С от 10“9 ат (низкое ро2) до 10"4 (высокое ро2). Следо¬
вательно, жидкая вода не могла конденсироваться в те¬
чение
этого
периода
(/?н2о ПРИ 25° С
должно быть
3 • 10"2 ат).
Фотодиссоциация Н20 в Н2 и 02
в
верхних слоях атмо¬
сферы положила начало второй стадии в развитии атмо¬
сферы. Потеря водорода при утечке его из гравитацион¬
ного поля Земли явилась причиной медленного, но устой¬
чивого повышения ро2 у поверхности Земли.
Первоначальные конденсаты, вероятно, скапливались
в изолированных, замкнутых бассейнах. Из-за большого
количества С02, присутствующего в атмосфере в то время,
эти протоокеаны, вероятно, были совсем кислыми. Обна¬
женные породы быстро выветривались и большое количе¬
284
ство растворенных веществ выносилось в бассейны за ко¬
роткий отрезок времени. Первичными анионами, по-види¬
мому, были
преимущественно СОд-
и
НСО^“,
а не С1“".
СаС03 может выпадать в осадок из таких вод, но из-за
выс оког о
РСО2
тол ько
при больших
велич инах
Са2+.
Некоторые из самых древних известняков образова¬
лись раньше чем 2560 млн. лет назад и, возможно, выпали
в осадок в испаряющихся бассейнах, изолированных от
таких океанов.
Интенсивное испарение было широко распространено,
и солевые отложения, вероятно, образовывались очень ча¬
сто. В случае продолжения испарения,
возможно, полу¬
чился бы доломит, ангидрит, сульфаты магния и, наконец,
нахколит (ЫаНС03), а не последовательности более моло¬
дых солевых отложений, в
которых галит (NoС1) является
важной составной частью. Из-за сложной последующей ис¬
тории нельзя рассчитывать на то, чтобы сохранилось хоть
одно из этих первичных солевых отложений.
В течение только что рассмотренного периода ро2
было все еще слишком низким для устойчивости гематита.
Холланд (1962) по месторождению осадочных урани-
товых отложений, абсолютный возраст которых 1800 млн.
лет, сделал вывод, что
/?о2 атмосферы в то
время было все
еще очень низким.
Очень постепенное повышение ро2 частично связано
с тем,
что большое
количество
кислорода, получаемого
в
результате фотодиссоциации Н20, потреблялось при
окислении СН4, МН3, графита и железа и ионов железа.
Однако в промежуток времени между 2500 и 1000 млн. лет
на зад
/?0г,
должно быть, уже достаточно повысилось, чтобы
зародилась
жизнь.
По мере усиления биологической активности С02
потреблялся, а 02 выделялся со значительно большей ско¬
ростью. Современная продукция кислорода в результате
фотосинтеза значительно превышает образование его
в
результате фотодиссоциации.
В течение всего этого времени Н20 продолжал конден¬
сироваться и протоокеаны слились в океаны.
По мере
уменьшения рсо* величина рН морской воды повысилась
почти до современного уровня. Насыщение в отношении
СаС03 достигалось при значительно более низких концен¬
трациях Са2+ и началось осаждение известняков в боль¬
шом масштабе; этому, вероятно, очень способствовали био¬
логические процессы. Начиная с этого времени (возможно,
1000 млн. лет назад) значительная часть докембрийских
осадков состоит из карбонатных пород. Частично как
следствие этого развития хлор стал преобладающим анио¬
ном и
морская вода, вероятно, достигла такого состава,
который очень близок
к
составу современной морской
воды.
X. П. ЮГСТЕР
МОРСКАЯ ВОДА (ХИМИЯ)
М. в.
—
это исключительно однородный раствор, в со¬
став которого входит 96,5% воды, 3,5% солей, незначи¬
тельное количество взвешенных твердых частиц, раство¬
ренных газов и органических соединений. М. в . составляет
около 98% гидросферы. Концентрация растворенных со¬
лей, или соленость, в поверхностных водах колеблется от
33,99°/00 на 50° ю. ш. до 35 79°/00 на 25° с. ш.
Средняя
соленость М. в. около
35°/00. Высокая соленость наблю¬
дается в субтропических морях и их заливах,
например
в
Красном море, в лагуне Мадре в Мексиканском зал., где
соленость доходит до 130°/оо. Там, где М. в.
оп ресняетс я
материковым стоком и таянием льда, соленость небольшая.
В полярных морях промерзание М. в. под припаем или под

МОРСКАЯ
шельфовыми ледниками может привести
к образованию
оче нь крепкого ра ссола.
После того как шотландский химик профессор Уильям
Диттмар на борту английского судна «Челленджер»
(1872—1876) выполнил подробный анализ знаменитых
«семидесяти проб», был установлен состав основных ион¬
ных компонент М. в .,1 определена их концентрация. Ре¬
зультаты анализов убедительно показали, что процентное
соотношение этих компонент почти одинаково для всех
океанических вод. Следовательно, физическое состояние
М. в. может быть выражено только тремя параметрами:
температурой, давлением и коэффициентом, который уста¬
навливает соотношение концентрации основных
ионных
ком понент.
Значительные трудности (в основном аналитические)
в озни кли п р и в ывед ении коэффициента, с помощью ко то¬
рого можно установить суммарный солевой состав. Между¬
народная комиссия по изучению моря
в лице трех сканди¬
навских океанографов
—
Кнудсена, Серенсена и Форха
—
в 1902 г.
стандартизировала метод. За величину солености
был принят вес сухого остатка в граммах, содержащегося
в 1 кг М. в ., при условии, что все гидрокарбонаты кальция
и магния переведены в хлориды, все органические вещества
сожжены, а бром и иод замещены эквивалентным количе¬
ством хлора. Данное определение, идея постоянства со¬
става и положение о том, что величина хлоридов отражает
количество других элементов, легли в
основу установлен¬
н о й Международной комиссией по изучению моря эмпири¬
ческой зависимости для определения солености:
5 = 0,030+ 1,8050 С1°/00.
Хлорность (С1°/00) в этом уравнении
—
также опреде¬
ленный термин; это величина С1 в граммах на 1 кг М. в.,
которая тождественна числу граммов серебра, необходи¬
мого для осаждения галогенов в 0,3285233 кг М. в . Хлор¬
ность обычно определяется титрованием азотнокислым се¬
ребром; для определения момента окончания титрования
используются колориметрический и потенциометрический
методы.
Для эталона при определении солености М. в. исполь¬
зуется так называемая нормальная вода, изготовляемая
Гидрографической лабораторией в Копенгагене (Дания).2
В такой воде хлорность равна 19,381°/00, что согласуется
с п ри ня ты м Международной комиссией по изуче нию моря
определением солености. Эта вода или субстандарт, отне¬
сенный к ней, используются для стандартизации измере¬
ний солености.
В последние годы анализы проб М. в. на общее содер¬
жание солей проводились в основном
инструментальными
методами: определяется какое-либо свойство ионных рас¬
т во ро в, как например,
их
электропроводность или показа¬
тель преломления.
Инструментальные методы измерения
электропроводности имеют большую точность (±0,005°/оо),
чем бол ее старые ме т од ы титро вания (±0,02°/00), что яв ¬
ляется доводом за исключение понятия солености. Однако
существуют такие же сильные доводы в
пользу перевода
инструментальных данных в соленость, чтобы сделать воз¬
можным сравнение
нов ых
и с та р ых океанографических
данных.
Растворенные газы, органические соединения и взве¬
шенные твердые частицы присутствуют в М. в. в ничтожно
малых количествах и не очень влияют на физические свой¬
ства М. в.,
но все же они имеют важное биологическое и
геохимическое значение.
Химический состав М. в.
Основные компо¬
ненты.
Восемь ионов и недиссоциированная борная
ки слот а
состав ляют
99,95% общего количества солей,
находящихся в М. в. Величины этих компонент представ-
лены в табл. 1.
Таблица 1. Основные ионные компоненты
морской воды
*
Ионы и молекулы
Концентрация, °/оо
% от общего
ко личества со лей
С1~
18,980
55,04
N3+
10,543
30,61
</> О
ю1
2,465
7,68
М^2+
1,272
3,69
Са2+
0,400
1,16
К+
0,380
1,10
**
нсо3
0,140
0,41
Вг-
***
0,065
0,19
Н8ВОз
0,024
0,07
Сумма
34,455
99,95
*
Величины в граммах на килограмм (%о)> основанные на
хлор ноет и 19°/оо-
о
**
Изменяется до иона
СОд в зависимости от рН. Данная
величина соответствует рН = 7,50 и 20° С.
***
Соответствует солености 34,325%о-
Величины для Н3В03, вероятно, наименее надежны из
всех
представленных.
Соотношения борной кислоты и
хлорности с изменением глубин непостоянны, так как бор¬
ная кислота находится в комплексе с органическими веще¬
ствами в разном количестве (0—10%). Однако соотношения
неорганических В/С1 постоянны, за исключением промежу¬
точных
глубин с минимальным содержание м кислорода,
где концентрация бора в комплексе с органическими веще¬
ствами достигает минимальных величин.
Изменение в соотношениях ионов и отсюда ошибку
при определении солености могут вызвать материковый
сток, увеличение или уменьшение количества биогенных
элементов и органических веществ, изменение величин
щелочности и рН и процессы отложения осадков.
Второстепенные компоненты.
Этими
компонента ми, в
сущности, являются все элементы перио¬
дической системы Д. И. Менделеева, за исключением выше¬
перечисленных. Все эти элементы можно произвольно под¬
разделить
на две группы: элементы с промежуточной кон¬
центрацией (от 1 • 10-4 до 1 • 10_6 М) и элементы, присут¬
ствующие в ничтожно
малых
количествах
—
микроэле¬
менты (меньше чем 1 • 10 ~6 М). В то время как состав основ¬
ных
ионных
компонент считается
пост оянны м
в
М. в.,
состав компонент, включенных в эти
группы, особенно в по¬
следнюю, широко меняется, и во многих случаях количе¬
ство их может не зависеть от общего содержания солей.
Чтобы получить представление о распространении второ¬
степенных компонент в М. в. и тех многих факторах,
которые контролируют наблюдаемое их распределение,
для каждой компоненты должны быть выполнены отдель¬
ные анализы, причем в самых разнообразных океанических
средах.
Компоненты с промежуточной кон¬
центрацией. Эта группа состоит из девяти элемен¬
тов, включая три газа (азот, кислород и аргон) и соедине¬
ния азота, кремния и фосфора.
Литий — биологическая функция не известна, геохи¬
мически не а кт и в ен (период жизни
в океане 2-107 лет),
имеет тенденцию г: сохранению постоянства в соотноше¬
ниях и солености.
285

МОРСКАЯ
Азот присутствует во многих соединениях. Азот как
газ, за исключением анаэробных условий, инертен и его
количество
незначительно отличается
от
насыщения при
температуре ш зйи и атмосферном давлении. Азотные орга¬
нические соединения были обнаружены во
вс ех иссле ¬
дован ных вод ах.
Концентрация важных в биол огичес ком
о тнош ении
постоянных
соединений азота очень широко
изменяется в зависимости от района, глубины и сезона.
Так, нитраты, являющиеся конечным
продуктом биологи¬
ческого цикла, преобладают в большинстве морей на глу¬
бинах ниже 150 м. Концентрация нитратов в океане ме¬
няется от 1 мкг/л в некоторых поверхностных водах до
600 мкг/л в глубинных водах Индийского океана. Нитриты
и
аммоний обнаруживаются в максимальных концентра¬
циях на промежуточных глубинах в средних широтах в ве¬
сеннее и осеннее время. Концентрация нитритов меняется
от 0 во многих водах до 50 мкг/л в районах высокой биоло¬
гической продуктивности. Аммоний распределяется так же,
его концентрация колеблется от 0 до 75 мкг/л. Это проме¬
жуточные продукты в окислительном цикле азота,
и
их
распределение и количество отмечают район интенсивного
разложения органическ их в еще с тв .
Кислород, находящийся в М . в. в растворенном виде,
а также в некоторых анионах, имеет большое значение
в химии М. в. как растворенный газ. Обогащение М. в.
кислородом происходит у поверхности моря при газовом
обмене с атмосферой и в эвфотической зоне благодаря фото¬
синтезу. Уменьшение его количества происходит прежде
всего за счет биологической активности, включая разложе¬
ние остатков органических веществ. В эвфотической зоне
со держани е кислорода мо ж ет повы ситьс я настолько, ч т о
его становится больше, чем у поверхности, и, как было
обнаружено, количество кислорода достигало величины
порядка 130% насыщения при температуре ш зНи и атмо¬
сферном давлении. На глубинах до уровня компенсации
(точка, в которой потребление превышает фотосинтез) про¬
дукция кислорода превосходит его потребление, ниже этого
уровня происходит потеря кислорода. Продукция кисло¬
рода
в море колеблется от 0,82.103 мл/м2 в год (прол. Хель-
сингёр) до 1,86.106 мл/м2 в год (прол. Лонг-Айленд).
Потребление кислорода в Атлантическом океане, как было
обнаружено, составляет 0,21 мл/л в год вблизи поверх¬
ности и 1,3
•
10"3 мл/л в год на глубине 2500 м. В восточной
части Атлантического океана содержание кислорода в при¬
донных водах не падает ниже 60% насыщения при темпе¬
ратуре ш зИи и атмосферном давлении (концентрация на
широте 50° ю. 4,9 мл/л, на широте 50° с. 6,4 мл/л). В запад¬
ной части Атлантического океана наблюдается та же кар¬
тина,
за
исключением того,
что содержание кислорода
повсюду меньше примерно
на 0,2 мл/л. В Тихом океане
в
подповерхностных водах концентрация кислорода обычно
ниже, чем в Атлантическом. На рис. 1 представлен типич¬
ный вертикальный разрез, на котором показано распреде¬
ление кислорода вдоль западного берега Северной и Цен¬
тральной Америки. Аналогичная картина наблюдается
и
вдоль берегов Южной Америки, по крайней мере до
40° ю. ш. В этих районах минимальная концентрация кис¬
лорода отмечается на глубинах примерно от 100 до 1000 м.
К В имеет место отдельное повышение содержания кисло¬
рода в толще воды, однако только на больших глубинах
(4000 м) концентрация кислорода доходит до 4 мл/л.
Минимальная концентрация кислорода на промежуточ¬
ных глубинах является очень интересной особенностью
распределения кислорода, для объяснения которой было
выдвинуто несколько теорий и представлено
много экспе¬
риментальных данных.
Наиболее часто выдвигаются три
гипотезы: 1) минимумы обусловлены динамическими про¬
цессами циркуляции, при которых затрудняется водообмен
через границы; 2) минимумы обусловлены биохимическими
процессами и наблюдаются на глубине, на которой отно¬
ш е н ия удельных
весов М. в. и
опускающегося органиче¬
ского детрита таковы, что детрит накапливается , в
резуль¬
тате чего происходит его избыточное потребление; 3) мини ¬
мальная циркуляция, обусловливаемая опусканием слоя
воды, содержащего максимальные количества органиче¬
ского материала в высоких
широтах; плотность воды та¬
ко ва,
что при движении ее на
глубинах промежуточного
слоя
и
в
результате
о кисл ения
органических
веществ
в этой воде концентрация кислорода становится ниже, чем
в водах, расположенных выше или ниже этого слоя.
Кремний присутствует в М. в. в виде метакремниевой
кислоты и ее ионов в
концентрациях от 0,02—3 мг/л у по¬
верхности до 5—10 мг/л в глубинных водах. Это значи¬
тельно ниже, чем равновесие насыщения у любого из крем¬
несодержащих минералов, включая кварц (7—14 мг/л).
Так как реки непрерывно выносят воду,
в
которой концен¬
трация двуокиси кремния во много раз больше этих вели¬
чин (30—35 мг/л), то, должно быть, происходит очень эф¬
фективный, но все еще неизвестный процесс уноса.
Как
протекает окислительный цикл двуокиси кремния в море,
недостаточно
ясно.
Диатомовые и другие извлекают из
воды двуокись кремния для образования створок, которые
очень устойчивы к растворению; об этом свидетельствуют
остатки створок, найденные в изобилии в отложениях.
Быстрая регенерация двуокиси кремния в поверхностных
водах в период высокой органической продуктивности сви¬
детельствует о том, что часть створок разлагается у по¬
верхности под действием бактерий и пищеварительных фер¬
ментов планктоноядных животных.
Концентрация дву¬
окиси кремния в поверхностных водах обычно превышает
концентрацию нитратов и фосфатов, вероятно потому, что
регенерация зависит от активности «пасущихся» животных,
популяция которых, как известно, наблюдается пятнами.
Фосфор в М. в. при нормальном рН (в пределах от 7,8
до 8,2) присутствует главным образом в виде смеси одно¬
основных и двухосновных ионов Н2РО^
и
НРО^“.
В по¬
верхностных водах большая часть смеси может присутство¬
вать в виде нерегенерированного органического фосфора
(0—15 мкг/л растворенного и 0—35 мкг/л твердого) и липи¬
дов, содержащих органический фосфор. Они были найдены
в
глубинных водах Мексиканского зал. и водах Южного
и Тихого океанов.
Продукция фитопланктона в море наи¬
более часто ограничивается отсутствием соединений фос¬
фора, азота и кремния, хотя, по-видимому, существуют
и другие факторы. Большие районы поверхностных вод
океанов почти полностью лишены этих питательных ве¬
ществ. Концентрация фосфора увеличивается с глубиной
и обычно имеет максимум на промежуточных глубинах,
где наблюдается минимум кислорода. Содержание фосфора
в глубинных водах Индийского и Тихого океанов (60—
ПО мкг/л) примерно в два раза выше, чем в
глубинных во¬
дах Атлантического океана (35—45 мкг/л). Это различие
связано с характером циркуляции глубинных вод. Фосфо¬
риты [Са10 (Р04, С03)вР2_з] встречаются вдоль берега
Калифорнии на глубинах от 30 до 300 м, что, как считают,
связано с перенасыщением фосфатом кальция при
низком
рН и в условиях недостатка кислорода. (Более подробно
о биогенных элементах см. в статье Биогенные вещества.)
Аргон
—
самый распространенный из инертных газов;
его содержание в М. в. почти достигает величины насыще¬
ния при температуре ш зИи и атмосферном давлении.
Небольшие колебания концентрации, которые все же на¬
блюдаются, как считают, вызываются разностью бароме¬
трического давления у поверхности, незначительным коли¬
чеством продукта, образованного при распаде 40К, и изме¬
нениями температуры после опускания воды до океани¬
ческих глубин. Полезно использовать отношение этого
газа к другим газам при оценке их устойчивости в океане.
Такие исследования с Ы2 показывают,
что
отношение
286

МОРСКАЯ
Ы2/Аг почти постоянно равно 37—39, что указывает на
консервативный характер газа Ы2.
Стронций может считаться консервативным элементом.
В последнее время ему уделяется много внимания в связи
с
проблемой загрязнения вод радиоактивным изотопом
905г. Вследствие высокой концентрации стронция в костях
многих животных по сравнению с концентрацией в мор¬
ской воде, длительного периода полураспада (28 лет) и
энергии р-излучения (1,46 МэВ) этот элемент считается
одним из наиболее опасных. Отношение Са/5г в раковинах
животных
организмов
пропорционально
концентрации
Алюминий, согласно данным, опубликованным
в ли¬
тературе, растворен в М. в. и его
концентрация колеблет¬
ся в пределах от 1 мкг/л до 1 мг/л. По последним дан¬
ным глубоководных станций в Тихом океане, море Уэд¬
делла и в прибрежных водах вдоль берега Калифорнии,
концентрация растворенного алюминия равна 1—2 мкг/л.
Концентрация твердых частиц алюминия была перемен¬
ной, причем она зависела от местоположения и глубины,
но величины более 3 мкг/л были обнаружены только в
прибрежных водах, где в большей степени сказывается
материковый сток.
стронция в той воде, в
которой этио0рганизмы развились.
Размер атома иона стр онц ия (1,27 А) таков, что стронций
обычно находится в кристаллической решетке осажденного
арагонита, но не в кальците.
Иод, по соображениям термодинамики, должен при¬
сутствовать в М. в. в виде иона
однако ион 1~ яв¬
ляется преобладающим. Эта аномалия может быть вызвана
тем, что иод потребляется растениями и животными в соеди¬
нениях, как, например, тироксин и иодотирозин,
в связи
с чем может
нарушиться термодинамическое равновесие.
Микрокомпоненты. Несмотря на то что уже
давно было установлено важное значение микроэлементов
для химии М. в., их
концентрация и химические формы
соединения часто вызывают сомнение. Концентрация мно¬
гих элементов основана на единственном анализе. Большие
трудности возникают из-за сложности проведения анализа
при малых
концентрациях (менее 10_6 М), так как анали¬
тические методы обычно менее чувствительны и трудно
контролировать случайное загрязнение.
За последнее
время положение значительно улучшилось благодаря усо¬
вершенствованию аналитических методов за счет рентгено¬
скопии, активационного анализа, спектрофотометрии рас¬
каленных паров, атомной адсорбции, усовершенствованной
полярографии, новых методов колориметрического анализа
и улучшения взятия проб.
Концентрации и возможные виды соединения микро¬
элементов, которые были определены в М. в., представлены
в табл. 2.
Марганец встречается в М. в. в основном в виде двух¬
валентного иона, часть которого, по-видимому, находится
в комплексных органических веществах. Твердые частицы
марганца имеются только в поверхностных водах, в толще
вод ы
не
обнаружено признаков коллоидного Мп02,
и
все же он широко распространен
в
железомарганцевых
минералах пелагических осадков. Все еще остается откры¬
тым вопрос о том, какие процессы
—
химические или био¬
логические — являются главной причиной этого окисле¬
н ия.
Железо присутствует в М. в .
в окисленном состоянии
во многих
формах. Очень мало его находится в истинном
растворе вследствие неустойчивости двухвалентного иона
железа и
нерастворимости гидроокиси железа, и все же
устойчивые коллоиды
гидроокиси
железа
встречаются
на всех глубинах. Адсорбция на поверхности этог о к о л¬
лоида, несомненно, играет важную роль в геохимических
и осадочных процессах других микроэлементов. Широкий
диапазон наблюденных концентраций частично может
быть результатом случайного распределения хлопьевид¬
ных коллоидов железа.
Медь и цинк исследовались многими химиками с при¬
менением различных аналитических методов.
Последние
данные по этим элементам на примере типичной станции
в Мексиканском зал. приведены в табл. 3. Аналогичное
распределение этих элементов, но обычно в более низких
концентрациях, наблюдается в Южном и Тихом океанах.
На промежуточных глубинах 20—80% этих элементов со-
287

МОРСКАЯ
Таблица 2. Концентрация микрокомпонентов
в морской воде (по Голдбергу и Худу, 1963)
Микро¬
компонент
Концентрация,
мкг/л
Возможные
соединения
Не
0,005
Не (газ)
Ве
0,0005
С
560 (г); 200 — 3000
С02 (газ) *,
раство¬
ренные органические
соединения
***
Ие
0,1
Ие (газ)
А1
1,0
—
10,0
5с
0,04
Т1
0,02
V
2,0
уо2 (он)|-
Сг
0,13—0,25
Мп
0,1—8,0
О|
**
МгС
'
,
Мп504
Ре
1,7
—
150
Ре203* ЗН .О
**
Со
О ГчЭ
1
О-0
Со2+, Со504
N1
2,0
N1*+, N1504
Си
0,5 —3,5
Си^ ,
Си504
2п
1,5
—
10,0
2п2+, 2п504*
Оа
0,007—0,03
Се
0,07
Ое (ОН)4,
Ое (ОН)30-
Аз
3,0
НАзО2 , Н2АзО“;
Н3Аз04, Н3А5О3
5е
4,0 —6,0
5еО|“
Кг
0,3
Кг (газ)
ръ
120
ръ+
У
0,3
N6
0,01—0,02
Мо
4,0—12,0
Мо04”
А&
0,145
АеС1^~,
АеС12”
Сс1
0,11
Сс12+
5п
0,3
5Ъ
0,5
Хе
0,1
Хе (газ)
Сз
0,5
С5+
Ва
10—63
Ва2+, Ва504
Ва
0,3
’Се
0,4
\У
0,12
1
м
О
Аи
0,015 —0,4
АиС14“
Не
0,15—0,27
НеС1~,
НеС12-
РЬ
0,6 —1 ,5
РЪ2+, РЬ504
Н1
0,02
Рп
0,6 (10-12)
Рп (газ)
Ра
1,0 (10~*
*7
*
*
1
0
*
)
Ра2+, Ра5С>4
ТЬ
0,05
Ра
2,0 (10~в)
V
3,0
1Ю2 (С03)4“
■
В присутствии других соединений С<Э2.
**
Существуют данные о металле в комплексных органических
соединениях.
***
Сос тоя щий
из нескольких
сотен
органических соединений.
держится в не поддающейся диализу фракции. Значение
этой фракции, находящейся, очевидно, в комплексе с орга¬
ническими соединениями, для химии М. в . еще не опреде¬
лено.
Барий присутствует в поверхностных водах в пределах
10 мкг/л; его концентрация повышается до 65 мкг/л в глу¬
бинных водах. Барит встречается в морских осадках, и
глубинные морские воды могут находиться в состоянии
перенасыщения в отношении сульфата бария.
Радий имеет такое же распределение, как и барий, но
концентрация радиоактивного изотопа 226Ка, который
имеет радиогенное происхождение, примерно в 6 раз боль-
Таблица 3. Распределение меди и ц и нк а
по глубинам в Мексиканском зал.
(24° 27' с. ш.,
95° 53' з. д.)
Глубина, м
Извле кае¬
мый *,
мкг/л
Не под¬
дающийся
диа¬
лизу **,
мкг/л
Твердые
частицы***,
мкг/л
Всего,
мкг/л
Си
2п
Си
2п
Си
2п
Си
|2п
10
2,3
8,8
0,5
2,1
0,8
1,3
3,5
10,5
310
0,5
2,7
0,1
1,1
0,2
0,7
1,6
3,5
900
1,9
7,3
0,9
5,3
0,1
0,6
2,8
9,7
1200
0,5
4,7
0,2
4,1
0,6
2,3
1,4
5,0
2250
0,3
3,5
0,1
1,1
0,4
1,2
0,3
3,6
3400
0,3
3,5
0,1
1,1
0,1
0,5
0,6
1,6
*
Та фракция, которая образует растворимое внутрикомплекс-
ное соединение с диэтилдитиокарбоматом, содержит, вероятно,
двухвалентную медь.
**
Фракция, проходящая через фильтр с миллипорамй раз¬
мером 0,45 мк,
но не проходящая через ацетилцеллюлозную
мембрану диализа (при среднем размере пор 2 ммк).
***
Вещество, не проходящее через фильтр с размерами милли-
пор 0,45 мк.
ше,
чем
может
быть поддержано его исходным 230ТЬ.
Очевидно, радий диффундирует в М. в. после его появле ¬
ния из иония в осадках. Это вместе с биологической асси¬
миляцией у поверхности и последующим выделением на
глубине во
время процессов радиоактивного распада может
объяснить наблюдаемое распределение радия.
Другие микроэлементы, особенно их распределение
по
глубине, н е
могут быть подробно рассмотрены, так как
в большинстве
случаев анализу подверглось относительно
малое количество
проб М. в.,
взятых в основном с поверх¬
ности.
Органические соединения.
Наши зна¬
ния о видах, распределении
и значении органических соеди¬
нений в М. в. в настоящее время быстро расширяются.
Органические вещества в М. в. делят на твердые частицы
и растворенные (на основании фильтрации через фильтр
с размером миллипор 0,45 мк, при этом растворимая фрак¬
ция проходит через фильтровальную бумагу, а твердые
частицы остаются на фильтре).
В водах, богатых фитопланктоном, количество рас¬
творенного органического углерода
в 7—8 раз превышает
количество твердых частиц органического углерода,
ана
больших глубинах
—
в
1000 раз. Количество всего орга¬
нического углерода в открытом океане обычно колеблется
в пределах 0,2—2,7 мг/л. Более высокое содержание угле¬
рода наблюдается в морях, окруженных со всех сторон
сушей: в Черном
—
3,3 мг/л, в Балтийском —
4,6 мг/л,
в Азовском —
6,0 мг/л и в окруженном сушей прибрежном
районе зал. Ваддензе
—
8,0 мг/л. Распределение раство¬
ренных органических веществ не является однородным ни
по горизонтали, ни по вертикали. Однако на промежуточ¬
ных глубинах с минимальным содержанием кислорода
наблюдается минимум органического углерода. Самая вы¬
сокая концентрация органического углерода
—
в
вода х
большой
продуктивности фитопланктона.
Физическая химия
М. в.
Термодинамика.
Для большинства растворенных составных компонентов
М. в. потребовалось много тысяч лет, чтобы достичь равно¬
весия, и все же, очевидно, существуют неустойчивые в тер¬
модинамическом отношении компоненты. Объясняется ли
это
отсутствием условий для реакций, как часто предпола¬
гают,
или
недостатком
знаний
относительно
сложного
взаимодействия между этими неустойчивыми компонен ¬
тами
и
другими ;компонентами М. в .? Было потрачено
много усилий на то, чтобы теоретически решить эту про¬
288

МОРСКАЯ
блему. Однако до тех пор, пока не
будут точно известны
участвующие формы, ответить на этот вопрос трудно. При
концентрации микроэлементов в пределах
менее
10"7
или 10"8МвМ.в.
существует вполне достаточное коли¬
чество органических веществ для образования соединений,
которые требуют иного рассмотрения, чем для одних
только неорганических ионов. Наши сведения об органи¬
ческих компонентах все еще слишком недостаточны. За ис¬
ключением данных об основных ионных компонентах,
о компонентах карбонатной системы и, возможно, о неко¬
торых других, существует лишь несколько эксперимен¬
тальных данных, которые позволяют вычислить коэффи¬
циенты активности ионов, или константы реакции равнове¬
сия, для участвующих в реакции компонент. Для основных
ионных компонент к разрешению проблемы коэффициен¬
тов подойти значительно легче.
Распространив идею Льюиса и Рендаля
*
об активно¬
сти ионов в разбавленном растворе на М. в. (ионная сила
0,7), получим исключительно хорошее
согласие
между
в ычис ленн ыми
и
измере нными
величинами.
Применив
этот метод и другие методы для измерения коэффициента
активности, Гаррелс и Томпсон (1963) получили данные
об активности ионов для свободных ионов основных компо¬
нент М.
в.:Л1^а+= 0,356; Лм^2+= 0,169; ЛСа2+= 0,00264;
Ак+
—
0,0063; А о
=
1,79.10"3; А
=
9,74.10“4;
к
50|~
НСО^"
А2—
~
4,7
•
10“6. Возникает следующая картина: глав-
с°3
ные катионы существуют
главным образом как некомплекс¬
ные виды. Только 10—15% кальция и магния входят в ком¬
плексы, и магний является самым активным из комплексо¬
образующих анионов. Анионы, за исключением хлорида,
связаны с
катионами
(большая часть карбонатов, одна
треть бикарбонатов и почти половина сульфатов).
Относительная растворимость этих комплексов в М. в.
точно не известна. Однако ясно, что концентрации ионов
металло в, вк люча я щ ело чно земе льн ые,
регулируются не
равновесием растворимости, а
другими, более сложными
процессами.
рН. Величина рН М. в. находится под воздействием
изменений температуры и солености, фотосинтеза и дыха¬
ния, отложения ионов
буферных систем, в основном карбо¬
натов, и газового обмена с атмосферой. Величина рН, по
наблюдениям, обычно колеблется в пределах между 7,8
и 8,3 в поверхностных водах (причем самая высокая вели¬
чина—в
субтропиках), предел зависит от совместного
воздействия всего вышеперечи сленного ,
но естественные
буферные системы обычно держат ее в этих пределах.
Однако в эстуариях при интенсивном фотосинтезе
наблюдались величины, доходящие до 9,0. Данные о рН
могут быть использованы в качестве сильного аргумента
при объяснении вышеизложенных процессов. Из-за
буфер¬
ного действия систем угольной (2,4
*
10“
3
М) и борной (4,ЗХ
X 10“4 М) кислот следует стремиться точно определить
небольшие различия в рН. В настоящее время имеется
прибор для обнаружения изменений напряжения тока
между стеклянным и каломельным электродами, чувстви¬
тельность которого 0,0025 рН. На практике, однако, редко
достигается точность больше чем ±0,02 рН, что объяс¬
няется плохим взятием проб и электродными эффектами,
в осн овном возникающими
из -за
использ ования
пресно¬
водных буферных систем для калибровки приборов для
измерений параметров М. в. Недавно была выполнена ра¬
бота с целью помочь разрешить эти трудности.
Харвей (1957) обобщил многие резуль таты измерений
величин рН в М. в.
Распределение рН по глубине на стан-
Таблица 4. Вертикальное распределение компоненты С02
на станции в южной части Тихого океана
(21° 75' ю. ш.,
72° 44' з. д.)
Глубина,
м
О
и
Температура,°С
Я
о.
Щелочность,экв/л-10~3
т
о
8"
о.
т
о
I^
Ов
У§
Я2
*
1
о
ч
1>
см со
Оо
О2
0
19,33
17,66
8,21
2,36
2,79
1,74
2,64
31
19,30
17,47
8,21
2,36
2,82
1,74
2,61
88
19,12
12,56
7,76
2,34
9,05
2,11
0,99
176
19,22
11,63
7,60
2,35
13,63
2,19
0,69
356
19,19
9,27
7,57
2,35
14,00
2,20
0,62
632
19,08
5,92
7,71
2,34
9,54
2,16
0,75
1562
19,15
2,78
7,70
2,39
9,74
2,23
0,68
4535
19,20
1,73
7,36
2,37
21,91
2,30
0,30
ции в южной части Тихого океана представлено в табл. 4 и
на рис. 2. В средних и низких широтах, как и на этой стан¬
ции, величина рН в поверхностных водах вплоть до слоя
скачка температуры неизменно выше, чем в глубинных
водах. Затем она резко понижается в зоне распада органи¬
ческого
вещества
и
медленно
повышается до 7,2—7,9
в пр идо нны х в ода х. Изменение величины рН в глубинных
водах позволяет использовать этот параметр при исследо¬
вании водных масс.
Окислительный
потенциал.
Окисли¬
тельный потенциал в океане обусловливается кислородной
реакцией и наблюдается только в анаэробных условиях
в
некоторых застойных бассейнах, на очень бедных кисло-
*
Идея заключается в том, что коэффициенты активности
ионов одних и тех же зарядов для растворов с равной так назы¬
ваемой
ионной
силой
раствора
од инаковы .
~
Прим. ред.
Рис. 2. Распределение рН и температуры по глу*
бине в южной части Тихого океана (21° 07,5' ю. ш.,
72® 44'
з. д.,
глубина 2440 саженей).
10 Заказ 406
289

МОРСКАЯ
родом промежуточных глубинах и
у пограничной с грун¬
тами поверхности или ниже нее.
Двуокись
углерода.
Задача полностью
понять сложные динамические связи двуокиси углерода
в
с исте ме
атмосфера—море—грунт, вероятно,
являемся
самой трудной в химии моря. Частично трудность возни¬
кает из-за отсутствия равновесия и недостатка сведений
о многих реакциях в этой системе.
Исследования скорости газообмена между атмосферой
и морем показали, что равновесие редко достигается:
обычно в поверхностных водах океана концентрация газо¬
образной двуокиси углерода ниже, чем в атмосфере над
океаном. Равновесие наблюдается в исключительных слу¬
чаях —
при условии местного охлаждения и в районах
подъема глубинных вод. Причины обычного неравновесия
неясны, по-видимому, оно тесно связано с реакцией между
газообразной двуокисью углерода и водой: НаО+ С02 ->
Н2С03. Только недавно скорость этой реакции была
измерена в М. в . и составила 3,3 -10~ 2/с. Ионные компо¬
ненты реакции можно вычислить с помощью обобщенных
уравнений п о Харвею (1957). Основанные на эт и х выч ис¬
лениях данные, полученные на станции в южной части
Тихого океана (табл. 4), показывают, что парциальное
давление рС02 быстро повышается ниже слоя скачка тем¬
пературы,
а концентрация карбонатного иона понижается.
Щелочность по глубине остается в основном постоянной
(см. Щелочность морской воды).
Поверхностные воды океана почти повсеместно пере¬
насыщены относительно всех кристаллических форм кар¬
боната кальция СаС03. Только в немногих районах (на¬
пример, район Большой Багамской банки) наблюдается
их химическое осаждение. Глубинные воды в некоторых
случаях недонасыщены этими соединениями и в них при
опускании ко дну растворяются раковины известковых
организмов. За исключением отдельных районов, придон¬
ные воды едва насыщены.
Перенасыщение, по-видимому,
существует вследствие медленного образования кристал¬
лов карбонатов в районах с относительно высоким содер¬
жан ием
растворенных органических веществ и отсутствием
кристаллического карбоната кальция.
На эту систему оказывают сильное влияние биологи¬
ческие факторы, которые нарушают относительно кратко¬
временное (часто суточное) равновесное состояние многих
компонент*
ДОНАЛД У. ХУД
Прим. ред.
1
Постоянство химического состава М. вс
на основании анализа большого числа проб из различных
районов Мирового океана было установлено датским хими¬
ком Г. Форшхаммером (1865), позднее (1878—1882) эту
работу более совершенными методами выполнил У. Дитт-
мар на основании анализа 76 проб М. в .,
собранных им
во
вре мя
кругосветного
плавания (см.
Шокаль¬
ский Ю. М. Океанография. Изд. 2-е. Л., Гидрометео-
издат,
1959).
2
«Нормальная вода» изготовляется также и в СССР
Институтом океанологии АН СССР.
МОРСКАЯ ГЕОЛОГИЯ
(ТЕХНИКА И ПРИБОРЫ)
М. г.
—
это
наука
наиболее
широкого диапазона
среди наук о Земле. Она рассматривает процессы, происхо¬
дящие в планетарных масштабах, и она же изучает мель¬
чайшие частицы донных осадков. Большинство методов
М. г.
—
это в основном обычные методы геологии и гео¬
физики: анализ донных осадков, петрографические опре¬
деления, гравиметрические, сейсмические и магнитометри¬
ческие измерения. Однако для выяснения природы океа¬
нической земной коры и подкоровой оболочки применяются
специальные и очень своеобразные методы. В М. г . иссле¬
дования начинаются с определения морфологии и геоло¬
гического строения осадочных пород, слагающих морское
дно.
Батиметрия. Сведения по батиметрии, которые при¬
водятся на морских навигационных картах, дают лишь
самое общее представление о геологии дна. Первой задачей
морского геолога является сбор точной и подробной инфор¬
мации о рельефе дна для планирования научной программы
сбора образцов. До 1930 г. глубины измерялись в основном
с помощью лота. Детальная съемка при
этом требовала
много вр емени
и
оправдывалась лишь при работах в гава¬
нях или
при прокладке подводного телеграфного кабеля.
Совершенствование приборов для поисков подводных ло¬
док во время первой и второй мировых войн привело к соз¬
данию акустических устройств. Эти приборы, получившие
широкое применение с 1950 г., позволили собрать огромное
количество батиметрических данных.
Современные акустические устройства (эхолоты.
—
Ред.) состоят из
двух частей: передатчика
—
излучателя
высокочастотных звуковых сигналов — и
приемника
их
отражений от дна. Точное время прохождения сигнала до
дна и обратно отмечает самописец. Поскольку время, кото ¬
рое требуется для прохождения сигнала, является функ¬
цией глубины, запись представляет собой батиметрический
профиль
дна
вдоль
пути
судна.
При составлении
батиметрической карты величины глубин, снятые с эхо¬
граммы через любые удобные интервалы, наносятся на кар¬
тографическую основу, после чего могут быть вычерчены
изолинии, как при обычной топографической съемке. Точ¬
ность этого метода ограничивают два фактора: изменение
скорости звука в толще воды и правильность определения
местоположения судна. Скорость звука является функцией
плотности воды, поэтому
в результаты эхолотирования
легко могут быть введены поправки, если имеются гидро¬
логические данные, Определение местоположения
—
более
серьезная задача. Близ берега ориентировка производится
или визуально, или с помощью радиолокатора, или разно¬
образных автоматических систем определения местонахож¬
дения (Лоран, Шоран, Декка и др.), но по мере удаления
от
берега более надежной становится астро нави гаци я.
Применяемые сейчас в управляемых снарядах и подводных
лодках гироскопические навигационные системы обещают
быть очень полезными при съемке. Так как при глубоко¬
водных исследованиях точность определения
местополо¬
жения редко превышает
несколько миль, то это сущест¬
венно снижает разрешающую способность любой съемки.
В последние годы успешно развивается
техника аку¬
стического зондирования, особенно для решения
геологи¬
ческих задач. Низкочастотные звуковые волны способны
проникать
в поверхностные слои донных осадков и корен¬
ных пород, хотя в толще воды затухают быстрее, чем высо¬
кочастотные, применяемые при обычном эхолотировании.
Таким образом, отраженные сигналы, по крайней мере
некоторые, дают геологическую структуру подстилающих
пород в виде непрерывной записи, похожей на батиметри¬
ческую запись профиля дна. Для поддонного профилиро¬
вания в качестве источника звука используются взрывы га¬
зовых смесей, маломощные динамитные взрывы, магнито-
стрикционные
приборы и разряды электрических дуг.
Применение упомянутых источников звука не всегда воз¬
можно при решении многих задач, но уже доказана их
эффективность при поисках нефти в относительно мелко¬
водных
районах на материковых
отмеля х
(см.
Ба¬
тиметрия; Регистраторы глубину Измерение глубин
ит.
д.).
290

МОРСКАЯ
Геологическое картирование. Сбор донных образцов
в океане носит
случайный характер. Если удается полу¬
чить
образец, он считается типичным для
значительной
площади. При этом почти неизбежны некоторые допущения,
ема. И
драги,
и дночерпатели м о гу т действовать только
при остановке судна. Пробоотборник скупфиш, разрабо¬
танный для военно-морского флота США, является исклю¬
чением. Он сконструирован так, что его наконечник зары¬
вается в осадки при буксировке, захватывает пробу и после
этого поднимается на
поверхность (рис. 2). К сожалению,
с помощью скупфиша могут быть получены только неболь¬
шие по
размеру пробы; кроме того, он действует лишь на
ме лково дье.
Колонки осадков берутся главным образом ударными
грунтовыми трубками. Они состоят
из
мета ллической
трубы,
иногда со съемным
пластмассовым
вкладышем,
входящей в донные осадки под действием груза на ее верх¬
нем конце. У основания трубы имеется «кернователь»
—
приспособление с подвижными латунными
и л и пластм ассо¬
вы ми
лепестками,
которые поддерживают снизу осадки,
чтобы они при подъеме не выскользнули из трубы. Предо¬
хранительный клапан на ее верхнем конце позволяет воде
выходить наружу, когда грунтовая’ трубка погружается
в
породу, а также помогает сохранить образцы при подъеме
колонки на судно. Во всех ударных грунтовых трубках
трение между осадками и стенками трубы мешает глубокому
проникновению трубы в породу, причем происходит уплот¬
нение осадков и нарушение стратификации осадков в ко¬
лонке.
Более
сложно устроена
поршневая грунтовая
о)
Рис. 1 . Дночерпатель Петерсена (общий вид), эффективно при¬
меняемый для взятия проб рыхлых отложений (по Барнесу, 1959).
1—
замо к
сбрасывателя; 2 —
горизонтальный ограничитель*
3
груз, прикрепленный болтами к дночерпателю; 4 = -
ковш
дночерпателя.
но в большинстве случаев они оправдываются, поскольку
на дне океана региональное
изменение типа осадков
и
скальных
пород невелико. Густота сети взятия проб сильно
ограничивается высокой стоимостью эксплуатации судов.
Так, в 1964 г. морские геологические работы на соответ¬
ственно оборудованных судах стоили свыше 1000 долларов
в день . Поэтому каждая попытка взятия образца (успеш¬
ная
или
неудачная) вызывает значительную
затрату
средс тв.
Выбор прибора для сбора образцов при решении кон¬
кретной задачи зависит от поставленной цели исследования,
ожидаемого материала и имеющегося времени.
Если про¬
водится региональная съемка,
применяются
маленькие
драги и дночерпатели, которыми легко оперировать;
если
интересуют распространение
и экология бентосных жи¬
вотных в связи с донными осадками, используются дночер¬
патели больших размеров; если исследуется стратифика¬
ция осадков, берется колонка грунта. Для изучения тек¬
стуры осадочных
пород и
ори ент иров ки
частиц нужны
короткие грунтовые трубки большого диаметра. При кру¬
тых
с кло нах,
очень
неровном рельефе и при
наличии
скальных
пород необходима драга, с помощью которой
можно отбивать образцы.
Отбор проб рыхлых поверхностных осадков произво¬
дится драгами или дночерпателями различных видов. Про¬
стейшие дночерпатели имеют ковш с двумя или тремя створ¬
ками, находящимися в открытом положении до соприкос¬
новения с грунтом; затем створки закрываются, захватывая
необходимое количество рыхлых осадков, и ковш подни¬
мается на
поверхность. Испытано много видов сложных по
устройству дночерпателей, но наиб о ль ши м ус пе х ом
поль¬
зуются простые, прочные, полностью механизированные
и
действующие либо под силой тяжести, либо с помощью
пружины (рис. 1). Дночерпатели совершенно надежны при
отборе проб рыхлых тонкозернистых осадков. Однако при
более крупном материале ковш может не закрыться плотно,
и тонкозернистые осадки будуг вымыты во время его подъ¬
Рис. 2 . Пробоотборник для взятия проб на
ходу судна (по
Барнесу, 1959).
а—
буксировка донного пробоотборника; б —
спуск; в —
подъ¬
ем.
1—
буксирный трос; 2 —
стабилизатор; 3 —
крышка
на
петле, удерживае мая пружиной; 4 —
труба для пробы; 5 — бук¬
сирная скоба в переднем
положении; 6 —
крышка на петле,
задерживающая пробу.
трубка. Она снабжена поршнем, который перемещается
по трубе с той же скоростью, с какой
она
внедряется
в
грунт (рис. За и 36). Поршень создает в трубе небольшой
вакуум, уменьшающий трение между колонкой и стенками
трубы и устраняющий уплотнение осадков, но при этом не
291

МОРСКАЯ
исключается
возможность
вовлечения
дополнительного
материала в основание трубы. Ударная грунтовая трубка
редко приносит колонку длиной свыше 1—2 м. Поршневая
грунтовая трубка при благоприятных условиях добывает
колонку до 25 м длиной.
Взятие колонок осадков является продолжительной
операцией, поэтому за время спуска прибора ветер и тече-
Рис. За. Ударная поршневая
трубка
(по
Кулленбергу,
1947).
/—основной трос; 2— сбра¬
сывающее устр ойст во;
3—
грузы;
4—
специаль¬
ный
тр ос
для свободного
падения трубки; 5 —колон¬
ковая труба; 6 —
поршень;
7 « клапан.
Рис. 36. Усовершенствованная
поршневая трубка Кулленберга.
/ —подвесной трос; 2—сбрасы¬
ватель; 3 —
грузы; 4 — добавоч¬
ный трос (петля), обеспечиваю¬
щий свободное падение; 5—тру¬
ба; 5—поршень; 7—клапан для
задержки колонки (лепестковый
клапан); 8 —
наконечник; 9 —
триггер (груз-разведчик), часто
небольшая грунтовая трубка.
безвозвратного контейнера с
грузом
и
кол онко вой
трубы, прикрепленной к бую (рис. 4). Свободная грун¬
товая трубка целиком опускается на дно, погружается
в осадки, затем задерживающий таймер отпускает колон ¬
ковую трубу с буем и она возвращается
на поверхность.
Яркий флаг на буе и небольшой радарный отражатель
облегчают поиски прибора. Свободная грунтовая трубка
достаточно тяжела, чтобы вертикально опуститься на дно,
не подвергаясь воздействию течений. С помощью этого
прибора можно взять близко расположенные пробы с более
точным определением их местонахождения,
чем это воз¬
м о ж н о с дрейфующего судна.
Скальную породу поднять со дна
весьма трудно.
Обычно драгу, тяжелый железный ковш или трубу букси¬
руют по дну, надеясь отбить образец (рис. 5 и 6). Один
конец драги закрыт сетью из цепей или железной решеткой,
которые задерживают крупные обломки, тогда как мелкий
материал вымывается; другой конец
—
открытый
—
при¬
креплен цепным бриделем к судовому тросу. Драгирование
часто не достигает цели. Подвижные звенья бриделя иногда
не выдерживают натяжения, в
результате драга и трос те¬
ряются. Еще более обычен так называемый «ватер хол»
*
—
I
1
Рис. 4. Последовательность работы свободной грунтовой
трубки Мура (по Муру, 1961).
получасовое драгирование без всяких результатов либо
из-за
отсутствия скальных пород, либо из-за невозможности
отбить образец, либо из-за его
утери. Иногда, если предпо¬
лагается наличие твердых осадочных пород,
применяют
короткие, очень прочные колонковые трубы, предназна¬
ченные для выбивания образцов из таких пород.1
Подводная съемка.
Фотографирование дна в настоящее
время широко применяется при морских геологических
исследованиях (рис. 7), хотя при испо льзовании та ки х
хрупких аппаратов,
как фото-
и
телекамеры, приходится
решать проблемы, связанные с давлением. С их помощью
отмечены интересные особенности рельефа дна и внешние
особенности пород, например знаки ряби на
рыхлых
*
Соответствует русскому
«н осит ь
воду
решетом».
=»
Прим. пер.
292

МОРСКАЯ
осадках, залегание пород
в обнажениях на дне, скопления
марганцевых
и фосфоритовых конкреций. В
съемочных
ап парата х
обычно употребляется 35- или 70-миллиметровая
пленка; затвор автоматически делает экспозицию при пер¬
вом соприкосновении со дном и затем через определенные
периоды повторяет ее. С определенным успехом использо-
Рис. 5. Круглая драга.
1 —- буксирный трос; 2 — бридельный груз; 3 — сво¬
бодное соединение; 4—цепной бридель; 5—труба драги.
Рис. 6. Драга с кольчугой.
1—
кольчуга; 2 «-
слабое звено; 3 — буксирный трос.
Рис. 7 . Бентоскоп (подводная камера) (по Барнесу, 1959).
1—
стробоскопический осветитель; 2 —
кварцевое окно; 3 —
камера; 4 —
брустер (усилитель); 5 —
эксикатор (осушитель)
6 — пневматический
затвор; 7 —
трансформатор; 8 —
в ход ное
отверстие; 9 —
таймер и контролирующее устройство; 10 —
всп о¬
могательное отверстие; 11 —
батареи.
валась цветная съемка; проведены эксперименты со стерео¬
фотографированием, которое фактически позволяет начер¬
тить микрорельеф морского дна. При работах по взятию
проб с помощью большого дночерпателя предусматривается
установка камеры для съемки дна перед опробованием,
чтобы отметить особенности поверхности отложений и бен¬
тосных организмов до того, как их
повредит дночерпатель.2
Аппараты для работы людей под водой. На мелко¬
водье, при глубине 60—80 м, геологи могут проводить
съемку
и собирать образцы «вручную», пользуясь при по¬
гружении аквалангом — подводным автономным
дыха¬
тельным аппаратом.
Хотя при этом возникает много спе¬
циальных проблем, поиски нефти на материковой отмели
п-ова Калифорния и в других местах заставили водолазов
приспособить для работы многое из обычной техники, при¬
меняемой
полевым и
геологами.
К настоящему времени
созданы небольшие подводные аппараты (с возможностью
размещения человека внутри), позволяющие изучать дно
на
большой глубине. Один из таких аппаратов
—
«Триест»,
—
сконструированный Пикаром, усовершенство¬
ванный в Италии и Франции и эксплуатируемый сейчас
военно-морским флотом США, погружался на глубину
10 960 м в Марианском желобе Тихого океана. Его также
использовали при изучении подводной эрозии и картиро¬
вании самых глубоководных частей некоторых подводных
каньонов. Предполагается снабдить подобные глубоковод¬
ные аппараты механическими руками и разнообразными
приспособлениями для взятия проб, чтобы в дополнение
к наблюдениям можно было выполнять ценную геологи¬
ческую работу. Теперь входят в практику подводные теле¬
визионные системы, благодаря чему в дальнейшем появится
возможность брать образцы с помощью подводного геоло¬
гического робота, управляемого геологом с борта судна.
Плотные донные осадки
мелководной
материковой
отмели, состоящие из песка, гравия, раковин, долго не под¬
давались
грунтовым трубкам. Недавно разработанный
в Советском Союзе вибрационный перфоратор
—
«Вибра-
кор»
—
был приспособлен для подобных подводных работ.
Вибрационный механизм, действующий от воздушного
компрессора, погружается в осадки
приблизительно на
2 м в минуту. При этом можно поднять колонки диаметром
8смидлинойот4до10м.
Ф. Ф. РАЙ7
Прим. ред.
1
Советскими конструкторами созданы
оригинальные грунтовые трубки для взятия колонок грунта
с
ненарушенной стратификацией осадков. К ним, в част¬
ности, относится трубка Сысоева и Кудинова, которой
были взяты колонки грунта длиной до 34 м.
(См.Сы-
соев
Н. Н. Рациональная конструкция ударной грун¬
товой трубки.
—
Тр. ИОАН, 1956, т .
19,
с. 238 —-239 ;
Снежинский В. А . Практическая океанография.
(Работы в открытом море). Изд. 2-е. Л ., Гидрометеоиз-
дат, 1954).
2
Институтом океанологии АН СССР введена в
прак¬
тику фотоаппаратура, позволяющая получать серии сним¬
ков с
глубиндо10000м(3енкевич Н. Л. Атласфото¬
графий дна Тихого океана. М ., «Наука», 1970).
МОРСКАЯ МИКРОБИОЛОГИЯ
Морские микроорганизмы образуют довольно большую
часть биомассы, находящейся в море,
и
поэтому влияют на
многие х ими чес кие проце ссы, кот ор ые проис ходят в
ок ру¬
жающей морской среде. Окружающая морская среда
—
293

МОРСКАЯ
обобщенное понятие, включающее воду, осадки, атмосферу
над водой, зону приливов и
зону водяных брызг, в которой
распыляются морские соли.
Под термином «М. м.» надо понимать описание сооб¬
щества «одноклеточных» морских микроскопических орга¬
низмов.
Эти
од нок лет оч ные
организмы
включают две
группы:
первичные продуценты (фото- или хемосинтези¬
рующие) и минерализаторы, или гетеротрофы. На рис. 1
Рис. 1 . Основные группы морских микроорганизмов и их мор¬
фологическая взаимосвязь.
показана взаимосвязь
между морфологией одноклеточных
микроорганизмов. Иногда разделение на основе однокле-
точности
становится
трудным. Например, вольвоксы
—
микроорганизмы, которые существуют как единично, так
и в колониях.
Многие основные формы морских микро¬
организмов живут скоплениями, что обусловлено особен¬
ностями их развития и способностью прилипать к поверх¬
ности.
Автор предпочитает критерий
одноклеточности
потому, что такие организмы не зависят от системы цирку¬
ляции и имеют активную связь между клетками и окружа¬
ющей средой; таким образом, они своеобразны в отношении
их
поверхностно-пространственного положения и их зави¬
симости от законов коллоидной химии. Следовательно,
подобная классификация или группировка могла быть
294
основана скорее на функциональном характере, чем на-
обычных физиологических критериях.
В любой среде деятельность микроорганизмов опре¬
деляет баланс двух процессов: синтеза органического ве¬
щества и его разложения. Первый процесс
—
синтез, или
продуцирование белка, второй
—
минерализация.
Эти
два процесса регулируют основную энергию и
запасы
углерода в окружающей среде. Естественный баланс изоб¬
ражен графически на рис.
2. В с тат ье рас сматривает ся
толь ко
морская среда, выделяющаяся из других окружаю¬
щих сред своеобразными свойствами солей в растворе и
в осадках (табл. 1), их буферными свойствами, гидроста¬
тическим давлением, увеличивающимся на 1 ат на каждые
10 м, и системами циркуляций вод на огромных просторах
Мирового океана.
Истинно морские
микроорганизмы
(хотя это может быть спорным)
—
это те организмы,
кото¬
рые могут развиваться преимущественно в морской воде.
Однако многие организмы живут как
в
морской, так и
в
пресной воде и встречаются
ив
море,
ина
суше. Поэтому,
может
быть, следует не пытаться устанавливать понятие
сб истинно морских организмах, а сделать вывод, что лю¬
бые микроорганизмы,
вл ияю щи е своей
ак тивность ю н а
свойства морской воды, считаются морскими микроорга¬
низмами.
Таблица /. Содержание химических элементов
в морской воде
*
Элемент
мг/кг
атомов/108 атомов С1
*Н
108 000
202 000 000
8
Не
0,00005
0,0004
8и
0,2
50
4Ве
6В
4,8
830
вС
28
4 300
7Ы
0,5
70
8о
857 000
100 000 000
*р
1,3
130
10 Ые
0,0003
0,03
11 N3
10 500
850 000
18М§
1 800
100 000
13А1
0,01
0,7
14 $1
3
200
15р
0,07
4
1в§
900
52 000
17С1
19 000
1 000 000
18Аг
19К
380
18 000
20Са
400
19 000
215с
0,00004
0,002
22Х1
0,001
0,04
28у
0,002
0,08
24 Сг
0,00005
0,002
2бМп
0,002
0,07
2вРе
0,01
0,3
27Со
0,0005
0,02
28Ш
0,0005
0,02
29Си
0,003
0,09
8о2п
0,01
0,3
31(3а
0,0005
0,01
32(5е
0,0001
0,003
83Аз
0,003
0,07
34 5е
0,004
0,1
86 Вг
65
1 500
88Кг
—
__
37
къ
0,12
2,2
385г
8
160
39
у
0,0003
0,006
402г
—
.
411МЪ
—
—
4
2Мо
0,01
0,2
43Тс
—
—
«
Ки
—
—
—
—
4
®Рё
—
—
47А§
48Сс1
0,0003
0,003
0,00011
0,002
491п
0,02
0,3
505п
0,003
0,05

МОРСКАЯ
Продолжение табл. 1
Элемент
мг/кг
атомов/10® атомов С1
615Ь
0,0005
0,008
62Те
—
—
53|
0,05
0,7
64
Хе
—
66Сз
0,0005
0,005
6вВа
0,0062
0,008
67 Ьа
0,0003
0,004
68Се
0,0004
0,005
69рг
—
—
60
N6
—
—
в1Рш
—
—
в25ш
—
_
-
в8Еи
—
“аа
—
—
вбТЪ
—
8вОу
—
—
87
Но
—
в8Ег
68Тш
—
7°уь
—
71Ьи
72Ш
73Та
74Ш
0,0001
0,001
75Ке
7
80з
__,
771г
—
78Р*
—
79Аи
0,000004
0,00004
80
0,00003
0,0003
81Т1
0,00001
0,00009
82
РЬ
0,003
0,03
83В1
0,0002
0,002
84
Ро
—5
85А*
—
8вРп
9,0* 10-15
8,0- 10~14
87 Рг
—
88Ра
3,0- 10 -11
2,0* 10-10
89Ас
—
90
ть
0,0007
0,006
91
Ра
—
—
92Ц
0,003
0,02
*
Переработано по Голдбергу (О о и Ь е г е Е. О. ВЩ^еосЬе-
пиз1гу о! 1гасе е1ешеп!з.
—
Оео1. 5ос. Ат. Ме{.,
1957, V. 67,
N0 1).
В воде микроорганизмы обычно рассматриваются как
планктонные организмы и
могут быть либо свободно пла¬
вающими, либо прикрепленными к каким-то частицам или
живым
организмам.
В большинстве океанов,
особенно
в
глубинных водах, фитопланктон находится в свободно
плавающем состоянии, так как растениям нужен солнеч¬
ный свет и растворенные неорганические вещества для
питания.
Гетеротрофные микроорганизмы, эффективно не
использующие растворенные в морской воде органические
вещества, больше зависят от твердых частиц либо органи¬
ческого материала, либо материала с адсорбированным
органическим веществом на поверхности. Внутри осадков
организмы могут свободно двигаться в пределах промежу¬
точных
пространств,
адсорбироваться на
поверхности
твердых отложений или захватываться отложениями очень
малого
размера.
Автотрофные микроорганизмы. Эту группу микроор¬
г а н из м о в составляют фотосинтезирующие одноклеточные
организмы и
хемосинтезирующие микроорганизмы, кото¬
рые получают энергию от света и окислительных процессов
неорганических веществ, а содержимое клеток —
из не¬
органических ионов.
Фотосинтезирующие организмы рас¬
пространены в эвфотических зона х и отло жени ях. В
при¬
брежных водах повышенной мутности эта зона колеблется
от нескольких сантиметров до нескольких метров, тогда
как в
открытом океане эта зона может достигать 600 м.
В донных осадках на мелководье фотосинтезирующие ми¬
кроорганизмы м о гу т
жить в песке на глубине до 10 мм
одиночно или образуя густые заросли водорослей типа
плотной циновки. В настоящее время имеются доказатель¬
ства, что многие из
фотосинтезирующих микроорганизмов
в
отсутствие света могут жить гетеротрофно, так как они
были найдены в воде и в отложениях ниже
эвфотических
зон. Здесь они вместе с другими гетеротрофными организ¬
мами могут действовать как минерализаторы.
Морские хемосинтезирующие автотрофы обычно не
учитываются, и об их распределении или функциях в мор¬
ской среде имеется очень мало сведений. Их обычно связы¬
вают (исключая Ж)2 и ЫН3, находящихся в морской воде)
с анаэробной средой или с районами вулканизма. Исклю¬
чая последние, такая среда может существовать в толще
воды как
микросфера, где общий обмен веществ во время
минерализации превосходит диффузию кислорода, образуя,
таким образом, небольшие анаэробные зоны. Другие анаэ¬
робные среды встречаются в глубоководных бассейнах,
фиордах или внутри донных осадков. Обычно предпола¬
галось, что анаэробная среда занимает очень незначитель¬
ную
часть Мирового океана; однако, поскольку в анаэроб¬
ных донных осадках материковой отмели (7% океаниче¬
с ких
площадей) существует значительная
активность
микробов, возможно, что общий результат деятельности
автотрофных хемосинтезирующих организмов более зна¬
чителен, чем это предполагалось ранее.
С точки зрения продуктивности фитопланктон дает
большую часть первичного органического вещества моря;
другой источник его
—
прикрепленные водоросли/ огра¬
ниченные прибрежной мелководной средой,
и
плавучие
водоросли типа саргассумов. Группа фотосинтезирующих
микроорганизмов представлена следующими видами: диа-
томеи, сине-зеленые водоросли, жгутиковые и фотосинтези-
рующие^бактерии.
Гетеротрофные микроорганизмы. Гетеротрофные ми ¬
кроорганизмы включают организмы, деятельность которых
обычно рассматривается как минерализующая и которые
совокупной деятельностью различных видов завершают
постепенное разрушение протоплазмы. Они являются одно¬
клеточными организмами. Их количество пропорционально
количеству доступной пищи, при ее отсутствии они могут
существовать в качестве устойчивых покоящихся клеток.
Гетеротрофные микроорганизмы находятся
в
морской
среде всюду. Доказательством их существования является
то, что в
морях в любое время аккумулируется очень слабо
организованная органическая материя. Если рыба и круп¬
ный планктон не поедаются и не распадаются на устойчи¬
вый гумус типа хитина или клетчатку, или ионы, они под¬
вергаются действию непосредственно микроорганизмов.
Организмы гетеротрофной группы включают бактерии,
грибы, дрожжи, вирусы и водоросли.
Деятельность микроорганизмов является продуктом
их роста и обмена веществ; ее результаты очень важны для
че л ов ек а . П утем изучения функций микроорганизмов и их
роли в пищевой цепи в океанах можно расширить наши
знания о потенциальной продукции рыб и моллюсков всего
океана или отдельных районов, о разрушительном воздей¬
ствии на искусственные сооружения
и
геологические
структуры, о диагенетических изменениях в современной
среде отложений, которые могут помочь объяснению исто¬
рии Земли. Необходимо иметь эти данные, чтобы исполь¬
зовать их
при разведении рыбы и моллюсков, изучении
проблемы загрязнения и методов его
контроля, путей рас¬
пространения болезней, которые могут поражать человека,
размещения возможных очагов радиоактивного заражения
от выпадения осадков или от атомных источников и т. д.
Ниже рассмотрены некоторые функции микроорга¬
низмов •
295

МОРСКАЯ
Кислородный и окислительно-восстановительный по¬
тенциалы. Большая часть морской среды считается в ос¬
новном
аэробной, исключая несколько анаэробных бассей¬
нов и
прибрежных морских отложений. Однако в период
активного распада частиц вещества или
мертвых организ¬
мов
внутренняя часть организма или частицы может быть
анаэробной по отношению к аэробной поверхности. Та¬
ким
образом,
многи е
микроорганизмы,
даже
вкл ючая
некоторые водоросли, вынуждены расти и размножаться
как в
аэробных, так и в анаэробных условиях. В основ¬
ном
цепь
явлений
такова.
В большинстве окружаю¬
щих сред обычно существует разнообразное микробиологи¬
ческое население. Когда есть пища, их
минерализующая
и
ме таболичес кая
деятельность
требует кислорода. Если
частица органического вещества достаточно велика, кисло¬
род внутри
нее
потребляется быстрее, чем новые запасы
кислорода поступают
в
эту частицу, и ее центр становится
анаэробным. Подобные окружающие условия могут суще¬
ствовать либо в микросреде, представляющей распад боль¬
шого или малого о рганизма, или в застойных водных бас¬
сейнах и осадках,
где кислородная диффузия может быть
медленнее, чем его поглощение. В таких переходных зонах
состояние неорганических минералов и ионов может ме¬
няться и, конечно, могут
меняться пути обмена веществ,
приводя
к накоплению таких соединений, как
углеводы
и
целлюлоза, которые полностью не окисляются из-за отсут¬
ствия
к исло рода . Изменение в оки сл ите льн о-в осс тан ов и¬
тельном потенциале может также отражаться на изменении
микробиологических популяций; например, в анаэробных
средах активны организмы, восстанавливающие сульфаты.
Восстановление сульфатов выз ывает появ лен ие
сульфидов,
которые действуют на катионы и органические вещества
как очищающие факторы, а также как сероводород, кото¬
рый действует.как слабая кислота, изменяя, таким обра¬
зом, рН окружающей среды.
рН. Даже при буферных свойствах морской воды
микроорганизмы могут вызывать относительно большие
колебания рН. Суточные изменения
рН могут вызываться
образованием и поглощением д вуоки си углерода, которая,
в свою очередь, меняет карбонатное равновесие, изменяя
рН от 7,6 до 9,2 в морской воде и на поверхности осадков,
куда проникает солнечный свет. Увеличение рН вызывается
образованием аммония при белковом обмене и поглощением
кислотных соединений. Уменьшение рН может вызываться
образованием органической кислоты, поглощением аммо¬
ния
и
реакциями выделения ионов водорода. Изменение
рН может влиять на неорганические ионы путем регулиро¬
вания
непосредственного поглощения через оболочки,
посредством осмотических процессов органическими моле¬
кулами, растворимости, осадкообразования и минерализа¬
ции ранее связанных в органическом веществе ионов.
Органические молекулы образуются как внеклеточный
или промежуточный продукт обмена веществ автотрофных
и
гетеротрофных микроорганизмов. Среднее количество
растворен ного
органического
вещества
в
морской воде
составляет около 5 частей на
тысячу, колеблясь от 1 части
на тысячу в океанических водах до 100 частей на тысячу
в
мелководных
заливах.
Это
органическое
вещество
служит пищей многим другим
организмам; оно может
изменять буферную способность морской воды и осадков,
ослаблять
токсичность
микроэлементов,
образовывать
коллоиды, связывать вместе другие частицы как в воде,
так и в осадках и придавать тиксотропные свойства многим
осадкам.
Болезни. Морские микроорганизмы, способные разла¬
гать вещества, могут временами селиться в еще живых
организмах и, таким образом, подходить под классифика¬
цию болезнетворных. Грибки типа Ыпйга Нкйав&гае дей¬
ствуют на талассию (ТНаИавзга
—
черепаховая трава).
Бактерии (Рвеийотопаэ) могут поселяться на наружном
т
покрове рыб, вызывая гниение хвоста, и т. д . Хотя многие
морские
мик роорган измы
называются болезнетворными,
только один из них, ЕгувреШНпх, вызывает заболевание
человека.
Некоторые челове ческ ие
па тоген ы
и
загрязнители,
такие, как ЕвсНепсЫа соИ> могут существовать неделями
в обычной морской воде. Такие организмы в период их жиз¬
неспособности могут вызывать болезни.
Распределение ионов.
Протоплазма, образующаяся
в морской среде, содержит большую часть ионов, обычно
встречающихся в морской среде (табл. 1). Эти ионы, такие,
как медь, цинк или титан, могут концентрироваться до
уровня, в несколько тысяч раз превышающего концентра¬
цию в морской воде. Функции многих этих элементов
неизвестны, тогда как установлено,
что
другие элементы,
например, медь, марганец и цинк, необходимы для реакций
обмена. Посредством концентрирующихся таким образом
ионов, выделенных во время разложения ионов, вызываю¬
щих процессы адсорбции путем изменения рН и ЕН, обыч¬
ная
биологическая активность может изменить концен¬
трацию ионов в морской воде и осадках.
Разрушение и обрастание. В результате своей жизне¬
деятельности микроорганизмы способны разрушать дерево,
целлюлозу
и материалы э то го ти па, корродировать железо
и
другие металлы, растворять бетон, уменьшать пластич¬
ность материала и т. д. При этих процессах организмы
прямо и косвенно получают энергию и питательные веще¬
ства. Микроорганизмы в морской воде могут развиваться
на многих
поверхностях, подготовляя последние для при¬
крепления на них других организмов, которые не могли бы
поселяться на этих поверхностях из-за их токсичности или
непригодности для развития микроорганизмов.1
КАРЛ X. ОППЕНГЕЙМЕР
Прим. ред.1 Обзор советских исследований по морской
микробиологии приведен в книге
чл. - корр. АН СССР
Крисса А. Е. «Морская микробиология (глубоководная)»
(М., Изд-во АН СССР, 1959).
МОРСКАЯ экология
Изучение взаимосвязи между животными и раститель¬
ны ми
организмами
и
окружающей их средой началось
окол о 100 лет назад, ког да Карл Мёбиус, немецкий биолог,
изучавший вопросы рыболовства, установил, что скопле¬
ние
устриц является естественным сообществом (биоцено¬
зом). Термин «экология» введен Э. Геккелем около 1866 г.
Экология изучает естественные группировки организмов
(биоценозы) и взаимоотношения отдельных
видов друг
с другом и с окружающей средой. Мировой океан включает
значительную часть обитаемой среды нашей планеты (по
объему в 30 раз большую, чем обитаемая суша). Поскольку
знание процессов, протекающих в море, еще недостаточно,
экологический анализ жизни в море, возможно, является
менее полным, чем анализ жизни на суше. Хотя в море
имеются виды организмов, которых нет на суше, разнооб¬
разие морской среды значительно меньше, чем разнообра¬
зие, обеспечиваемое наземными и пресноводными усло¬
виями, и несмотря на большой объем жизненного простран¬
ства Мирового океана, общее число видов животных, оби¬
тающих в море, невелико по сравнению с количеством ви¬
дов животных, обитающих на
суше,
и степень их значения
мен ьша я.

МОРСКАЯ
Морская среда. Морская среда экологически подраз¬
деляется по глубине, расстоянию от материка, степени про¬
никновения света и особенно по характерным видам орга¬
низмов (рис. 1).
Основное подразделение
—
толща воды (пелагиаль) и
придонные воды (бенталь). Пелагиаль подразделяется на
неритическую,
и ли прибрежную, область (воды которой ха ¬
рактеризу ются более оби льн ой продукцией фитопланктона
и
потому имеют зеленый цвет, а питательные вещества
поднимаются прямо со дна циркуляцией) и океаническую
область (голубые воды открытого океана). С этим делением
Рис. 1 . Классификация морской среды.
Вопросительный знак в скобках показывает,
что границы
или
о тдел ьные
признаки
точ но
не
установлены.
1 *■=
граница
не
определена.
частично связано деление в зависимости от
проникновения
света. В тропических морях, удаленных от влияния мате¬
риков,
эвфотическая зона может распространяться
на
глубину до 150 м, тогда как в умеренных широтах
в зонах
влияния рек глубина эвфотической зоны всего несколько
метров. Подразделение бентали так же зависит от проник¬
новения света, как граница между двумя частями субли¬
торали связана с наличием прикрепленных макроскопиче¬
ских водорослей или с активным ростом коралловых рифов
(инфралитораль, или внутре ння я сублитораль). В
зоне
влияния
материков выделяется также циркалитораль, или
внешняя сублитораль. Однако классическая литоральная
зона
—
это зона, осушающаяся во время отлива.
Пелагиаль
на селена
пла нктонны ми
и
плавающими
(нектонными) организмами, бенталь —
прикрепленными и
ползающими организмами. Бентосные животные представ¬
лены видами, живущими как в грунте (инфауна), так и на
грунте (эпифауна). Однако многие организмы инфауны и
эпифауны, особенно обитающие в неритической зоне, имеют
стадию планктонных личинок. Многие бентосные орга¬
низмы питаются планктоном или органическим детритом,
оседающим из верхних слоев воды, а у некоторых видов
рыб, взрослые особи которых живут в поверхностном слое
вод, мальки питаются донными организмами. Однако в глу¬
боководных (от батиальной до хадальной) зонах моря
между верхними и нижними
горизонтами существует не¬
значительный обмен и развитие бентоса в какой-то степени
зави сит
от «дождя трупов» и органического детрита, по¬
ступающих
из
верх них
слоев,
х отя
в
глубинах могут
находиться
продукты
жизнедеятельности
автотрофных
организмов.
Жизнь в море. Жизнь у побережья,
в мелководных
морях и в поверхностных слоях океанов обычно зависит
от температурных условий. Так говорят об арктической,
умеренной или тропической фауне и флоре, приурочен¬
ных к зонам с определенными амплитудами температур.
Фактическая протяженность различных биогеографических
районов, или провинций, меняется по сезонам и от года
к
году, но общая схема остается такой, как показана на
рис.
2. В глубоководных частях океана температуры по¬
стоя нно
низкие,
и там
широко распространены многие
абиссальные и батипелагические виды животных. Живот¬
ные, обитающие в желобах (хадальная зона), имеют, по-
видимому, более высокую степень эндемизма. Соленость
меньше влияет на распределение животных в море, чем
температура, за исключением организмов, живущих у по¬
бережья, в эстуариях и во внутренних морях с пониженной
соленостью (см. Балтийское море; Черное море). Многие
планктонные организмы, однако, связаны с определенным
типом вод с довольно небольшими колебаниями темпера¬
туры и солености, отражающих основные системы течений
в
пелагиали.
Температурные условия оказывают наибольшее влия¬
ние на распределение многих морских организмов
в стадии
их
размножения,
поскольку
эти
орган измы
в
стадии
нереста
и развития часто имеют более
определенные тем¬
пературные
«требования»,
чем
з ре л ые особи. Поэтому
относительно незначительные изменения в системе тече¬
ний, ведущие к изменениям в режиме температуры, могут
вызывать большие изменения в численности,
например,
таких массовых видов, как сардины или анчоусы.
Рис. 2.
Идеализир ованная
симметрия
океано-
сферы.
1—
тропические зоны; 2 —арктические и антарк¬
тические зоны; 3 —
умеренные зоны.
[Рисунок впервые дан Л. А . Зенкевичем в работе
«Биологическая
структура океана» («Зоолог,
журн.», 1948, т. 27, No2).]
Сообщества (биоценозы). Основной экологической
единицей
является
биоценоз
—
типичная
совокупность
организмов,
встречающихся
вместе, зависящих друг от
друга и от
условий окружающей среды. Биоценозы могут
быть легко выделяющимися в
пространстве (классический
пример
—
биоценоз устриц, рис. 3) или рассеянными в ог
ромных просторах океана, например периодически обра
297

МОРСКАЯ
аующиеся группы планктона, сообщества антарктических
китов или
эвфаузиид.
На суше биоценозы сменяют друг друга до тех пор,
п о ка образуется устойчивый биоценоз, связанный со средой
и в какой-то мере изменяющий преобладающие условия
этой среды на участках большой протяженности. К мор¬
ской среде эта идея, по-видимому, меньше применима.
На недавно исследованных площадях моря обнаружена
смена сообществ различных типов организмов, но неясно,
в
результате чего происходит эта смена: в результате
взаимосвязи организмов или просто стабилизации, вызван¬
ной гидрологическим режимом. Биоценозы являются сово¬
купностью организмов, зависящих друг от друга или от
общих условий питания. Обмен органического вещества
идет через цепи питания, или трофические уровни, начиная
с продуцентов (фитопланктон и водоросли), продолжаясь
через различные уровни растительноядных, первичных и
вторичных хищников и возвращаясь через всеядные и
детритоядные организмы. Вообще подсчитано, что только
около 10% органического материала, полученного на одном
уровне развития, передается следующему, но в некоторых
морских биоценозах его может быть больше, поскольку,
по-видимому, при различных трофических уровнях суще¬
ствует более полная утилизация.
Некоторые морские
цепи питания чрезвычайно продуктивны, они дают еже¬
годно миллионы тонн рыбы и донных беспозвоночных.
Экосистема моря. Экосистема является результатом
взаимодействия биоценоза и окружающих условий (рис. 4).
Главной движущей силой экосистемы является солнце,
но из лучистой энергии, достигающей поверхности моря,
используется только 0,2%. Этот процесс
—
фиксация угле¬
рода фотосинтезирующими, или автотрофными, организ¬
мами
—
за вис ит глав ным образом от микроорга низмов ,
особенно от диатомей и динофлагеллят. Вклад макроскопи¬
ческих водорослей, даже близ берега, очень незначителен,
Рис. 3. Сообщество или биоценоз устриц у порта Изабел (Техас).
293
и для всего моря
в целом его можно не рассматривать,
хотя в
приливных зонах или в мелководных заливах он
может быть значительным. По вычислениям Эмери, для
района океана у берегов Южной Калифорнии площадью
30 000 кв. миль ежегодная продукция (в миллионах тонн
сухого вещества) следующая:
Фитопла нкто н
42
Реге нерация
питатель¬
Прикрепленные
расте¬
1,7
ны х веществ:
ния
со дна
1,0
от трофических уров¬
ней
42,3
" 4377
43,3
Зоопланктон
3.4
Органические вещества
Рыбы
0,1
в осадках
0,4
Батипелагические орга¬
2,02
Потеря
органических
низмы
веществ
0,27
Бентос
1,5
При современном состоянии наших знаний все подоб¬
ные расчеты, по
общему признанию, приблизительны, и
вопрос, может ли море в валовом
производстве органиче¬
ского материала давать значительно большее, чем суша,
о СОЛНЕЧНАЯ ЭНЕРГИЯ

МОРСКИЕ
или
равное
количество продукции, обсуждается без доста¬
точно точных данных. Лучшее представление о продук¬
тивности некоторых частей морской экосистемы было полу¬
чено для усиленно
облавливаемых и более полно изучен¬
ных европейских морей. Перес (1961) приводит следующие
данные:
Море
Средняя биомасса
бентоса, г/м2
| Улов рыбы,
|
кг/га
Азовское
321
80
Японское
175
28,8
Северное
346
24,5
Балтийское
33
6
Баренцево
100
4,5
Белое
20
1,2
Средиземное
10
1,5
Вследствие
крайней заинтересованности че ло ве ка
в
увеличении добычи продуктов из моря, а также необхо¬
димости более
полног о
пониман ия
морских
экосистем,
чтобы сделать это увеличение возможным, морская
эко¬
логия в будущем должна стать одной из самых важных об¬
ластей океанологических исследований.
дж. ГЕДЖПЕТ
МОРСКОЙ ЛЕД — см. Лед морской.
МОРСКИЕ ОСАДКИ
Первая систематическая классификация М. о.
была
предложена Мёрреем и Ренардом (1884, 1891) на основе
изучения образцов, собранных с огромной площади экспе¬
дицией на «Челленджере» (1872—1876). Многие из этих
образцов находятся в Британском музее.
Были выделены две основные группы М. о.: пелаги¬
ческая, осадки которой относятся к открытому
океану
(тонкозернистый материал, который переносится в виде
суспензий или мелких органических остатков, выпадаю¬
щих, «как слабый дождь»), и терригенная (обломочный
материал любого размера и состава, поступающий непо¬
средственно с материков или островов). Эти группы М. о.
разделены на следующие виды (табл. 1):
Таблица 1. Площадь распространения
пелагических морских осадков (в млн. км2)
(по Свердрупу, 1942)
Тип морских осадков
Атлан¬
тический
о кеан
Тихий
ок еан
Индий¬
ск ий
океан
Всего
Известковые илы:
глобигериновый
40,1
51,9
34,4
птероподовый
1,5
—
—
Всего
41,6
51,9
34,4
127,9
Кремнистые илы:
диатомовый
4,1
14,4
12,6
радиоляриевый
—
6,6
0,3
Всего
4,1
21,0
12,9
38,0
Красная глина
15,9
70,3
16,0
102,2
Итого
61,6
143,2
63,3
268,1
I) пелагические М. о.: 1) красная глина (неорганиче¬
ские); 2) известковые илы (глобигериновый, птероподовый,
кокколитовый) (органические, или биогенные); 3) кремни¬
стые илы (радиоляриевый и диатомовый);
II) терригенные М. о.: 1) голубые, зеленые и красные
илы, 2) вулканический ил, 3) коралловый песок и коралло¬
вый ил.
Мёррей и Ренард разработали эту классификацию
только для глубоководных зон океана, но не для нерито-
вых. К сожалению, некоторые их последователи приняли
е е как всеобъемлющую. Гейки (1903) расширил ее, вклю ¬
чив в
терригенную группу: а) прибрежные М. о . и б) ин-
фралиторальные, или б ол ее глубоководные (шельфовые),
М. о.
Ревелл (1944) нашел, что во многих случаях процессы
окисления и изменение цвета М. о. затрудняют определе¬
ние вида осадков терригенной группы, и предложил, чтобы
в ней, как в пелагической группе, были выделены два ос¬
новных типа:
1) органические илы, источником которых
являются рифы и подобные образования, и 2) неорганиче¬
ские илы. Стремясь к дальнейшему усовершенствованию
классификации М. о.,
Шепард (1948) добавил ледниковые
М. о. и ограничил понятия «терригенный» и «пелагический»,
выделив в самостоятельные группы красную глину и вул¬
канические М. о.: 1) красная глина, 2) пелагические илы,
3) терригенные илы, 4) ледниковые М. о . и 5) вулканиче¬
ские М. о.
Иначе подошел к решению вопроса Кьюнен (1950),
сгруппировавший М. о. по их местоположению (т. е . окру¬
жающей среде). Он выделил шельфовую группу и группу
смешанной среды (литораль, дельта, лагуна, эстуарий),
а также глубоководную группу, иногда называемую талас-
совой, или таласогенной. В последней, кроме обычных пела¬
гических М. о., Кьюнен выделил хемопелагические и тер¬
ригенные М. о .,
включающие терригенные илы, а также
вулканические, коралловые и известковые илы. Классифи¬
кация, составленная с учетом окружающей среды, имеет
значительные
достоинства,
особенно
при рассмотрении
фаций. Кроме того, данная классификация может быть
дополнена специфическими М. о.
рифовых фаций, морских
вулканогенных ассоциаций и морской ледниковой седи¬
ментации.
Таблица 2. Площадь распространения
пелагических морских осадков (в %)
Индий¬
ский
океан
Тихий
океан
Атланти¬
ческий
океан
Известковый ил
54,3
36,2
67,5
Кремнистый ил
20,4
14,7
6,7
Красная глина
25,3
49,1
25,8
Всего
100,0
100,0
100,0
Известко¬
Кремни¬
Красная
вый ил
стый ил
глина
Индийский океан
26,9
33,9
15,7
Тихий океан
40,6
55,3
68,7
Атлантический океан
32,5
10,8
15,6
Всего
100,0
100,0
100,0
Генетико-геохимическая
классификация. Осадочный
цикл. Свердруп и др. (1942) предложили вместо приведен¬
ных
выше
частично
генетических
классификаций М. о.
целиком генетическую классификацию. В 1964 г.
Голдберг
вернулся к этой проблеме, рассматривая весь осадочный
цикл как
замкнутую сбалансированную геохимическую
299

МОРСКИЕ
систему, которая с небольшими изменениями может быть
представлена в
следующем виде:
1) источники осадк ов :
а) метеориты и другие космические источники;
б) продукты вулканических процессов и материко¬
вого выве триван ия;
2) перенос и фазы. Продукты разрушения горных
пород и почв под воздействием ветра, речной эрозии, абра¬
зии, экзарации и т. д . переносятся в Мировой океан в виде:
а) растворенных фаз (например, солей в морской воде),
б) взвешенных фаз (в суспензиях, мутьевых потоках
и
оползнях);
3) компоненты М. о .:
а) поровые растворы
—
реликтовые воды, которые
во время диагенеза систематически изменяются и концен¬
трируются;
б) гидрогенные компоненты (аутигенные минералы,
на званные Аррениусом «хальмиролитовыми», или «ха ль -
меитовыми»), другими словами, неорганические осадки (ме-
тосоматические продукты), выпадающие или целиком из
растворов в морской воде, или частично путем ионного
обмена или других процессов. Примером служат железо¬
марганцевые минералы, глауконит, фосфорит, барит, фил-
липсит, монтмориллонит, гидромагнезит;
в) биогенные компоненты — все виды остатков бен¬
тосных
жив отных,
к ор а лл ов и известковых водорослей,
«биогермные» и «биостромные» образования как в биоце-
нозных, так и в танатоценозных ассоциациях. Они могут
быть массивными (относительно целыми) или детритовыми
(разбитыми волнами и отсортированными). М. о . ,
образо¬
вавшиеся из остатков бентосных организмов, обычно из¬
вестковые,
но иногда бывают и кремнистые,
напр имер ,
М. о. с мно гочи слен ными спику лами губок. К биогенным
компонентам, кроме того, относятся пелагические илы
—
известковые
(глобигериновый, кокколитовый, птеропо-
довый) и кремнистые (радиоляриевый, диатомовый);
г) литогенные компоненты
*—
обломочный материал
всех размеров (включая хлопья очень тонкозернистых кол¬
лоидов), образовавшийся при разрушении всех видов по¬
род: кремнистых, карбонатных, железистых и т. д . К ним
также относятся:
кварц,
полевые шпаты, слюды,
амфи¬
болы и другие «тяжелые» минералы, обломки латеритов
(преимущественно
в виде зерен гематита), глинистые ча¬
стицы и вулканические стекла, не измененные морской
водой, т. е. которые не перешли в класс «б». Аррениус
(1963) считает, что в морях присутствуют два генетических
типа
глубоководных красных глин
**—
хтонический
(сМошс), т. е . литогенный, и хальмеический (Ьа1ше1с),
т. е . гидрогенный; первый преобладает в северном полу¬
шарии, второй
—
в южном;
д) космические компоненты
—
все виды метеоритного
вещества, тектит ы, космическая п ы ль , ма г ни тн ые сферулы.
Они найдены в древних отложениях, вплоть до кембрий¬
ских, и встречаются повсеместно, хотя их масса невелика.
Критерии для классификации. Голдберг (1964) пред¬
ложил следующие критерии для классификации: химиче¬
ский состав минерала,
распределение зерен
по
размеру
(рис. 1), изотопный состав элемента или элементов, геогра¬
фическое местонахождение, связь с другими минералами,
форма и габитус. Для любого конкретного случая обычно
необходима комбинация из нескольких указанных кри т е¬
риев. Например, в прибрежных водах, в частности в районе
Большой Багамской банки, хемогенные оолиты карбоната
кальция
отличаются
от биогенного карбоната кальция
содержанием второстепенных элементов, изотопным соста¬
*
В
сове тски х
классификациях
—
терригенные.
—
Прим. пер.
**
Они редко имеют красный цвет, поэтому их лучше назы¬
вать вслед за Шепардом коричневыми (по самой распространен¬
ной окраске).
*=
Прим. пер.
вом углерода и кислорода, географическим положением,
габитусом и формой минералов. Полевые шпаты в М. о .
на Восточно-Тихоокеанском поднятии считаются вулкани¬
ческого происхождения на основании распределения зерен
по
размеру как функции расстояния от источников, их
химического состава и ассоциаций с другими минералами.
Данная генетическая классификация осадочных пород
оказалась весьма полезной, но недостаточно четкой. Гриф¬
фин и Голдберг (1963) показали, что в северной части Ти¬
хого океана гидрослюды и хлориты образуются из лито¬
генного монтмориллонитоподобного глинистого минерала.
Вполне ясно, что нельзя классифицировать частично изме¬
ненное вещество по
первоначальному составу как лито¬
генное или гидрогенное. Это также трудно сделать и для
а—
глобигериновый ил (Тихий океан); б — диатомовый ил
(Южная Атлантика); в
—
глубоководная красная глина (север¬
ная часть Тихого океана).
той или иной степени измененных вулканических облом¬
ков. Однако количество минералов, не поддающихся точ¬
ной классификации, относительно невелико.
Транспортировка. Речные системы.
Кьюнен
подсчитал, что общее количество обломочного материала и
растворенных веществ, доставляемых всеми реками в Ми¬
ровой океан, достигает 12 км3/год. Например, по данным
Ливингстона (1963), Амазонкой переносится 5700 г/с рас¬
творенных веществ. Образование конусов выноса против
дельт рек указывает на связь с реч ным переносом; размер
конуса выноса Ганга особенно внушителен
—
5-106 км3,
что соответствует годовому переносу восточными гималай¬
скими реками
—
око ло 0,3 км3.
Системы
океанических
тече ний.
Растворенные вещества быстро диффундируют, и потому их
следы трудно найти. Могут быть обнаружены следы мало-
растворяющихся веществ, например двуокиси кремния.
Нерастворимый биогенный
материал оседает,
образуя
М. о., мощность которых зависит от океанических течений
и органической продуктивности (см. Фотосинтез фито¬
планктона; Лпвеллинг). В частности, Аррениус (1963)
отметил большое накопление известкового ила вдоль зоны
субтропической конвергенции в центральной части Тихого
океана. Низкая органическая продуктивность и незначи¬
тельная аккумуляция М. о . наблюдается в области анти-
циклонических циркуляций, например в Саргассовом море
(низкое содержание питательны х веществ) или в покрыт ых
300

МОРСКИЕ
льдами арктических морях (малое количество питательных
веществ, низкая температура и ограниченное проникнове¬
ние света). По мнению Хизена, мощным геострофическим
течениям Мирового океана часто соответствуют глубин¬
ные противотечения; в пограничных зонах между ними
(где мала энергия), которые проходят вдоль материковых
склонов и подножия, взвешенные осадки опускаются на
дно, что приводит к накоплению мощной толщи М. о. на
материковых склонах (и не обязательно, как это ни странно,
во впадинах «геосинклиналей»).
Системы мутьевых
потоков.
Многие
подводные каньоны, связанные с крупными реками, по-
вид имому,
являются
ист очн ика ми
мутьевых
потоков,
движущихся под влиянием силы тяжести, скорость кото¬
рых на один или два порядка выше скорости океанических
течений. В результате терригенный материал всех размеров
переносится вниз на абиссальные равнины. Среднее направ¬
ление возникшего мутьевого потока иногда перпендику¬
лярно к среднему направлению геострофического течения.
Последнее квазиустойчиво, тогда как мутьевой поток эпи¬
зодичен и может образоваться один раз в десятилетие или
столетие.
Транспортировка ветром. Дарвин пер¬
вым указал на возможность широкого распространения
эолового переноса материалов пустынь в океан, особенно
в так их районах, как восточное побережье Атлантики у бе¬
регов пустыни Сахары, где горячий ветер
—
харматан
—
переносит пыль на расстояние до 1000 миль. Радзевский
(1937), изучая образцы, собранные экспедицией на «Ме¬
теоре», обнаружил в них зерна ожелезненного пустынного
кварца; зерна размером 5—10 мкм составляли до 22%
проб, размером 10—50 мкм —
до 39%. Голдберг (1964)
предположил, что присутствие мелких зерен кварца
и ил-
лита в образцах М. о.,
поднятых со дна Тихого океана
далеко от берега, в стороне от океанических течений, ско¬
рее всего может быть объяснено действием струйных тече¬
ний в верхней части тропосферы. Вулканические изверже¬
ния выбрасывают песок и пыль на большие расстояния
обычно в радиусе примерно до 500 км.
Ветер может пере¬
нести песок и пыль еще дальше. Мельчайшая пыль иногда
поднимается до стратосферы и распространяется
почти
над всем земным шаром,
о чем говорят следы радиоактив¬
ности после испытания атомных бомб.
Перенос ледниками. Дрейфующие ледяные
поля и айсберги в высоких широтах являются наиболее
важным средством транспортировки осадочного материала;
в настоящее время они обычно распространяются до 55° с.
ию. ш., а в районах сильных течений, направленных к эк¬
ватору,
—
до 45° с.
ию.ш.
Во время максимального
плейстоценового оледенения эти границы расширялись до
35° с. и ю. ш., а местами примерно до 25° с. и ю. ш. (см.
Перенос осадочного материала морскими льдами). Во мно¬
гих районах Мирового океана, куда льды в настоящее
время не доходят, тралы приносят большие плейстоцено¬
вые ледниковые валуны, тогда как послеледниковые М. о.
маломощны.
Перенос
плавающей
раститель¬
ностью
—
основной
источник
переноса
материала,
начиная с небольших галек и гравия на корнях деревьев,
попадающих в
море по рекам,
и кончая раз лич ными жи вот¬
ными организмами,
от позвоночных до моллюсков (гастро-
под), которые таким образом оказываются в совершенно
необычной для них среде и фоссилизируются (танатоце¬
ноз ы).
Скорость седиментации М. о . В районах с очень силь¬
ной донной эрозией, таких как Тайваньский прол.,
ч асть
Ла-Манша, Па-де-Кале, часть Флоридского прол.,
не
про¬
исходит отложения осадков. В таких случаях на морских
навигационных картах отмечают «твердый грунт» или
«камни». В других районах, близ фронта дельт, скорость
седиментации может достигать 1 мм/год. В глубоководных
морях эта скорость колеблется от 0,5 мм/год при турбулент¬
ной аккумуляции (см. Абиссальные равнины) до очень
медленного накопления в районах, расположенных ниже
уровня карбонатной компенсации,
где М. о. являются
исключительно красные глины. В районах карбонатных
илов, на глубинах менее 4500—5000 м, скорость седимента¬
ции зависит в основном от первичной продуктивности.
Средние скорости накопления пелагических осадков ме¬
няются в
пределах 1—10 мм в 1000 лет. В районах таяния
айсбергов, например у Большой Ньюфаундлендской банки,
поддерживается очень высокая скорость накопления осад¬
ков на относительно небольшой площади.
Первое пред¬
ставление о седиментации в глубоководной части океана
п олуч ено
в
резуль та те перв о го эксперимен тального буре¬
ния по проекту Мохол у берегов о. Гваделупа в восточной
части Тихого океана.
Обсуждение. Сейсмические исследования методом от¬
раженных и преломленных волн, с помощью которых про¬
водится изучение М. о .,
позволили установить диапазон
мощности М. о . Он колеблется в пределах от 200—500 м
в глубоководных бассейнах до 1000 м и более около бере¬
гов. Если эволюция Земли при низких
темп ературах на ча¬
лась 4,5 млрд, лет назад и на всем ее протяжении седимен¬
тация происходила равномерно, то
скорость накопления
осадков мощностью 500 м должна была бы достигать менее
1ммза10000лет.
По сравнению с классическими понятиями «нор ма ль¬
ной» скорости седиментации эта величина исключительно
низкая.
Некоторые исследователи
предполагают,
что
«второй слой» сейсмологов (около 5 км) является в действи¬
тельности слоем с весьма консолидированными осадками,
например доломитами, но для подтверждения такой мо¬
дели существенных данных нет.
Средняя скорость накопле¬
ния фораминиферовых илов в
центре океана, определен¬
ная с помощью радиоуглеродного метода, для последних
20 000 лет равна 3 см за 1000 лет. Эти 3 см М. о. содержат
небольшие включения красной глины.
В районах, где аккумулируется только абиссальная
красная глина, радиевым методом была определена сред¬
няя скорость М. о., равная 0,04 мм за 1000 лет, и иониевым
методом
—
0,01 мм за 1000 лет. Эта скорость в 1 см за мил¬
лион лет, или 2800 м с начала существования Земли, по-
видимому,
является действительной средней величиной.
Приведенным данным можно дать несколько объясне¬
ний.
1) Высокая скорость седиментации фораминиферовых
М. о. была только в мело-голоценовый период, до которого
подобные организмы не существовали. Однако при скоро¬
сти 3 см за 1000 лет в меловом периоде должны были бы
сформироваться М. о. мощностью свыше 200 м при неболь¬
шой мощности осадков всего предшествующего периода.
Уплотнение М. о. немного уменьшило бы их мощность.
2) Карбонат кальция медленно растворяется в мор¬
ской воде при низких температурах и при высоком парци¬
альном давлении С02. Периодические усиления придон¬
ных течений полярного происхождения могли привести
к уносу карбонатных фракций М. о.,
оставляя только
глинистую фракцию (геохимический процесс разделения).
Однако при средней скорости седиментации, как в голоцене,
с начала истории Земли компактная безызвестковая глина
образовала бы М. о. мощностью около 5000 м. Но глина,
слюда и полевой шпат слаборастворимы и поэтому многие
из них тоже могли быть вынесены.
3) Учитывая ограниченность имеющихся материалов,
среднюю скорость седиментации в голоцене нельзя прини¬
мать за норму для всей геологической истории. Есть веские
фактические данные,
позволяющие предположить, что
в течение всего четвертичного периода скорость седимен¬
тации превышала обычную и значительно отличалась в лед¬
301

МУТЬЕВЫЕ
никовье и межледниковье. Существовали не только резкие
климатические изменения, увеличивающие скорость мате¬
риковой эрозии, но также тектоно-эвс татические и ледни-
ково-эвстатические понижения основного уровня, которые
ускоряли течение потоков и увеличивали площади мате¬
риков. По-видимому, можно считать, что общее литогенное
осадкообразование в течение очень долг их «с покойных »
стадий геологического развития было приблизительно на
два порядка медленнее, чем в настоящее время.
Это заклю¬
чение и выводы из него должны быть учтены при исследо¬
вании вопросов стратиграфии и исторической геологии,
а также при оценках эрозии в геоморфологии.
4) Недавно Кэри, Эдьед и Хизен разработали гипо¬
тезу, называемую теорией расширения Земли. Согласно
Эдьеду, скорость увеличения радиуса Земли может быть
около 0,5 мм/год. В случае расширения мантии под океани¬
ческими регионами, а именно от центра срединно-океани¬
ческих хребтов, было обоснованным считать возраст боль¬
шей части океанической коры гораздо моложе 4500 млн. лет.
Необходимо упомянуть об отсутствии в глубоководных
океанических бассейнах находок окаменелостей и пород
моложе меловых.
Возражением против рассматриваемой
теории является то,
что слой М. о.
становится мощнее
(и древнее) при удалении от срединно-океанического хребта
к
краю материка.
РОУДЗ У. ФЕЙРБРИДЖ
См. также Абиссальные равнины; Апвеллинг; Атланты*
ческий океан; Батиальная зона; Мутьевые потоки; Тихий
океан; Фотосинтез фитопланктона.
МУТЬЕВЫЕ ПОТОКИ
Разность плотностей по горизонтали в жидких или
газообразных телах может привести к образованию пото¬
ко в.
Так, глубоководная циркуляция в
ок еанах
вы зы¬
вается неравномерным распределением солености и темпе¬
ратуры воды. М . п . являются потоками того же типа, но
избыток плотности в них вызывают механические взвеси
донных осадков. М. п. стекают по
склону
и
распростра¬
няются по горизонтальной поверхности дна. Если скорость
и
турбулентность достаточны, чтобы замедлить оседание
вовлеченных частиц, М. п . могут иметь большую протя¬
женность.
По мере постепенного оседания взвешенного
материала скорость
М. п.
умен ьшается,
и он,
наконец,
прекращает
свое движение.
Термин «М. п .»
впервые употребил Форель (1885) при¬
менительно к рек ам,
впадающим
в
швейцарские озера
у фронтальной части дельты.
Дэйли (1936) предложил
описанный выше механизм образования М. п. для объяс¬
нения происхождения подводных каньонов. Это побудило
Кьюнена начать изучение М.
п.
на моделях (1937, 1947,
1950), после чего он смог доказать эффективность этого
м еха низ ма (рис. 1).
Большие плотности в экспериментальных М. п.,
со¬
держащих глину
и песок, вызывали быстрые течения с ог¬
ромной несущей способностью. Экстраполяция до естест¬
венных размеров М. п. показала, что возможны большие
скорости.
При экспериментальных течениях получили
слабо заиленные сортированные пески;
это наводит
на
мысль, что глубоководные пески и древние сортированные
песчаники некогда были взвесями.
Мигльорини (1950) и Натленд (1951) применили эти
идеи для объяснения осадкообразования у Италии и Юж¬
302
ной Калифорнии. С тех пор много исследователей изучали
древние мутьевые образования. Многие существенные осо¬
бенности получили должное освещение; была установлена
важность этого механизма для заполнения геосинкли-
нальных желобов флишеобразными отложениями с чере¬
дованием сероватых глинистых сланцев и сортированных
известковых глин.
В то же время весьма успешно была использована
концепция М. п. в
приложении
к океанам (Юинг, Хизен и
Эриксон из
Ламонтской
ге оло гич ес кой обсерватории).
Эмери, Менард, Шепард и многи е другие также способ¬
ствовали развитию этих идей.
Деятельность М. п. в океане отражается в рельефе
его дна. На более низких концах подводных каньонов раз¬
виты конусы выноса с малыми углами наклона, которые
уменьшаются до 1—0,1° и продолжают уменьшаться по
мере удаления от источника отложений. Там, где океани¬
ческое дно защищено от М. п.
хребтами, желобами или на¬
ходится на расстоянии свыше 2000 км, преобладает расчле¬
ненный рельеф. Дно бассейнов, подобных Мексиканскому
зал. и большинству глубоководных желобов, представляет
собой абиссальную равнину. Существует даже несколько
бассейнов с водосливами, которые ведут ко второй равнине
в соседнем бассейне, находящемся на более низком уровне.
Происхождение глубоководных каньонов все еще не¬
известно, хотя полагают, что они вымывались М. п. Но
существуют каньоны со скалистыми и
неровными стенками,
происхождение которых не может быть приписано деятель¬
ности одних только М. п. Возможно, это
затонувшие реч¬
ны е долины .
Кроме того, доказательства находят и в глубоководных
колонках
грунта.
Все длинные колонки, взятые на
конусах
выноса и абиссальных равнинах, содержат слои песка и
ила, в
среднем два слоя на метр. Но на
окружающих скло¬
нах или холмах, поднимающихся над равниной, глубоко¬
водные пески отсутствуют.
Это красноречиво говорит о том,
что пески абиссальных равнин переносятся по дну,
по¬
этому
их нет на высоких уровнях. Феджер (1951) обнару¬
жил в глубоководных песках остатки мелководных дон¬
ных организмов
—
корненожек. Были найдены также из ¬
вестковые водоросли и большие ракушки. Анализ слоев
песка в колонке показал, что напластование происходило
постепенно. В нижней части колонки пески грубозерни¬
стые, но по мере приближения к верхним слоям становятся
все мельче, пока постепенно не сливаются с пелагическими
осадками.
Нижняя поверхность
слоя
пе ска
отч етл иво
очерчена. Пласты песка расслоены поверхностями со зна¬
ками ряби, которые указывают на действие придонного
течения. Толщина слоев песка изменяется от едва различи¬
мой до 6 м. Отдельные слои прослеживаются эхолотами на
протяжении многих километров. Несколько характерных
слоев было прослежено взятием колонок
грунта на пло¬
щади 5000—10 000 км2.
Веским доказательством грандиозных масштабов дей¬
ствия М. п.
могут служить результаты исследования по¬
следствий землетрясения 1929 г. н а Бол ьшой Ньюфаунд¬
лендской банке. Несколько подводных кабелей, прохо¬
дивших по дну вблизи эпицентра, в
результате подземных
толчков было разорвано. Но, кроме того, уже после земле¬
трясения кабели были повреждены еще в нескольких ме¬
стах, причем промежуток времени, через который наблю¬
дался очередной разрыв, все увеличивался по мере удале¬
ния места разрыва от эпицентра. Юинг и Хизен (1952)
объяснили это торможением оползня, который вызвал М. п .
Он устремился вниз по
склону до ближайшей абиссальной
равнины и
разорвал кабели, проложенные на его пути на
протяжении 200 км. По времени разрывов установлено, что
скорость М. п. должна была превышать 45 узлов (83 км/ч).
Позднее в этом районе Хизен обнаружил сортированные
наносы толщиной! м—* именно та мощность, которую пред-

МУТЬЕВЫЕ
Рис. 1 . Танк с суспензионной ванной для экспериментов по изучению мутьевых потоков.
Дно ванны может качаться
из стороны в сторону для образования суспензии (по Кьюнену и Мигльорини).
положил Кьюнен. Они покрывали
площадь
не менее
100 тыс. км2 и были обнаружены потому, что перекрывали
обычные
пелагические
осадки.
Объем
наносов
около
100 км3; этого достаточно для того, чтобы загрузить кара¬
ван танкеров, расставленных по всему экватору при ши¬
рине каравана в 20 танкеров. Эта громадная масса осадоч-
Рпс. 2. Следы желобков миоценового мутьевого потока (Фькш-
Рено, Шалия) (но фотоснимку).
ного материала,
очевидно, сползала
по склону
в
виде
большого облака, ибо в противном случае осадки не разде¬
лились бы на фракции. Большие скорости М. п. легко объяс¬
нить, зная, что крутизна склона, по которому стекал М. п .,
в 50 раз больше, чем в нижнем течении больших рек.
Хизен также отмечал, что во время разливов рек Маг¬
далены и Конго обычно происходят разрывы кабелей в со¬
седних
подводных
каньонах.
Остатки зеленых растений
были найдены вблизи разорванных кабелей на глубинах
в сотни метров.
Лабораторным путем Кьюнен установил, что сильные
М. п.,
порядка 1 м/с (2 узла) способны переносить при
склоне в 10° до 20 л взвесей. Плотность М. п. в 2 условные
единицы не означает наличие быстрого потока. Было обна¬
руже но,
что скорость течения
прямо
пропорциональна
квадратному корню из
угла наклона, плотности и
средней
глубины. Заметного влияния понижения вязкости при вы¬
соких плотностях не было обнаружено. В котловине дли¬
ной 30 м и крутизной 20 см на первые 2 м 100-метровый
поток нес песок на протяжении 20 м. Анализ проб, взятых
изМ. п., показал, что плотность его уменьшается от осно¬
вания к поверхности и от головной его части к хвостовой.
Аналогично плотности уменьшается и размер частиц в
сус¬
пензии.
Об этом свидетельствует то, что самые крупные
частицы песка не остаются позади фронта течения.
По мере того как М. п . продвигается вперед, размер
частиц, удерживающихся
во взвеси,
постепенно умень¬
шается.
303

МУТЬЕВЫЕ
Отложения такого М.
п.
представляют собой
пр е¬
красно сортированный по вер тика ли
и по горизонтали слой
осадков. Правда, бывают исключения, обусловленные не¬
устойчивостью несцементированных илистых песков.
В продолжение эксперимента можно было наблюдать,
как взвешенные частицы скоплялись в основании М. п .
волнами,
распространяющимися вдоль его поверхности.
Существует также направленное движение частиц в отло¬
жениях,
которое становится медленнее по направлению
к донной части отложений и исчезает по мере того, как слой
уплотняется и об ез во жи в ае тс я. Этот движущийся «ковер»,
вероятно, уменьшает силу волочения по дну, а постепен ¬
н ый переход
от быстрого течения до почти спокойной чистой
воды над ним также приводит к уменьшению трения. Кли¬
новидный фронт М. п.
продвигается под спокойными во¬
дами, так что поток сравнительно медленно поднимается,
благодаря чему он достигает высокой скорости. Энергия,
необходимая для движения, обеспечивается вертикальным
перепадом между осадками мелководных участков и самого
глубокого дна бассейна.
М. п . образуются несколькими путями. Они могут
быть образованы рекой при разливе, сильно насыщенной
осадками, с плотностью воды, превосходящей плотность
морской воды, или землетрясением, вызывающим оползень.
Другой причиной может быть увеличение крутизны
склона, происходящее вследствие либо притока осадков,
либо тектонических движений. Возможно,
штормовые
волны или волны цунами могут поднять достаточно отло¬
жений, чтобы начался М. п . Разжижение уплотненных
отложений может вызвать оползень, а оползень, в свою
очередь, может вызвать турбулентное течение, сопровож¬
дающееся
перемешиванием
воды.
Но тонкозернистые
осадки на дне моря обычно содержат достаточно поровой
воды, чтобы образовался жидкий поток с умеренной вяз¬
костью, причем турбулентное движение разрушает тиксо-
тропическое сцепление глин.
Понижение уровня моря в ледниковый период сильно
стимулировало это явление. Образовались большие эро¬
зионные долины, а размытые породы транспортировались
протекавшими по осушенным участкам шельфа реками
к его краям. Аккумулировавшись таким образом на краю
шельфа, материал мог впоследствии обрушиться вниз
по склону в виде М. п.
Так как глубоководные пески, несомненно, отлагаются
М. п., они должны быть похожими на древние породы,
образовавшиеся также из осадков М. п.
Сортировка,
сл ои сто ст ь в тонкозернистой фракции осадка, знаки струй-
чатости, чередование с пелагическими слоями и различие
между фауной отложений М. п.
и
автохтонной фауной
пелагических слоев — все это имеется в
древних породах.
Существуют, кроме того, донные отметки, на древних
граувакках, образованные турбулентными потоками на
илистом дне, над которым проходил М. п. Они теперь обна¬
руживаются как ядра, выполненные песком.
Другие дон¬
ные отметки были образованы медленным передвижением
по дну
животных или
перемещением
кусков
глины
и
гальки. Существуют отметки в вид е мелких углублений на
поверхности осадка, образовавшихся в результате ударов
какого-либо предмета о дно один или несколько раз. Очень
характерны органические иероглифы. Подавляющее боль¬
шинство их образовалось из отвалов на морском дне; пере-
отложенные осадки были унесены М. п . благодаря слабой
эрозии ила.
Другими типичными свойствами образований М. п.
являю тся
большая
мощно сть
сформировавшихся толщ,
четкая ритмичность напластования и одинаковое направле¬
ние течения, определяемое по отметкам на дне. Кроме
этих позитивных
критериев,
существует большое ч исло
не
менее типичных отрицательных
х арактерист ик.
Они
заключаются в
отсутствии
признаков, характерных для
304
мелководья, таких, как волноприбойные знаки, растения,
коралловые рифы, крупномасштабная косая слоистость
и сильно развеянные пески. Также напрасно искать здесь
п ри з н ак и тр ещи н усыха ния, дюн, болот, меандрирующих
русел и т. д . Можно с уверенностью утверждать, что обра¬
зования, обладающие всеми перечисленными свойствами,
можно считать отложениями М. п. Но любая из этих ха¬
рактеристик может быть обнаружена в других типах отло¬
жений. Так, сортировка является общим признаком как
для речных отложений, так и для донных отметок, мелко¬
водных неритовых формаций, а также отложений аридного
климата при кратковременных разливах. Следовательно,
только комбинация нескольких признаков может считаться
диагностической.
Случалось, что в большинстве отложения М. п . клас¬
сифицировались как флиши или по крайней мере имели
сходство
с
флишами с литологической
точки
зрения.
Однако эти два термина не являются синонимами, так как
флиши
—
это отложения послепалеозойских пород, и мно¬
гие авторы настаивают, что эти отложения образовались
в
результате больших орогенических процессов в геосин¬
клиналях. Некоторые флиши состоят из материала ополз¬
ней и валунных алевролитов. С другой стороны, некоторые
явные взвеси попадаются в формациях, которые не могут
быть названы флишами.
Определены отложения М. п. от
раннеархейских до
четвертичных.
Некоторыми наиболее хорошо подтверж¬
денными документально примерами являются плио-плей-
стоценовые отложения в районе Вентюра и в бухте Лос-
Анджелес в Южной Калифорнии. Разновидности бентосных
фораминифер в пелагических
отлож ениях
встречаются
в местах,
примыкающих к океанам. Некоторые из них,
будучи чувствительны к температуре и давлению, в стре¬
чаются лишь в холодных глубоководных участках. На
основании этого можно убедительно показать, что отло¬
жение осадков началось с глубины 2000 м и продолжалось
до тех пор, пока впадины не заполнялись выше уровня
моря. Как показали в 1951 г. Нэтланд и Кьюнен, обычные
взвеси образуются всеми перечисленными способами.
Горс-
лэйн и Эмери отметили в 1959 г. наличие большого сход¬
ства между отложениями во впадинах, удаленных от побе¬
режий, и в упоминавшихся нефтяных бассейнах. В других
случаях глубины, на которых залегают взвеси, не
могут
быть установлены сколько-нибудь точно. Однако фауна
и другие данные свидетельствуют о том, что осадконакопле-
ние происходило ниже неритовой зоны, хоть сами осадки
были принесены с мелководья.
Изучение мутьевых формаций пролило свет на неко¬
торые палеографические и структурные проблемы. Во-
первых, стало очевидно, что многие геосинклинальные
бассейны в некоторые периоды своей истории имели глу¬
бину в сотни и тысячи метров. Ранее эти флишеобразные
отложения относились к мелководным прибрежным райо¬
нам. Во-вторых, определение направления течений (по
отметкам на дне и промоинам) помогает находить районы
источников отложений. Более чем в половине исследован¬
ных
примеров потоки имели меридиональное направление.
Следовательно, поступление отложений происходило не
непосредственно со склонов, как предполагалось ранее,
а либо из более удаленных боковых источников, либо даже
с конца впадины. Последний случай характерен для таких
районов,
как
Адриатическое море, Персидский зал. ,
Калифорнийский зал. и
др., где преобладающий источник
представлен крупной рекой, впадающей в бассейн у его
конца.
Обнаруженный на Лазурном берегу олигоценовый
флиш образован отчасти древними породами, расположен¬
ными в Средиземном море. Этот источник отложений по¬
ставляет большие количества кварцевого песка, залегаю¬
щего в настоящее время на глубине более 2000 м. Эти на-

МЫСА
ходки подтверждают заключение, сделанное Буркартом
и
Глангеудом о том, что западная котловина Средиземного
моря образовалась во вторую половину третичного пе¬
риода .
Мерл обнаружил, что структура Апеннинского п-ова
усложнена скольжением больших
пл ит п ород (объемом
в несколько кубических километров) по белым глинам. Из¬
учение отложений Тэном Хаафом в 1959 г. показало, что
направление всех потоков в невозмущенных участках
параллельно осям геосинклиналей, т. е. к ЮВ. При пере¬
мещении плиточные породы
оказываются повернутыми
на 90° и более, иногда по часовой стрелке, а иногда против
часовой стрелки. С однсй стороны, это подтверждает гипо¬
тезу Мерла, с другой
—
выявляет
е щ е неразрешенный
вопрос вращательного движения.
Польские геологи во главе с Кшашкевичем столкну¬
лись в Карпатах с наиболее сложными зависимостями.
Множество превосходных и подробных исследований пока¬
зывает, что
существуют три параллельные впадины, раз¬
деленные подводными хребтами с островами. Поступление
отложений бывает боковое, диагональное и продольное;
в соседних впадинах перенос отложений иногда осущест¬
вляется в
противоположных направлениях.
Ф. X. КЬЮНЕН
наем береговой линии и материковой отмели. Часть этого
течения проходит между Мадагаскаром и Африкой, обра¬
зуя Мозамбикское течение, другая часть проходит восточ¬
нее Мадагаскара. Один из этих потоков (или оба) питают
М. И. т., небольшая ветвь которого может огибать м. Доб*-
рой Надежды и идти в Атлантический океан, но, возможно,
Рис. 1 . Схема течений вблизи берегов Южной Африки.
МЫСА ИГОЛЬНОГО ТЕЧЕНИЕ
И МОЗАМБИКСКОЕ ТЕЧЕНИЕ
М.И.т.
является
частью
крупномасштабной анти -
цикленической циркуляции в южной части Индийского
океана. Оно проходит у восточных берегов Южной Африки,
большая часть поворачивает обратно и образует противо¬
течение. Его южная часть присоединяется к течению За¬
падных Ветров, обусловленному западными ветрами, дую¬
щими над Южным океаном. Общая картина течений вблизи
берегов Южной Африки, составленная по данным различ¬
ных источников, представлена на рис.
1. На этом
рисунке
Рис. 2. Распределение температуры (°С) поверхностного слоя у берегов Южной Африки в январе (а) и июле (б).
между 25 и 40° ю. ш.,
большей част ью в юго-за падном
направлении,
а далее поворачивает обратно. Вся система
обычно концентрируется
в
пределах 300 миль от берега.
Юго-восточные пассаты в тропических широтах
вызы¬
вают тече ние, направл енное
с В на 3, известное как Южное
Пассатное течение. При подходе к побережью Африки одна
его ветвь отклоняется влево и идет вдоль берега. Ее на¬
правление
в значительной степени определяется очерта-
даны средние условия, хотя наблюдаются небольшие сезон¬
ные изменения в направлении М. И . т .
Район М. И. т . интенсивно изучался
в
период Между¬
народной Индоокеанской экспедиции (1956—1963).
Температура. М . И. т.
—
теплый поток, так как вод¬
ные массы перемещаются
из низких широт к высоким.
Данные по
температуре для января и июля приведены на
рис. 2. Температуры измерялись на гидрологических раз-
305

МЫСА
резах, расположенных к берегу под прямым углом. В те¬
чение всего года на поверхности наблюдается язык теплой
воды с температурой выше 20° С. Он подходит очень близко
к
берегу в северной части района. В январе, т. е. летом
юж ног о полушария, теплые воды распространяются почти
до40° ю.ш.
и
проходят в нескольких
милях к3от
м. Игольного; в центре языка температура достигает 26° С.
Однако в июле язык теплой воды смещается в
северном
направлении,
причем
максимальная
температура р ав на
22° С,
а темпер атура
вблизи побережья колеблется от
14° Сум. Игольного до 18° С далее на С.
На рис. 3 приведен характерный температурный раз¬
рез. Измерения, по
которым построен этот разрез,
были
выполнены в
а пр е л е 1962 г. юго -вос точн ее Порт-Элизабет.
Глубины нанесены в логарифмическом масштабе, так как
это позволяет более подробно показать поверхностные слои.
Отчетливо виден язык теплой воды. До глубины прибли¬
зительно 150 м язык теплой воды называют теплой агулья-
совой водой. На глубине около 400 м температура воды
17—20° С. Это холодная агульясова вода.
На границах
языков теплой воды наблюдается заметный температурный
градиент. Постепенное понижение температуры
отмечается
на глубинах, больших 400 м, и
изотермы располагаются
более горизонтально. На материковой отмели и придонные
температуры могут быть довольно высокими, однако в
глу¬
бинных слоях океана в ряде мест обнаружены темпера¬
туры, близкие к 0° С.
Водные массы. На рис. 4
приведены данные, получен¬
ные
на четырех разрезах поперек М. И . т.,
включая раз
рез, показанный
на рис.
3; Г, 5-кривые на рис.
4 нена-
Рис. 3. Распределение температуры (6С) на разрезе (расстояние
по горизонтали составляет 500 миль) к ЮЗ от Порт-Элизабет
(по Дарбиширу).
Рис. 4. Г, 5-кривые подарным четырех разрезов {а—г), выполненных поперек течения Мыса Игольною (по Дароишнру),

МЫСА
мн ого о тл ич ают ся от Т, 5-кривых, полученных по данным
станций, выполненных на большом расстоянии друг от
друга в Южной Атлантике и южной части Индийского
океа на.
С помощью Т, 5-кривой и данных
вертикального
температурного разреза
можно
полу чить картину распре¬
деления водных масс на различных глубинах. От гори¬
зо нта примерно 1000 м в
направлении
ко
дну наблюдается
Рис. 5 . Распределение условной плотности на разрезе к ЮЗ от
Порт-Элизабет.
ЮЗ, СВ
—
направление течения, нормального к сечению раз¬
реза (стрелки показывают движение вверх).
температура ниже 6° С, и
м иним ум
и
максимум солености
могут быть легко определены. Максимум (ядро) с характе¬
ристиками 2,5° С, 34,8°/о0на горизонте около 3000 м харак¬
теризует североатлантические
глубинные воды.
Северо¬
атлантические
глубинные воды проходят через Южную
Атлантику и Индийский океан, образуя глубинное тече¬
ние. Ниже горизонта 3000 м находятся холодные антаркти¬
ческие придонные воды с несколько меньшей соленостью.
Минимум (ядро) с
характеристиками 5° С, 34,4%0 отличает
антарктические промежуточные воды, обычно наблюдаемые
в э том районе на
глубине примерно 1200 м.
Антарктиче¬
ские воды направляются за пределы полярных районов.
Они обнаружены на различных глубинах в различных ча¬
с тях
океана;
например,
антарктические промежуточные
воды
встречаются
на
по верхност и
меж ду
45и
50° ю. ш.
На средних глубинах находятся водные массы, из¬
вестные как центральные воды. На Т, 5-кривой они пред¬
ставлены прямой линией, соединяющей точки 6° С, 34,4°/00
и 16° С, 35,5°/00. Центральные воды иногда появляются и на
поверхност и. По в с ей веро ятности, он и являются резуль¬
татом смешения субтропических и антарктических проме¬
жуточных вод. Однако их удобно рассматривать как от¬
дельные водные массы, так как подобные воды были обна¬
ружены в других частях Индийского океана и в Южной
Атлантике.
Температуры выше 17° С характеризуют холодную и
теплую агульясовы воды, упомянутые выше. Они имеют
температуру и соленость,
сходные с
субтропическими и
тропическими водами, обнаруженными ближе к экватору.
Эти воды имеют низкую плотность и
п ерем ещаю тся
на
поверхности
в виде направленных на Ю течений. Имеются
некоторые признаки существования максимума с характе¬
ристиками
20° С, 35,6°/00, который можно рассматривать
как
границу между холодной и теплой агульясовыми во¬
дами.
Плотность. По данным температуры и солености можно
рассчитать плотность воды (о*).
На рис. 5 представлено распределение плотности, соот¬
ветствующее температурному разрезу на рис. 3. Плотность
увеличивается с глубиной, так что язык теплой водыМ. И . т.
остается
на
поверхности над более плотными централь¬
ными водами, антарктическими промежуточными и. при¬
донными водами. Североатлантические глубинные воды
вклиниваются между двумя типами вод антарктического
происхождения.
Распределение плотности позволяет предполагать, что
в этом районе проходит сильное течение,
параллельное
берегу. Углубление изопикн в средней части разреза
пока¬
зывает,
что
теч ение
должно
быть
ан тици клони че-
ским.
Скорость М. И . т . До настоящего времени в этом рай¬
оне выполнено очень небольшое количество непосредствен¬
ных измерений течений, поэтому приходится полагаться
на расчетные данные, полученные по наблюдениям темпе¬
ратуры и солености. Для района М. И. т. составлен ряд
карт динамической топографии (нулевая поверхность вы¬
брана на уровне 1000 дбар, т. е .
приблизительно на гори¬
зонте 1000 м). Карта для апреля 1962 г. приведена
на
рис. 6. Другие карты отличаются в деталях, но можно
сделать
некоторые общие заключения.
Юго-западная
ветвь М. И. т. постоянна по направлению, но скорость ее
изменяется в зависимости от
времени года от 20 до 60 см/с.
Завихрения между 25 и 32° ю. ш .
довольно постоянны
по
месту
и имеют скорость около 10 см/с. Другие завихре¬
ния, находящиеся южнее, более изменчивы. Противотече¬
ние также несколько изменяется по скорости и по направ¬
лению, то двигаясь на СВ, параллельно главному течению,
то сливаясь с течением Западных Ветров.
Мозамбикское течение часто образует антициклони-
ческую систему, как показано на рис. 1, но в некоторых
случаях сливается с М. И . т.
Сезонные изменения скорости М. И. т. зависят от из¬
менений Южного Пассатного течения и течения Западных
Ветров. С местными системами ветров корреляции нет. Ско¬
рость течения юго-западной ветви М. И . т . летом больше,
чем зимой. Зимой южного полушария Южное Пассатное
течение направлено к С от экватора, а часть этого течения
отклоняется
в
си сте му
юг о-восто чных
мус сонов.
Когда
пояс западных ветров перемещается к С, язык теплой воды
М. И. т . также отступает
в
северном направлении. Однако
летом южного полушария Южное Пассатное течение зна-
307

МЫСА
чительно смещается к Ю и усиливается северо-восточными
движется на Ю и на 3, часто огибая м. Игольный и про¬
муссонами.
В это
время
скорость
юго-западной ветви
ходя в Южную Атлантику.
М. И. т. становится максимальной, и язык теплой воды
молли дарбишир

н
НЁКТОН МОРСКОЙ
Н. (от греч. пек1оз —
плавающий) состоит из пелаги
ческих животных, таких, как креветки,
головоногие мол¬
люски и позвоночные (рыбы, земноводные, млекопитающие),
которые способны свободно передвигаться и при этом в ос¬
новном не зависят от движения воды и
ветровых течений.
Хорошо развитые органы движения и органы чувств у
эт их
животных
дают им возможность активно преследовать
добычу и спасаться от хищников. В некоторых случаях
они могут совершать длительные миграции в поисках пищи
и к месту размножения. Из категории Н. исключаются все
растительные организмы.
Провести четкую границу между Н. и планктоном
довольно трудно. Животных, относящихся к Н., отличают
более крупные размеры и способность к
самостоят ельному
активному передвижению. Планктон составляют неболь¬
шие п о размеру организмы,
пассивно дрейфующие или
движения' которых незначительны по сравнению со ско¬
ростью потока. Однако многие нектонные животные имеют
планктонные стадии развития.
Н. составляет важную часть экологической системы
морей и пресных вод. В эту категорию включают несколько
первичных потребителей первого порядка (растительно¬
ядных), но большая часть представителей относится к по¬
требителям второго и третьего порядков (хищникам).
Хотя Н. составляет относительно небольшую часть общей
энергетической цепи моря и его участие в пищевой цепи
зависимое, он имеет важную обратную взаимосвязь с орга¬
низмами более низкого экологического уровня. Нектонные
живо тные мо гут непосредствен но ограничивать попул яцию
планктонных организмов, поедая их, а продукты выделе¬
ния и
распада Н. служат продуктами питания для авто¬
трофных и гетеротрофных организмов.
Большинство морских животных, имеющих промысло¬
вое значение, относится к Н. Возможно, что о численности
и значении нектонных животных сложились неверные
представления вследствие несовершенства тралов, приме¬
няемых для лова этих быстро плавающих организмов.
Состав Н. Полностью независимыми от течений яв¬
ляются взрослые особи только трех типов нектонных жи¬
вотных: хордовые, моллюски и членистоногие. К нектон-
ным хордовым относятся СЬопбпсМуез,
или хрящевые
рыбы (такие,
как
акулы
и
химеры),
многочисленные
0$1е1сЬ1Ьуе5, или костистые рыбы, некоторые земноводные
(в частности, морские черепахи, змеи и крокодилы), а также
млеко питающи е (например, тюлени, ламантины, дельфины
и киты). Из членистоногих присутствуют
тольк о ракооб¬
разные,
в том числе
креветки (Сапбае, РепаеЫае) и крабы
(Рог1ишс1ае).
Среди названных
животных лишь
некоторые
живо¬
родящие акулы, дельфины и киты являются голонектоном,
т. е.
способны к
нез ави сим ому
плаванию в течение всей
жизни. Другие же составляют меронектон,
т. е . либо имеют
планктонную или бентосную стадию развития, либо свя¬
заны с бентосной или наземной средой в течение части своей
жизни.
Таких животных, как скаты, наутилусы, каракатицы,
некоторых бентосных и живущих
на рифах костистых рыб
иногда относят к Н., поскольку они могут активно плавать.
Однако они обычно тесно связаны с бентосными районами
и относятся к демерсальным видам.
Пищевые взаимосвязи.
Все
нектонные
животные
должны классифицироваться как консументы (потреби¬
тели), но точная классификация консументов трудна, так
как у многих из этих животных характер питания меняется
в зависимости от роста или сезона, а некоторые являются
постоянно
всеядными.
Растительноядные, питающиеся планктоном, скудно
представлены такими видами, как сельдь-менхаден или
травоядные ламантины. Наиболее многочисленны потре¬
бители второго порядка.
Примерами питающихся зоо¬
планктоном являются сельдь, скумбрия, килька, сардины и
некоторые из наиболее крупных пелагических животных,
таких, как гигантская акула, скаты манта и беззубые
киты. Состав пищи некоторых видов рыб определяется раз¬
мером отверстий между жаберными тычинками. Многие
из потребителей второго порядка проявляют избиратель¬
ность к определенному виду планктона. Существуют связи
между большими концентрациями копепод (калянуса) и
обильными уловами сельди, сардин и скоплением
акул
и
между крилем (эвфаузииды) и синими китами и финва¬
лами. Обильное скопление фитопланктона обычно исклю¬
чает скопление этих потребителей зоопланктона.
Сложную пищевую цепь моря завершают нектонные
всеядные (крабы, креветки и некоторые рыбы) и хищники
(тунец, бонито, многие акулы; большинство батипелагиче-
ских и абиссопелагических рыб, питающихся другими ры¬
бами; кальмары и осьминоги, которые поедают рыб, рако¬
образных и других головоногих моллюсков; тюлени, ка¬
шалоты, белухи, чья пища состоит главным образом из
ракообразных, кальмаров, осьминогов и рыб; касатки,
которые являются всеядными). Донные виды питаются
главным образом бентосными животными.
Распределение. Существуют определенные значения
температуры, солености и питательных веществ, ограни¬
чивающие распределение Н., хотя для Н. эти
барьеры не
так очевидны и не так полно изучены, как для бентоса и
планктона. Часть нектонных животных имеет определен¬
ное
вертикальное и горизонтальное распределение,
но
309

НЕРИТОВАЯ
некоторые могут обитать во многих районах моря и в раз¬
ны е пе риоды
жизни существовать в различных п ел а г и ч е¬
ских з онах .
Большинство наблюдений показывает повышенную
продукцию планктона в высоких широтах по сравнению
с тропическими районами и связанную с этим более высо¬
кую продукцию Н. Н., подобно планктону, тоже более
многочислен в неритических зонах, в
районах подъема глу¬
бинных вод на поверхность и в зонах дивергенции. Однако
многие из подвижных неритических видов временами рас¬
пространяются
в
эпипелагическую зону. Фауна этой зоны
увеличивается также за счет суточных и сезонных мигран¬
тов из мезопелагической и батипелагической зон. Нектон-
ные организмы приспосабливаются для жизни в прибреж¬
ных водах или в эпипелагических зонах, о чем свидетель¬
ствует обтекаемая форма тела, позволяющая более быстро
плавать, образование косяков для лучшей защиты или для
создания лучших условий для размножения, изменение
окраски
тела от прозрачной до темной в зависимости от
условий, «эхолокация» добычи.
Количество видов и численность пелагических орга¬
низмов, как и бентосных, по-видимому, обратно пропор¬
циональны глубине. Все организмы, живущие ниже эпи-
пелагической зоны, в конечном счете зависят от
продук¬
тивности вышележащих вод. Относительно немногочислен¬
ные нектонные животные океанических глубин имеют
различные приспособления
к окружающим условиям.
К этим приспособлениям относятся: черная или темно-ко¬
ричневая окраска рыб и ярко-красный цвет ракообразных;
уменьшение размера глаз с глубиной, за исключением
животных с суточной или онтогенетической миграцией
к поверхностным водам; образование различных органов
для ловли добычи или осязания (усики у рыб и гипертро¬
фированные антенны у ракообразных); развитие различ¬
ных органов свечения, особенно у Н. мезопелагической
зоны; увеличение размера рта и увеличенная гибкость
передней части позвоночника у многих рыб; приспособле¬
ние органов кровообращения и изменение дыхания для
предотвращения кессонной болезни у позвоночных жи¬
вотных, которые совершают суточные или сезонные верти¬
кальные миграции или глубоководные погружения.
Массовые горизонтальные миграции для размножения
являются обычными, но стимулы для этих миграций пол¬
ностью не
установлены. Возможно, что эти миграции имеют
внутренний механизм, управляемый половыми или эндо¬
кринными изменениями. Наиболее хорошо изучены мигра¬
ции синих китов, гренландского тюленя и тюленя-хохлача,
которые для ежегодного размножения уходят из полярных
морей в более низкие широты; морской котик двигается
на Ю к Калифорнии зимой и возвращается
в
Берингово
море летом для размножения. Катадромные американские
и
европейские угри мигрируют для нереста из пресных вод
в Саргассово море. Молодые угри возвращаются к соответ¬
ствующим
материкам.
Анадромный лосось дл я
нереста
при ходит
к потокам, где родился. Возможно, что в некото¬
рых случаях
при
плавании
ми гранты
используют свет
солнца или звезд. В примере с лососем предполагается, что
у него существует определенное обоняние, обусловленное
химическими характеристиками потока, где лосось ро¬
дился.
Значение в геологии.
Н. непосредственно участвует
в образовании осадков,но не в такой степени, как планктон.
В современных морских отложениях целые скелеты встре¬
чаются относительно редко, так как кости служат пищей
для различных всеядных животных. С другой стороны,
чешуя рыб очень прочная и в некоторых отложениях она
обычна. В абиссальных районах, где общая скорость осад-
конакопления очень низкая, иногда находят устойчивые
части организмов, такие, как зубы акул, ушные капсулы
китов и т. д. В местах, где происходила катастрофическая
810
гибель, могут быть найдены скопления подобных элемен¬
тов, и они могут являться местами отложений окиси мар¬
ганца и железа. В районах накопления остатков животных
находят также фосфаты (костеносный слой в стратиграфии),
но где вообще образуются фосфаты
—
в массах разлагаю¬
щейся рыбы или в массах разлагающегося планктона
—
эта проблема еще не решена.
Косвенно способствует осадкообразованию накопле¬
ние фекалий и продуктов разложения. Бентосные орга¬
низмы могут изменить состав отложений и способствовать
эрозии рифов.
Изучение экологии Н. может лучше объяснить палео¬
экологию. Морфологические градиенты, связанные с гра¬
диентами окружающей среды, как, например,
количе¬
ственной характеристикой рыб, вместе с данными по раз¬
множению и
миграционными схемами
могут быть очень
ценными для понимания эволюции ранее существовавших
условий окружающей среды.
П. Л. ДАДЛЕЙ
НЕРИТОВАЯ ЗОНА (И ОСАДОЧНЫЕ ФАЦИИ)
Н. з . (от греч. пегИез— морская ракушка; нереиды
—
в
греческой мифологии дочери Нерея, морского божества.—
Ред.)
—
термин, применяемый главным образом литоло-
гами и стратиграфами. Н . з . охватывает мелководную часть
Мирового океана от уровня воды при отливе до глубины
200 м. Название было дано экологом Геккелем (1890) и
заимствовано дл я
ге ологов
Э. Огом (1907). В широком
смысле понятие «неритовый» соответствует понятию «шель¬
фовый». Океанографы и экологи в настоящее время пред¬
почитают называть эту зону литоралью, тогда как геологи
обычно применяют термин «литораль» к прибрежной при¬
ливной полосе (в советской литературе точно так же лито¬
раль понимают и экологи.
—
Ред.) .
Геджпет (1957) считает, что Н. з . следует называть,
согласно первоначальному определению, водную толщу
шельфа, а сублиторалью
—
донную среду. Некоторые ис¬
следователи, например Туенхофелл (1950), термин «лито¬
раль» относят к зоне дна, осушающейся во время отлива,
а многие геологи применяют его в более широком смысле
для прибрежной приливной полосы (Грабо, Ниверсон и др.) .
Иногда Н. з.
подразделяют
на подзоны: эпинеритовую
(0—40 м) и инфранеритовую (40—200 м).
Водную массу Н. з. иногда называют неритовой об¬
ластью и обычно описывают как эвфотическую, так как
в средних и низких широтах в нее проникает определенное
количество солнечного света, вследствие чего здесь проис¬
х о д ит фотосинтез, осуществляемый планктонными и бе н¬
тосными
организмами.
Эта особенность
характеризует
Н. з . (в сравнении с батиальной) ярче, чем батиметрические
критерии.
В течение палеозоя и большей части мезозоя
нер ито-
вые
моря были
гораздо обширнее современных. Их назы¬
вают
внутренними или эпиконтинентальными морями,
чтобы, во-первых, подчеркнуть их действительно нерито¬
вый характер, и, во-вторых, отличить от внутриматерико-
вых депрессий типа Средиземного моря. Осадки этих морей
и меют
многочисленные
литологические,
структурные и
другие признаки, указывающие на волновую турбулент¬
ность, приливные течения, жизнедеятельность донных орга¬
низмов, аэрацию
ит.д.
В настоящее время распределение терригенных осад¬
ков
в
Н. з.
определяется
преимущественно влиянием
волн; на более глубоководных участках (ипфранеритовая
подзона) осадки пелагические, современные или унаследо.

НЕРИТОВАЯ
ванные от прежних мелководных стадий (т.
е.
отл ожи в¬
шихся
при
гляциоэвстатическом
позднеплейстоценовом
понижении уровня моря). Туенхофелл (1950) отметил, что
в Н. з . из рек могут вторгаться значительные количества
пресной воды (например, в Н. з. близ устья р. Миссисипи),
изменяя локальную морскую биоту и разрушая раковины
(путем окисления).
Объем осадков современных Н. з . около 1,6-108 км3.
Соотношение содержания основных осадочных
пор од
(известняков, песчаников и глин) около 1 : 1—3 : 5. По
подсчетам автора (1959), общий объем неритовых осадков
в постпротерозойских бассейнах (вне складчатых поясов)
2,8-108 км3.
Типы неритовой седиментации. Терсье (1940) крити¬
чески рассмотрел вопрос о «неритовом осадкообразовании»
(выделенном Огом) и показал,
что терригенные фации,
являющиеся по существу мелководными,
в
настоящее
время встречаются почти повсеместно не только на шель¬
фах, но и на материковых склонах и даже в глубоководных
котловинах. Терсье установил, что неритовая седимента¬
ция в значительной степени зависит от ширины шельфа,
а также от его морфологии и климата на суше. Существует
три типа неритовой седиментации.
1. Неритовая
седиментация
пара-
лических
подводных
платформ. Приме¬
рами служат: Зондский шельф (Индонезия), побережье
Мексиканского зал. (США, штаты Луизиана и Техас),
дельты больших рек (Ориноко, Амазонка, Рейн, Конго,
Ганг), отличающиеся очень мощным слоем терригенных
осадков, часто в сочетании с лигнитом (бурым или камен¬
ным углем), непосредственно связанных с эстуариевыми
и
материковыми отложениями.
2. Неритовая
седиментация
эпи-
континентальных
подводных
пла т¬
форм. Примерами являются: шельф Сахул (Северная
Австралия), шельфы Флориды, Юкатанский и Багамский,
характеризующиеся
карбонатными осадками
(местами
рифовые и с глауконитом).
Н. з . средних
и низких широт характеризуются значи¬
тел ьн ым
прогревом воды, повышенной биологической ак¬
тивностью и интенсивным отложением карбонатов.. Так
как карбонаты нередко перекрывают древние лагунные
фации, они находятся в благоприятных условиях для по¬
следующей доломитизации
минерализованными
водами.
В прошлом, при высоком уровне моря (талассократонные
периоды), т. е. в
ордовикском
—
верхнемеловом периодах,
были широко распространены карбонатные, или нерито-
вые фации. С другой стороны, во время низкого уровня
моря (эпейрократонные периоды), обычно после главных
орогенезов, материковый склон был гораздо менее благо¬
приятным для
отлож ения
карбонатов, поскольку они
быстро растворялись в холодной темной воде. Эпейрокра-
тические условия, кроме того, способствовали ускорению
эрозии материков и перемещению вершин дельт к краю
шельфа (рис. 1). С течением времени колебания уровня
моря (эвстатические и теократические) вызывали переме¬
щение Н. з. вверх и вниз по материковой отмели и прибреж¬
ной равнине и обратно.
3. Неритовая
седиментация
при¬
брежных платформ. В качестве примеров могут
быть названы островные шельфы Вест-Индии и Ост-Индии,
тихоокеанское побережье Северной и Южной Америки,
побережья Новой Зеландии и Японии, часть побережья
Средиземноморья. Шельфы узкие, сопредельные с гори¬
стой сушей. Осадки образуют смешанные фации 1 и 2-го
типа (но с преобладанием крупных обломков), часто пере¬
межаются с глубоководными фациями материкового склона.
Те.м не менее Терсье утверждает, что батиальные осадки
обычно не являются такими мощными, как предполагал
Ог; неритовые осадки имеют гораздо большую мощность,
поскольку терригенный материал отлагается главным обра¬
зом на шельфах.
По мнению Терсье, для реконструкции палеогеогра¬
фической обстановки требуется много характеристик, од¬
них
ли тологич еских
данных
недостаточно.
Например,
нельзя сказать: «если литологический состав субграувак-
ковый, тогда фации молассовые, следовательно, условия
паралического шельфа». Необходимы данные о климате
(литологические и палеонтологические), о рельефе примы¬
кающей территории (литологические и тектонические),
о размерах и подвижности шельфа (регионально-геологи¬
ческие и тектонические).
Рис. 1. Основные районы карбонатных отложений.
А—
местоположение
максимальных
ка рбонатны х
отложений;
Б—
местоположение умеренных карбонатных отложений; / —
талассократонный уровень моря; 2 —
эпейрократонный уровень
моря.
Областями развития паралической седиментации яв¬
ляются шельфы с мощными наносами и большие дельты,
граничащие с широкими, хорошо дренированными, низ¬
кими массивами материков. Характеризуются они одно¬
родным литологическим составом
пород, главным образом
глин, илов и песков (от ортокварцитовых до субграувак-
ковых). Отложения обычно довольно мощные и
представ¬
лены смешанными
морскими эстуариевыми и
материковыми
осадками.
Карбонатные породы встречаются в меньшем
количестве.
В паралических бассейнах обычно накапли¬
вается нефть. Терсье привел типичные примеры: верхне¬
третичная толща
Калимантана и Суматры, миссиси-
пий — пенсильваний
*
Аппалачей и Западной Европы,
третичная толща берегов Мексиканского зал. и т . д.
Чтобы
по нять
сущность
термина
«паралический»,
необходимо рассмотреть другие типы неритовой седимен¬
тации, исследованные Терсье. Примером эпиконтиненталь-
ного типа
служат современные стабильные шельфы, такие,
как шельф зал.
Карпентария и другие шельфы Северной
Австралии, Зондский шельф в Юго-Восточной Азии, бра¬
зильские
шельфы и др. Ни в одном случае на сопредельной
суше нет молодых гор. В соответствии с климатом и релье¬
фом на таких
шельфах преобладает медленное накопление
органогенного (известкового) обломочного материала или
кремнистых илов и других остаточных терригенных песков
и глин. Классическими примерами бывшей паралической
седиментации являются
юрско-третичные бассейны Запад¬
ной Европы и известковые, частично циклические толщи
палеоз ойских
внутриматериковых
бассейнов
Америки.
На другом конце ряда неритовых образований стоят
гористые (или островные) краевые шельфы Терсье с «гео-
синклинальной» седиментацией. Последняя, очевидно, пре¬
имущественно ортогеосинклинального типа (Штилле, 1936;
Кей, 1951). Главная особенность данного типа седимен¬
*
Примерно соответствует каменноугольной системе .
—*
Прим. пер.
311

НОВОГВИНЕЙСКОЕ
тации
—
большое разнообразие литологического состава
вследствие круто понижающегося до абиссальных глубин
мелководья. В большом количестве присутствует крупно¬
обломочный материал,
отражающий «кратковременную
обработку» при поступлении с горных склонов на круто
опускающееся дно моря. Однако в рассматриваемых обла¬
стях местами существуют заливы, бухты и участки более
широкого шельфа, обусловливающего локальную седимен¬
тацию эпиконтинентального или паралического типа. Лито¬
островов арх. Бисмарка (о-ва Ниниго, Хермит и Адмирал¬
тейства), дальше вдоль о-вов Новая Ирландия, Новая Бри*
тания и Умбой до м. Телиата (5° 55' ю. ш ., 147° 24' в. д.)
(рис. 1). Н. м.
простирается от 142,5 до 153° в. д . и от эква¬
тора до 6° ю. ш., охватывая площадь примерно 40 тыс. км2;
его объем около 60 тыс. км3. На В и С Н. м . окаймлено поч¬
ти непрерывным хребтом Бисмарка
средняя глубина
примерно 1000 м), вершины которого поднимаются над
поверхностью Н. м. в виде островов и рифов. Внутренняя
Рис. 1. Батиметрическая карта Новогвинейского моря.
логически устанавливаются две характерные ассоциации
—
флишевая и предгорная, которые местами перемежаются.
Последняя имеет тенденцию к эпиконтинентальному харак¬
тер у,
часто с большим количеством известняков, но она
обычно мощнее и ее терригенные
склоны во многих случаях
грубозернистее, хотя часто переходят в батиальную или
абиссальную фацию.
РОУДЗ У. ФЕЙРБРИДЖ
См. также Литоральная зона; Морская экология.
НОВОГВИНЕЙСКОЕ МОРЕ
Н. м. находится в юго-западной части Тихого океана.
На ЮЗ оно ограничено
о. Новая Гвинея.
Границы Н. м.,
по
определению
Международного гидрографического
бюро, проходят от м. Баудиссин (142° 02' в. д .) вдоль
312
впадина имеет глубину свыше 2000 м. Она рассекается
поднятием (500—1000 м) на дне котловины: Новоирланд¬
скую на В и Новогвинейскую на 3. Глубина котловин не
превышает 2500 м. Многочисленные подводные горы и мел¬
кие вулканические острова отмечают южную границу Н. м .
Гидрологический режим и климат . Средняя годовая тем¬
пература поверхностного слоя Н. м. близка к 28° С, с не¬
большим годовым колебанием. Осадков за год выпадает
более 2000 мм. В районе Н. м. наблюдаются два дождли¬
вых сезона, соответствующих прохождению тропических
циклонов
примерно в периоды ра вноден ствия .
Шесть
десятых дней в году небо покрыто облаками.
Средняя
соленость воды Н. м.
34,5%0,
ч т о несколько ниже
сред¬
ней солености воды Мирового океана.
Северо-восточные пассаты дуют
главным образом с ян¬
варя по март, юго-восточные
—
с июля по сентябрь; в рав¬
ноденствие наблюдаются штили или фронтальные условия.
Южное Пассатное течение большую часть года направлено
на 3 и имеет скорость, как правило, меньше 1/2 узла; север¬
ные ветры летом южного полушария ведут к образованию
циркуляций, направленных к Ю и ЮВ.
ВН.м.
доминируют суточные приливы с очень
не¬
большими величинами сизигийного прилива (30—50 см).

НОРВЕЖСКОЕ
Донные осадки. Большая часть дна котловин Н. м .
и его поднятий покрыта глобигериновым илом, который
сменяется карбонатными осадками в районах коралловых
рифов о-в ов Адмиралтейства и примыкающ их
к ним
остро¬
вов. Поднявшиеся из воды рифы, описанные Кристиансеном
(1964), с обычными низкоуровенными платформами и волно¬
прибойными нишами свидетельствуют
об эвстатических
колебаниях уровня моря и, таким образом, по крайней
мере о голоценовой стабильности.
В проливах между островами встречается песок, сме¬
шанный с мелкими раковинами фораминифер и фекалиями
моллюсков.
ставляли собой эвгеосинклинали. Но большая часть отло¬
жений, слагающих эти хребты, представлена более древ¬
н ими
(кембрий
—
юра) миогеосинклинальными образова¬
ниями. Главная фаза орогенеза в северных хребтах, ве¬
роятно, достигла кульминации в плейстоценовое время.
Вертикальные сбросы с большими амплитудами (5000 м
и более) протягиваются параллельно современному побе¬
режью.
По-видимому, главный левосторонний сдвиг (так назы¬
ваемая
Новогвинейская
зона
разломов)
простирается
примерно на 3000 км от восточного отрога хребта Хальма-
хера, к Ю от о-вов Оби, пересекает п-ов Чендравасих (Но-
Вдоль юго-западной и юго-восточной границ Н. м.,
т. е . у побережья о-вов Новая Гвинея и Новая Британия,
встречаются конусы новообразованных активных вулканов
(базальтовые), которые служат источн иком посту пающих
в
котловину пепла, туфов и лавовых потоков. Центры вул¬
канической активности расположены вдоль линии, идущей
с ЗСЗ на ВЮВ; это о-ва Бам, Манам, безымянный подвод¬
ный вулкан, Каркар, Лонг-Айленд и Тало (на о. Умбой),
Блупблуп, западнее о. Бам
—
потухший вулкан. Вулканы
из группы Вувулу не действуют.
Геологическое строение дна. Н. м.
—
одна из квази-
кратонных впадин западной части Тихого океана, которая,
очевидно, образовалась вследствие растяжения
и проседа¬
ния земной коры в течение последних 1—10 млн. лет. Про¬
седание земной коры сопровождалось образованием раз¬
ломов, по которым происходили вертикальные перемеще¬
ния блоков земной коры. В центральной части впадины
блоки испытывали опускание,
а по периферии они возды¬
мались. Так, известны поднявшиеся на 1000 м и выше ко-
ралловвю рифы вдоль побережья Финша. Краусе (1965)
сообщает о наличии в Н. м.
уклона дна (по-видимому, тек¬
тонической депрессии), покрытого рифами и погружающе¬
гося под углом 45° до глубины 280 м (в районе о.
Маданг).
Еще дальше от берега на глубине 320 м отмечен уступ с ук¬
лоном 38°, прослеживающийся до глубины более 650 м.
Северные прибрежные хребты Новой Гвинеи на про
тяжении длительного времени (с мелового периода) пред-
вая Гвинея, между горами Унаке-Сьерре и Торричелли)-
расчленяет южную часть Н. м . большим подводным усту¬
пом (1000 м) восточнее Блупблуп и продолжается, оче¬
видно, к главному вулканическому центру Рабаул. Ветвь,
направленная на ЮВ, по-видимому, обозначена рядом вул¬
канов (Блупблуп, Бам, Манам, Каркар, Лонг-Айленд,
прол. Витязь) и, возможно, соединяется с зоной разломов
Папуа
—
Соломон. В настоящее время вдоль этого сдвига
не выявлены признаки
какого-либо горизонтального сме¬
щения. Линия этих нарушений
—
одна из наиболее высо¬
косейсмичных с многочисленными мелкофокусными земле¬
трясениями (класс А, по
Гутенбергу и Рихтеру). Эпи¬
центры землетрясений с промежуточной глубиной очага
проходят на 100 км южнее этой линии.
РОУЛЗ У. ФЕЙРБРИДЖ
См. также Соломоново море; Тихий океан.
НОРВЕЖСКОЕ МОРЕ
Н. м.
—
окраинное море Северной Атлантики. По
данным Между на родного гидрографическою бюро,
наВ
оно ограничено берегами Норвегии, далее граница идет
313

НОРВЕЖСКОЕ
от м. Нордкап (25° 45' в.
д.) до о. Медвежий и южной око¬
нечности о. Западный Шпицберген. Западная граница про¬
ходит от Шпицбергена до о. Ян-Майен и затем до м. Герпир
в Исландии (65° 05' с. ш.,
13° 30' з. д.). Южная граница
тянется от м.
Герпир до Фарерских о-вов (Фуглё, 62° 21'
с. ш.,
6° 15'
з. д.), затем до пересечения с параллелью
61° 00' с.
на 0° 53' з. д . (к С от Шетлендских о-вов) и сле¬
дует по этой параллели до берегов Норвегии несколько
южнее Согне-фьорда. На СВ Н. м. граничит с Баренцевым
морем, на 3 — с Гренландским морем, на Ю — с Северным
инаЮЗ
—
с Атлантическим океаном.1
В более ранних работах Н. м. объединяли с Гренланд¬
ским («Гренландско-Норвежское море»). Коссина относит
оба моря вместе с Северным Ледовитым океаном и прибреж¬
ными
водами к
«Арктическому Средиземноморью», тогда
как Стокс (1950) и другие авторы называют их «Европей¬
ским
Северным морем».
Рельеф дна. Н . м. включает две вытянутые депрессии
с глубинами более 3000 м (максимальная глубина 3960 м)
—
большая на Ю, меньшая на С. Котловина Н. м . отделяется
от главной депрессии Атлантического океана порогом
Уайвилла Томсона и Фарерско-Исландским порогом на
глубине около 500 м (см. рис. 1 к статье Гренландское море).
Западная граница Н. м. является частью срединно¬
океанического хребРга, который пересекает о-ва Исландию
и Ян-Майен и направляется на С, западнее Шпицбергена.
К СВ от о. Ян-Майен эта структура называется порогом
Мона. Глубина порога порядка 1200—1500 м. Северо-вос¬
точную границу Н. м . образует шельф Баренцева моря,
который идет от Норвегии через о. Медвежий до Шпицбер¬
гена. Южная граница Н. м . проходит вдоль северного
края шельфа Северного моря.
Климат. Воздушные массы над Н. м.
—
полярные,
морского типа. Летом полярный фронт идет от Исландии
к северной части Норвегии, и часто по обеим его сторонам
проходят штормы. Средняя месячная температура воздуха
от —9до —1°С вфеврале
—
марте (минимальная) и от 3
до 11° С в августе (максимальная). Осадки выпадают в те¬
чение всего года, так же как над районами суши и Грен¬
ландским морем, расположенными на тех же широтах.
Повторяемость осадков 40—51% с января по март и 10—
15% в июле (минимум). Доминирующий приземный ветер
в
северной части Н. м. северный и северо-восточный при
средней силе 5—6 баллов, а на Ю полярного фронта
—
южный и юго-восточный при средней силе 4—5 баллов.
Среднее атмосферное давление над Н. м. низкое зимой
из-за развития над Ирмингера морем исландского циклона
и высокое летом из-за интенсификации арктического анти¬
циклона. В январе над центральной частью Н. м. создается
барическая ложбина с давлением
в
центре 1000 мбар.
В июле давление в центре барической ложбины возрастает
на 10 мбар.
Гидрологический режим. Сезонные колебания темпе¬
ратуры поверхностного слоя Н. м. не влияют на темпе¬
ратуру воды ниже 100 м (на такой глубине она обычно
выше 4° С). В южной части Н. м. температура поверх¬
ностного слоя колеблется от 8 до 9° С, а у берегов Север¬
ной Норвегии уменьшается до 6° С. Даже мористее
Шпицбергена, на 78—79° с. ш ., наблюдается температура
выше 5° С. Ниже 600 м почти постоянно она держится
около —1° С. Соленость атлантических вод, поступающих
в Н. м .,35,4°/00. Она уменьшается к С при смешении с при¬
брежными водами и водами центральной части Н. м. Со¬
леность мористее Финмарка (Норвегия) около 35,1°/00,
мористее о. Западный Шпицберген 35,0°/00. Соленость на
глубине ниже 600 м почти однородна
—
34,9°/00.
Водные массы Н. м. состоят из североатлантических
поверхностных вод и глубинных вод. Последние форми¬
руются зимой в западной части Н. м., около о. Ян-Майен.
Вода с соленостью 34,90 34,94°/оо образуется смешением
атлантической и арктической (полярной) воды. Она охла¬
ждается до температуры —1,0° С и погружается на боль¬
шие глубины.
На глубине менее 1000 м воды Н. м. отличаются от
вод Атлантического океана значительно более высокой
плотностью; они переваливают через Фарерско-Исландский
порог и распространяются в южном направлении, обнару¬
живаются они также и в Арктическом бассейне.2
Норвежское течение, ветвь Северо-Атлантического те¬
чения, входит в Н. м . севернее Шотландии и несет свои во¬
ды в северо-восточном направлении мористее Норвегии со
скоростью на поверхности около 30 см/с (0,5 узла). Общий
объем атлантических вод, поступающих в Н. м . с этим те¬
чением, 3—6 -102 м3/с, но он имеет значительные межгодо¬
вые колебания.3 По мере продвижения течения от него
отделяются потоки, образующие в западной части Н. м .
большие круговороты,
но течени е дополняется
оттоком
вод из Северного моря и стоком с
норвежского берега.
Мористее северного побережья Норвегии от течения отхо¬
дит ветвь —
Нордкапское течение, которое направляется
к В в Баренцево море; основной же поток идет на С вдоль
западной границы Баренцева моря. Он движется вдоль
западных берегов Шпицбергена и смешивается с холодной
водой Западно-Шпицбергенского течения, выходящего из
Баренцева моря. Затем поток атлантических вод поворачи¬
вает на В, огибает северную часть Шпицбергена и погру¬
жается под менее плотные и менее соленые поверхностные
воды Арктического бассейна. Поток, движущийся на С,
к Ю и В от Шпицбергена, встречается с полярными водами
Арктического бассейна, в результате образуется извили¬
стый полярный фронт. У восточных берегов Исландии
теплые воды аналогичной конвергенцией отрезаются от
-Г■
■I,
II—
«С
Рис. 1. Первая приблизительная схема поверхностных течений
в Норвежском и Гренландском мог°х
(по Хелланду-Хансену и Нансену, 19С9.
314

НОРВЕЖСКОЕ
Рис. 2 . Важнейшие проливы между Атлантическим океаном и Северо-Европейским бассейном (а) и распределе¬
ние температуры (б) и солености (в) на разрезах в Фарерско-Шетлендском прол. (справа) и в Датском прол. (слева).
Показаны станции А, Б л Г; станция В лежит в стороне от района, указанного на карте.
идущего
к Ю Восточно-Гренландского течения. Циркуля¬
ция вод в Н. м . и их смешение впервые были приблизи¬
тельно
картированы
Хелландом-Хансеном и Нансеном
(1909, 1920) (рис. 1).
В центральной части Н. м.
существует отчетливый
круговорот (Норвежский круговорот) между Норвежским
течением и ветвью Восточно-Гренландского течения, ко ¬
торая течет на ЮВ к С от Исландии. Анализ данных 1951—
1955 гг. показал, что центр его находится на 68° с. ш.,
13° з. д., т. е . значительно восточнее, чем это было опреде¬
лено ранее.
Расход воды в южном направлении через разрез между
Исландией и Фарерскими о-вами колеблется между 4,5 и
6,2 млн. м3/с. Около 74% этой воды
—
североатлантиче¬
ская поверхностная, а остальная часть —
глубинная вода
Н. м . Большая часть североатлантической воды поступает
в ветвь
Ирмингера течения, которая идет в восточном
направлении к Ю от Исландии. Глубинная вода движется
у основания материкового склона мористее восточного
берега Исландии со скоростью 20—30 см/с (рис. 2).
Насыщенность кислородом в Н. м. высокая, что свя¬
зано с активным
вертикальным перемешиванием. В северо-
восточной части Н. м. средняя насыщенность в слое от дна
до 800 м84%, на глубине400 м90% и
у поверхно¬
сти 100%. Минимальное содержание кислорода (около
81%) наблюдается в слое между 1200 и 1500 м и соответ¬
ствует ядру североатлантических вод, текущих на С. Сред¬
нее содержание фосфатов в юго-восточной части Н. м.
на
315

НОРВЕЖСКОЕ
глубине от 600 до 2500 м 78—79 мг/м3, по направлению
к поверхности наблюдается незначительное их уменьшение.
Приливы. К СЗ от Шотландии имеется амфи-
дромическая точка, а на материковых окраинах Н. м.
средняя
величина
сизигийного
прилива различна:
на
Фарерских о-вах 32 см, у Ян-Майена 107 см, Шпицбер¬
гена
138 см,
Нордкапа 232 см, Нарвика 206 см, Трон¬
хейма 120 см.
Рис. 3 . Батиметрическая карта Норвежского моря
(по Хьерту и Рууду).
Г) « районы глубоководного рыбного промысла.
Донные осадки. На более глубоководных участках Н. м .
широко
распространены фораминиферовые и диатомовые
и лы.
На 3, вокруг Исландии и о.
Ян-Майен, имеются
вулканические осадки. В районе шельфов наблюдаются
ледниковые глины, морской тилль и скопления окатанных
эрратических валунов.
Крупные и мелкие обломки гор¬
ных пород транспортировались айсбергами через север¬
ную и восточную части Н. м.
Геотектоническое развитие. Возраст Н. м.,
по-види¬
мому, не менее 200 млн. лет, и в мезозое через этот бас¬
сейн бореальные воды поступали в Северное море и Цен¬
тральную Европу. В связи с реконструкциями раннепалео¬
зойс ких
кал едон ид
вес ьма
вероятно,
что
горные цепи
Шотландии,
Норвегии,
о.
Медвежий,
Шпицбергена,
Ньюфаундленда и Гренландии почти в течение всего палео¬
зоя представляли собой непрерывную горную систему
и
что такие тектонические процессы,
как разрывная дея¬
тельность
и
разрастание
океанического дна,
начавшись
еще в перми, не прекращались до наших дней. Выступа¬
ющие вдоль западных материковых окраин Норвегии
сбросовые уступы свидетельствуют о том,
что четвертич¬
ное оледенение способствовало возобновлению некоторых
старых краевых разломов (Хольтедаль, 1950). Согласно
Стоксу (1950), Н. м. ограничивают несколько грабено¬
образных впадин: Норвежский желоб на ЮЗ, Фарерско-
Шетлендский желоб восточнее и южнее Фарерских о-вов,
впадина Баренца южнее о. Медвежий, Лофотенская впа¬
дина, частично отделяющая Лофотенские о-ва от Норвегии,
и Ян-Майенская зона разломов, которая идет в западо¬
северо-западном направлении,
пересекая срединно-оке¬
анический хребет немного севернее Ян-Майена (рис. 3).
Вдоль системы хребтов, простирающихся от С Исландии
через о. Ян-Майен до Шпицбергена, наблюдается высокая
сейсмическая и вулканическая активность (действующие
вулканы Исландии и о. Ян-Майен). Особенно много оча¬
гов землетрясений зарегистрировано вдоль северных гра¬
ниц Исландской и Норвежской котловин. Это свидетель¬
ствует о том, что эта система хребтов еще тектонически
активна и является продолжением Срединно-Атланти¬
ческого
хребта.
РОУДЗ У. ФЕЙРБРИДЖ,
ТА КАШ И ИЧИЕ
Прим, ред.1 По данным советских ученых, наибольшая
глубина Н. м. 4487 м, площадь 1383 тыс. км2 (см. «Нор¬
вежское море».
—
Краткая географическая энциклопедия.
Т. 3 . М ., «Сов. энциклопедия», 1962).
2
Подробные сведения о водных массах Н. м., а также
о водообмене Н. м. и Арктического бассейна можно найти
в книг ах:
Тимофеев В. Т. Водные массы Аркти¬
че ского
бассейна.
Л., Гидрометеоиздат, 1960; Тимо¬
феев В.Т ., Па нов В. В. Косвенные методы выделения
и анализа водных ма сс. Л., Гидрометеоиздат, 1962.
3
По расчетам А.. В . Янеса, в Н. м. через Фарерско-
Шетлендский прол. поступает около 126 -103 км3/год
атлантических вод (по данным 155 стандартных гидроло¬
гических разрезов за период 1946—1970 гг.), выносится
из Н. м . в Атлантический океан 40 • 103 км3/год. Макси¬
мальный приток вод в Н. м. в декабре—феврале, минималь¬
ный в апреле—мае .
Величина межгодовых колебаний
притока атлантических вод в Н. м. достигает 46 • 103 км3/год.
Средняя температура вод,
вносимых Северо-Атланти¬
ческим течением в Н. м ., 8° С, соленость 32,5°/00, условная
плотность 27,5.

ОКЕАНИЧЕСКАЯ ЦИРКУЛЯЦИЯ (ТЕПЛОВАЯ)—см .
Перенос энергии океаническими
течениями.
ОКЕАНИЧЕСКИЕ ВОЛНЫ
Причиной возник нове ния О. в.
служа т разнообразные
факторы. Различные типы О. в. и и х характеристики р ас¬
смотрены в связи с этими факторами.
О. в., вызванные
ветром. Волны в открытом
море. Ветровые волны образуются переносом энергии
из
атмосферы к воде. Таким образом, размеры О. в . зави¬
сят
от
продолжительности и скорости
ветра.
Другим
важным фактором является область разгона
—
простран¬
ство, на котором действует ветер. До сих пор еще имеются
различные мнения по вопросу о зависимости между этими
переменными величинами и высотой и длиной О. в ., хотя
точно известно, что размеры О. в . увеличиваются до опре¬
деленного максимального значения с увеличением ско¬
рости ветра и продолжительности его действия.
О. в.
можно представить как спектр волновых систем
различных направлений, амплитуд и периодов. Однако
обычно большая часть энергии О. -
в.
концентрируется
в относительно узком участке
ч асто т.
Это значит, что
один период О. в.
будет преобладать в спектре и О. в .
этого периода имеют тенденцию быть самыми высокими
из-за концентрации энергии в этом участке.
Нейман
предполагает, что при ветре скоростью 12 м/с доминиру¬
ющим будет период 8,1 с, а при ветре 20 м/с
—
период
16 с. Наблюдения, проведенные с регистратором волн,
укрепленным на корабле, показывают, что О. в. в откры¬
том море более высокие, но менее короткие, чем О.
в.,
отмеченные в открытых районах Северной Атлантики
ветер силой 4 балла образует О. в .,
имеющие период 6
с и высоту 60 см, ветер силой 6 баллов вызывает О. в .
с периодом 7 с и высотой 1,5 м, ветер силой 8 баллов—
О. в. с периодом11 с и высотой6м. О. в. высотой18м
были отмечены кораблем погоды
в
точке 61° с. ш.,
15° 20' з. д.
Каким образом энергия переносится из атмосферы к
воде, до сих пор еще не совсем ясно; по-видимому,
это явле¬
ние связано с двумя механизмами: 1) при отклонении
ветра над неровной поверхностью возникает разница в дав¬
лении в
различных
частях волнового
профиля, что спо¬
собствует передаче энергии волне; 2) при турбулентном
ветре система двигающихся
к олебаний давле ния
может
взаимодействовать с водой посредством резонанса Этот
сложный спектр О. в., однажды образованный, движется
из
района возникновения и потом переходит
в
зыбь.
Зыбь. Высокие длинные О. в. вследствие значитель¬
ной энергии, являющейся функцией их высоты и периода,
могут проходить большие расстояния. По мере продви¬
жения
от
района возникновения они медленно теряют
высоту,
в основном вследствие перераспределения
их энер¬
гии
на
расширяющиеся районы океана, но сохраняют
постоянной свою длину. Высота О. в. обычно уменьшается
наполовину после прохождения 1000 миль от района
зарождения, причем скорость затухания уменьшается
постепенно с
увеличением расстояния. У побережья Кали¬
форнии были зарегистрированы О. в. ,
зародившиеся
в
7000 милях от него, в южной части Тихого океана; эти
волны зыби приходили с периодом 12—18 с.
При большом удалении от центра возникновения О. в .
постепенно приближаются к синусоидальным волнам на
глубокой воде, описанным Эри и Стоксом. Скорость этих
волн на глубокой воде при л/ь ►> 0,5 зависит только от
их длины. Хотя волна распространяется быстро, частицы
воды
передвигаются
намного
медленнее;
их
скорость
зависит от периода и высоты волны.
Каждая частица
воды описывает полную,
почти
круговую, орбиту с прохо¬
дом каждой волны, перемещаясь в направлении движения
волны со скоростью, пропорциональной квадрату кру¬
тизны волны на поверхности. Это и есть скорость переноса
массы. Проникновение ветровых волн вниз очень огра¬
н иченн о;
их
амплитуда уменьшается вдвое на глубине,
равной г!% длины волны, а на глубине, равной \г12 длины
волны, она составляет только
х/12 4оо часть от амплитуды
на поверхности моря.
Ветровые
волны
на
мелководье.
Характеристики О. в ., за исключением их периода, меня¬
ются при входе их на мелководье. Другим важным явле¬
нием при входе О. в . на мелководье является их рефракция—
процесс, зависящий от длины волны,
направления
под¬
хода со стороны глубокой воды
и
подводного
рель¬
ефа. Этот процесс является
причиной концентрации
энергии О.
в.
на специфических участках прибрежных
районов со сложным
рельефом дна. Когда волна входит
на глубину, равную примерно 4/3 высоты волны, она раз¬
рушается, образуя буруны. Характер разрушения волны
определяется также ее крутизной и уклонами дна пляжа.
В тех районах, где часты буруны и уклоны дна невелики,
образуются широкие прибойные зоны, и именно в этих
зонах происходит большая часть движений донного мате¬
риала и имеет место волновая эрозия.
317

ОКЕАНИЧЕСКИЕ
Прибойные биения ($иг! Ьеа1). О . в . с
пери¬
одом, примерно в 10 раз превышающим период обычных
О. в., были выделены Манком и Танкером на мелководье.
Эти низкочастотные волны идут в сторону берега,
идосих
пор еще нет достаточно удовлетворительного объяснения
их природы. По-видимому, такие волны каким-то образом
связаны со взаимодействием нормальных ветровых волн
и низкочастотных волн.
Рябь,
капиллярные волны. По другую
сторону шкалы длин волн находятся мелкие волны —
рябь. Длина их настолько незначительна,
что они опре¬
деляются
соотношением
поверхностного
на тяжени я
и
плотности
воды.
Наличие ряби на поверхности
моря
формирует шероховатость поверхности моря, которая
в
св ою
очередь обусловливает трение ветра над водой.
Образование более длинных ветровых волн, возможно,
облегчается наличием мелких волн ряби на водной по¬
верхности.
О. в., возникающие при экстремальных погодных усло¬
виях. О. в ., возникающие при необычных погодных усло¬
виях, могут иметь большое значение в определенных
районах.
Волнами этого типа являются микросейсмы.
Их можно использовать для предсказания приближа¬
ющихся штормов.
Микросейсмы.
Была найдена близкая связь
между периодом О. в. и микросейсмическими волнами,
записанными на сейсмографе. Период микросейсм равен
половине периода штормовой волны, причем и тот, и дру¬
гой вид волн имеют свой спектр. Сначала было трудно по¬
нять, как поверхностные О. в. могут оказывать воздействие
на дно и вызывать микросейсмы, но Лонге-Хиггинс пока¬
зал, что когда две группы волн одинакового периода, но
неодинаковой высоты встречаются фронтальной частью,
они взаимодействуют и вызывают возмущения давления
на дне, что в свою очередь вызывает микросейсмы.
Две группы волн могут встретиться фронтальной
частью, если ряд волн отражается от приглубого берега
или если происходит неожиданное изменение направления
ве тра
в
небольших
интенсивных
депр есси ях,
которые
быстро перемещаются. Микросейсмы распространяются
на мно го
быстрее по земной коре, чем на поверхности моря,
и
п оэто му
могут быть зарегистрированы раньше.
Зыбь.
Вычтем из уровенной кривой приливное
колебание. Тогда при определенных обстоятельствах
получающийся остаток может быть
об ъяснен
наличием
зыби.
Рост отмеченной
зыби
происход ит
при урагане,
который продвигается через широкий мелководный шель¬
фовый район, как, например, вдоль атлантического побе¬
режья США. Такая зыбь вызывает медленный подъем
уровня воды, затем следует резкий подъем на 3 или 4 м
(стадия урагана) в течение 2,5—5 ч, после прохождения
урагана наблюдается повторная зыбь. Зыбь в Северном
море обусловливается мелководьем и закрытым характером
бассейна и наблюдается при движении глубоких депрессий
с критической скоростью в юго-восточном направлении
через море, от Северной Шотландии до Южной Дании.
Зыбь образует О. в ., продвигающиеся в направлении против
часовой стрелки по морю примерно с такой же скоростью,
как и приливная волна. Она может поднимать уроэень
воды на 3 м выше предсказанного прилива, но, к счастью,
по необъяснимым причинам такая высокая зыбь не сов¬
падает с полной водой. Тем не менее зыбь может вызывать
разрушения на низком побережье Северного моря, что
было ярко продемонстрировано в 1953 г., когда уровень
Северного моря поднялся в среднем на 60 см и держался
в таком состоянии примерно 12 ч.
Волны, зависящие от свойств воды (внутренние вол¬
ны). Менее заметное, но все же значительное явление
представляют собой внутренние волны, которые образуются
на границе раздела между двумя слоями воды различной
плотности. Скорость у них обычно бывает меньше, чем
у поверхностных волн, но они могут обладать большой
амплитудой. Такие внутренние волны могут быть вызваны
различными процессами,
происходящими
на
границе
раздела резко отличающихся водных масс, например:
переносом пресной воды над соленой водой, изменениями
атмосферного давления, сильными ветрами. Некоторые
внутренние
волны
могут быть
вызваны
приливными
движениями, так как эти внутренние волны имеют тот же
период, что и приливы. Внутренние волны могут быть заме¬
чены по ритмическим изменениям температуры на глубине.
Перемещения термоклина могут происходить на глубинах
до 18 м, например, около побережья Калифорнии, где
средняя высота волны была 168 см, а средний период
—
7,3
мин.
Поверхностные явления — слики
—
образуют
узкую полосу менее взволнованной воды; обычно такое
явле ние
наблюдается над опускающимся термоклином
и
связано с
циркуляцией воды, вызванной внутренней
волной.
О. в.,
вызванные подводными движениями земной
коры (цунами). Подводные опускания или движения зем¬
ной коры вызывают долгопериодные волны в океане. Длина
таких волн может достигать 100 миль, а их скорость
—
472 миль/ч при глубине 4500 м (практически средняя
глубина океана). Волны такого типа,
вызванные земле¬
тря сени ем
южнее
Чили, прошли через Тихий океан и
пр ичин или боль шие р азру шени я
в Японии, Новой Гвинее
и Сиднее. Такие волны, подобно обычным ветровым волнам,
преломляются, и это
следует иметь в виду, чтобы учесть
их изменение в различных местах вдоль побережья.
О. в.,
возникающие под влиянием движений планет
(приливы). Наиболее регулярные О. в. ,
которые
легче
всего предсказать,
—
это
волны,
вызванные дв ижен ием
Земли, Луны и Солнца. Подобно цунами, длина их дости¬
гает большой величины и
скорость зависит только от глу¬
бины воды (с2 =
^). В тех районах, где океан имеет доста¬
точные размеры для свободного колебания, подобного
приливному, может иметь место явление резонанса. Так
образуются стоячие колебания. Они изменяются вращением
Земли и становятся амфидромической системой. В таких
случаях прилив движется вокруг амфидромической точки
в направлении против часовой стрелки в северном полу¬
шарии и по часовой стрелке в южном полушарии.
Такая приливная волна имеет много общих черт с посту¬
пательной волной. Максимальный поток в направлении
распространения наблюдается при полной воде и обратное
движение
—
при малой воде. Поскольку океаны по-раз¬
ному реагируют на различные приливообразующие силы,
в них
развиваются различные типы приливов. Так, в Атлан¬
тике
полусуточные приливы наиболее часты, а в некоторых
частях Тихого океана преобладают смешанные и суточные
приливы.
Заключение. О . в. были описаны в соответствии с ме ¬
ханизмом их
образования, но их также можно классифи¬
цировать по длинам. Наиболее короткие О. в. с
периодом
до1/2мин, включающие рябь и ветровые волны, довольно
часты. О . в. промежуточной длины с периодами от
1/2мин
до нескольких часов относительно редки; они включают
цунами, зыбь и прибойные биения (зиг! Ъеа1). Однако
наиболее длинные О. в . с периодом 12 ч или одни сутки
(приливы) являются самыми распространенными на земном
шаре. Таким образом, поверхность океана и подповерх¬
ност ные
воды
оказываются
под воздействием большого
количества различных волновых явленийх.
К. А. М. КИНГ
См. та кже Приливы; Цунами.
318

ОКЕАНОГРАФИЧЕСКИЕ
Прим. ред.
1
Важным вкладом в исследования вол¬
нения было уравнение баланса энергии волн, впервые
введенное В. М. Маккавеевым (см. Маккавеев В. М .
О процессах возрастания и затухания волн малой длины
и о зависимости высоты их от
расстояния по наветренному
направ лению.
—
Тр. ГГИ, 1937, вып. 5, с. 3—15). Создание
модели уникального штормового бассейна, опыты по нарас¬
танию волн, разработка теории нарастания высоты и длины
волны, построение физико-математической основы расчета
элементов волн по заданной скорости ветра, времени дей¬
ствия вет ра
и заданным местным условиям (глубине моря
и
разгону) —вот далеко не полный перечень эксперимен¬
тальных
и
теоретических
работ, которые выполнены
В. В. Шулейкиным и его
учениками(см.Шулейк инВ.В.
Физика моря. Изд. 4-е. М ., «Наука», 1968).
Все возрастающий объем инструментальных наблюдений
стимулировал
развитие
новых
разделов
—
статистики
ветрового волнения и спектральной теории ветровых волн
(Лонг е-Х и г г и н с М. С. Статистический анализ слу¬
чайной движущейся поверхности.
—
В кн.: «Ветровые
волны».
М.,
1962; Крылов Ю. М . Статистическая
теория и расчет морских ветровых волн. [Ч. 1].—Тр. ГОИН,
1956, вып. 33 (45), с.
5—79; [Ч. 2].
—
Тр. ГОИН, 1958,
вып. 42, с. 3—88; Стрекалов С. С . К определению
аналитического вида энергетического спектра развитого
волнения.
—
«Океанология», 1961, No 3, с. 439).
Ученым ряда стран в последнее время удалось раскрыть
с помощью идей теории турбулентности некоторые новые
с тор оны природ ы ветр овых вол н. В
первую очередь должны
быть отмечены идеи Филлипса о резонансном механизме
возбуждения ветровых волн турбулентными пульсациями
атмосферного давления (Филлипс О. М . Динамика
верхнего слоя океана. М ., «Мир», 1969) и исследования
нелинейных эффектов взаимодействия волн с атмосферой
турбулентностью Хассельмана, Лонге-Хиггинса и других
(Нелинейная теория распространения
волн.
Под ред.
Г.И.Баренблатта.М.,«Мир»,1970).
Первые успехи достигнуты и в описании перемежа¬
ющейся морской турбулентности, связанной с сущест¬
вованием
в
океане
вну тр енн их
в олн
(Монин А. С .
О турбулентных потоках массы в океанах. —ДАН СССР,
1970, т. 193, No 5, с. 1038 —1040).
ОКЕАНИЧЕСКИЕ ПРИРОДНЫЕ ЗОНЫ—см. Природ¬
ные зоны в океане.
ОКЕАНИЧЕСКИХ ТЕЧЕНИЙ ДИНАМИКА—см . Дина¬
мика океанических течений.
ОКЕАНИЧЕСКОЕ ПОДНЯТИЕ
Общепринятое определение О. п.
—
«длинное и
широ¬
кое возвышение глубокого морского дна, которое подни¬
мается отлого и ровно» (Вайземан и Овей, 1953). Опыт
показал, что это определение не совсем правильное,
и,
по
выводу Хизена и др. (1959), О.
п.
лучше определять
как
«обширный район, измеряемый в сотнях
ми ль,
не
св язанны й и
не входящий в срединно-океанический хре¬
бет и не соединенный с подножием материкового склона,
который поднимается на несколько сотен морских саженей
над окружающим абиссальным дном». Рельеф О. п. колеб¬
лется
от
пологого до сильно
изрезанного [см. Рельеф
океанического дна
{терминология и номенклатура) ].
.
,
ОКЕАНОГРАФИЧЕСКИЕ СУДА
Проектирование. Исследовательское судно служит для
океанографа рабочей платформой. Его назначением явля¬
ется доставка и обеспечение пребывания в море ученых и
приборов с целью проведения исследований. Оно пред¬
ставляет собой наиболее важное и дорогостоящее иссле¬
довательское средство
океанографа.
Основной
мерой
эффективности судна является объем
научных работ,
которые могут выполняться с него в различных условиях
в
открытом океане в отрыве от береговой базы. Подобные
суда должны поэтому характеризоваться мореходностью,
надежностью, маневренностью, достаточной скоростью и,
конечно, быть экономичными в эксплуатации и иметь
небольшую первоначальную стои мос ть .
Задача проекти¬
рования судов, предназначенных единственно для
про¬
ведения исследований,
стала одной из задач,
которым
судостроители уделяют серьезное внимание в последние
годы. На
судах, привлекаемых для исследований, отно¬
сящихся к ряду дисциплин, должна предусматриваться
возможность изменения состава устанавливаемого обо¬
рудования и многоцелевого использования имеющихся
рабочих площадей. Более крупные суда могут в одном и
том
же
рейсе выполнять исследования
по
нес ко льк им
дисциплинам, в то время как возможности
судов меньших
размеров
в этом отношении
ограничены.
Специфические требования, в соо тветс твии с кото рыми
проектируются и строятся для решения основных задач
исследовательские суда узко целевого назначения, в том
числе
исследовательские
подводные
лодки,
обитаемые
буи, суда для рыбопромысловых исследований, специаль¬
ные
суда для транспортировки
и
обслуживания погружа¬
емых
глубоководных аппаратов, буровые суда и, наконец,
обычные съемочные
суда, нередко ограничивают экономи¬
ческую целесообразность их использования для
работ
по
многим
дисц ипли нам
при
пров едени и
классических
научных исследований. С переходом в океанографии от
описательных съемок к более
подробному и непрерывному
изучению наблюдаемых явлений при разработке программ
классических
научных исследований стало предусматри¬
ваться эффективное использование всех новых методов и
специализированной аппаратуры. В связи с этим в послед¬
нее десятилетие важное значение
придается проектирова¬
нию исследовательских судов со сменным оборудованием,
что обеспечивает применение наиболее
крупных измери¬
тельных систем и таких средств, например,
как
верто леты,
погружаемые
глубоководные аппараты, большие буи,
устройства для глубокого бурения.
Хотя исследовательское судно само по себе никогда
не сможет ограничивать рамки научного исследования,
указанное требование ставит
перед проектантом
почти
невыполнимую задачу. Опыт показывает, что требованиям
океанографов присуще гораздо более быстрое развитие,
чем возможностям проектирования
и
строительства судов,
а также финансирования соответствующих работ.
История. Принято считать, что современная океано¬
графия получила начало с кругосветного плавания бри¬
танского исследовательского судна «Челленджер» в 1872—
1876 гг. Выдающиеся плавания имели место и до этого
похода,
например,
такие
как плавания
английских
судов «Эндевор» под командованием капитана Кука и
научным руководством Джозефа Бенкса (1768—1771) и
«Бигль» при участии Дарвина (1831—1836),
но ни в одной
научной экспедиции до экспедиции на судне «Челленд¬
жер» не предпринималось попыток систематического
изу¬
чения толщи и пространств Мирового океана с точки
зрения химических, физических и биологических свойств
вод.
«Челленджер»
—
корвет
водоизмещением 2305 т
со вспомогательным двигателем в 1234 л. с . За три с поло¬
319

ОКЕАНОГРАФИЧЕСКИЕ
виной года судно прошло 69 000 миль по Атлантическому,
Индийскому и Тихому океанам, спускаясь к Ю вплоть
до Антарктического ледового барьера. Плавание «Чел-
ленджера» открыло эру исследовательских океанографи¬
ческих плаваний, которая в определенном смысле в наши
дни, спустя 90 лет, подходит к концу, поскольку начата
непрерывная работа более детального характера.
В 1877 г. на паровом судне Береговой охраны США,
работавшем под научным руководством Александра Агас¬
сиса, пеньковый трос был заменен металлическим тросом
при драгировании дна в Северной Атлантике и Мексикан¬
ском
зал.
Начиная с 1885 г. Альберт I, принц Монакский,
проводил широкие исследования Средиземного моря и
Северной Атлантики на своих яхтах: «Иронделль», «Прин¬
цесса Алиса», «Иронделль II» и «Принцесса Алиса II».
В 1886 г.
С. О. Макаров предпринял трехлетнюю
кругосветную экспедицию на паровом корвете «Витязь»
для определения температуры и удельного веса воды,
особенно в северной части Тихого океана. Плавание Нан¬
сена в Северном Ледовитом океане на «Фраме» (1893—1896)
подтвердило подвижность льдов в Арктическом бассейне.
В 1905 г.
институт Карнеги в Вашингтоне приступил к все¬
стороннему во всемирном масштабе изучению магнитного
и электрического
полей и химических свойств океанов на
немагнитном судне «Галилей», а с 1909 по 1929 г. на не¬
магнитном судне «Карнеги».1
Экспедиция н а немецком
исследовательском
судне
«Метеор» в Северной и Южной Атлантике с 1925 по 1927 г.
дала основные сведения по общей циркуляции в Атлантике.
«Метеор»
—
вспомогательное
паровое судно
водоизмеще¬
нием 1200 т с экипажем 114 человек. Его работы вместе
с работами других известных судов, например «Дисковери»,
«Дисковери II», «Дана», «Эксплорер» и «У. Скорсби»,
составили очень важный этап исследований океана, когда
экспедиции снаряжались правительствами, направлялись
в длительные плавания и по возвращении расформировы¬
вались, после чего внимание ученых направлялось на обра¬
ботку научных материалов плаваний.
После второй мировой войны, кроме кругосветных
плаваний
шведского
судна «Альбатрос»,
датского
—
«Галатея», британского
—
«Дисковери II» и судна Ламонт-
ской геологической обсерватории Колумбийского универ¬
ситета «Вема», важное значение имели усилия, направлен¬
ные на изучение антарктических вод (в период МГГ и
позднее),
и
Международная Индоокеанская экспедиция,
а также становящиеся обычными в океанографии отдельные
непродолжительные
плавания с целью выполнения систе¬
матических исследований и решения конкретных научных
задач.
Новые суда. За последние несколько лет много новых
судов построено для
замены
устаревших.
В Велико¬
британии новое судно «Дисковери» водоизмещением 2800 т
заменило паровое судно «Дисковери И» (1736 т), построен¬
ноев1929г.ФРГв1964г.
спустила
на
воду новый «Метеор».
В США после 1960 г. построено несколько имеющих
важное значение новых судов. Особый интерес представляет
судно «Атлантис II» (2300 т), введенное в состав исследо¬
вательского
флота,
нач ало
которому
было положено
350-тонным кэчем «Атлантис», построенным в 1930 г. На
«Атлантисе II» могут размещаться 25 ученых при постоян¬
ном экипаже из 30 человек; площадь закрытых помещений
научных лабораторий соста вляет
3200 кв.
футов. Новое
судно приводится в движение двумя прямоточными паро¬
выми машинами с непосредственной передачей на свои
винты, при этом все другие механизмы находятся в звуко¬
изолированных помещениях или установлены на фунда¬
ментах со звуковой изоляцией, чем обеспечивается возмож¬
ность проведения гидроакустических измерений (в режиме
«тишины»,—Ред.) . При проектировании «Атлантиса II»
особое внимание было уделено обеспечению возможности
изменения состава его
оборудования для удовлетворения
будущих требований. В частности, обеспечены возмож¬
ности обслуживания и транспортировки глубоководного
исследовательского аппарата среднего размера (15 т),
а также бурения в мелководных районах через колодец
в
диаметральной плоскости судна.
Интересно отметить,
сопоставляя «Атлантис II», построенный в 1963 г., и «Чел-
ленджер», построенный в 1872 г., что их водоизмещения
и мощности примерно одинаковы. За первый год работы
«Атлантис II» прошел 41 800 миль, что составляет две
трети пути, пройденного «Челленджером» за все трехго¬
дичное плавание.
2
Перспективы. Основой успешного проектирования ис¬
следовательского судна является обеспечение способности
его
работать с использованием новейших достижений
в области методов научных исследований океана. Напри¬
мер, развитие погружающихся глубоководных аппаратов,
особенно во Франции и США, выдвинуло требование обеспе¬
чения на исследовательских судах возможностей для подъ¬
ема таких
аппаратов из воды с целью их обслуживания
при сильном волнении.
Возможности для б езоп асно го
подъема аппаратов весом до 100 т при сильном волнении
должны предусматриваться на многоцелевых, т. е ., вообще
говоря, на обычных, исследовательских судах, поскольку
нецелесообразно и экономически нерентабельно строить
судно, предназначенное для выполнения только этой един¬
ственной
задачи.
Правильнее рассматривать погружа¬
ющиеся глубоководные аппараты как еще одно из средств
исследования океана,
используемое тогда и там, когда
и где это требуется в соответствии с условиями и задачами
исследований.
Будет уделяться внимание использованию подводных
лодок как основных исследовательских судов. В настоящее
время в Монако и
Калифорнии используются обитаемые
океанские станции, напоминающие большие буи. Неболь¬
шие суда на подводных крыльях явятся эффективным
средством проведения съемок в кратчайшие сроки и ведения
разведки
с
использованием
измерительных устройств
с непрерывной регистрацией.
Обычные исследовательские суда и некоторые спе¬
циальные суда, на которых обеспечивается точное управ¬
ление маневрированием, будут использоваться для работ
с разнообразным тяжелым оборудованием при постановке
буев на длительные сроки, при взятии колонок грунта и
бурении, при проведении опытов с бентосными организ¬
мами, при установке на дне измерительных устройств,
а также при работах с буксируемыми измерительными
устройствами большого веса на глубинах 6000 м и более.
На таких судах должны устанавливаться и работать уст¬
ройства для сбора и регистрации больших объемов данных
с вычислительными машинами для анализа данных.
По заказу ВМС США недавно выполнены работы, напра¬
вленные на обоснование путей использования торговых
судов в качестве платформ для попутных исследований
с установкой на них автоматической аппаратуры. Такой
подход, очевидно, окажется целесообразным, если решение
научных задач попутных исследований и работа измери¬
тельных средств не будут мешать выполнению грузовыми
и пассажирскими судами их основных задач.
р. С . ЭДВАРД
Прим. ред.
1
К важнейшим исследовательским рей¬
сам, несомненно, также следует отнести плавание Северным
морским путем
«Мод»
(1918—1925),
«Сибирякова»
(1932), впервые совершившего сквозное плавание от Мур¬
манска до Владивостока за одну навигацию, и «Георгия
320

ОКЕАНОГРАФ И Ч ЕСК И Е
Седова» (1938—1939), совершившего дрейф через Аркти¬
ческий бассейн.
2
Среди лучших океанографических судов мира п о
справедливости
могут быть
названы
э/'с
«Витязь»,
д/э «Обь», э/с «Севастополь», «Михаил Ломоносов», «Про¬
фессор Визе», «Профессор Зубов», «Академик Курчатов»,
э/с «Юрий Гагарин» и многие
другие.
Советский Союз
уделяет большое внимание постройке новых
исследова¬
тельских
судов,
кото рые
могут выполнять
обширный
объем исследований.
ОКЕАНОГРАФИЧЕСКИЕ СЪЕМКИ
Систематический и согласованный сбор данных наблю¬
дения за морем начат благодаря усилиям Мэттью Фонтена
Мори, который в 1853 г. предложил систему международ¬
ного обмена информацией, касающейся мореплавания.
Предложенная им
система,
предусматривающая
обмен
стандартными сообщениями о результатах наблюдения,
заносимых в судовые журналы торговых судов, стала осно¬
вой деятельности гидрографических служб. Этот и другие
виды деятельности, направленные на обеспечение безопас¬
ности мореплавания, привели к накоплению большого
количества данных о температуре, течениях, приливах и
метеорологических условиях в районах судоходных путей.
Решение проблемы изучения явлений в пове рхно стны х
и
глубинных слоях удаленных районов
океана
стало
задачей более поздних океанографических экспедиций.
Первой из таких экспедиций была большая глубоко¬
водная экспедиция на британском корвете «Челленджер»,
выполнившая всесторонние океанографические изыскания
в Атлантическом, Тихом и Индийском океанах в 1872—
1876 гг. Эта экспедиция проводилась под научным руковод¬
ством Уайвилла Томсона; результаты этой экспедиции,
изданные Томсоном и Джоном Мёрреем в 50 томах, соста¬
вили основы наших знаний о физических, химических,
батиметрических, геологических и биологических условиях
в открытом океане.
Вюст (1964) обобщил основные сведения о глубоковод¬
ных экспедициях (табл. 1). Первый период океанографи¬
ч ес ких ис следований, начатый экспедицией н а «Челленд-
Таблица 1. Основные океанографические экспедиции (1873 — 1960) (по Вюсту, 1964, с некоторыми уточнениями)
Название судна
Националь¬
ная
пр инадл еж¬
Период
плаван ия
Гоннаж
Океан
ность
Основные направления
исследований
1а.
Период открытий (1873 — 1914)
«Челленджер»
Великобрита
1873 -1876
2 306
Атлантическлй,
Индий¬
Биология, физика,
геоло-
ния
ский, Тихий
гия
«Газелль»
Германия
1874 — 1876
1 900
Атлантический,
Индий¬
ский, Тихий
Физика
«Блэк»
США
1877 — 1886
400
Атлантический
(Гольф¬
стрим)
Сев. часть Атлантического
Физика, течения
«Альбатрос»
США
1887 — 1888
Биология, физика
«Националь»
Германия
1889
854
Сев. часть Атлантического
Планктон
«Фрам»
Норвегия
1893 — 1896
530
Северный Ледовитый
Физика
«Вальдивия»
Германия
1898 — 1899
2 176
Атлантический,
Индий¬
ский
Сев. часть Атлантического
Биология больших глубин
«Принцесса Алиса» и «Прин¬
цесса Алиса II»,
«Ирон-
делль» и «Иронделль II»
Монако
1888 — 1922
—
Биология
«Гаусс»
Германия
1901 — 1903
1 332
Атлантический,
Индий¬
ский, воды Антарктики
Физика, география
«Планет»
Германия
1906 — 1907
650
Атлантический,
Индий¬
ский, зап. часть Тихого
Физика
«Дёйчланд»
Германия
1911 — 1912
598
Атлантический, воды Ан¬
тарктики
Физика
16. Переход к систематическому изучению (1904 — 1924)
«Микаэл Саре»
Норвегия
1904 — 1913
226
Норвежское
море,
сев.
часть Атлантического
Физика
. «Армауэр Хансен»
Норвегия
с 1913
53
Норвежское
море,
сев.
часть Атлантического
Физика
II. Период систематического изучения научными экспедициями (1925 — 1940)
«Метеор»
Германия
1925 — 1927
1 178
Атлантический
(65° ю.,
Физика, химия, метеороло-
20° с.)
гия, геология, биология
«Манею»
Япония
1925 — 1938
900
Тихий
Физика, химия
«Метеор»
Германия
1929 — 1938
1 178
Исландско-Гренландские
воды
Физика,
химия,
биология
«Симпу-Мару»
Япония
1927 — 1930
125
Японское море
Физика,
химия,
биология
«Дана» и «Дана II»
Дания
1921 — 1935
«Дана II»
Атлантический,
Индий¬
Биология, физика
360
ский, Тихий
«Карнеги»
США
1928 — 1929
568
Тихий
Физика, биология, осадки
«В. Снеллиус»
Нидерланды
1929 — 1930
1 055
Индонезийские моря
Геология, физика, химия
«Дисковери»
и
«Дискове-
Великобрита¬
1930
«Диско¬
Воды Антарктики
Физика, биология
ри II»
ния
вери II»
2 100
«Атлантис»
США
1930
460
Сев. часть Атлантического
Физика, химия
«Рёфу-Мару»
Япония
1937
1 206
Тихий
Физика
«Ь. В. Скриппс»
США
1938
140
Тихий
Физика. химия, геология
«Алтаир»
Германия
1938
4 000
Атлантический
(Гольф¬
стрим)
Физика, течения
«Георгий Седов»
СССР
1938 — 1939
1 538
Северный Ледовитый
Физика
11
Заказ 406
321

ОКЕАНОГРАФИЧЕСКИЕ
Продолжение табл. 1
Националь¬
Название судна
ная
пр инадлеж¬
Период
пл авания
Тоннаж
Океан
Основные направления
исследова ний
ность
И 1а. Период геологических, геофизических, биологических и океанографических исследований новыми методами
«Альбатрос»
Швеция
1947 — 1948
(1947 — 1956)
1 450
Атлантический,
ский
Тихий
Индий-
Геология, физика
«Галатея»
Дания
1950 — 1952
1 600
Биология абиссальных глу¬
«Атлантис»
США
1947
460
Атлантический
бин
Физика, геофизика
«Антон Дорн»
ФРГ
1955 — 1956
999
Сев. часть Атлантического
Биология, физика
«Вема»
США
1953
734
Атлантический,
Индий-
Геофизика, геология
«Спенсер Ф. Бэрд»
США
1950
900
ский, Тихий
Тихий
Геофизика, геология
«Хорайзен»
США
1950
900
Тихий
Геология, биология
Шб. Период синоптических съемок ограниченных районов океана (1950)
«Атлантис» и др.
США
1950 (1956)
Атлантический
(Гольф*
Физика, динамика (опера*
стрим)
ция Кабот)
IV. Период международного исследовательского сотрудничества (начиная с 1957 г.)
«Крофорд»
США
1957 — 1959
350
Атлантический (МГГ)
Физика, химия
«Атлантис»
США
1957 — 1959
460
Атлантический (МГГ)
Физика, химия
«Дисковери II»
Великобрита-
1957 — 1959
2 100
Атлантический (МГГ)
Физика, химия
«Капитан Канепа»
Аргентина
1957 — 1959
1 000
Атлантический (МГГ)
Физика
«Гаусс»
ФРГ
1957 — 1959
800
Сев. часть Атлантического
Физика
(программа изучения по¬
лярного фронта и перели¬
ва вод)
«АНТОН Дорн»
ФРГ
1957 — 1960
1 000
Сев. часть Атлантического
(программа
изучения по¬
лярного фронта и перели¬
ва вод)
Биология, физика
«Эксплорер» и др.
Великобрита¬
ния
1957 — 1960
200
Сев. часть Атлантического
(программа
изучения по¬
лярного фронта и перели¬
ва вод)
Биология, физика
«Витязь»
СССР
1957 — 1960
5 700
Все моря (МГГ)
Физика, химия, биология,
геология желобов
Различные
исследователь¬
ские суда
Япония,
США,
Канада
1955 — 1960
Тихий (МГГ)
Физика, биология
«Михаил Ломоносов»
СССР
1957 — 1960
6 000
Все моря (МГГ)
Физика, химия, биология
«Обь»
СССР
1957 — 1960
1 200
Воды Антарктики (МГГ)
Физика, химия, биология
«Чейн»
США
1958 — 1960
2 100
Атлантический,
Индий¬
ский
Геофизика, физика
«Арго»
США
1959-1960
2 079
Тихий, Индийский
Геофизика, физика
«Ю. М . Шокальский»
СССР
1960
3 600
Все моря
Физика, метеорология
«А. И . Воейков»
СССР
1959
3 600
Все моря
Физика, метеорология
«Полюс»
СССР
1959
5 000
Все моря
Физика
«Лена»
СССР
1958
12 600
Полярные моря
Физика, метеорология
«Северянка»
СССР
1958
1 050
Все моря
Подводная лодка для океа¬
нографических
исследова¬
ний; физика, биолргия
Различные суда
Междунар.
1958
Индийский
Физика, геофизика, биоло¬
гия, химия, геология, ме¬
теорология
жере», назван им
«эрой обследования (открытий)». Отчеты
об этих ранних экспедициях дают первую картину рель¬
ефа дна, стратификации и циркуляции водных масс и
условий жизни в океанах.
Неизвестными героями этого времени были экипажи
различных судов гидрографической службы, в частн ости
экипажи
тех
кораблей английского военно-морского
флота, которые систематически наносили на карты рельеф
дна Мирового океана, границы шельфов, береговые линии,
рифы, для того, чтобы сделать обследованные районы
безопасными для мореплавания. Хотя и не во всех райо¬
нах, промерные галсы этих кораблей имели достаточную
частоту; их работа была настолько точной, что даже в наши
дни,
ко гда
изм ерения
ведутся с помощью электронной
аппаратуры, полученные ими данные об океанах не поте¬
ряли ценности [см. Океаны (границы, определения, раз-
меры)]. Многие военные корабли (как и многие торговые
суда) осуществляли наблюдение за метеорологическими
условиями, измеряли температуру воды и т. д. На навига¬
ционные карты
на носил ись
данные
о
пробах грунта,
взятых со дна, а многие из добытых ранее образцов грунта
до сих пор хранятся
в
Британском музее.
Обычно принято обозначать океанографические экспе¬
диции и давать
заглавия
отчетам
о них
по названиям
судов,
на
которых проводились экспедиции. В течение
эт ого р а н не г о периода океанографических работ значи¬
тельный вклад в общие познания об океане внесли немец¬
кие экспедиции на судах «Газелль», «Националь», «Валь¬
дивия», «Гаусс», «Планет» и «Дёйчланд». В тот же период
работали американские экспедиции
на
судах
«Блэк»
и
«Альбатрос» в Атлантике, Карибском море и северной
части Тихого океана.
В 1886—1889 гг.
русский корвет
«Витязь» совершил кругосветное плавание,
за
время
которого были проведены важные физические измерения.
322

ОКЕАНОГРАФИЧЕСКИЕ
С 1884 по 1922 г.
принц Альберт I Монакский на судах
«Принцесса Алиса» и «Принцесса Алиса II» проводил
систематические биологические работы в Северной Атлан¬
тике. В Монако был учрежден специальный институт для
продолжения таких работ. Кнудсен и другие специали¬
сты, работавшие в Копенгагене, установили основн ые
взаимосвязи
между содержанием
хлора, соленостью
и
плотностью и составили таблицы, которые находят при¬
менение и в настоящее время. Около 1900 г.
странами,
имеющими выходы в Северное и Балтийское моря, был
учрежден постоянный Международный совет по исследо¬
ванию моря с целью создания научной базы для развития
промыслового рыболовства. К концу этого раннего пе¬
риода глубоководных экспедиций получил развитие центр
океанографических исследований в Бергене (Норвегия).
Экспедиции
под
началом
Нансена
и Хелланда-
Хансена подчеркнули
важность
измерения температуры
и солености с большой точностью. Использовав
полученные
этими экспедициями точные данные, И. Сандстрем и Хел-
ланд-Хансен применили теорему атмосферной циркуля¬
ции В. Бьеркнеса к океану в упрощенной форме. Так
была получена возможность осуществить расчет геостро-
фических потоков в
глубоком море по
бароклинному полю
масс,
ознаменовавший
собой
переход
от
океанографии
как описательной и статистической части
географии к океа¬
нографии как части современной геофизики.
1925—1940 гг .
характеризуются
как п ериод н ацио¬
нальных
систематических
исследований динамики океа¬
нов. В это время немецкая атлантическая экспедиция на
«Метеоре» (1925—1927 гг.) провела большие работы по
изучению стратификации и циркуляции водных масс
в
Центральной и Южной Атлантике. В ходе этой экспе¬
диции выполнялись частые станции для измерения темпе¬
ратуры, солености и
других химических
характеристик
вод на стандартных горизонтах до больших глубин.
Полученные данные были объединены с метеорологи¬
ческими
данными,
результатами измерений
течений и
эхолотных измерений глубин и послужили основой того,
что мы в настоящее время
на зы в ае м океанографическими
атласами. На рис.
1. представлен комплекс работ на глу¬
боководной станции этой экспедиции. В указанный период
многие известные экспедиции внесли свой вклад в
сокро¬
вищницу
наших
основных
познаний
об
океанах.
Эти
экспедиции перечислены
в табл. 1; там же указаны основ¬
ные направления научных работ, выполнявшихся в экспе¬
дициях.
Период, последовавший после второй мировой войны,
назван «периодом морских геологических, геофизических,
биологических и физических исследований новыми мето¬
дами».
Особое
внимание
было уделено сбору образцов
и
проведению измерений на больших абиссальных глуби¬
нах.
Использование
длинных
поршневых
грунтовых
трубок,
дающих
образцы отложений океанического дна
длиной до 20 м, стало обычным в океанографических
экспедициях, а в последнее время получили широкое при¬
менение и электронные регистраторы глубин. Геофизи¬
ческие методы и приборы заметно усовершенствованы, при
этом для изучения слоев океанического ложа под дном
стала использоваться как отражательная, так и рефрак¬
ционная взрывная сейсмологическая техника.
Наиболее близкий к нам по времени период океано¬
графических исследований был назван «периодом между¬
народного исследовательского сотрудничества».
Начиная
с
Международного геофизического года
(1957—1959)
осуществляется переход от исслед о ва н ий
океана
более
или
ме нее
независимыми
экспедициями
на
од иночны х
судах
к
систематическим
исс лед ова ниям
его
эксп еди¬
циями, насчитывающими большое количество
судов, при¬
надлежащих нередко ряду стран. В ходе международных
совместных исследований в 1962 г.
осуществлена синхрон¬
ная съемка
тропической Атлантики. В
тот же период
осуществлена Международная Индоокеанская экспедиция,
в которой принимали участие суда 14 стран.
Целями океанографической съемки являются опреде¬
ление формы морскогодна и изучение физических и химиче¬
ских
условий в океанических водах. Эти цели расширились
с повышением технической оснащенности исследований
Рис. 1. «Метеор» на глубоководной станции (по Бюсту, 1964).
1 — батометры Нансена с опрокидывающимся
термометром;
2 — посыльный груз; 3 —
измеритель течения; 4 — планктон¬
ная сеть; 5 —
переворачивающаяся рама; 6 — батометр боль¬
шого (50—200 л) объема; 7 —
грунтовая трубка; 8 —
дночерла-
тель; 9 —
якорь. На палубе; гидрологическая лебедка, метеоро¬
логические приборы, лебедка для постановки на якорь на боль¬
ших глубинах. В надстройках и твиндеке: физическая, химиче¬
ская, геологическая, метеорологическая и биологическая лабора¬
тории. Схематическая диаграмма: корабль и аппаратура в мас¬
штабе. Якорные станции выполняются периодически, в осталь¬
ных случаях наблюдения ведутся в дрейфе.
323

ОКЕАНОГРАФИЧЕСКИЕ
Рис. 2 . Новые методы непрерывной записи температуры, соле¬
ности и глубины, отраженных ультразвуковых волн для изуче¬
ния геологии дна; батометры большого объема для взятия проб
на определение концентрации
14 С и других изотопов (по Бюсту
1964).
/—
взрыв; 2 —
отражение поверхностью осадочных пород; 3 —
отражение скальным грунтом; 4 —
приемное устройство; 5 —
грунтовая трубка с термисторами; 6 —
измерение глубины с по¬
мощью эхолота; 7 —
звукорассеивающий слой; 8 — батометр
большого объема; 9 —
измеритель солености —
температуры
—
глубины; 10 —
термисторная коса; 11 — батитермограф.
и в настоящее время включают в себя определение истории
бассейнов и природы океанической коры. Для определе¬
ния структуры и циркуляции океанических вод прово¬
дится изучение
горизонтального и вертикального рас¬
пределения температуры и солености воды и растворен¬
ных
в
ней газов.
Методы О. с. В
прошлом недостаток знаний об особен¬
ностях
океана
и
примитивное устройство приборов за¬
трудняли проведение океанографических исследований.
Хотя некоторые приборы остались в основном без изме¬
нения, со времени второй мировой войны появился ряд
новых приборов и методов для глубоководных исследо¬
ваний. В нижеследующем обзоре рассматриваются цели
и задачи современных глубоководных океанографических
исследований, исключая
биологичес кие
и
метеорологи¬
че ские, и
примен яемые для
их
вы полне ния
приборы.
Обзор не претендует на полноту;
в то же время изложен¬
ное в н е м не означает, что все рас см атр ива ем ые измере¬
ния выполняются обязательно за
одну
экспедицию.
На
рис.
2 и 3 схематически показано использование некото¬
рых из рассматриваемых методов и приборов.
Навигация. Определение места в море имеет
первостепенное значение при выполнении всех океаногра¬
фических работ и взятии проб. Обычные астрономические
методы определения
места остаются основой навигации.
В последнее время применение этих методов обеспечивается
передачей по радио на коротких волнах сигналов точного
врем ени ра зличн ыми
национальными бюро стандартов.
Начиная примерно с 1950 г.
все более возрастает коли¬
чество работающих береговых радионавигационных си¬
стем. Основными из них являются система Лоран-А, си¬
стема Декка. Использование этих радионавигационных
систем обычно увеличивает точность определения места
судна. Но до сих пор еще существуют обширные районы
Мирового океана, не покрытые сетью этих систем иссле¬
дования.
В начале 60-х годов нашего столетия вошла в употре¬
бление спутниковая радионавигационная система «Тран¬
зит»; эта система все больше используется океанскими
исследовательскими судами. На судах, где возможно при¬
менение подходящих вычислительных машин для обра¬
ботки спутниковых сигналов, место судна определяется
быстро и с большой точностью на основе использования
эффекта Допплера.
Судовые радиолокаторы с дальностью действия более
25 миль вошли в общее употребление с 1950 г. и по зво¬
ляют существенно уточнить
место судна в прибрежных
глубинах (по Бюсту, 1964).
1—буй;2—
измерители течений; 3 — опознавательная веха;
4—
драга-парашют; 5 —
гидрофоны; 6 — поплавки
нейтраль¬
ной плавучести; 7 — донный фотоизмеритель течения; 8 ■ = элек¬
тромагнитный измеритель течения .
324

ОКЕАНОГРАФИЧЕСКИЕ
районах, где на
якорных буях в открытом море устано¬
влены
радиолокационные
отражатели.
Использование
системы СОФ АР для определения места судна по засеч¬
кам подаваемых им звуковых сигналов (взрывов специ¬
альных зарядов, сбрасываемых в воду с судна.
—
Прим.
ред.) береговыми ста нци ями
носит в основном экспери¬
ментальный характер.
Исследование
океанического
дна.
Эхолотный промер. На первом этапе глубоководных
исследований промер глубин океана проводился с помощью
свинцовых лотов, а с 1878 г. с помощью лота, опускаемого
на промерной лебедке Кельвина. Автоматических лотов
практически
не было до 1922 г., однако после их изобре¬
тения, вплоть до 1954 г.,
порядок измеряемых глубин
вс е еще б ыл ограниче н,
и только в последние два десяти¬
летия оказались возможными
полноценные исследования
океанического дна на больших пространствах.
Работа эхолота основана на
измерении времени про¬
хождения ультразвука от вибратора-излучателя. Ультра¬
звуковые колебания, распространяясь в воде со скоростью
1500 м/с, достигают дна и, отразившись от него, возвра¬
щаются к вибратору-приемнику. Отсчет глубин в эхолоте
производится визуальным способом по вспышке неоновой
лампы или по записи на бумаге.
Эхолотный промер при помощи современного
эхолота
в наши дни обеспечивает измерение глубин в 3000 саженей
с погрешностью ± 1 сажень.* Разрез строится вдоль истин¬
но го
пути судна; при достаточной частоте галсов могут
быть построены карты рельефа дна.
Исследование строения дна сейсмическими методами.
Используются методы преломленных и отраженных волн.
Метод отраженных волн во многом сходен с эхолоти-
рованием дна, однако применение мощных излучателей
в низкочастотной части спектра чувствительных приемни¬
ков
и
специфика приемов выделения сигналов на фоне
помех
позволяет регистрировать отражения
от горизон¬
тов, расположенных на глубине как сотен, так и несколь¬
ких тысяч
метров от океанического дна.
Дальнейшие успехи в изучении
океанического
дна
потребовали информации не только о рельефе, но и о ха¬
рактеристике слоев, слагающих дно. Для этого были при¬
влечены сейсмические методы, в
принципе
аналогичные
эхол отированию,
но
благодаря использованию других
часто т излуч ения
и
другой методике приема позволяющие
проникать в осадки, лежащие ниже океанического дна.
Приемники располагаются в буксируемой косе.
Профилирование обычно производится на ходу судна
при скорости хода от 4 до 10 узлов, что обеспечивает сни¬
жение до минимума уровня помех от
различных шумов.
Получаемые сигналы фильтруются для дальнейшего устра¬
нения «шумов» и графически воспроизводятся или делается
запись на магнитной пленке. В результате этих исследо¬
ваний получается детальная информация о геометрии
слоев и о
средней скорости распространения акустических
волн в пачках слоев.
Метод преломленных волн требует регистрации взры¬
вов на относительно больших расстояниях
и поэтому
ме¬
тодически более сложен, однако он позволяет в результате
исследования зависимости времени пробега акустических
волн в функции расстояния получить не только глубины
слоев, но и скоростную характеристику преломляющих
горизонтов.
По данным метода преломленных
волн могут
быть идентифицированы слои различных районов дна
Мирового океана.
Совместное использование всей информации о строе¬
нии
дна (профили отраженных и преломленных
волн,
магнитных
и
гравитационных съемок
и т. д.) во многом
*
Современные глубоководные эхолоты измеряют неогра¬
ниченный диапазон гл>бин. {Прим, ред,)
способствует расшифровке структуры дна и истории фор¬
мирования океанических бассейнов.
Взятие проб
грунта.
В
послевоенный
период
(после второй мировой войны) использование поршневой
трубки, разработанной Кулленбергом и модифицирован¬
ной Юингом, дало возможность получать относительно
неискаженные керны (образцы) отложений на океани¬
ческом дне длиной до 30 м. Стальная труба, утяжеленная
в
верхней части, опускается на стальном тросе. Триггер
(пусковое устройство), подвешенный отдельно примерно
на 3—10 м ниже трубы, при соприкосновении со дном
освобождает устройство для взятия керна,
которое сво¬
бодно падает на океаническое дно. Под действием собст¬
венного веса
устройство вонзается
в осадки, в то
время
как находящийся в трубе поршень остается неподвижным
на
уровне дна, тем самым уменьшая сопротивление про¬
никновению осадков во
внутреннюю полость устройства.
Такие керны обычно берутся многими океанографи¬
ческими судами для изучения процессов осадкообразова¬
ния и истории океанических бассейнов. Методами меха¬
нического
анализа
определяется
ча сто та
распределения
в отложениях частиц разных размеров;
метод ами хи м и¬
ческ ого
и
радиохимического анализа
устанавливается
вещественный состав материалов; выделение и изучение
включенных в отложения макро-
и
микроорганизмов поз¬
воляет сопоставлять влияние на осадкообразование усло¬
вий окружающей среды в современный и более ранние
периоды. Анализу подвергаются пробы, извлекаемые из
расположенных на разных уровнях частей длинных
колонок грунта в
целя х
установления геологического
возраста отложений на основе временной корреляции
данных, получаемых с
помощью
ради охи мич еск ого
ме¬
тода и метода сопоставления окаменелостей (тс!ех !о$$П
те!Ьос1), а также определения скорости осадкообразования.
Методы и оборудование для колонкового бурения,
разработанные для
нефтеразведки, уже применяются
в
настоящее
время для
взятия
образцов отложений на
океаническом
дне с проникновением в его толщу более
чем на 300 м и получат еще большее применение в буду¬
щем.
Драгирование и другие способы взятия образцов дон¬
ных пород. Драгирование с океанического ложа скальных
пород является способом, остающимся в сущности неиз¬
менным с первых дней океанографии и основывающимся
на методиках и оборудовании, заимствованных у рыбной
промышленности. Наряду с обычными драгами, исполь¬
зуются разнообразные устройства для взятия образцов,
с помощью которых со дна океана получают ненарушен¬
ные образцы большого объема (до 0,05 м3). Такие геологи¬
ческие и биологические образцы изучаются для опреде¬
ления
строения,
химического состава,
стратификации
и
свя зи
с
региональными и местными
геологическими
структурами.
Подводная фотография. Со времени второй мировой
войны подводная фотография является важным средством
глубоководных исследований. Дистанционно управляе¬
мые аппараты, заключенные в герметичные контейнеры,
с помощью океанографической лебедки и троса опускаются
на дно океана или в слои воды,
находящиеся непосред¬
ственно над ним. На глубинах более 100 м для освещения
используется электронная вспышка. Для фотографиро¬
вания применяются как фотоаппараты, так и киноаппа¬
раты, заряжаемые как черно-белой, так и цветной плен¬
кой. Применяются также стереофотоаппараты. При выпол¬
нении единичной станции с фотографированием возможно
получение до
нескол ьких сот
фотографических кадров
и до 200 футов кинопленки.
Фотоснимки океанического
дна используются для изучения биологической деятель¬
ности на океаническом дне, характера отложений и выхо¬
дов скальных пород на океаническом дне,
а также их
325

ОКЕ А НОГРАФ И Ч ЕСКИЕ
зависимостей от придонных течений и
процессов переноса.
Стереофотоснимки используются для исследования осо¬
бенностей микрорельефа океанического дна,
например,
следов ряби (прр1е шагкз).
Гравитационные и магнитные измерения. Океаногра¬
фическое съемочное судно при выполнении промерных
работ обычно ведет непрерывные гравитационные и маг¬
нитные измерения. Целесообразность совместного выпол¬
нения этих трех видов измерений определяется не только
тем, что они удобно сочетаются, но и тем, что совместное
изучение их результатов является наиболее плодотворным
для лучшего познания строения океанического дна и
лежащих под ним слоев, а также процессов
в них.
Гравитационные измерения были
впервые
осуще¬
ствлены с помощью маятникового прибора Венинг-Мей-
неса на подводных лодках в подводном положении. В не¬
давнем прошлом непрерывные на ходу измерения такого
рода стали
возможны
на более
крупных надводных
судах с помощью пружинных гравиметров. Измеряются
вариации (аномалии) ускорения свободного падения на
уровне моря. В измеренные величины вариаций, вызы¬
ваемых изменениями в распределении массы под судном,
формой Земли и центробежным ускорением вращения
Земли, вводятся поправки, зависящие от глубины океана
в местах измерения. По распределению исправленных
величин аномалий силы тяжести выявляется распределе¬
ние масс
различной плотности под океаническим дном.
Измерения с судов всех трех составляющих магнит¬
ного поля осуществляются редко, поскольку для этого
требуются
специальные
немагнитные суда4. Начиная
с 50-х годов этого столетия наиболее простые измерения
суммарной напряженности магнитного поля стали пре¬
дусматриваться как один из важнейших видов работ
программами океанографических съемок и
осуществляться
с использованием
прибора, буксируемого за судном на
значительном расстоянии во
избежание возмущающих
влияний, обусловливаемых самим судном. Величины пол¬
ного вектора магнитного поля, получаемые в результате
измерений, содержат аномальные составляющие, обусло¬
вливаемые наличием магнитных скальных пород и мине¬
ралов в земной коре до глубин, где температура дости¬
гает точки Кюри (30—40 км под дном океанов). Для вы¬
явления особенностей геологических структур магнитные
галсы в данном районе должны располагаться близко
друг к другу и прокладываться с высокой навигационной
точностью.
По результатам
таких
подробных
съемок
выявляются основные особенности структур и их важные
характеристики, однозначно не связанные с топографией
Дна.
Измерения тепловых потоков.
Измерения потоков
тепла через океаническое дно осуществляются
с океано¬
графических судов начиная с 1954 г.
Тепловой поток
вычисляется по
температурному градиенту между двумя
или
более точками вдоль щупа, забиваемого в
толщу
донного грунта,
и по теплопроводности грунта, которая
определяется
при
изучении образцов, отбираемых из
колонок грунта, добываемых с помощью грунтовых трубок.
Данные о тепловых
пото ках
могут использоваться
для вывода заключений о температуре земной коры и
мантии, а также об источниках тепла. Изучается распре¬
деление величин тепловых потоков и это распределение
сопоставляется с данными других геологических и геофизи¬
ческих измерений в целях исследования проблем формиро¬
вания отложений на океаническом дне и
структуры
океа¬
нич ес ких бассейнов .
Измерения в
воде.
Океанографическая
станция.
Особое значение при выполнении океано¬
графической съемки имеет получение данных о темпера¬
туре и солености воды
на стандартных горизонтах для
вычисления плотности и последующего анализа движения
воды. Метод получения данных о температуре
и
проб воды
при
выполнении
обычных океанографических Станций
остается неизменным на протяжении полувека, хотя как
термометры, так и методы измерения солености с тех
пор
усовершенствованы.
Одновременное измерение' темпе¬
ратуры
и взятие проб воды для определения солености
и
выполнения
других анализов
на
последовательных
горизонтах проводится с помощью батометров (емкостью
примерно 1,5 л), снабженных термометрами, которые под¬
вешиваются
к тросу
на
соответствующих расстояниях
один от другого и опускаются на этом
тросе
в
воду с таким
расчетом,
чтобы батометры оказались на горизонтах,
где необходимы измерения. После того как серия опущена
и
пр ошл о время , дос та точ ное дл я достижения термоме¬
трами теплового равновесия
с
окружающей средой, по
тросу опускается посыльный грузик
—
разрезная цилин¬
дрическая гиря с отверстием
в
центре, который по дости¬
жении самого верхнего батометра запирает краны с обеих
сторон его сквозной камеры и тем самым
фиксирует пробу
воды. В то же время опрокидывающиеся термометры пово¬
рачиваются на 180°, чем
фиксируется измеренная темпе¬
ратура,
а подвешенный под данным батометром другой
посыльный грузик начинает скольжение по тросу к еле1
дующему батометру.
Примерно до 1900 г. для глубоководных исследований
применялись термометры максимально-минимального типа,
характеризовавшиеся
сомнительной
точностью.
Около
этого времени стали применяться термометры опроки¬
дывающегося типа, а в 1925 г. был разработан принцип
опрокидывающегося термометра,
в
результате развития
которого был создан термометр современной конструк¬
ции, характеризующийся точностью ±0,01° С при пра¬
вильном применении.
Для определения солености в период между 1900
и 1960 г.
применялся метод титрования на хлор Киуд-
сена. Точность хороших определений солености поданным
титрования составляет ±0,01°/00. С 1960 г. все более широ¬
кое применение получают солемеры, основанные на прин¬
ципе измерения электрической проводимости воды, кото¬
рые,
как считается,
позволяют определять
соленость
с
то чность ю
±0,005°/оо. Потребность в
определении
солености и температуры с наибольшей степенью точности
вытекает из необходимости знать плотность с точностью
до ±0,00001 для вычисления геострофических течений
со
скоростью от нескольких сантиметров в секунду.
Геострофический метод позволяет рассчитывать поле
относительного движения в жидкости по
известному вну¬
треннему распределению давления. Динамические расчеты
постоянных глубинных геострофических течений в океане
осуществляются на этой основе по данным измерений на
океанографических станциях.
Эти данные могут также
использоваться для изучения горизонтальных перемеще¬
ний и
перемешивания
определенных
водных масс путем
прослеживания распределения
параметра,
по
которому
идентифицируются водные массы, например максимальной
солености.
Этот метод рассмотрения данных
известен
как
«метод
ядер» (под «ядрами» здесь
понимаются
замкнутые области пониженных и повышенных
значений
принятого для идентификации водных
масс параметра).
При выполнени и океанографической станции также
осуществляется взятие проб воды для определения других
химических свойств морской воды, включая содержание
в ней питательных веществ, растворенных газов, редких
элементов и т. п. [см. Морская вода (химия)].
Непрерывные измерения солености, температуры
и
давления до глубины 5000 м т зНи с помощью электри¬
ческих приборов в настоящее время становятся обычными
на исследовательских судах. Получаемые с помощью реги¬
стрирующих приборов данные, хотя и характеризуются
несколько меньшей по сравнению с данными стандарт¬
326

ОКЕАНОГРАФИЧЕСКИЕ
ных
измерений точностью, позволяют выявлять тонкие
особенности структуры, которые невозможно обнаруживать
по
дискретным данным измерений на стандартных гори¬
зонтах.
Пробы воды для радиохимических исследований. Сбор
и анализ проб морской воды для радиохимических иссле¬
дований является важным новым видом работ при выпол¬
нении океанографической съемки. Берутся, как правило,
пробы большого объема (200 л и более), которые анализи¬
руютс я дл я определения
в
морской воде как естественных,
так и
искусственных радиоактивных
изотопов. Изучение
распределения радиоизотопов в океане с
учетом их из¬
вестных
периодов распада
и
продолжительности нахо¬
ждения в океане позволяет получать данные о характере
и интенсивности
крупномасштабной циркуляции. В числе
изотопов, распределение которых изучается
с
указанной
целью,
находятся углерод-14, стронций-90, цезий-137,
тритий, радий-226, силиций-32.
Прямые (непосредственные) измерения течений. Пря¬
мые измерения течений в
море охватывают спектр
измене ¬
ний течений с
периодичностью
в пределах от нескольких
секунд, что соответствует периодичности волновых дви¬
жений, до года, что соответствует циклам этого порядка.
Поэтому методы измерения течений и методы обработки
получаемых данных должны зависеть от периодичности
изменений, представляющих интерес при исследовании.
Большая часть сведений о
поверхностных течениях,
содержащихся
в
опубликованных картах, получена в ре¬
зультате обработки статистическими методами массовых
данных навигационных определений сноса судов. Прямые
измерения океанических течений при выполнении океано¬
графических съемок и работ могут производиться методом
Эйлера, когда скорость потока, проходящего через данную
точку, определяется как функция глубины
и
времени,
и методом Лагранжа, когда прослеживаются во времени
траектории
переносимых
водных
частиц или свободно
дрейфующих предметов. В
числе
первых результатов
измерений течений были данные, полученные с помощью
прибора вертушечного типа, опускавшегося на разные
глубины с палубы судна, сто явше го на
якоре.
Такого рода
данные получаются
и ныне, однако в последние годы стало
очевидным
стремление
осуществлять
длите льную реги¬
страцию течений с использованием для этого большого
количества измерителей течений, подвешиваемых в раз¬
личных точках вдоль якорной системы поддерживающего
надводного
или
притопленного буя. Такие измерители
течений обеспечивают автономную регистрацию в течение
периодов до нескольких месяцев или передачу информа¬
ции в блок памяти надводного буя, откуда с помощью
радиопередатчика данные передаются на судовую или
береговую радиостанцию.
Большое количество данных о поверхностных тече¬
ниях получено с использованием плавучих бутылок, при¬
меняемых и теперь. Измерения глубинных течений мето¬
дом Лагранжа осуществляются в последние годы с исполь¬
зованием поплавков нейтральной плавучести, удельный
вес которых подбирается с таким расчетом, чтобы они
перемещались
на заданном
глубинном уровне вместе
с водой соответствующей плотности, Поплавки излучают
акустические сигналы,
что
обеспечивает возможность
слежения за их перемещениями с надводного судна.
Для определения траекторий движения воды под поверх¬
ностью моря также применяются надводные поплавки,
связанные тонкими линями с притопленными буйками.
Кроме того, для наблюдения за движением приповерх¬
ностных вод и процессами перемешивания в них приме¬
няются красящие вещества.
РОБЕРТ ГЕРАРД
См. также Морская геология (техника и приборы);
Океанографические суда; Океанография.
Прим. ред.1 Первые наблюдения распределения
температуры воды на глубинах относятся
ко
време ни
русской кругосветной экспедиции И. Ф . Крузенштерна
и Ю . Ф. Лисянского (1803—1806) на кораблях «Надежда»
и «Нева».
Академик Э. X . Ленц, принимавший участие
в
кругосветном
плавании
на
шлюпе
«Предприятие»
(1823—1826), также измеря л
температуры на глубинах
(с помощью
изолированного батометра). Впоследствии
результаты, полученные Ленцем, были полностью
п од¬
тверждены экспедицией на «Челленджере» (1872—1876).
Опираясь на результаты своих наблюдений, Ленц соста¬
вил близкую к современным представлениям карту рас¬
пределения солености поверхностного слоя океанов и раз¬
работал вполне
обоснованную «теорию круговращения
океанских вод», где впервые высказана и
аргумент ирована
следующая мысль:
разность
плотностей
воды
является
одной из главных причин морских
и океанических течений.
2
В настоящее время экспедиционный флот Совет¬
ского Союза пополнился самыми
современным и научно-
исследовательскими
судами,
в
число
которых
входят
пос троенные
в
1967—1970
гг.
«Академик Курчатов»,
«Профессор Визе»,
«Академик Ширшов», «Академик
Королев», «Профессор Зубов», «Академик Вернадский»
и
«Дмитрий Менделеев». Все эти корабли однотипны:
их водоизмещение 6828 т, скорость 18 узлов, автономность
плавания позволяет им изучать самые отдаленные районы
Мирового океана (запасы топлива на 75 суток). На борту
каждого из них размещено 26 лабораторий с новейшим
оборудованием, включая ЭВМ «Минск-22». Кроме того,
построены и ведут исследования
в
районах Атлантиче¬
ского, Тихого и Индийского океанов, связанные с изуче¬
нием верхних слоев атмосферы и космического простран¬
ства,
новые экспедиционные суда «Бежица», «Ристна»,
«Аксай», «Моржовец», «Кегостров», «Невель», «Боровичи»
и
крупнейшее исследовательское судно «Космонавт Влади-г
мир Комаров». Его водоизмещение 17850 т, длина 140 м,
ширина 20,6 м, осадка 8,9 м, экипаж 114 человек, науч¬
ный состав 126 человек. В 1971 г. в строй вошел флаг¬
ман научно-исследовательского
флота «Космонавт Юрий
Гагарин», а вслед за ним —
«Академик Сергей Королев».
3
Несмотря на бурное развитие океанографических
исследований, приполярные районы Мирового океана, по ,-
крытые мощными дрейфующими льдами, до второй мировой
войны в основном оставались
недоступными для иссле¬
дователей. Отдельные экспедиции на дрейфующих судах
(«Фрам», «Георгий Седов» и др.) могли дать лишь общее
представление о гидрологических особенностях вод Север¬
ного Ледовитого океана. Использование авиации, доста¬
вля вш ей
исследователей прямо на
дрейфующие льды,
позволило организовать дрейфующие научные станции
«Северный полюс», регулярно проводившие работу по
изучению гидрометеорологических
и
геофизических усло¬
вий Арктического бассейна. Эти станции ведут свое начало
от впервые высаженной в 1937 г. на Северном полюсе
«Папанинской
чет вер ки».
Сейчас
состав
дрейфующих
станций насчитывает
десятки
специалистов,
к оторые
регулярно
из года в год ведут исследования водных масс,
глубин, грунта, геоморфологии дна Арктического бассейна,
дрейфа льда, метеорологических и аэрологических усло¬
вий, геофизические исследования и т. д . С 1952 г. США
также организуют
в
Арктическом бассейне дрейфующие
станции.
К настоящему времени работа дрейфующих станций
позволила в значительной степени уточнить рельеф дна
Арктического бассейна, получить законченное предста¬
327

ОКЕАНОГРАФИЯ
вление
о
распределе нии
водных
масс,
составить
схемы
циркуляции
поверхностных
и
глубинных вод,
изучить
законы формирования ледяного покрова, дрейфа льда,
установить связи между гидрометеорологическими усло¬
виями морей Арктического бассейна и адвекцией вод из
Атлантического и Тихого океанов.
4
В 1952 г.
по
заказу СССР в Финляндии построена
единственная в мир е нема гнит ная шхуна «Заря»; начиная
с 1956 г.
«Заря» выполняет
магнитную съемку Мирового
океана, проводила попутные океанографические и метеоро¬
логические наблюдения. Экспедицией установлена связь
магнитных аномалий с особенностями строения морского
дна, подводными хребтами и поднятиями.
ОКЕАНОГРАФИЯ
О.
—
наука
о Мировом океане.
Основные напра¬
вления в О.: исследование термики вод, анализ химиче¬
ского состава океанической воды, изучение рельефа океа¬
нического дна, изучение и измерение течений, волн и при¬
ливов,
анализ
взаимодействия
океана
с
атмосферой.
Определяются физическая, биологическая, геологическая
и
химическая
характеристики моря. Все эти характери¬
стики
взаимосвязаны и взаимозависимы.
В 1902 г. в Копенгагене был создан Международный
совет по исследованию моря. С того
времени было обра¬
зовано 43 комитета
п о О. Международная ассоциация
физических наук об океане сотрудничает
с
Международ¬
ным
геодезическим
и
геофизическим союзом
(МГТС)
и совместно с ним организует регулярные объединенные
международные ассамблеи. Первый международный океа¬
нографический конгресс состоялся в Нью-Йорке в 1959 г. ,
второй
—
в Москве в 1966
г.
История. Судя по древнегреческим источникам, при¬
мерно в 1-м тыс . до н. э ., Землю считали плоским диском.
По представлениям древних Земля состояла из двух
частей —
воды (моря) и суши и была ограничена по пери¬
метру диска рекой Океанус. Представление о том, что
Земля —
диск, сохранялось (за пределами Греции) до
времен Колумба.
Согласно Геродоту, финикийцы совершили трех лет¬
нее плавание вокруг Африки в 7 в. до н. э. Отчеты этого
плавания не были признаны учеными того времени,
и
Африка по-прежнему не рассматривалась
как самостоя¬
тельный материк. Карфагенянин Ганнон в 6
в.дон.э.
проплыл вдоль западного побережья Африки до м. Паль¬
мас. К 5 в. до н. э . появилась новая карта мира Гекатея
Милетского, которая несколько отличалась от карты 1-го
тыс. до н. э . К этому времени начали исследовать моря
к В от Средиземноморья.
После похода Александра Македонского в Индию
(327—326
гг. до н.
э.) на
карту Земли были нанесены на¬
ряду с у же и звест ными Средиземным и Красным морями
Каспийское море, Персидский зал.
и
Аравийское море
(названия современные.
—
Ред.) .
Уроженец Массилии (ныне Марсель) Пифей в 4 в.
до н. э. с большой точностью определил широту своего
города. Он также описал наибольший (сизигийный) и
наименьший (квадратурный) приливы, связав их с
фазами
Луны. Пифей был одним из немногих греков, которые
совершили
в 4 в. до н. э . плавание за пределы Средизем¬
номорья
—
в
Северную Атлантику.
Теория Аристотеля о том, что Земля имеет сфериче¬
скую поверхность, была поддержана астрономом Дикеар-
хом
из Мессины и писателем Эратосфеном из Алексан¬
дрии. Дикеарх изобрел картографическую сетку, а Эра¬
тосфен определил радиус и окружность Земли.
Гиппарх
(около 129—127 г. до н. э .) ввел географические коорди¬
наты —
широту и долготу, благодаря чему мореплава¬
тели во
время своих
путешествий могли с тех
пор точно
определять положение
любой
точки
на земной поверх¬
ности.
В 20 г. н . э. Страбон в своей книге «География» обоб¬
щил результаты работ греческих географов. В 150 г. н . э.
Птолемей нанес на карту Индийский океан, Африку
и
Китай с его границами.
Предполагается, что примерно в конце 10 в. викинги
впе рв ые
пересекли
Атлантику, проплыв от Гренландии
до берегов Северо-Восточной Америки. Так как они не
вели никаких записей, об этом плавании очень мало
известно, имеются лишь некоторые археологические дан¬
ные, полученные в результате раскопок на Ньюфаунд¬
ленде и в Новой Англии.
Римляне, совершившие в торговых
и военных целях
многочисленные
плавания
в
район Средиземноморья
ив
арктические районы Европы, внесли все же куда
меньший вклад в исследования морей, чем это в свое
время сделали греки, очень мало плававшие за пределы
Средиземноморья. С падением Римской империи многие
записи о путешествиях римлян были потеряны. Немного¬
численные сведения о них, которые сохранились до нашего
времени, были собраны арабами и персами. Далее вплоть
до15в.н.э.
мор ские эк спедици и по ч т и не пред принима¬
лись.
В15в.
вновь
по явилс я
интерес
к
исследо ваниям
морей. Одним из тех, кто поднял этот интерес, был порту¬
гальский принц Генрих, основатель обсерватории и море¬
ходной школы, организатор морских экспедиций (1432—
1457) к островам
центральной части Атлантического
океана и берегам Африки, за что в 19 в.
получил прозвище
«Мореплаватель», хотя сам не плавал.
В 1497—1499 гг.
португальцами под командованием
Васко да Гама была предпринята экспедиция в Индию,
завершившая поиски морского пути
из
Европы в Индию.
Это было первое плавание европейцев вокруг Африки.
Христофор Колумб верил в то,
что Земля шарооб¬
разна, и, надеясь найти другой, более короткий, путь
в Индию, открыл Новый Свет. Испанец Васко Нуньес де
Бальбоа первым с вершины горы, находящейся на Панам¬
ском перешейке, увидел Тихий океан.
Первое кругосветное путешествие Ф. Магеллана
продолжалось почти три года. Оно было предпринято по
приказу короля Испании Карла V, для того чтобы найти
кратчайший путь к островам Пряностей в Южном море.
Магеллан предполагал, что из Атлантического океана
есть выход в Тихий океан и что он сможет обогнуть зем¬
ной шар. Его
предположения сбыл ись. Бы л от кры т про¬
лив, известный теперь как Магелланов прол.,
через кото¬
рый экспедиция прошла
в Тихий океан и направилась на
С вдоль западных берегов Южной Америки и далее через
Тихий океан. На Филиппинских о-вах Магеллан был убит
в стычке с местными жителями. Лишь одно судно —«Вик¬
тория»
—
из
пяти,
составлявших
экспедицию,
пройдя
через южную часть Индийского океана и обойдя м. Доб¬
рой Надежды, в
сентябре 1522 г.
вернулось в порт Сан-
Лукар.
Через 60 лет после плавания Магеллана Френсис
Дрейк прошел пролив между Южной Америкой и о. Огнен¬
ная Земля.
В 18 в. Дж. Кук совершил революцию в мореплава¬
нии и нанес на карту тысячи миль. Кук во
время его
первого кругосветного путешествия обошел Новую Зелан¬
дию и дошел до восточных берегов Австралии. Второе
путешествие привело его далее на Ю примерно до 60° ю. ш.
В этом плавании корабль Кука впервые пересек Южный
полярный круг, но экспедиции пришлось отступить перед
льдом.
Его приоритет в достижении 71°10/ ю. ш . сохра¬
нялся
по чт и на протяжении полувека.1
328

ОКЕАНОГРАФИЯ
Во время своих путешествий Кук обследовал запад¬
ное побережье Северной Америки на большом протяжении
и
нанес
на
карту
много островов Тихого океана. Кук
был убит на Гавайях при возвращении из неудачного
путешествия, целью которого было найти северо-запад¬
ный проход. Английским правительством были предпри¬
няты еще четыре попытки открыть северо-западный про¬
ход в начале 18 в., но все они потерпели неудачу.
Совершая путешествие по указу Петра I, Витус
Беринг в 1728 г.
о т к р ыл прол ив, разделяющий Северную
Америку и Азию.2
Джеймс Кук во время своих попыток открыть северо-
западный проход также дополнил
карты Беринга. Кук
доходил на С до 70°44', но дальше пройти не смог, так
как ему
по мешали
льд ы.
До начала 19 в. было совершено еще несколько мор¬
ских путешествий. С 1825 г.
О. стала определяться как
наука.
В декабре 1831 г.
английское судно «Бигль» вышло
в пятилетний рейс для проведения работ вдоль берегов
Южной Америки,
а
та кже
с
целью хронометрических
измерений. Чарлз Дарвин, принимавший участие в экспе¬
дици и
в
качестве
натуралиста,
по
наблюдениям, выпол¬
ненным
за
время
путешествия,
получил
возможность
развить
св ои
ид еи
относительно
эволюции
пр ироды.
Путешествуя на «Бигле», Дарвин также провел первое
систематическое изучение структуры
океанических остро¬
вов и
происхождения коралловых рифов. Это путешествие
послужило образцом для дальнейших
научных океано¬
графических экспедиций, которые посылались англий ¬
ским
королевским флотом и другими,
в
особенности
экспедиция Военно-морского флота США, в
которой при¬
нимал
участие Джеймс Дана.
К 1839 г. Джеймс Кларк Росс нанес на карту 500 миль
в доль северных
и восточных берегов Баффиновой Земли.
После четырех лет исследований в Арктике он вернулся
в Англию с большим количеством биологических материа¬
лов. Он открыл не только северную оконечность Северной
Америки, но также определил местоположение северного
магнитного полюса.
После того как Карл Фридрих Гаусс теоретически
высчитал положение южного магнитного полюса, англий¬
ское правительство направило Росса на Ю для проведе¬
ния наблюдений и определения положения южного магнит¬
ного полюса. Росс на судах «Эребус» и «Террор» (1840—
1843) дошел вплоть до прол. Мак-Мердо.
В середине 19 в.
Эдуард Форбс занимался методикой
драгирования в Эгейском море. Он действительно первым
стал изучать фауну и ее связь с физическими условиями и,
таким образом, стал одним из основателей морской эколо¬
гии.
Его работы в области морской биологии открыли
большие перспективы, но он ошибочно полагал, что жи¬
вые
существа не обитают
на
глубине более 500—
600 м.
Первым американцем, внесшим большой вклад в О.,
был Мэтью Фонтен Мори (1855). Мори одним из первых
рассматривал океан как систему циркуляции при взаимо¬
действии ветра с водой. В 1905 г.
В. Экман показал
физическую сущность работы Мори.
С борта «Лайтинг» (1868) и «Поркюпайн» (1869—1870)
было определено, что температура воды была одинаковой
на
различных глубинах в различных районах океана.
Был сделан
вывод,
что
в
ок еан е существует
активная
циркуляция,
а
биологическое
драгиро вание
показало,
что даже на значительных глубинах есть живые орга¬
низмы. Эти результаты вызвали необходимость коренного
пересмотра прежних взглядов, а также необходимость
проведения дальнейших
исследований
и
сбора дан¬
ных.
Вскоре после этого кругосветная
экс педиция
на
«Челленджере» (1872—1876) впервые выполнила полный
ко мпл екс
научных исследований от верхних
слоев
до
дна океана. Под руководством Чарлза Уайвилла Томсона
и
Джона Мёррея экспедиция нанесла на карту
около
140 млн.
квадратных
мил ь
океанического
дна.
Было
открыто 4417 новых видов живых организмов
и 715 новых
родов.
Ученые, находившиеся на борту «Челленджера»,
анализировали большое количество данных
пр ямо
на
борту. На протяжении 68 890 миль плавания были выпол¬
нены 362 океанографические станции. Проводилось изме¬
рение глубин с помощью лота, брались образцы донных
пород, что позволило составить первую карту распреде¬
ления
отложений
морского дна.
Вклад «Челленджера»
в
по знание
физических,
биологических,
химических
и геологических
процессов
в океане лег в
основу всех
океанографических исследований и не утратил значения
до наших дней.
В 1893—1896 гг. Фритьоф Нансен на «Фраме», вмерз¬
шем во льды, совершил
сквозной дрейф в Северном Ледо¬
витом ок еане. На нсен вернулся
из этой экспедиции с очень
ценными метеорологическими,
аст рон оми ческ ими
и океа¬
нографическими данными.
«Фрам» достиг 85°5б'
с. ш.3
Только атомной подводной лодке «Наутилус» и анало¬
гич ным
судам удалось заплывать на С подо льдом дальше,
чем «Фраму».
4
С апреля 1925 г. по июль 1927 г. ученые на борту
«Метеора» (Шпайс, Вюст, Пратье, Ваттенберг и др.) соб¬
рали данные по температуре, пробы воды и глубоководных
отложений, а также выполнили 40 тыс. промеров за время
экспедиции,
в
которой они 14 раз
пересекли Южную
Атлантику.
В период после первой мировой войны английские
суда «Дисковери» и «Дисковери II» провели большие
работы, особенно в Южном океане, во время которых были
сделаны промеры совместно с морскими
биологическими
работами, а также химические и биологические наблюде¬
ния. Эти суда вместе с судами такого же типа положили
начало описательной О. В Англии эта работа проводилась
Национальным институтом О. (Уормли, Годалминг).
3 августа 1958 г. атомная подводная лодка США
«Наутилус» под командованием В. Р . Андерсона (Военно-
морской флот США) прошла подо льдом в районе Север¬
ного полюса. «Наутилус» прошел подо льдом 1830 миль
за96ч.
В 1892 г. на западном побережье США начались иссле¬
дования
жизни
в
мо ре,
кот орые
проводились факульте¬
том зоологии
Калифорнийского университета. Центром,
естественно, должен был стать Скриппсовский океаногра¬
фический институт в Ла-Холье. В 1930 г.
на восточном
побережье США был организован известный Вудсхолский
океанографический институт, а в 1931 г. было построено
иссле доват ельско е
судно
«Атлантис».
Это судно было
одним
из
первых
судов,
постр оенны х
специально для
океанографических целей.
В 1942 г.
X. Свердруп из Университета в г. Осло,
М. Джонсон
из
Скриппсовского океанографического
института и Р . Флемминг
из
Вашингтонского универ¬
ситета издали работу «Океаны, их физика, химия и общая
биология». Хотя ранее и публиковались руководства по О.
(например Крюммеля), эта книга
явилась первым из¬
данием на английском языке,
в
ко тор ом
собрана и
представлена
фактическая информация по всем вопр о¬
сам О.5
Океанографические суда. В
соот ветствии с данн ыми
Национального центра сбора океанографических данных
(Вашингтон),
в
1961 —1963
гг.
в
мире
насчитывалось
342 океанографических судна. В это число вошли и малень¬
кие суда для небольших плаваний, и большие корабли.
В 1950 г.
под руководством Августа Пиккара был
создан батискаф «Триест». Этот аппарат был создан Пик¬
329

ОКЕАНОГРАФИЯ
каром для погружения на океанические глубины без ка¬
ког о-ли бо
контакта
с
основным
кораблем. «Триест» по ¬
гружался на глубину 10 900 м в Марианском желобе.
В 1962 г.
Скриппсовский океанографический институт
поставил океанический буй «ФЛИП». Такой буй длиной
102,1 м можно отбуксировать в горизонтальном положении
в
нужное место, а затем поставить его
вертикально таким
образом, что 91,4 м узкой части буя будет находиться
под водой. Океанический буй был первоначально построен
так,
что
океанографы могли проводить
акустические
опыты в море. Буй можно также использовать для изуче¬
ния течений, волн и других свойств воды (см. Океаногра¬
фические суда).
Исследовательские институты. В следующем списке
предста влены
наиболее
известные
учебные и исследова¬
тельские
океанографические институты за
пределами
США.
Австралия
—
Отдел
рыболовства
и
океанографии
(Кронулла, Новый Южный Уэльс).
Бразилия
—
Океанографический институт Универси¬
т ет а Сан-Пауло; Океанографический институт Универси¬
тета Ресифи.
Канада —
Бэдфордский институт океанографии (Дарт¬
мут, Новая Шотландия); Институт океанографии Дал-
хаузского университета (Новая Шотландия); Институт
океанографии Университета Британской Колумбии (Ван¬
кувер); Тихоокеанская научно-исследовательская лабора¬
тория Министерства национальной обороны.
Великобритания
—
Национальный институт океано¬
графии (Уормли, Годалминг); Морская биологическая
ассоциация Соединенного королевства (Плимут); Ливер¬
пульский университет.
Финляндия —
Институт морских исследований (Хель¬
синки).
Франция
—
Лаборатория физической океанографии
(Национальный музей естественной
истории (Париж,
ул. Кювье); Океанографический институт (Париж, ул. Сен-
Жак, 195); Эндумская морская станция (Марсель); Лабора¬
тория Араго (Баньюл-сюр-Мер).
ФРГ —Германский гидрографический институт (Гам-
бург).
ГДР — Институт мореведения Германской академии
наук
в Берлине.
Сянган (Гонконг)
—
Группа рыбопромысловых науч¬
ных исследований Гонконгского университета.
Япония
—
Геофизический институт и факультет рыбо¬
ловства Токийского университета; Геофизический инсти¬
тут Университета Киото; Токийский университет рыбо¬
ловства;
Метеорологический
научно-исследовательский
институт (Токио); Гидрографический отдел
Агентства
морской безопасности (Токио).
Монако —
Океанографический музей.
Нидерланды
—
Нидерландский институт исследования
моря (Ден-Хелдер); Гидробиологический институт для
исследования дельт (Эймейден).
Новая Зеландия — Новозеландский
океанографиче¬
ский институт (Веллингтон).
Норвегия
—
Университет Осло; Геофизический инсти ¬
ту т Бергенского университета.
ЮАР — У итуотерстр андский университет (Йохан¬
несбург); Институт океанографии Кейптаунского универ¬
ситета; Океанографический научно-исследовательский ин¬
ститут (Дурбан).
СССР — Институт
океанологии
Академии
наук
СССР (Москва); Всесоюзный научно-исследовательский
институт морского рыбного хозяйства и океанографии
(Москва); Арктический и антарктический научно-иссле¬
довательский институт (Ленинград); Гидрохимический
институт (Новочеркасск).
330
Югославия —
Институт океанографии и рыболовства
(Сплит).
6
УЕЙН В. БЕРТ, С. А . КУЛЬМ
См. также Батиметрия; Измерение глубин; Океано¬
графия химическая; Океаны (границы, определения, раз¬
меры) ; Соленость морской воды; Приливы; Цунами.
Прим. ред.
1
Русская Антарктическая экспедиция
Ф. Ф . Беллинсгаузена и М. П . Лазарева на парусных
судах «Восток» и «Мирный» 27 января 1820 г.
пересекла
Южный полярный круг в районе 3° з. д .,
а 28 января
открыла Антарктиду.
2
Как известно, впервые этот пр ол ив б ыл
открыт
в 1648 г. С. И. Дежневым. В 1728 г. экспедиция В. Беринга
вторично открыла и нанесла на карту пролив между
Азией и Америкой.
3
18 февраля 1939 г. «Георгий Седов» достиг 85°59'с. ш .
и 119°59' в.
д.,
26 марта
—
86°3& с.
ш.,
108° 50'в. д .,
а 29 августа была отмечена самая северная точка дрейфа
—
86° 40' с. ш. и 47° 55' в. д., т. е. на 82 км севернее «Фрама».
4
Советские атомные подводные лодки «Ленинский
ко мсомол » и
другие также посещали районы Северного
полюса.
5
Одним из первых трудов, обобщающих информацию
по всем разделам О., явилась изданная в 1917 г. моногра¬
фия Ю. М . Шокальского «Океанография».
6 По данным
международного
справочника ФАО
ЮНЕСКО (1п1егпаиопа1 01гес1огу о! Маппе 5с1еп1Шс),
к
началу 1970 г. во всех странах мира насчитывалось
1170 центров океанологических исследований (гидрогра¬
фических служб, научно-исследовательских институтов,
лабораторий, музеев и т. д.). 40% из них находится в Ев¬
ропе, 26% в Северной Америке (в США наиболее известны
Вудсхолский океанографический институт, Скриппсов¬
ский океанографический институт, Ламонтская геологи¬
ческая
обсерватория, Океанографический институт при
Университете штата Флорида, Гавайская морская лабора¬
тория при Гавайском университете, Институт морских
наук при Университете в Майами), 5% в Южной Америке,
6% в Австралии и Новой Зеландии, 3% в Африке и 20%
в Азии. В Советском Союзе океанологические исследования
ведут 53 научно-исследовательские организации, среди
которых наиболее известными являются Институт океано¬
ло гии
им.
П.
П. Ширшова АН СССР, Всесоюзный
научно-исследовательский
институт
морского
рыбного
хозяйства и океанографии им. Н. М. Книповича, ордена
Ленина Арктический и антарктический институт ГУГМС,
Морской гидрофизический институт АН УССР, Государ¬
ственный океанографический институт ГУГМС. Общее
руководство и координац ию
океанологических
иссл едо¬
ван ий в СССР осуществляет Совет по проблеме «Изучение
океанов и
морей и использование их ресурс ов».
К началу 1966 г. экспедиционный флот всех стран
мира
на считыва л
235 научно-исследовательских судов
водоизмещением от 50 до 20 000 т; кроме того, для изучения
океана привлекаются суда ледокольного флота. Из них
водоизмещением до 100 т —
46,до300т—
30,до500т —
40,до1000т—
34,до1500т—
24,до2000т—
10, до
3000т—
21,до4000т—
5,до5000т—
5,до6000т—
2,
до8000т—
14, до 10 000
т—
1,до15000 т—
1, до
20 000 т—2.

ОКЕАНОГРАФИЯ
ОКЕАНОГРАФИЯ ОПТИЧЕСКАЯ
О.
о.
является
разделом физической океанографии.
Она изучает оптические свойства морских вод и
процессы
формирования в мор е световых
полей
от
естественных
источников излучения. Оптические характеристики мор¬
с кой
воды в значительной
с теп ени
определяются
свой¬
ствами, собственно воды, но гораздо большее
влияние на
распространение
св ета
в
мо ре
о казы вают
оптически
активные вещества,
растворе нные и
взвешенные в
ней.
Оптические измерения являются эффективным сред¬
ством изучения таких проблем океанографии, как диффу¬
зия, перемешивание и выделение водных масс. Изучение
оптических свойств вод важно для решения задач морской
биологии, особенно при исследовании
продуктивности,
а также для подводной фотографии и подводного телеви¬
дения.
Ослабление энергии
из лучен ия. Характер взаимодей¬
ств ия
излучения с окружающей средой определяется в ос¬
новном
процессами поглощения и рассеяния. Параллель¬
ный пучок света, проходя сквозь морскую воду, ослаб¬
ляется под влиянием этих процессов. Поглощение обусло¬
вли вает
преобразование световой (лучистой) энергии
в
другие виды энергии, рассеяние
—
отк лонение светового
луча
от
первоначального направления. Количество погло¬
щенной и рассеянной энергии обычно выражают в про¬
цен тах на
метр
—
в соответствии с рекомендацией Коми¬
тета
по
лучистой энергии в море
пр и Международной
ассоциации физических наук об океане. Общее ослабление
света в морской воде можно представить в виде
ослабление =
поглощение + рассеяние.
В табл. 1 приведена сводка основных факторов, обу¬
словливающих поглощение
и
рассеяние света
в
море,
характер их проявления в сочетании со степенью зависи¬
мости от длины волны излучения.
Таблица /. Ослабление света в морской воде
(к
—
длина волны)
Поглощени е
Рассеяние
характер
з авис и¬
мость от к характер
зав иси¬
мость от к
Вода
Неизменное
Сильная
Неиз¬
менное
Сильная
(1 /к*)
Морские
соли
Незначи¬
тельное
—
—
Желтое
вещество
Переменное
Сильная
—
—
Частицы
Переменное
Сильная
Пере¬
менное
Малая
Ослабление света
чистой
морской
водой. Ослабление света чистой морской водой можно
рассматривать как постоянное, практически не зависящее
от изменений температуры.
Экспериментальные данные
в табл. 2 показывают, что чистая морская вода наиболее
прозрачна для синего света и сильно поглощает красный
свет (инфракрасное излучение поглощается еще больше).
Чистая морская вода является как бы
монохроматором
синего света в узком спектральном диапазоне у А,
=
465 нм.
Рассеяние Рэлея, вызванное молекулами воды, обратно
пропорционально А,4 и сравнимо по величине с погло¬
щением только в коротковолновой части спектра.
Влия¬
ние растворенных морских солей на ослабление света для
всех практических целей можно не учитывать.
Таблица 2. Ослабление света чистой морской водой
Длина волны, н м
Ослабле ние
(наблюден¬
ное), %/м
Рассеяние
(теоретиче¬
ское), %/м
Поглощение
(вычислен¬
ное), %/м
375
4,4
0,7
3,7
400
4,2
0,5
3,7
425
3,2
0,4
2,8
450
1,9
0,3
1,6
475
1,8
0,2
1,6
500
3,5
0,2
з,з
525
4,0
0,2
3,8
550
6,7
0,1
6.<г
575
8,7
0,1
8.6
600
16,7
0,1
16,6
625
20,4
0,1
20,3
650
25,0
0,1
24,9
675
30,7
0,1
30,6
700
39,3
0,0
39,3
Поглощение
света
желтым
веще¬
ством.
Значительное воздействие на ослабление света
в море оказывает так называемое «желтое вещество».
Оно селективно поглощает свет начиная от желтого уча¬
стка спектра с резким возрастанием в сторону более
коротких волн. Желтое вещество в основном является
сложной смесью гумусовых соединений. Оно образуется
при распаде органического вещества и поэтому находится
в океане повсеместно. Особенно много желтого вещества
в северных прибрежных водах, где реки выносят его
в большом количестве.
Поглощение и рассеяние света ча¬
стицами.
Взвешенные в морской воде частицу обу¬
словливают как рассеяние, так и поглощение света. Сово¬
купность частиц поглощает свет всегда интенсивней в ко¬
ротковолновой части видимой области спектра. Рассея¬
ние же практически
не зависит от длины волны.
При
детальном исследовании механизма рассеяния измеряют
интенсивность
излучения,
рассеянного под различными
углами определенным объемом воды, освещаемым парал¬
лельным пучком света.
На рис.
1 приведена индикатриса рассеяния (объем¬
ная
функция рассеяния) чистой океанской воды (верх¬
няя
кривая) и теоретическая
кривая
молекулярного
рассеяния
«идеально
чистой»
воды.
У индикатрисы
океанской воды резко
выражено рассеяние
«вперед»
(под малыми углами). Экспериментальные данные показы¬
вают, что форма индикатрисы рассеяния почти одинакова
для различных
поверхностных
вод морей и океанов и
даже для
озерной воды.
Это —
примечательный факт,
особенно если учесть различную природу рассеивающих
объектов, состоящих в значительной части из органиче¬
ского детрита (остатки клеток разложившегося фитопланк¬
тона, скелеты отмершего зоопланктона).
Теоретическая кривая рассеяния для чистой воды
(рассеяние Рэлея) симметрична относительно угла 90°.
Огромное расхождение (на малых углах) этой и экспери¬
ментальной кривых на рис. 1 показывает большую труд¬
ность получения оптически чистой воды.
При рассеянии «назад» (угол больше 90°) молекуляр¬
ное рассеяние самой водой играет важную роль.
Лучистая энергия в море. Отражение. Направ
ленное солнечное
излучени е,
падающее
на
поверхность
моря,
отр ажа ется
в
соответств ии
с
законом
Френеля.
При чистом небе и гладкой поверхности воды отражение
(если не учитывать излучение, выходящее из толщи моря),
по существу, является функцией высоты Солнца (табл. 3).
Таблица 3. Отражение направленного солнечного
излучения от гладкой поверхности моря при ясном небе
Высота Солнца, град. 90
60
50
40
30
20
10
5
Отражение, %...
3
3
3
4
6
12
27
42
331

ОКЕАНОГРАФИЯ
Когда небо закрыто низкой облачностью, зависимость
отражения от высоты Солнца все же проявляется. Только
при очень малых высотах Солнца достигается теорети¬
ческая в ели чина
отражения диффузного излучения, рав¬
ная 7% . Волнение приводит к уси лен ию отражения
при
больших высотах Солнца и к уменьшению
—
при малых.
Рис. 1. Объемная функция (индикатриса) рассея¬
ния
чистой
морской воды (верхняя кривая) и
теоретическая
кривая
молекулярного рассеяния
«идеаль но ч ист ой»
воды (нижняя кривая).
Преломление.
Неотраженный свет,
прелом¬
ляясь, проникает в
море. Этот процесс описывается зако¬
ном Снеллиуса. Показатель преломления морской воды
равен примерно 1,33. Изменение этой величины по спектру
и
при разных физико-химических параметрах воды несу-
Рис. 2. Преломление света на поверхности моря
щественно. При угле падения света, равном 90°, предель¬
ный угол преломления будет 48,6° .
Вследствие этого
свет
небосвода, проходя через горизонтальную водную
поверхность, «сжимается» в пределах конуса с углом при
вершине ±48,6° (рис. 2).
Яркость.
Яркость излучения является основ¬
но й характеристикой светового
поля. Она определяется
332
отношением
нормальной облученности, создаваемой' из¬
луч ение м,
приходящим в
данную
точку
пространства
в
элементарном
телесном
угле,
к
величине
этого те¬
л есно го
угла.
Структура тела ярк о с ти
по д водой опре¬
деляется не только излучением Солнца и небосвода,
но
и
светом ,
рассеянным в толще
моря.
Вблизи по¬
верхности,
где
им еют
место
преломление и отражение,
распределение яркости довольно сложное.
Угловое распределение яркости у поверхности и на
глубине 1,9 м, показанное на рис. 3, относится к весьма
мутным
водам.
Характерно следующее: макси мал ьная
яркость наблюдается в направлении прямых (преломлен¬
ных) солнечных лучей; отчетливо прослеживается резкое
понижение яркости у углов полного внутреннего отраже¬
ния (±48,6°); отмечаются пики при зенитных углах +90
Вертикальный угол
Рис.
3. Распределение яркости в плоскости
вертика ла
Солнца
для
относительно
м ут¬
ных вод.
и
—9 0°, определяемые направленным вверх рассеянным
светом, полностью отражающимся от поверхности вода
—
воздух. Сравнение распределения яркости у поверхности
и на глубине 1,9 м обнаруживает своеобразный парадокс:
яркость в большей части интервала между углами +70
и —70° увеличивается с глубиной. Это явление объясняется
многократным рассеянием света, яркость которого почти
во всех направлениях возрастает до максимума на опреде¬
ленной глубине.
С увеличением глубины кривая углового распреде¬
ления яркости под влиянием поглощения и рассеяния
сглаживается и приближается к асимптотическому виду
(глубинный режим.
—
Ред.) . При этом
распределение
яркости
стан овит ся
симметричным
относительно
верти¬
кали (с максимумом в направлении зенита), не зависит
от
условий освещения поверхности моря и определяется
исключительно
оптическими
свойствами
воды (рис. 4).
В чистых океанических вода х
асимптотический
режим
достигается на глубинах 300—400 м.
Облученность (отношение потока излучения,
пад ающ его
на
элемент
пов ерхно сти,
к
п лощ ади
э той
поверх ности.
—
Ред.). Стандартные наблюдения естествен ¬
н ого све та,
распространяющегося
в
вод е,
как
пр авило ,
огр ани чив ают ся из м ер е ни ям и горизонтальной облученно¬
сти,
создаваемой
потоком
излучения,
направленным
в глубь моря. Основные особенности процесса ослабления
света с глубиной в чистых океанических водах при высо¬
ком
пол ожен ии
Солнца иллюстрируются рис. 5 . Легко

ОКЕАНОГРАФИЯ
видеть, что с увеличением глубины в спектральном рас¬
пределении излучения проявляется максимум у Л, —
=
470 нм при некоторой асимметрии кривых, обусло¬
вленной большим ослаблением фиолетового
света
по
сравнению с зеленым.
На рис. 6 показано (в логарифмическом масштабе)
процентное отношение облученности (для определенных
длин волн) на различных глубинах к облученности на
поверхности (спектральные коэффициенты подводной облу¬
ченности.
—
Ред.). Кгивизна линий на графике особенно
выражена для синего и фиолетового участков спектра, что
Солнце
/
Рис.
4.
Угловое распределение
облученности
в ясный день на горизонтах 5 и 50 м и распре¬
деление, близкое к асимптотическому, на гори¬
зонте 100 м. Эти три распределения не сравнимы
по размерам.
связано с
вышеупомянутым распределением по глубине
максимальных
значений
яркости
рассеянного
све та.
Высокая прозрачность
вод
свидетел ьствует
о
незначи¬
тельной
концентрации
содержащихся
в
них
час тиц,
а также
о
низком
уровне
продуктивности
орган иче¬
ско го
вещества.
Наиболее
чистыми
счита ются
воды
Саргассова
моря
и
восточной
части
Средиземного.1
Максимальное ослабление света наблюдается в районах
подъема вод (апвеллинга). Хорошо адаптированный глаз
человека
даже
в
наиболее
чистых водах
на
глубине
700 м не в состоянии обнаружить следы света.
По значениям спектральных коэффициентов пропуска¬
ния
(отношение пропущенного средой потока излучения
к
пад ающему по то ку.
—
Ред.) в
верхних 10 м выделены
кал/см*мин (йХЧнм)
основные оптические типы вод. Три из них
—
I,IIиIII,
показанные на рис. 7, были определены по
имеющемуся
экспериментальному материалу для различных океани¬
ческих вод, который,
к сожалению, не включает измерения
в высоких широтах. Оптические типы 1, 3, 5, 7 и 9 выде-
Рис. 6. Кривые изменения облученности сверху с глубиной для
волн различной длины в наиболее чистой океанской воде.
700 нм
Рис.
7. Спектральные кривые пропускания н а
1 м в поверх¬
ностном слое для различных оптических типов вод.
/,//,III—типыокеанских вод; /,3, 5,7,9—
типы
при¬
брежных вод.
лены по измерениям в северных прибрежных водах.
Оптическая классификация для прибрежных вод менее
стабильна, особенно для показателей, характеризующих
коротковолновую часть спектра. Это происходит из-за
700на: селективности поглощения частицами и желтым веществом.
Рис. 5. Спектральное распределение облученности сверху „а
В ОТКРЫТЫХ районах океана эта селективность в ослабле-
различных глубинах в наиболее чистой океанской воде при вы-
света
обусловлена главным образом взвешенными
воком положении Солнца.
частицами, тогда как в
северных прибрежных водах пре-
333

ОКЕАНОГРАФИЯ
обладает действие желтого вещества.
Уменьшению про ¬
пускания в целом явно сопутствует сдвиг максимума от
синего света в чистой воде к
зеле ному
и далее к коричне¬
вому
в наиболее мутных водах.
Цвет. Океанографическое понятие «цвет» должно
быть определено
как
истинный цвет воды ш зИи,
не
связанный с условиями отражения света от ее поверх¬
ности.
Распределение по
спектру величин пропускания
дает достаточное объяснение синему цвету вод океана.
При этом у излучения, идущего снизу, максимум отме¬
чается при к = 450 нм, а у света, распространяющегося
в глубь моря,
—
при к = 470 нм. Это определяется моле¬
кулярным рассеянием света, что и придает водам морей
и
океанов
специфическую интенсивно-синюю
окраску .
Из вышесказанного в связи с рис.
7 следует,
что уменьше¬
ние пропускания приводит к изменению цвета в
сторону
больших длин волн.
Поляризация. Установлено, что естественное
излу чени е
в
море
частично
линейно
поляризовано
во
всей толще фотической зоны (фотическая зона —
поверх¬
ностный слой моря, нижняя граница которого находится
на однопроцентной (относительно поверхности) облучен¬
ности). В основном эта поляризация возникает из-за
рассеяния солнечных лучей взвешенными частицами. По¬
ляризация излучения небосвода ограничивается конусом
преломления (±48,6°). Поляризация максимальна в пло¬
скости,
перпендикулярной солнечному лучу, и, таким
образом, степень поляр из аци и (отношение разности между
максимумом и минимумом яркостей излучения, измерен¬
ных поляриметром в точке среды,
к их сумме.
—
Ред.)
зависит от положения Солнца. Поляризации способствуют
факторы, усиливающие направленность распространяю¬
щегося
в
море
излучения (ясное небо, мелководье,
большая прозрачность воды); поляризация максимальна
для длины волны наименьшего пропускания.
Гидрооптические приборы. Прозрачность воды опреде¬
ляется с помощью измерителя пропускания направленного
излучения (прозрачномера). Принципиальная конструкция
такого прибора предусматривает коллимированный источ¬
ник,
излучающий параллельный пучок света,
который
после прохождения
одного
или
двух метров воды попа¬
дает на приемник. Сравнительные измерения в красном и
ультрафиолетовом участках спектра дают возможность
отличать поглощение
частицами от поглощения желтым
веществом.
В измерителях рассеяния (гидронефелометрах) опреде¬
ленный объем морской воды освещается параллельным пуч¬
ком, а яркость света, рассеянного этим объемом под раз¬
личными углами, регистрируется. Есть приборы с фикси¬
рованными углами наблюдения (45 или 90°) и с переменным
углом (для измерения индикатрис рассеяния). Измери¬
т ели
рассеяния дают
возможность определять характер
взвешенных в воде частиц.
Основными элементами измерителей характеристик
естественного света являются коллектор
и приемник
из¬
лучения .
В измерителях облученности коллектором обыч¬
но служит опаловое стекло, а в измерителях яркости
—
трубка Гершуна. В качестве приемников излучения при¬
меняются вентильные фотоэлементы или фотоумножители.
Использование интерференционных светофильтров позво ¬
ляет производить измерения практически монохромати¬
ческого излучения. В наиболее современных типах изме¬
рителей облученности применяется телеметрическая пере¬
дача сигнала и его регистрация
в
логарифмической шкале .
Измерители ш $Ии желательно снабжать датчиком
глубины, чтобы оптические параметры можно было полу¬
чать как функцию глубины с регистрацией данных двух¬
координатным самописцем.2
НИЛЬС Г. ЕРЛОВ
Прим. ред.
1
При проведении исследований в 1965 г.
в 37-м рейсе «Витязя» и в 1971 г. в 5-м рейсе «Дмитрия
Менделеева» гидрооптиками Института океанологии им.
П. П . Ширшова АН СССР был обнаружен в Тихом океане
район
экстремально
прозрачных
вод, расположенный
к СЗ от о-вов Кука (о. Раротонга). Эти воды по прозрач¬
ности
не уступают
водам Саргассова и Средиземного
морей.
2
На русском языке издана
монография
автора
этой
статьи,
одного
из
крупнейших
специалистов
в области
оптики моря
—
«Оптическая океанография»
(М., «Мир», 1970).
История развития гидрооптики, ее современные ус¬
пехи, вклад русских и советских ученых подробно изло¬
жены в
книге Ю. Е . Очаковского, О. В. Копелевича,
В. И . Войтова «Свет в море» (М., «Наука», 1970).
ОКЕАНОГРАФИЯ ХИМИЧЕСКАЯ
Определение и роль О. х . О . х. является
приложением
химических
методов,
законов
и
принципов
к
океаногра¬
фии.1 О. х. изучает химическую природу морской воды,
процессы, определяющие химический состав морской воДы
и влияющие на распределение компонент в морской воде
(как во времени, так и в
пространстве), и роль химической
природы морской воды в биологических, геологических и
физических процессах, происходящих в морской среде.
Строго говоря, О. х.
способствует больше выяснению
механизма
биологических, физических и геологических
процессов, ч ем химических, пр оис ходящих в ок еа не .
Прикладная
гидрохимия.
Извлечение
ценных химических продуктов из морской воды, корро¬
зийное воздействие морской воды на сооружения, воздви¬
гаемые в море, и т. д.
—
все эти проблемы более интересны
для химиков, чем для океанографов. Такие проблемы тре¬
буют сведений о составе морской воды и ее изменчивости,
но их решение только в ограниченной степени касается
процессов,
с помощью
которых формируется или изме¬
няется состав воды.
Химическая среда.
В основном О. х . яв¬
ляется наукой о химической среде и занимается описанием
и
прогнозированием среды,
в
которой происходили, проис¬
ходят или будут происходить химические и
физико-хи¬
мические процессы (во взаимосвязи с биологическими и
фи¬
зическ ими процессами),
и способов, которыми среда может
контролировать или ограничивать такие процессы. Прием
исследования химической среды является аналитическим,
поэтому анализы морской воды и разработка необходимых
аналитических методов составляют большую часть работы
гидрохимиков.
Процессы, определяющие распределение гидрохимиче¬
ских характеристик в океане. Растворенные вещества, твер¬
дые и газообразные, поступают в океаны и выносятся из
них
через границы с сушей и атмосферой. Состав раство¬
ренных веществ в материковых водах, приносимых реками
и потоками, в
которых обычно преобладают катионы ще¬
лочноземельных
металлов
и
анионы угольной кислоты,
заметно отличается от состава растворенных веществ в мор¬
ской воде, в которой преобладают ионы хлористого на¬
трия.
Другие растворенные вещества вносятся в океан
непосредственно дождевыми осадками; окислы азота, обра¬
зующиеся во время атмосферных разрядов, очевидно, по ¬
падают этим путем. Вулканические извержения, как под¬
водные, так и наземные, приносят прочие растворенные
вещества. Пыль, твердые наносы рек и потоков, вулкани¬
ческие явления и метеориты являются источниками твер¬
дого вещества, попадающего в океан. Донные осадки могут
334

ОКЕАНОГРАФИЯ
вновь растворяться
и
взмучиваться вследствие действия
волн; биологической активности или изменения физико-хи¬
миче ских
условий.
Г азообмен. Поверхностные воды океана нахо¬
дятся с атмосферой почти в состоянии равно весия ,
т. е. они
насыщены
или
почти
насыще ны атмосферными газами.
Суммарный обмен растворенными газами происходит при
изменениях содержания растворенного
газа в
резуль та те
биологической активности и колебаний температуры. Тече¬
ния
переносят
пов ерхн остн ые
воды,
насыщенные
атмо¬
сферными газами, которые растворились
в них
при
низких
температурах
в высоких широтах. В умеренных
и низких
широтах, где температуры выше, а растворяющая способ¬
ность
воды уменьшается,
избыток растворенных
газов
выделяется в атмосферу. Подповерхностные воды, подни¬
мающиеся к поверхности, обычно недонасыщены кислоро¬
дом из-за его потребления при дыхании организмов
и раз¬
ложении органического вещества.
Изменение химической
структуры
и
физического состояния среды.
В океа¬
не изменению химической среды способствуют неоргани¬
ческие, биологические и биохимические процессы, в ре¬
зультате которых относительно простые неорганические
вещества преобразуются в сложные живые формы; большая
часть неорганических веществ в конце концов под влия¬
нием этих же процессов возвращается
в
раствор, хотя ка¬
кая-то их часть, усвоенная растительными
и жив отн ыми
организмами, задерживается
в осадках, образованных от¬
ме рши ми
организмами.
Осадки.
Образование пелагических осадко в
из¬
учено недостаточно, но они, возможно, представляют
собой
твердый осадочный материал, состоящий из неорганичес ких
веществ,
попавших
в
океан
извне
или
образовавшихся
внемв
результате жизнедеятельности организмов, а затем
видоизменившихся в
процессе физико-химического обмена
с
растворенными веществами морской воды. Прямое отло¬
жение нерастворимых неорганических солей встречается
в океанах относительно редко и лишь при определенных
условиях; так,
карбонат кальция отлагается в усло¬
виях высокой температуры и низкой концентрации дву¬
окиси углерода, как, например, на Большой Багамской
банке.
Может происходить
отложение
нерастворимых
сульфидов в бескислородных, содержащих сульфиды, во¬
дах; возможно, в таких условиях осаждается медь, а воды
Черного моря, очевидно, по этой же причине, насыщены
железистым сульфидом. Морская вода может быть насы¬
щена карбонатом кальция
и
другими неорганическими
солями.
Водная
толща
и
процессы
1п 511 и.
Химические компоненты морской воды могут видоизме¬
няться в
результате химических и биохимических процес¬
сов, а атомы и молекулы веществ (жидких, твердых и газо¬
образных) при определенных условиях у поверхности могут
менять
фазовое состояние.
Распределение растворенных
^ еществ определяется гидродинамической системой. Кол¬
лоидные частицы сходны с частицами истинных растворов,
но они при коагуляции могут образовывать агрегаты, обла¬
дающие свойствами сорбентов,
и оседать.
Консервативные и неконсерватив¬
ные
растворенны е
ве щества .
Консерва¬
тивные растворенные вещества
—
это те химические ком¬
поненты морской воды, которые встречаются в большом
количестве и являются настолько химически и биологиче¬
ски инертными, что только незначительная их часть под¬
вергается изменениям. Эти компоненты составляют свыше
99,9% растворенных веществ и представляют собой рас¬
твор солей, определяющих соленость [см. Морская вода
(химия)]. В любом районе океана, за исключением при¬
брежных областей, изменения концентрации этих раство¬
ренных веществ на единицу объема вызываются перемеши¬
ванием, или диффузией и адвекцией воды в этот объем.
Изменение концентрации будет зависеть от интенсивности
перемешивания, или диффузии и адвекции, и
градиентов
концентрации. Динамическая, или молекулярная, диффу¬
зия обычно слишком медленная, чтобы вызывать основные
изменения в распределении химических переменных вели¬
чин, поэтому основную роль играет турбулентная диффу¬
зия. Коэффициенты молекулярной диффузии растворен¬
ных веществ имеют величины порядка 2-10’5 г/см2, в не¬
которой степени зависящие от природы растворенных
веществ. Можно предполагать, что коэффициенты турбу¬
лентной диффузии больше на несколько порядков и изме¬
няются они также в больших пределах.
Большинство основных химических компонент мор¬
ской воды (Ыа+, М§2+, Са2+, К"*", 5г2+, С1~, ЗО^-", Вг~,
Р“ и Н3В03) обычно рассматриваются как консерватив¬
ные растворенные вещества, хотя биологическая актив¬
ность может вызвать значительные изменения в отноше¬
ниях ионов щелочноземельных металлов к хлоридным
ионам, и до 20% ионов НСО3+ вовлекаются в биологиче¬
ский цикл. Отношения борной кислоты и ионов
фтористых
соединений к другим основным компонентам могут также
значительно меняться,
и
з ам етн ые фракции сульфатных
ионов могут быть восстановлены в сульфиды в бескисло¬
родных условиях наподобие вод Черного моря и других
застойных (стагнирующих) бассейнов и фиордов. Из рас¬
творенных газов азот, аргон
и
другие редкие газы яв¬
ляются полностью или почти консервативными, хотя суще¬
ствуют некоторые доказательства того, что фиксация азота
может происходить исключительно широко
в
поверхно¬
стных слоях тропиков. Известно, что азот образуется в бес¬
кислородной морской среде, но этот процесс в к оли че¬
ственном отношении имеет небольшое значение при иссле¬
довании океанов в целом.
Неконсервативные растворенные вещества
обычно
встречаются в малых концентрациях; они перераспреде¬
ляются при переносе водами и под влиянием силы тяжести
иначе, чем более многочисленные основные консервативные
растворенные вещества. Хотя неконсервативные раство¬
ренные вещества составляют лишь небольшую долю общего
количества веществ, растворенных
в
морской воде, они
включают многие элементы, необходимые для жизненных
процессов (например, фосфор, азот и магний), элементы,
которые используются как изотопные индикаторы водных
масс (например, растворенный кислород и силикатный
кремний),
и
некоторые элементы, представляющие, в част¬
ности, геохимический интерес. В процессе осадкообразова¬
ния из морских вод экстрагируются крупные фракции
некоторых из этих элементов, но обычно предполагают, что
равное количество компенсируется поступлением этих
ингредиентов из внешних источников, так что состояние
равновесия сохраняется.
Биохимическая циркуляция.
Значи¬
тельная часть неконсервативных растворенных веществ
вовлекается в биологический цикл моря. Биологически
они перераспределяются при поглощении неорганических
ионов растительными и животными организмами в основ¬
ном в процессе фотосинтеза, происходящего в верхних,
освещенных, слоях. Крупные фракции этих веществ опу¬
скаются вниз; впоследствии они или возвращаются в рас¬
твор в процессе разложения органического вещества (реми¬
нерализации), или оседают в осадках. Таким образом,
на глубинах ниже зоны фотосинтеза создаются большие
запасы биогенных элементов, например азотных и фосфор¬
ных соединений, которые возвращаются в зону фотосин¬
теза только при вертикальной циркуляции воды. В боль¬
ших масштабах этот процесс происходит в
районах подъ¬
ема глубинных вод на
поверхность,
в
некоторых прибреж¬
ных районах и вдоль экватора, а также в
умеренных
и вы¬
335

ОКЕАНОГРАФИЯ
соких широтах при вертикальном перемешивании. Таким
образом, биохимическая циркуляция вызывает направлен¬
ное вниз результирующее движение твердых частиц некон¬
сервативных компонент, которое в основном уравновеши¬
вается результирующим движением растворенных компо¬
нент вверх в результате движения воды.
Геохимическая циркуляция.
Некото¬
рые химические элементы, входящие в состав морской воды,
вносятся в океан из внешних источников (выщелачивание
пород суши, извержение вулканов, падение метеоритов
и
радиоактивный распад элементов в атмосфере и литосфере).
Такие элементы могут накапливаться в океанах, возвра¬
щаться в
атмосферу или выпадат ь в о с ад ки . В последн ем
случае они, очевидно, входят в состав осадочных пород,
которые
со временем могут оказаться на суше,
и элементы
вновь в процессе выветривания могут вернуться
в океан.
Проведены геохимические подсчеты
периода
оса ждения
многих элементов в
море.
Они основаны на предположении,
что скорость, с которой данный элемент поступает
в океан,
компенсируется скоростью,
с
которой он выпадает в осадки
или исчезает (например, при быстром испарении или брыз¬
гах). Голдберг (1963) привел ряд таких периодов осажде¬
ния для большинства элементов в морской воде. Эти пе¬
риоды колеблются от 100 лет для алюминия до 2,6 -108 лет
для натрия. Длительные периоды осаждения для натрия,
лития (2,0-107 лет), магния (4,5 -107 лет), калия (1,1 X
X 107 лет), кальция (8,0 -106 лет) и стронция (1,9 -107 лет)
по сравнению с расчетным возрастом океана (109 лет) объ¬
ясняются неактивностью этих элементов в морской воде.
Наоборот, очевидно, что такие элементы, как алюминий и
кремний (период осаждения 8,0
•
103 лет) поступают в океан,
а затем отлагаются в осадках относительно быстро.
Методы О. х.
Анализ морской воды. Го¬
ризонтальное и вертикальное распределение
ги дрохи ми¬
ческих элементов в океане зависит от накопления данных
точных анализов проб морской воды
взятых достаточно
часто во
времени
и
пространстве.
При анализах проб морской воды наиболее часто опре¬
деляют: 1) соленость, рассчитываемую по хлорности, элек¬
тропроводности
или
другим свойствам морской воды;
2) содержание растворенного кислорода в воде; 3) количе¬
ство ионов биогенных элементов в
морской воде, главным
образом фосфатов, нитритов, нитратов и кремния и 4) рН
и щелочность воды. Другие химические свойства морской
воды исследуются реже, лишь в поверхностных водах и
проводятся с использованием ненадежных методов.2
Программа
дискретного
взятия
проб. Океанографические наблюдения обычно имеют
целью дать краткий обзор пространственного распределе¬
ния
гидрохимических элементов на некоторой площади
океана или показать изменения их как функции времени на
ограниченном участке. Исследования изменений гидрохи¬
мических элементов по
горизо нтали
и
вертикали требуют
проведения наблюдений на различных глубинах в узлах
сети океанографических станций. Изменения во времени
описываются по данным повторных наблюдений (иногда на
выбранных глубинах) на одной или ряде станций. Изуче¬
ние временной зависимости осуществлялось в течение
многих лет,
как,
например, серия наблюдений над био¬
генными элементами, проводимых на специальных участ¬
ках, расположенных поблизости от Плимутской лабора¬
тории (Великобритания). Вудсхолский океанографиче¬
ский институт осуществил повторные гидрохимические,
физические и биологические наблюдения вдоль разреза
между п-овом Кейп-Код (США, штат Массачусетс)
и
Бер¬
мудскими о-вами . Эти и другие наблюдения дают возмож¬
ность исследовать изменения химических свойств воды во
времени и облегчают попытки установить связь этих изме¬
нений с факторами, их вызывающими, и оценить их воз¬
действие на биологические и океанографические явления
в этом
районе. Осуществлялись программы, направленные
на выявление
долгопериодных (вековых) колебаний. Одна
из
целей Международного геофизического года (1957—
1958) заключалась в определении долгопериодных колеба¬
ний
особенностей режима
южной
части
Атлантического
океана и их оценке при помощи сравнения данных по рас¬
пределению этих элементов,
полученных
в течение МГГ,
и данных, полученных экспедицией на «Метеоре» в 1925—
1927 гг .
Однако при сравнении результатов анализов,
выполненных
разными
методами,
возникают
сомнения
в
правильности сделанных выводов, и в этом заключается
основная труднос т ь пр и проведении таких исследований.
Действительно, трудно судить, является ли вывод о
пр ед¬
полагаемых
изменениях
в
сод ержании
растворенного
кислорода, полученный сравнением анализов, реальным
или он ошибочен из-за применения разных аналитических
методов,
используемых разными исследователями.
Приборы для непрерывного наблю¬
дения.
Поскольку современные гидрохимические на¬
блюдения, проводимые в океанах, делаются через меньшие
интервалы как во времени, так и в пространстве,
чем
раньше, в последние годы выявляется все более и более
подробная структура распределения гидрохимических
элементов.
Появилась возможность
использовать
непре¬
рывно действующие приборы для регистрации изменений,
распределения гидрологических характеристик как функ¬
ции глубины в одной точке океана, или как
функции рас¬
стояни я в
случае непрерывно движущегося судна,
или как
функции времени в определенной точке. Пока эти приборы
успешно используются для регистрации температуры, элек¬
тропроводности
и
содержания растворенного кислорода.
Во всех случаях
этими
приборами выявляются д ет ал и ко¬
лебаний этих
характеристик, которые отсутствуют при об¬
щепринятом эпизодическом взятии проб на различных глу¬
бинах вдоль гидрологических разрезов.
Проблемы анализа.
В большинстве случаев
гидрохимические наблюдения, проводимые в океане, все же
требуют сбора проб воды и ее
последующего анализа как на
борту судна, так и в лабораториях на суше. Для многих
более распространенных гидрохимических элементов это
относительно установившаяся
практика,
но наблюдения
над некоторыми рассеянными элементами с низкой концен¬
трацией затруднены,
а методика опр еделения не точна . Не ¬
которые элементы могут быстро и радикально изменяться
при повышении биологической активности в воде
посл е
того, как
проба взята; из-за этого требуется как немедлен¬
ный анализ, зачастую в трудных условиях, таки тщатель¬
ное сохранение пробы эффективными методами. Наблю¬
дения над элементами, содержащимися в ничтожных коли¬
чествах, такими, как металлы и
органические соединения,
требуют особой осторожности во избежание загрязнения
проб. Примером может служить медь, надежных наблю¬
дений над которой в воде не проводилось до тех пор, пока
не были изобретены приборы для взятия пробы, в которых
вода не соприкасалась с металлом. Только пробы, взятые
на поверхности стеклянными или другими неметалличе¬
скими приборами, могут считаться «незагрязненными».
Успехи анализа.
Благодаря успехам, до¬
стигнутым аналитической радиохимией,
в
морской воде
был обнаружен ряд химических элементов,
которы е
не
наблюдались прежде. Многие старые методы анализов,
особенно для элементов, содержащихся в ничтожно малых
количе ствах,
требовали отделения и
концентрации
эле¬
мента из очень больших объемов, и эта предварительная
обработка часто приводила
в итоге к его
по тере или за¬
грязнению, или к тому
и
другому. Современные методы
анализов
—
активационный, спектрохмегрический, поляро¬
графия, наблюдения т зИи за радиоактивными изотопами
ит.п.
—
лишены многих ранее наблюдавшихся недостат¬
ков,
что,
несомненно,
позволит быстрее решить многие
336

ОКЕАНЫ
проблемы распределения химических элементов. Следует
подчеркнуть, что исследования процессов, определяющих
формирование и распределение этих элементов и специфи¬
ческое их
воздействие на окружающую среду, должны
и схо дить
из точного описания
колебаний концентраций
исследуемых элементов во времени
и
пространстве.
ФРЭНСИС А. РИЧАРДС
Прим. ред.
1
X. о.
надо рассматривать шире
—
это
со ставна я
част ь
науки
об
океане
(океанографии), если
подходить к изучению каждого природного объекта ком¬
плексно, т. е . изучать его
всесторонне.
2
Более
полная
сводка дана
в
книгах:
Але¬
хин
О. А . Химия океана. Л., Гидрометеоиздат, 1966;
Алехин О. А . Основы гидрохимии. Л., Гидрометеоиз¬
дат, 1970.
ОКЕАНЫ (ГРАНИЦЫ,
ОПРЕДЕЛЕНИЯ, РАЗМЕРЫ)
Границы. Принцип деления водного пространства,
за¬
нимающего примерно 71% всей земной поверхности, на
различные океанические бассейны изменялся с течением
времени
и в зависимости от точек зрения ученых.1
В течение долгого времени Мировой океан делили на
пять океанов: Атлантический, Тихий, Индийский, Север¬
ный Ледовитый и Антарктический. Такое деление было
принято
в 1845 г. на заседании Комитета Королевского
географического общества в Лондоне, проходившем под
руководством Мерчисона (опубликовано решение было
только
в
1893 г.). Граница Антарктического (Южного)
океана, не имеющего естественных границ с другими океа¬
нами, устанавливалась по 67° 30', 60°, 55° ю. ш. и т . д.
Граница Северного Ледовитого океана по решению Коми¬
тета Мерчисона была принята проходящей по Северному
полярному кругу (67° 30' с. ш .) .
После выхода в 1879 г. работы Крюммеля «О сравни¬
тельной морфологии моря» и его
«Руководства по океано¬
графии» (1897) было решено выделять всего три океана
—
Атлантический, Тихий и Индийский. Эти океаны на Ю
простирались до границ Антарктиды, а воды к С от Европы,
Азии, Америки и Берингова прол. рассматривались как
часть Атлантики (таким образом,
в Атлантический океан
был включен Арктический бассейн.
—
Ред.)
2
В последние
годы снова появилась тенденция рассматривать воды во¬
круг Северного полюса как самостоятельный океан, и
поэтому опять предложено деление на четыре океана —
Атлантический, Тихий, Индийский и Северный Ледови¬
тый.3
Граница Тихого океана на 3
проходит по восточным
берегам Азии до п-ова Малакка, по
северной части Малакк¬
ского
прол.,
западным
и
южным
берегам Индонезии.
К Ю от о. Новая Гвинея граница идет по прол. Торреса,
восточным берегам Австралии, затем проходит по восточ¬
ной части
прол.
Басса
к Тасмании и, на конец,
следует
по147°в.д.к
Антарктиде, северные берега которой огра¬
ничивают Тихий океан с Ю. На В
граница Тихо го океа на
идет по западным берегам Северной и Южной Америки.
На С граница проходит в Беринговом прол.
по
лин ии
м.
Дежнева
—
м.
Принца Уэльского.
Западная граница Атлантического океана пр ох од ит
по
восточным
берегам Северной и Южной Америки, от устья
Гудзонова зал. на С до м.
Горн на Ю. Далее граница идет
по меридиану м.
Горн до Антарктиды, которая является
южнэй границей Атлантического океана.
НаВ
гр аниц а
пр оходит
по меридиану м. Доброй Надежды (20° в. д.),
затем по
берегам Африки и Европы. На С Атлантический
океан отделяется от Арктического бассейна линией, иду¬
щей от крайней северной точки Норвегии к самой южной
точке о. Западный Шпицберген, Датскому прол.
и
Грен¬
ландии.
4
Границами Северного Ледовитого океана являются
вышеуказанные границы с Тихим и Атлантическим океа¬
нами, а также северные берега Европы, Азии, Северной
Америки и Гренландии.
Границы Индийского океана на С проходят по южным
берегам Азии, на 3 — по
берегам Африки и
меридиану
м.
Доброй Надежды, на Ю —
по
берегам Антарктического
материка, а на В —
по
гр анице
с Тихим океаном.
Деление океана. Согласно мнению большинства авто¬
ров, океаны включают моря и котловины.
Границы этих
водных бассейнов проводят исходя из определенных при¬
знаков. Так, Ю. В. Истошин основывает деление вод на
следующих признаках (в порядке их значимости):
1) конфигурации береговой линии материков и
остро¬
во в;
2) рельефу океанического д н а;
3) степени самостоятельности систем течений и
прили¬
в ов;
4) степени независимости атмосферной циркуляции;
5) характерным особенностям горизонтального и вер¬
тикального распределения температуры и солености воды;
6) другим признакам.
Крюммель первым дал примерное определение океана,
средиземного и окраинного морей (1879, 1897). Он устано¬
вил границы океанов и основных морей, основываясь глав¬
ным образом на первых двух вышеперечисленных призна¬
ках. Позднее другие авторы, такие, как Коссина (1921),
Шотт (1926, 1935), пересмотрели границы океанов, следуя
примерно тем же принципам. Кроме того, они ввели поня¬
тие условных границ для окраинных морей, более откры¬
тых, чем средиземные.
Моря, как правило, не слишком удалены от матери¬
ков, поэтому их границы большей частью повторяют очер¬
тания береговой линии (заливы, полуострова, проливы, ар¬
хипелаги и т. д .) . Однако большая часть водного простран¬
ства, занимаемая океанами, не может быть разделена на
бассейны по этому условному признаку. Такое деление
можно произвести исходя
из
особенностей подводного
рельефа, тем более, что успешное развитие океанографии
позволило широко проводить точные промеры больших
глубин. Бюст (1936) предложил применять изобату 4000 м
для определения границ между различными частями океана.
На этом основании Свердруп и др. (1942) выделили в Ми¬
ровом океане 45 бассейнов: 19 —в Атлантическом (вклю¬
чая Арктический бассейн), 14 — в Тихом и 12 —
в Индий¬
ском.
Определения. Столкнувшись с разногласиями в вопро¬
сах определения границ, гидрографы, принимавшие уча¬
стие в
Первой международной гидрографической конфе¬
ренции в Лондоне (1919), при создании Международного
гидрографического бюро предложили, чтобы одной из его
задач стало определение границ океанов и морей для при¬
нятия
их
национальными гидрографическими управле¬
ниями и включения в официальные издания.
Осуществление этого решения было поручено Между¬
народному гидрографическому бюро на следующей гидро¬
графической конференции в 1926 г.,
в
результате чего
в 1928 г.
появился специальный выпуск МТБ «Границы
океанов и морей», No 23. Второе и дополнительное издания
были выпущены в свет в 1937 и 1950 гг.; третье издание
было выпущено в 1953 г.
Последнее издание включает: критику и
предложения,
внесенные на гидрографических конференциях, а также
337

ОКЕАНЫ
поданные научными организациями; отчет (1940 г.) Коми¬
тета, назначенного Международной ассоциацией физиче¬
ской океанографии на Генеральной ассамблее Междуна¬
родного союза геодезии и
геофизики (1936 г. , Эдинбург),
которая рассмотрела критерии и номенклатуру основных
подразделений океанического дна и мнения, выраженные
различными океанографами.
В третьем издании сохраняется деление Мирового
океана на четыре океана —
Атлантический, Тихий, Индий¬
ский и Северный Ледовитый, но каждый океан рас сматри¬
вается без входящих в него морей. Атлантический и Тихий
океаны делятся на две части
—
северную и
южную, гра¬
ни ца
между которыми проходит по
экватору. Так как
северную границу антарктических вод трудно определить
из-за значительных (в пределах 48—52° ю. ш .
—
Ред.)
сезонных- колебаний
и,
следовательно,
трудно провести
границу
Южного океана,
принято,
сч итать,
что
три
океана —
Атлантический, Тихий и Индийский —
прости¬
раются вплоть до Антарктиды и отд еляют ся друг от друга
по меридианам южных точек Африки, Америки и о. Тас¬
мания.
Проливы, соединяющие два моря, не разделяются на
две части, а включаются в одно из морей (в соответствии
с
решением
Первой международной гидрографической
конференции).
Для обозначения на географических картах условных
границ были приняты меридианы и параллели, которые
легко нанести в любой картографической проекции и локсо¬
дромии (прямые линии в проекции Меркатора, постоянно
используемой в навигации).
В специальном издании МТБ No 23 подробно описы¬
ваются границы морей и океанов. Ниже приводятся мор¬
ские границы океанов (рис. 1 —4).*
Северный Ледовитый океан.4 Между Гренландией и
о. Западный Шпицберген
—
северная граница Гренланд¬
ского моря (5); между о. Западный Шпицберген и о.
Северо-
Восточная Земля — по 80° с. ш .; от м. Ли-Смит до м. Коль-
зат
—
северная граница Баренцева моря (7); от м. Кользат
до м. Арктический
—
северная граница Карского моря (9);
от м.
Арктический к северной оконечности о. Котельный
—
северная граница моря Лаптевых (10); от северной оконеч¬
ности о. Котельный к северной точке о.
Врангеля
—
север¬
ная граница Восточно-Сибирского моря (11); от северной
точки о. Врангеля к м.
Барроу
—
северная граница Чу¬
котского моря (12); от м.
Барроу к м.
Лендс-Энд, на
о.
Принс-Патрик
—
северная граница моря Бофорта (13);
по
северо-западному берегу о.
Принс-Патрик до м. Мак-
Клинток, затем к м. Мёрри' (о. Брок) и вдоль северо-запад¬
ного берега о.
Брок до самой северной его оконечности;
далее до м. Маккай (о. Борден), по северо-западному бе¬
регу о. Борден до м. Маллок, до м. Исаксен (о. Эллеф-
Рингнес), затем к м. Столуэрти (о. Аксель-Хейберг), далее
до м. Колгейт (западная оконечность о.
Элсмир), м .
Колум¬
бияидалеекм.
Моррис-Джесеп (Гренландия).
Северная часть Ат лантич еског о ок еана.
На3—во¬
сточные границы Карибского моря (27), юго-восточные
границы Мексиканского зал. (26) от северного берега Кубы
к Ки-Уэст, юго-западная граница зал. Фанди (25) и юго-
восточные границы зал. Св.
Лаврентия (24); на С — юж н ая
граница прол. Дейвиса (15) от
берегов Лабрадора к Грен¬
ландии и юго-западная граница Гренландского (5) и Нор¬
вежского (6) морей от Гренландии до Шетлендских о-вов;
наВ—
северо-западная граница Северного моря (4), се¬
верные
и западные границы межостровных морей западного
побережья Шотландии (18), южная граница Ирландского
моря (19), западные границы Бристольского зал.
(20) и
прол. Ла-Манш (21), Бискайского зал. (22) и Средиземного
*
Номера а скобках » условные обозначения на картах
(рис
1 ^4^.
338
Рис. 1. Границы океанов и морей. Западное полушарие.
Уел. обозначения к рис.
1—4 .
1 -г- Балтийское море: а
—
Ботнический зал.; б — Финский зал.;
в — Рижский зал.; 2 —
проливы
Каттегат,
Эресунн (Зунд),
Большой Бельт, Малый Бельт; 3 — Скагеррак; 4 — Северное
море; 5.
—
Гренландское море; 6 — Норвежское море; 7 — Ба¬
ренцево море; 8 — Белое море; 9 — Карское море; 10 —
море
Лаптевых;
11—
Восточно-Сибирское
море; 12 — Чукотское
море; 13 —
м оре
Бофорта;
14—
Северо-Западный
проход;
14А —
море Баффина; 15 —
прол. Дейвиса; 15А— море Лабра¬
дор; 16 — Гудзонов зал.; 16А — Гудзонов прол.; 17 — Северный
Ледовитый океан; 17 А —
море Линкольна;
18—
внутренние
моря западного побережья Шотландии; 19 — Ирландское море
и
прол.
Св.
Георга; 20 — Бристольский зал.; 21 —
прол
Ла-
Манш; 22 — Бискайский зал.; 23 —
северная часть Атланти¬
ческого океана; 24 — зал.
Св.
Лаврентия; 25 — зал.
Фан ди;
26 — Мексиканский
зал.;
27 — Карибское море; Средизем¬
ное море: 28А
—
западный бассейн (а— Гибралтарский прол.,
б — Альборанское море; в
—
Балеарское море; г —
Лигурий¬
ско е
море; д —
Тирренское море); 28Б — восточный бассейн
(е
—
Ионическое море; ж —
Адриатическое море; з —
Эгейское
море (архипелаг)); 29 — Мраморное Море; 30 — Черное море;
31 — Азовское море; 32 —
южная часть Атлантического океана;
33—
эстуарий рек Парана и Уругвай (Ла-Плата); 34 — Гвиней¬
ский зал.; 35 — Суэцкий зал.; 36 — зал.
Акаба; 37 — Красное
море; 38 — Аденский зал.; 39 —
Аравийское море; 40 — Оман¬
ский зал,;_ 41
Персидский зал.; 42 — Лаккадивское море;
43 — Бенгальский зал.; 44 — Андаманское море; 45 — Индий¬
ский океан; 45А —Мозамбикский
прол.; 46а — Малаккский
прол.; 466 — Сингапурский прол.; 47 — Сиамский зал.; 48 —
Малайский
архипелаг;
а—
море Сулу; б —
море Сулавеси;
в—
Молуккское море; г
—
зал.
Томини; д —
море Хальмахера;
е—
море Серам; ж —
море Банда; з —
Арафурское море; и
—
Тиморское море; к —
море Флорес; л — зал.
Бони; м
—
море
Бали; н —
Макасарский прол.;
о
—
Яванское море; п —
море
Саву; 49 — Южно-Китайское
море; 50 — Восточно-Китайское
море; 51 — Желтое море; 52 — Японское море; 53 — Внутрен¬
нее Японское море; 54 — Охотское море; 55 — Берингово море;
56 — Филиппинское море; 57 —
северная часть Тихого океана;
58 — зал.
Аляска; 59 —
прибрежные воды юго-восточной Аля¬
ски; 60 — Калифорнийский зал.; 61 — южная
часть
Тихого
океана; 62 — Большой Австралийский зал.; 62А —прол. Басса;
63 « Тасманово море; 64 — Коралловое море; 65 — Соломоново
море; 66 = Новогвинейское море.

ОКЕАНЫ
моря (28); на Ю —
экватор, от берегов Бразилии к юго-
западным границам Гвинейского зал. (34).
Южная часть Атлантического океана. На ЮЗ — от
Антарктиды по меридиану м. Горн (67° 16' з. д.) до о. Ог¬
ненная Земля, от м . Виргинс к м. Эспириту-Санто (восточ¬
ный вход в Магелланов прол.); на 3 —
граница зал. Ла-
Плата (33); на С —
южная граница северной части Атлан¬
тического океана (23); на СВ
—
граница Гвинейского зал.
(34); на ЮВ —
от м. Игольный и вдоль меридиана 20® в.
до Антарктиды; на Ю —
Антарктида.
Северная часть Тихого океана.
НаЮЗ—
северо-во¬
сточные берега Индонезии (48) от экватора до о.
Лусон;
на3иСЗ—
восточные границы Филиппинского (56) и
Японского (52) морей и юго-восточная граница Охотского
моря (54); на С
—
южные границы Берингова моря (55)
и зал. Аляска (58); на В —
западная граница прибрежных
вод Юго-Восточной Аляски и Британской Колумбии (Ка¬
нада) (59) и южная граница Калифорнийского зал. (60); на
Ю—
экватор, за исключением о-во в
Гилберта и Галапагос,
лежащих к С от экватора.
Южная часть Тихого океана. На 3 — от м. Юго-Во¬
ст очн ого
к
южной
т очке
о.
Тасмания, по меридиану
146® 53' в.
к Антарктиде; на ЮЗ и СЗ —
южные, восточ¬
ные и
северо-восточные границы Тасманова моря (63),
юго-восточные и
северо-восточные границы Кораллового
моря (64), восточные
и
северные
границ ы Соломонова
моря (65) и Новогвинейского моря (66), а также северо-
восточные
берега Индонезии (48) от Новой Гвинеи до эква¬
тора;наС—
экватор, включая о-ва Гилберта и Галапагос,
Рис. 2 . Границы океанов и морей. Восточное полушарие.
Рис. 3 . Границы океанов и морей. Европейские моря.
Рис. 4. Границы океанов и морей. Дальневосточные моря.
339

ОКЕАНЫ
лежащие севернее экватора; на В —
по
меридиану м. Горн
(67° 16' з. д.) о т Огненной Земли до Антарктиды,
по л инии
от м. Виргинс к м.
Эспириту-Санто (восточный вход в Ма¬
гелланов прол.); на Ю
—
Антарктида.
Индийский океан.
На С — южные границ ы Аравий¬
ского (39) и Лаккадивского (42) морей, южная граница
Бенгальского зал .
(43), южные берега Индонезии (48),
южная граница Большого Австралийского зал.
(62); на
3—
от м. Игольного
по меридиану 20° в.
до
Антарк¬
тиды; на В — от м. Юго-Восточного к южной точке о. Тас¬
мания, по меридиану 146° 53' в.
к
Антарктиде; на Ю
—
Антарктида.
В скором будущем необходимо будет рассмотреть
вопрос о морях, омывающих Антарктиду.5
Размеры. Размеры океанов и
морей определялись авто¬
рами в зависимости от принятых границ. Основываясь на
данных о
форме Земли и географических границах суши,
Таблица 1. Площади, объемы и средние глубины
океанов и морей (по Коссина, 1921)
6
Море или океан
Площадь,
10е км2
Объем,
106 км8
Средняя
глубина,
м
Атлантический океан )
л
82,441
323,613
3926
Тихий океан
>
без„
165,246
707,555
4282
Индийский океан
) моРей
73,443
291,030
3963
Все океаны (без морей)
321,130
1322,198
4117
Арктическое «Средиземноморье»
(Северный Ледовитый океан)
14,090
16,980
1205
Американское
«Средиземно¬
морье» (Карибское море, Мек¬
сиканский зал.)
4,319
9,573
2216
Средиземное и Черное моря
2,966
4,238
1429
Австрало-Азиатское
«Среди¬
земноморье»
8,143
9,873
1212
Большие средиземные моря
29,518
40,664
1378
Балтийское море
0,422
0,023
55
Гудзонов зал.
1,232
0,158
128
Красное море
0,438
0,215
491
Персидский зал.
0,239
0,006
25
Малые средиземные моря
2,331
0,402
172
Средиземные моря в сумме
31,849
41,066
1289
Северное море
0,575
0,054
94
Прол. Ла-Манш
0,075
0,004
54
Ирландское море
0,103
0,006
60
Зал. Св. Лаврентия
0,238
0,030
127
Андаманское море
0,798
0,694
870
Берингово море
2,268
3,259
1437
Охотское море
1,528
1,279
838
Японское море
1,008
1,361
1350
Восточно-Китайское море
1,249
0,235
188
Калифорнийский зал.
0,162
0,132
813
Прол. Басса
0,075
0,005
70
Окраинные моря
8,079
7,059
874
Бее моря вместе
39,928
48,125
1205
Атлантический океан )
106,463
354,679
3332
Тихий океан
>
с м0'
179,679
723,699
4028
Индийский океан
) Рями
74,917
291,945
3897
Мировой океан
361,059
1370,323
3795
известных с высокой степенью точности, можно определить
с достаточной достоверностью площади океанов и морей.
При определении объема ошибок бывает больше, так как
до сих пор нет детального представления
о
рельефе океани¬
ческого дна, а значения средней глубины даются только
приблизительно.
Коссина провел целый ряд подсчетов, которые он
опубликовал в 1921 г.
(табл. 1), но к этим данным нужно
относиться с определенной осторожностью (границы не¬
сколько отличаются от принятых здесь). Результаты этой
работы стали основой для исследований
мно гих других
ученых, которые приводили
свои
размеры морей, например
Литтлхоулс (1932) и Стокс (1938).
Дополнительные
статистические
данные,
которые
можно привести, следующие: средняя температура 3,90° С,
средний удельный вес 1,045, общая масса 143 -1016 метриче¬
ских тон н, ср едня я сол еность 34,75°/00, или 3,475% по
весу.
Таким образом, в
м оре содерж ится
138-1016 т воды
и
4,87 101в т соли .
АЛЬФРЕДО ВИГЛИЕРЕ
Прим ред.
1
Название «Атлантический океан» впервые
приведено на карте Вальдземюллера (1507), ранее он име ¬
новался Западным океаном. Восточным назывался Индий¬
ский океан, получивший свое современное наименование
в
1555 г. в «Космографии» Мюнстера. Название «Тихий
океан» дано мореплавателем Магелланом, первым пере¬
плывшим этот океанг
а Великим он был назван Бальбоа,
первым из европейцев, увидевшим его с горного хребта.
Нидерландский географ Бернхардус Варениус (1622—
1650) в монографии «Всеобщая география» (1650) впервые
выделил общую и региональную географию и, в частности,
утвердил названия океанов: Атлантический, Тихий, Юж¬
ный (к которому был отнесен и Индийский) и Гиперборей¬
ский (Северный Ледовитый).
2
Ю. М . Шокальский (1939), используя в качестве кри¬
териев обособленность систем воздушных и океанических
течений, распространение приливных волн, распределение
температуры и солености поверхностного слоя и
структуру
вод по
вертикали, выделял четыре океана: Атлантический,
Индийский, Северный Ледовитый и Тихий.
3
На Втором Международном океанографическом кон ¬
грессе (Москва, 1966) было признано целесообразным в со¬
ответствии
с
особенностями
гидрологического режима
выделить Южный океан. По предложению Арктического
и антарктического научно-исследовательского института,
утвержденному Президиумом Всесоюзного географиче¬
ского общества, границы Южного океана (а следовательно,
и южные границы Атлантического, Индийского и Тихого
океанов) проходят вблизи оконечностей материков (Африки,
Австралии, Южной Америки) и островов с максимальным
приближением к положению субтропической конверген¬
ции.
4 Советские океанографы не включают в Атлантиче¬
ский океан моря Норвежское и Гренландское, а относят
их к Северному Ледовитому океану.
5 В настоящее время уже разработана номенклатура
морей, омывающих Антарктиду (см. Атлас Антарктики.
Т. 2. Л., Гидрометеоиздат, 1969).
6
Современные
морфометрические измерения (см.
табл, ниже), выполненные в
Ленинградском государствен¬
ном университете, позволяют уточнить площади и объемы
вод в Атлантическом, Индийском, Северном Ледовитом и
Тихом океанах (Фролов Ю. С. Новые фундаменталь¬
ные данные по морфометрии Мирового океана.—
«Вести.
ЛГУ. Сер. геология и
география», 1971, No 6, вып.
1,
с.
85—90):
340

ОКЕАНЫ
Сводная таблица распределения поверхностей океанов (тыс. км2) по ступеням глубин
Океан
Глубины,,
КМ
Поверх¬
но сть
зеркала
Остро¬
ва
Общая
поверх¬
но сть
СМ
О
1
о
о
0,2—1,0
1—2
2—3
3—4
4—5
5—6
6—7
7—8 8-9 9—10
Атланти¬
7 886
4 829
4 256
8 545
18 206
29 740
17 392
748
42
10
1
91 655
1070
92 725
ческий
Индийский
4 592
2 610
3 168
7 427
19 142
26 390
12 151
694
1
76 175
826
77 001
Северный
6 250
2 779
1 433
1 860
2 034
432
14 788
3795
18 583
Ледовитый
Тихий
8 514
6 093
7 572
12 695
37 279
61 091
42 565
2574
221
59
21
178 684
3947
182 631
Мировой
27 242
16 311
16 429
30 527
76 661
117 653
72 108
4016
264
69
22
361 302
9638
370 940
Сводная таблица распределения объемов водных масс океанов (млн. км3) по ступеням глубин
Океан
Глубина, км
2
Средняя
глубина,
м
0,0—0,2 0,2 —1,0
1-2
2—3
3—4
4—5
5—6
6—7
7—8
Атлантический
17,5
64,8
76,9
71,0
58,0
33,0
8,5
0,4 -
330,1
3602
Индийский
14,8
56,2
67,5
62,8
49,6
26,6
6,8
0,3
284,6
3736
Северный Ледовитый
1,25
5,62
4,96
3,42
1,38
0,09
16,7
1131
Тихий
34,9
133,5
160,1
151,1
126,9
76,3
22,8
1,4
0,1
707,1
3957
Мировой
68,4
260,1
309,5
288,3
235,9
136,0
38,1
2,1
0,1
1338,5
3704
Сводная таблица распределения поверхностей морей (тыс. км2), омывающих побережье СССР, по ступеням глубин
Моря Северного Ледовитого океана
Море
Глубины, км
Поверх¬
ность
зер ка ла
Острова
Общая
поверх¬
нос ть
0,0—0,1 О Го со 0 со1о СП
О
7
ю
о
1—2
2—3
3-4
Баренцево
370,3
845,1
223,0
1438,4
31,4
1469,8
Белое
76,3
13,8
90,1
0,7
90,8
Карское
578,6
228,9
66,2
19,7
893,4
10,0
903,4
Лаптевых
472,2
42,7
16,4
20,3
17,9
60,7
42,0
672,2
5,9
678,1
Восточно-Сибир ское
843,5
61,5
6,8
4,6
916,4
9,7
926,1
Чукотское
505,3
73,9
3,4
4,6
2.4
589,6
—
589,6
МоряТИX0го
океан а
Море
Глубины, к м
Поверх¬
н ость
зеркала
Острова
Общая
поверх¬
ность
0,0—0,2
0,2—1,0
1—2
2—3
3—4
4—5
Берингово
1061,2
112,8
127,7
161,6
849,1
3,0
2315,4
28,9
2344,3
Охотское
659,0
461,7
38,0
51,1
123,4
1603,2
13,5
1616,7
Японское
279,3
178,6
198,6
177,0
228,8
1062,3
7.2
1069,5
Мооя
Атлантическоп
Море
Глубины, к м
Поверх¬
Острова
Общая
ность
по вер х¬
О 01оТо
0,2—0 ,5
0,5—1,0
1—2
2-3
зеркала
ность
Черное
124,9
15,5
26,1
117,2
147,5
431,2
431,2
Азовское
40,5
40,5
—
40,5
Балтийское
421,9
0,8
422,7
25,5
448,2
341

ОПТИЧЕСКАЯ
Сводная таблица распределения объемов водных масс морей (тыс. км3), омывающих побережье СССР, по ступеням глубин
Моря Северного
Ледовитого океана
Море
Г лубины, км
2
Средняя
глубина,
м
0,0—0,1
0,1—0,3
0,3—0,5
0,5 -1,0
1—2
>—3
3—4
Баренцево
127,6
128,3
12,0
267,9
186
Белое
3,5
0,9
4,4
49
Лаптевых
33,5
35,4
29,4
64,4
111,7
78,0
10,8
363,2
540
Карское
53,8
31,4
8,4
7,4
101,0
1ГЗ
Восточно-Сибирское
49,5
8,4
1,6
1,2
60,7
66
Чукотское
31,1
9,5
1,7
2,5
0,6
45,4
77
МоряТиXого
ок:еана
Глубины, к м
Средняя
Море
2
глубина,
0,0 —0,2
0,2- -1 ,0
1-2
2—3
3—4
4—5
м
Берингово
314,8
953,8
1079,0
963,1
484,9
0,8
3796,4
1640
Японское
182,5
547,0
504,7
335,3
61,1
1630,6
1535
Охотское
253,0
535,6
313,0
181,7
33,6
1316,9
821
МоряАтлантического
океана
Глубины, км
2
'Средняя
Море
глубина.
О01ою
0,2--0,5
0,5—1 ,0
1—2
2—3
ц
Черное и Азовское
*
67,9
89,6
139,2
219,6
39,3
555,6
1179
Балтийское
20,3
20,3
48
*
Объем вод Азовского моря 3,4-102 км3 в слое 0,0 —0,2 км.
ОПТИЧЕСКАЯ ОКЕАНОГРАФИЯ — с м .
Океанография
жен иях и
батиметрии как на материковых отмелях, так и
оптическая.
в
окружающих районах суши.
Идеализированная модель распределения
современ¬
ных и
реликтовых терригенных осадков на материковой
ОСАДКИ МАТЕРИКОВОЙ ОТМЕЛИ
И МАТЕРИКОВОГО СКЛОНА
Осадки материковой отмели. Для понимания процессов
распределения
и отложения осадков на материковой от¬
мели (шельфе) необходимо оценить ряд факторов, влияю¬
щих на эти
процессы (таких, как уровень привноса осад¬
ков, ширина шельфов, интенсивность и направление тече¬
ний и др.).
Влияние
эвстатических
колеба¬
ний. Большие площади современных материковых отме¬
лей
п окрыт ы реликтовы ми
осадками,
образовавшимися
в
период плейстоценового понижения уровня моря (см.
Средний уровень моря). Самое последнее (висконсинекое)
максимальное понижение уровня моря (примерно 18 тыс.
лет назад), которое сопровождалось продвижением ледника
в
высокоширотные районы материков, обнажило большую
часть поверхности материковых отмелей. По мере отсту¬
пания ледника талая вода возвращалась в океан, и
уровень
моря поднялся от —125 м до современного уровня. Повы¬
шение уровня моря привело к тому, что береговая линия
сме ст ила сь п о шельфу. Таким образом, смещение береговой
линии явилось следствием понижения, а затем повышения
уровня моря
из-за климатических изменений, выражав¬
шихся в
наступлении
более холодных периодов, которые
прерывали общий процесс потепления. Изменения
направ¬
лений
ветров и течений также оставили, .свой след в -отло -
342
Рис. 1 . Диаграммы структурно однотипных материковой тер¬
расы и подножия материкового склона.
Приведены их средняя
глубина, ширина и угол
наклона.
Вертикальное увеличение X 20.
отмели показана на рис. 2. При максимальном понижении
уровня моря (примерно 18 тыс. лет назад) береговая линия
находилась вблизи внешнего края шельфа. Г1о мере повы¬
шения-уровня-моря береговая линия перемещалась через

ОСАДКИ
весь шельф от его внешнего края к современному местопо¬
ложению, в пери од прод виж ен ия береговой линии во м но¬
гих
районах формировались осадки береговых валов или
прибрежные пески трансгрессии, покрывающие плейсто¬
ценовую поверхность суши. В некоторых местах на этой
плейстоценовой
поверхности
сохранился слой
почвы,
залегающий на аллювиальных дельтовых или других отло¬
жениях прибрежной равнины, в других местах она пред¬
ставлена скальными породами, эродированными во
время
повышения и понижения уровня моря. В высокоширотных
подвергавшихся оледенению районах дотрансгресснвная
поверхность покрыта ледниковыми отложениями (тилль).
/
/V
Рис. 2 . Идеализированная модель отложения осадков на мате*
риковой террасе. Схема показывает влияние поднятия уровня
моря после конца плейстоцена на распределение поверхностных
осадков при широком шельфе и от умеренной до высокой ско¬
рости привноса
осадков.
/ — отложения на склоне;
II—
район без отложений; III —
район шельфовых отложений; IV —•
прибрежный район. 1
—
современный уровень моря; 2 — понижение уровня моря в плей¬
сто цене;
3 — плейстоценовая
поверхность;
4—
современные
илы в открытом море; 5 —
прибрежные п ес ки .
Базальные пески трансгрессии обычно постепенно
переходят в прибрежные пески, отложившиеся при совре¬
менном положении уровня моря. Развитие современной
береговой линии в большинстве районов началось в по¬
следние 5—7
тыс.
лет,
когда
закончила сь
фландрская
трансгрессия и море заняло положение, близкое к совре¬
менному. Во время быстрого повышения уровня моря взму¬
ченные осадки (илы и глины) рассеялись по
поверхности
шельфа, хотя обычно оседали за очень короткий промежу¬
ток времени, покрывая базальные пески. Когда трансгрес¬
сия начала замедляться, отложения илов и глин стали по ¬
крывать пески внутренней части шельфа.
В настоящее время илы шельфовых фаций отлагаются
обычно только на
внутренней части шельфа (внутренние
30—40-километровые полос ы
широких шельфов), в тех
местах, где реки приносят осадки в достаточно большом
количестве и гд е турбулентность океан ически х
вод
не
очень сильна. Внешняя часть широких шельфов местами
не покрыта осадками вследствие значительного удаления от
берега и от источника осадков, а также вследствие увеличи¬
вающегося турбулентного действия волн, приливных те¬
чений и
полупостоянных потоков над внешним краем
шельфа. Увеличение турбулентности мешает отложению
осадков, удерживает их во взвешенном состоянии и способ¬
ствует переносу их на материковый склон, минуя внешний
край шельфа.
В морфологии послечетвертичных шельфов видны
следы колебаний уровня моря в тот период. Современный
рельеф шельфов почти наверняка обусловлен неоднократ¬
ными
перемещениями зон осадконакопления и эрозии по
поверхности шельфа в течение четвертичного периода.
В период относительно высокого уровня моря (как в на¬
стоящее время) осадки концентрировались на внутренней
части шельфа, в эстуариях, затопляемых при повышении
уровня моря,
и в дельтах. В период относительно низкого
уровня моря осадки переносились на внешнюю
ча сть
шельфа, а в некоторых случаях, как известно, даже вызы¬
ва ли
рост края шельфа в сторону моря. При быстром
чередовании трансгрессий и регрессий соответственно пере¬
мещались зоны осадконакопления и размыва. В результате
этого четвертичные шельфы повсеместно выглядят едино¬
образно. Для дочетвертичных шельфов не характерно
такое единообразие, хотя стратиграфические данные по
некоторым регионам, несомненно, свидетельствуют о сход¬
стве их с современными шельфами.
Осадки на шельфах различных ви¬
дов. Эта статья не претендует на полное рассмотрение
осадков в сех
существующих на земле шельфов. Ниже при¬
ведена классификация некоторых шельфов и краткое опи¬
сание их осадков.
1. Шельфы высоких широт (в холодных водах). 1. Шель¬
фы, прилегающие к районам, подвергшимся оледенению.
Для рельефа дна этих шельфов часто характерны глубокие
ложбины и ущелья,
как параллельные, так и перпендику¬
лярные береговой линии. Отрицательные формы рельефа,
перпендикулярные береговой линии, были, вероятно, обра¬
зованы ледниками в период низкого уровня моря (Шепард,
1963). Ложбины и ущелья, параллельные берегу, как пред¬
полагается, отмечают местоположение
основных
зон раз¬
ло мов,
вдоль
ко тор ых
про ис ход ило позднекайнозойское
поднятие (Хольтедаль, 1958). Поверхностные осадки этих
шельфов часто состоят из илов, песков и гравия, представ¬
ляющих собой, по-видимому, реликты ледниковых отло¬
жений. Примером таких шельфов служат шельфы Канады,
Норвегии и Антарктиды. Некоторые из них бывают очень
широким и
и
глубокими.
Ширина Баренцевоморского
шельфа (побережье Северной Норвегии и часть побережья
Советского Союза) превышает 1100 км при глубине 500 м
и более, причем такая глубина, по-видимому, вызвана по¬
гружением шельфа под действием значительного веса льда.
2. Шельфы неледниковых
районов. Эти шельфы,
например Северного Ледовитого океана (побережья Си¬
бири и Аляски), обычно очень ровные и широкие, но не¬
глубокие. Поверхностные осадки
—
обычно илистые с боль¬
шим содержанием сыпучего гравия и валунов, принесенных
дрейфующим льдом. Современные осадки могут быть встре¬
чены на этих широких шельфах на значительном расстоя¬
нии от берега.
И. Шельфы умеренных широт. 1 . Шельфы широкие
и средней ширины с высоким темпом привноса осадков.
Примером служит Луизианский шельф к 3 от р. Мисси¬
сипи. Большая часть таких шельфов покрыта современ¬
ными (голоценовыми) илистыми осадками. В других райо¬
нах, например у самого западного побережья централь¬
ного Техаса, современные илы покрывают только внутрен¬
нюю часть
шельфа. Такое распределение осадков довольно
типично для многих шельфов земного шара.
2. Шельфы широкие с низким темпом привноса осад¬
ков. Примером служит шельф восточного побережья США
(частично показан на рис. 3). Шельф обычно покрыт релик¬
товыми мелководными базальными песками трансгрессии,
а речные илы или откладываются в эстуариях затопленных
речных долин, или поддерживаются турбулентными пото¬
ками во взвешенном состоянии до тех
пор, пока они не
минуют шельф и не достигнут материкового склона.
3. Шельфы узкие. Существует три основных типа
уз¬
ких
шельфов. Первый тип— это кромка широкого шельфа,
расположенная на внешнем краю крупных дельт, в то
время, как остальная часть
шельфа пбгребена под дельто¬
343

ОСАДКИ
выми
отложениями,
превратившимися
в
сушу. Приме*
рами могут служить шельфы на краю дельт Миссисипи,
Нигера и других рек, а также в
районах побережий остро¬
конечных мысов, таких, как м. Хаттерас и др. (Шепард,
1963). Этот тип считается разновидностью рассмотренных
выше типов
шельфов. Второй тип обычно
характерен
для побережий с молодыми горными хребтами; полоса
шельфа протягивается параллельно простиранию горных
систем. Такие шельфы обычно неглубокие и местами имеют
отдельные выходы коренных пород. В районах, где есть
привнос осадков, весь шельф может быть покрыт современ-
2. Шельфы в чистых водах, при низком темпе привноса
осадков. Это хорошо известные карбонатные шельфы
с растущими рифами, кластическими карбонатами и из¬
вестковыми илами, перемешанными с различным количе¬
ством терригенных осадков. Около Флориды (рис. 3) тер-
ригенные осадки в большой степени приурочены к лагунам,
болотам и внутренним шельфам, а в
других районах, как,
например, Большой Барьерный риф у побережья .Австра¬
лии, большая часть тыловых рифовых фаций на шельфе,
по-видимому,
сложена современными
илами,
перенесен¬
ными рек ами с
суши.
Рис. 3 . Распределение поверхностных осадков на шельфе юго-восточной части США. Разрез у Галвестона см. на
рис. 4.
1—
прибрежные фации (реликтовые и современные); 2 —
шельфовые фации; 3 —фации лагун, дельт и эстуариев;
4—
известковые фации; 5 —
направление переноса; 6 —
приблизительный край шельфа.
ными осадками мощностью в несколько десятков метров
(Мур, 1960), состав которых меняется от песков до илов по
мере удаления от берега. Примером служат шельфы запад¬
ного побережья Южной Америки и Южной Калифорнии.
Третий тип —
шельфы, образованные молодыми сбросами,
срезающие древние тектонические системы, а не прости¬
рающиеся
параллельно
им.
Примером служат шельфы
Португалии и Средиземноморья.
III. Шельфы тропических и низких широт (в теплых
водах). 1. Шельфы во влажных тропиках, с высоким темпом
привноса осадков. Многие крупнейшие реки мира проте¬
кают во влажных тропических районах и привносят боль¬
шое количество осадков на шельфы. Рост мангровых за¬
рослей убыстряет размыв береговой линии, но, несмотря
на это, шельфы дельт могут достигать довольно значитель¬
ной ширины. Погружение субстрата под действием на¬
грузки приводит к углублению шельфов, а отложение
осадков как бы противодействует этому и способствует об¬
мелению.
Осадки
обычно
представлены современными
илами. Течения препятствуют распространению этих илов
по всему шельфу и образованию покрова, перекрывающего
реликтовые пески. В качестве примеров могут быть на¬
званы шельфы дельт рек восточного побережья Южной
Америки, Конго, Нигера, Инда, Ганга, Иравади, Меконга
и
др.
344
Осадки материкового склона. О рельефе и осадках ма¬
терикового склона известно гораздо .меньше, чем об осад¬
ках
шельфа. Крупные формы рельефа склонов изучены
почти повсеместно, детально исследованы только отдель¬
ные места. Известно, что осадочные породы склонов преиму¬
щественно илистые, но почти ничего неизвестно об их из¬
менчивости
и скорости современного осадконакопления.
Средний уклон для верхних 2000 м материкового
склона составляет примерно 4,25° (Шепард, 1963), но мест¬
ные его значения колеблются в широких пределах. Боль¬
шинство материковых склонов не доходит до глубоковод¬
ного дна
—
примерно половина оканчивается в погранич¬
ных глубоководных ущельях или более мелких погранич¬
ных депрессиях, а большая часть остальных материковых
склонов оканчивается в конусах выноса осадков или на
материковых подножиях (рис. 1). Согласно Шепарду (1963),
различные типы материковых склонов имеют в среднем
следующие уклоны: склоны около больших дельт 1,3° для
верхних 2000 м, склоны в районах «сбросовых берегов»
с узкими шельфами 5,6°, склоны в районе берегов с моло¬
дыми горными хребтами 4,6° и склоны вблизи устойчивых
берегов без крупных рек 3°.
Диапазон уклона внутри
каждого типа весьма велик. В общем, склоны Тихого океана
круче склонов Атлантического океана,
которые
в свою
очередь круче склонов Индийского океана.

ОСАДКИ
Материковые склоны имеют прямое или слегка изогну¬
тое
оче рта ние
в
противоположность более
изломанной
форме береговой линии. Уменьшение мощности материко¬
вой коры (выклинивание гранитного слоя.—Ред.)
и
пере¬
ход коры к океанической обычно происходят в пределах
склона, что подтверждает мысль о том, что шельф является
подводной частью материка. Местоположение береговой
линии и ее очертания изменяются в зависимости от эвста-
тического
уровня океана (см. Средний уровень моря),
а также под влиянием региональной и местной тектоники,
тогда как истинная граница материка
почти не изменяется.
Во многих случаях (например, материковый бордерленд
последних лет, хотя определение глубинных структур пу¬
тем гравиметрических исследований было возможно зна¬
чительно раньше. Новым методом является акустическое
зондирование, при котором низкочастотные сигналы боль¬
шой интенсивности подаются каждые несколько секунд
или минут по ходу судна. Отраженные сигналы от осадоч¬
ных и скальных пород принимаются специальной аппара¬
турой и регистрируются на движущейся ленте;
зап ись
отраженных волн напоминает геологический поперечный
профиль. На рис. 5 представлена запись сигналов, посту¬
пивших от основных отражающих
слоев такого профиля.
В настоящее время используются различные источники
шельф
склон
вп■ Сигсби
100
200
300
400
500км
Рис. 4 . Структурный профиль материковой террасы Мексиканского зал. от Галвестона (Техас) (см. рис. 3).
Цифры
—
скорости сейсмических волн в слоях осадочных пород в км/с. Вертикальное увеличение Х9,5.
Южной Калифорнии или плато Блэк около юго-восточного
побережья США) материковый склон отделяется от шельфа
окраинным плато средней глубины. Плато Блэк имеет
относительно
ровную поверхность, тогда как бордерленд
Южной Калифорнии представляет собой ряд банок и остро¬
вов с
разделяющими
их
глубокими впадинами.
Такие
окраинные плато являются «квазикратонными» частями
материковой глыбы: край материковой глыбы подстилает
материковый склон, который уходит на большую глубину.
На материковых склонах преобладают илистые осадки;
пе счаных
или
гравийных осадков, перенесенных через
край шельфа, меньше. Но
некот орые
из этих осадков могли
остаться с тех
времен, когда отложения происходили прямо
на верхнем склоне в
период низкого уровня моря в плейсто¬
цене. На некоторых склонах часто встречаются выходы
скальных пород; обычно это бывает на крутых склонах
в
районах гористых побережий и узких шельфов.
Внутренняя структура материковой террасы (совокуп¬
ность материковой отмели и материкового склона). Изуче¬
ние внутренней структуры материковой террасы быстро
прогрессирует.
Инструментальные способы,
пригодные
для детальных исследований внутренней структуры земной
коры (на небольших глубинах), разработаны в течение
звука, например маломощные динамитные взрывы, раз¬
ряды электрических дуг. взрывы газовых смесей или
короткие сигналы сжатого под большим давлением воз¬
духа.
Внутренняя структура двух материковых террас пока¬
зана на рис. 4 и 5. Рисунок 4 представляет разрез матери¬
ковой террасы Мексиканского зал. вдоль линии к Ю от Гал¬
вестона, показанной на рис. 1 . Верхняя часть осадочного
слоя, толщиной примерно 1 км, нанесена по записям не¬
прерывной регистрации отраженных волн, а нижняя —на
основании изучения скорости преломленных волн. Самый
нижний
слой,
скорость распространения сейсмических
волн в котором 8,3 км/с, представляет собой мантию, глу¬
бина которой увеличивается под склоном и внешней частью
шельфа. Слои со скоростью распространения сейсмических
волн 3,6—3,8 км/с и менее представляют собой консолиди¬
рованные осадки с переходом к неконсолидированным,
а
слои, находящиеся ниже и имеющие более высокие скоро¬
сти распространения сейсмических волн, могут представ¬
лять собой эвапориты, вулканические и другие «переход¬
ные» скальные породы. Приближение к поверхности по¬
дош вы с л о я со скоростью распространения сейсмических
волн 3,6—3,8 км/с под внешним краем шельфа может быть
345

ОСАДКИ
связано с соляным куполом, внедрившимся в более моло¬
дые осадки из глубины. На рис. 4 показаны записи, полу¬
ченные в 1963 г. Муром и Карреем, по
которым было опре¬
делено, что околоповерхностный соляной купол действи¬
тельно был поднят на несколько километров. Однако такие
интрузии встречаются довольно
час то.
Слой осадочных
пород над соляным куполом уменьшается
в мощн ости и
расчленяется сбросами на отдельные блоки. Купола такого
типа более глубокого залегания, возможно , отмечены си ¬
стемами
сбросов, осложняющих
глубинные структуры
шельфа.
Крутая часть около основания склона называется
уступом Сигсби. Более глубокая структура пласта со ско-
террасы, выявленные по охарактеризованному выше раз¬
резу, прослеживаются вдоль всей центральной Калифор¬
нии. Таким образом, эта крупная морфоструктура харак¬
теризуется наличием гряд
коренных
пор од.
Строение
материковой террасы на восточном побережье США, по
существу,
анал огичн о
вышеописанному,
за исключением
того, что подстилающие породы здесь более глубоко по¬
гружены, поэтому
заполненные осадками впадины как на
подножии материкового склона, так и на шельфе содержат
гораздо больше осадков.
В строении материковой окраины можно
заметить
большое
разнообразие. Выше рассмотрены только дв а т ипа
ее
структуры. Еще один тип, возможно, регионального
Рис. 5. Профиль отраженных волн у побережья Сан-Франциско, Калифорния,показывающий распреде¬
ление гранитных и осадочных пород.
ростью распространения сейсмических волн 3,6—3,8 км/с
предполагает наличие сброса, в дальнейшем покрытого
более молодыми осадками. Рассматриваемая материковая
терраса в целом характеризуется преобладанием мощного
осадочного слоя, в пределах шельфа и материкового склона
и
представляет
собой
так
на зываему ю
ге осинк линал ь
побережья Мексиканского зал.
Часть материковой террасы в районе Сан-Франциско
(Калифорния) показана на рис.
5. На том же рисунке
по
данным непрерывных
записей отраженных волн изображен
профиль, проходящий от середины шельфа к о-вам Фарал-
лон, расположенным на краю шельфа, и далее вниз по ма¬
териковому склону к верхней части материкового подно¬
жия. Такой же профиль показан в нижней части рисунка
без вертикального увеличения. Острова Фараллон состоят
из кварцевых диоритов мелового возраста. Эти скальные
породы можно проследить по записям отраженных волн,
п роиз веденным
на
небольшо м
расстоянии
от
внешней
кромки шельфа как в
сторону материка, так и в
сторону
моря.
На коренных породах шельфа залегает мощная толща
третичных
и
четвертичных осадков. Поверхностный слой
осадков, перекрывающий коренные породы на склоне, был
сильно нарушен оползнями и обвалами, сползавшими вниз
по склону. Другая мощная толща осадков, также, вероятно,
третичного и
четвертичного возраста, выстилает матери¬
ковое подножие. Основные черты строения материковой
346
значения характеризуется тем, что на материковом склоне
обнажены отложения, слагающие шельф и отлого падающие
в
сторону моря;
это
указывает на то, что склон в этом районе
может быть скорее эрозионного,
нежели осадочного форми¬
рования. Такой тип строения материковой террасы был
установлен Хизеном (1959) в некоторых районах восточной
части США, но насколько широко он распространен в дру¬
гих частях Земли, до сих пор еще не определено. Возможно,
существует много других структурных типов, так же как и
разновидностей приведенных здесь структур материковых
террас.
Структура материковой террасы зависит от многих
факторов:
1) тектоническое
проис хождение,
или
история
его
ге олог ического
развития,
определяет
некую
начальную
точку
в эволюции материковой террасы. К этому времени
была сформирована исходная поверхность,
на которую
впоследствии откладывались осадки, а на них в
прилегаю¬
щих районах суши сформирована первоначальная система
речной сети и выноса осадочного материала;
2) первичный процесс в эволюции террас заключается
в отложении осадков. Сначала скорости распределения и
отложения будут зависеть в большой степени от характера
исходной поверхности, ее ширины, крутизны и т.
д.
В конечном итоге осадки могут сплошным чехлом покрыть
ранее существовавшую поверхность
и тем самым сгладить

ОХОТСКОЕ
имевшиеся на ней неровности;
в некоторых случаях уста¬
навливается профиль отложений, которые подстилаются
осадками прибрежной равнины, шельфа, склона и подно¬
жия
материкового склона;
3) в йериод осадконакопления развитие террасы чув¬
ствительно к дополнительным изменениям таких процессов,
к ак,
например,
погружение и поднятие,
тектонические
нарушения,
эвстатические колебания уровня моря,
вне¬
дрение магматических пород или соляных куполов
ит.д.
По истечении достаточного времени суммарный результат
всех этих процессов может привести к тому,
что материко¬
вая терраса приобретет облик «древней» или «зрелой» ма¬
териковой террасы по Дитцу (1952).
ДЖОЗЕФ Р. КАРРЕЙ
ОСАДКИ МОРСКИЕ — с м.
Морские осадки.
ОХОТСКОЕ МОРЕ
О. м.
—
одно из окраинных морей Тихого океана
—
расположено в его северо-западной части у берегов Азии
и отделяется от океана цепью Курильских о-вов и п-овом
Камчатка, которые являются частью единой Курило-Кам¬
чатской тектонической дуги. Крайние точки, характери¬
зующие географическое положение
О. м.,
следующие:
вершина Пенжинской губы (62° 42' с. ш .,
164° 25'
в.
д.)
на С; прол. Немуро (Измены) (43° 43' с. ш., 145° 15' в.
д.)
на Ю; вершина Удской губы (54°50' с.
ш.,
135°10' в. д.)
на 3 и устье р. Пенжины (62° 30' с. ш., 164° 45' в. д.) на В.
Наибольшая протяженность О. м. (с ЮЗ на СВ) —
о коло
2500 км. С В на 3 ширина достигает около 1500 км. Куриль¬
ские проливы соединяют О. м. с Тихим океаном, а мелко¬
водные проливы Невельского, Татарского и Лаперуза со¬
единяют О. м. с Японским морем.
О. м. почти со всех сторон окружено горными соору¬
жениями. На В, 3 и Ю располагаются кайнозойские склад¬
ч ат ые хребты Камчатки, Сахалина и Хоккайдо. На СЗ
к
О. м.
подходит
Восточно-Забайкальско-Приамурская
область мезозойской складчатости.
Горные сооружения
либо подходят вплотную к берегу (как на С, СЗ и Ю), либо
отделены от О. м. обширными низменностями (как на Кам*
чатке, северной части Сахалина и около устья Амура и
других рек). Абсолютная высота горных цепей в среднем
равна 1—2,5 км, увеличиваясь на Камчатке до 3,5 км.
.
Береговая линия О. м. тянется на 10 460 км и отли¬
чается значительной сложностью, особенно на 3, СВ, где
находится несколько довольно больших открытых зали¬
вов. Наиболее крупный из них зал. Шелихова с Гижигин-
ской и Пенжинской губами расположен в северо-восточной
части О. м . На 3 находятся заливы Анива, Терпения (Юж¬
ный Сахалин), Сахалинский с Амурским лиманом, Алек¬
сандры, Ульбанский, Академии и Тугурский, Торомская
и Удская губы. На С располагаются заливы Ушки, Шель-
тинга, Забияка, Бабушкина, Кекурный и Тауйская губа.
Вдоль остальной части береговой линии О. м. заливы либо
очень небольшие, либо совсем отсутствуют.
Островов в О. м. немного. В основном это прибрежные
острова (Шантарские о-ва на 3, о. Тюлений около Саха¬
лина, о-ва
Спафарьева и Завьялова в Тауйской губе,
Ямские о-ва в зал . Шелихова и о. Птичий у Камчатки).
В открытом море расположен один небольшой о. Ионы.
В Курильском архипелаге длиной примерно 1200 км
насчитывается 28 относительно больших островов
и много
мелких островов (общей площадью около 15,6 тыс. км2)
и скал. Эти острова образуют Большую Курильскую гряду,
расположенную вдоль внешней (океанской) стороны Боль¬
шой Курильской гряды в 60 км к ЮВ от последней.
Площадь О. м. с островами 1583 тыс. км2, а без остро¬
вов 1579,9 тыс. км2. Максимальная глубина 3374 м, средняя
глубина 777 м (рис. 1). Объем вод О. м . 1227,7 тыс. км3.1
Общая
площадь
водосборного
бассейна
О. м.
2666 тыс. км2, а общий годовой сток рек 586 км3. Наиболь¬
шее поступление в од от Амура
—
371 км3. Реки северо-
западного побережья (Тугур, Уда, Улья и др.) приносят
примерно 57,2 км3 воды; реки северного побережья (Охота,
Рис. 1. Батиметрическая карта Охотского моря (по Удинцеву).
Глубины
—
в метрах.
Кухтуй, Ульбея, Иня, Тауй, Яма, Гижига, Пенжина
ит.д.)
—
примерно 82,1 км3; реки Камчатки —
52,3 км3;
реки Курильских о-вов и Хоккайдо — 6,8 км3; реки Саха¬
лина
—
16,6км3ит.д.
Рельеф дна. О . м.
расположено в переходной зоне о т
материка
к ложу Тихого океана. При анализе донного
рельефа О. м.
выделяют три основные морфологические
ступени: а) материковые и островные отмели, б) дно цен¬
тральной части моря и в) дно южной глубоководной котло¬
вины. Материковая отмель занимает более 40% всей пло¬
щади О. м. Ее ширина в районе прол. Лаперуза 120 миль,
у восточного побережья Сахалина 30—40 миль, на С 60—
220 миль, в зал. Шелихова 90 миль, у южного берега Кам¬
чатки 30 миль. Глубина внешнего края материковой от¬
мели колеблется от 100—175 м на В до 150—275 м на ЮЗ
и до 170—350 м на С. Крутизна материкового склона на Ю,
3 и В колеблется от нескольких градусов до 15—20°, в то
время как на С крутизна не превышает 2°.
347

ОХОТСКОЕ
Дно центральной части О. м.
представляет собой си¬
стему нескольких поднятий и ложбин с резко меняющи¬
мися глубинами. Минимальные глубины над наиболее
крупными
поднятиями
—
возвышенностями
Академии
наук СССР и Института океанологии
—
достигают соот¬
ветственно 894 и 940 м. Склоны этих поднятий, разделен¬
ных желобом Макарова, имеющим глубину 1354 м, сохра¬
нили некоторые следы субаэрального рельефа, частично
скрытого под покровом донных осадков. Недалеко от Юж¬
ной Камчатки находится небольшое поднятие Лебедя, глу¬
бина над которым около 200 м. К В от Сахалина расположена
обширная котловина Дерюгина с максимальной глубиной
1744 м, а к 3 от Камчатки располагается впадина ТИНРО
с максимальной глубиной 993 м.
Кроме того, небольшая по
размерам и не очень глубокая (около 445) котловина нахо¬
дится в зал. Шелихова.
Она связана желобом (глубиной
369 м) с впадиной ТИНРО, которая в свою
очередь соеди¬
няется с южной глубоководной котловиной О. м. желобом
Лебедя (глубиной до 530 м). Котловина Дерюгина связана
с южной глубоководной Курильской котловиной желобами
Макарова и .Петра Шмидта (глубиной до 1315 м). Дно кот¬
ловин и впадин центральной части О. м. очень неровное,
особенно дно впадины
ТИНРО.
Курильская котловина, расположенная с внутренней
стороны Курильских о-вов, — область наибольших глубин
(более 3000 м). Здесь находится самая глубокая впадина
О. м.
(3374 м), обнаруженная во вре мя эк спедиции
на
судне «Витязь», с
крутыми (15—20°) склонами. Дно котло¬
вины представляет собой абиссальную равнину.
Геологическая история. Северное мелководье и цен¬
тральная часть О. м . представляют относительно устой¬
чивую платформу, не
захваченную третичной складча¬
тостью и
испытавшую недавнее опускание. Котловина Де¬
рюгина
и впадина ТИНРО также образовались сравни¬
тельно недавно. Они могут рассматриваться
как окраин¬
ные депрессии по отношению к складчатым сооружениям
Сахалина и Камчатки.
Южная глубоководная котловина является наиболее
древней депрессией О. м .
Ее развитие продолжается и
в н аст оя щее время.
Курильская дуга является большой
двойной
геоан тикли налью ,
внутренний хребет которой
увенчан цепью действующих вулканов, связанных с
круп¬
ным глубинным разломом; внешний хребет имеет, по-ви¬
димому, более древнее происхождение; проявления совре¬
менной вулканической деятельности на нем отсутствуют.
Южная глубоководная котловина вместе с
Курильской
островной дугой и примыкающим к ней Курило-Камчат¬
ским желобом входит в
зо ну незавершенной кайнозойской
складчатости,
т. е.
они
являются
частью
современной
геосинклинальной системы. Здесь сосредоточена наиболее
интенсивная
вулканическая
и сейсмическая
активность.
Вулканическая деятельность особенно сильно проявляется
в
районе Курильских о-вов, где находится 39 действующих
наземных вулканов
и большое количество подводных вул¬
канов. На о. Хоккайдо располагаются пять действующих
вулканов. Наиболее сильные землетрясения также кон¬
центрируются в районе Курильских о-вов; они здесь до¬
стигают 9 баллов. Более слабые землетрясения отмечены
на Сахалине (до 7—8 баллов) и на
северном побережье
О. м.
(до 5—7 баллов). Минимальная сейсмичность отме¬
чае тся в
северо-западной части О. м.
Согласно данным Безрукова и Удинцева (1953), южная
часть О. м. была
морским
бассейном еще в неогене. Четвер¬
тичное оледенение захватило мелководную северную часть,
которая в то
время была сушей. Послеледниковая транс¬
грессия затопила северные мелководные районы и район
центральных возвышенностей, где сохранились неровности
наземного рельефа.
Донные осадки. В прибрежных районах О. м . дно по¬
к ры то валунно-галечно-гравийными и песчаными осадками.
34$
Валунно-галечно-гравийные осадки (размеры обломков
колеблются от 10 см до 1 мм) распространены на отдельных
участках дна на глубинах в несколько метров. Галечно¬
гравийные осадки занимают обширные площади не только
около берега, но и в открытом море. Они встречаются также
на
вершинах и скл онах
подводных поднятий. Наиболее
часто такие осадки встречаются на глубинах до 50—100 м,
а в отдельных местах
—
ина
глубинах до 1200—2500 м.
В зоне распространения галечно-гравийных осадков встре¬
чаются небольшие пятна ракушечных
или мшанковых от¬
ложений. Пески (размеры частиц 1—0,1 мм) покрывают
большие площади на материковых и островных отмелях.
Рис. 2 . Донные осадки Охотского моря (по Безрукову),
/—галечники и гравий; 2— пески; 3— алевриты; 4 —
алеврито ¬
вые диатомовые глины; 5 —
диатомовые илы; 6 —
алеврито¬
вые глины без кремнистых примесей; 7 — скалистые грунты.
Они распространены у побережий и мористее зоны галечно¬
гравийных осадков, наиболее часто на глубинах 30—300 м.
В районах, прилегающих к Курильским о-вам, они нахо¬
дятся на глубинах до 1500—2500 м. Здесь в некоторых ме¬
стах встречаются фораминиферовые пески.
В более глубоководных частях О. м.
распрос транены
алевритовые,
алевритово-глинистые
и
глин исты е
ил ы.
Алевритовые илы (размеры частиц 0,1 —0 ,01 мм) отлагаются
на внешнем крае шельфов и на склонах, а также на под¬
водных
возвышенностях
в
центральной части О. м.
на
глубинах до 1000 м. В районе Курильских о-вов они
рас¬
пространяются
на
глубины до 2800—3000 м.
Алевритово¬
глинистые илы (содержащие 50—70% частиц менее 0,01 мм)
распространяются до максимальных глубин О. м.
Они
обычно содержат от 20 до 50% (и более) аморфного кремне¬
зема, в основном в виде скелетов диатомовых водорослей,
так что эти осадки могут быть классифицированы как
кремнистые диатомовые илы (Безруков, 1960).
Донные осадки в районе Курильских о-вов, как пра¬
вило, включают пирокластический материал и во многих

ОХОТСКОЕ
проливы между Курильскими о-в ами.
Ширина этих проли¬
вов
различная, что влияет на водообмен между океаном и
О. м. Из общей суммы поперечных сечений проливов 43,3%
приходится на прол.
Буссоль (глубина порога 2318 м),
24,4% на прол. Крузенштерна (глубина порога 1920 м),
9,2% на прол.
Фриза, 8,1% на Четвертый Курильский
прол.
ит.д.
Поверхностные воды О. м.
характеризуются темпера¬
турой от —1,8 до +2° С зимой и от 10 до 18° С летом. Соле¬
ность воды
—
около 33—34°/00 . Летом вода прогревается
до глубин 30—75 м.
Прогревание не распространяется на
всю
толщу воды, охлаждающейся в течение зимы, и вслед¬
ствие этого на глубинах около 150 м сохраняется холодный
промежуточный слой с отрицательной температурой (до
—1,6° С). Ниже этого слоя находятся более теплые тихо¬
океанские
вод ы
с
температурой 2—2,5° С
на
глубинах
750—1500 м .
Придонные воды в районе максимальных глу¬
бин имеют температуру
око ло
1,8° С и соленость около
34,5°/00.
Характерным для циркуляции,
охватывающей
всю
толщу воды,
является преобладание циклонической си¬
стемы течений, обусловленной циклонической циркуля¬
цией атмосферы над О. м. и
прилегающей частью Тихого
а)
Рис. 3 . Содержание аморфного кремнезема в поверхностных осад¬
ках Охотского моря (по Безрукову).
/) менее 10%,
2) 10-20%, 3) 20-30%, 4) 30-40%, 5) 40 —
50%, 6) свыше 50%>
местах переходят в туффитовые отложения
различных
грану лометрических ти пов.
Изучение остатков диатомовых водорослей, а также
спор и пыльцы в колонках осадков длиной до 34 м позво¬
лило выделить в О. м.
три тепловодных горизонта, соответ¬
ствующих послеледниковой (голоцен) и последним двум
межледниковым эпохам. Между ними выделены два гори¬
зонта, синхронные двум эпохам четвертичного оледенения.
Климат. О. м .
расположено
в
муссонной климатиче ¬
ской зоне умеренных широт. Благодаря тому, что значи¬
тельная часть его
глубоко вдается в Азиатский материк
с весьма холодными и продолжительными зимами, климат
О. м.,
особенно в зимний период,
в
северной части моря
мало отличается от климата полярных морей. С октября
по
апрель в О. м.
устанавливается зимний муссон со све¬
жими ветрами преимущественно северного или северо-за¬
падного направления (75%), часто штормовой силы. Летние
муссоны, перемежающиеся со штилями (30%), начинаются
вмаеи
продолжаются до сентября. Средние годовые тем¬
пературы воздуха в северной части О. м . от
—6до —6,9°С,
а в южной части около +5° С. В январе минимальная тем¬
пература (в г. Охотске) —25,2° С, а максимальная (м. Соя)
—6,4° С. В летний период максимальная и минимальная
средние температуры равны примерно 18 и 11° С. Среднее
годовое количество осадков на С 230—300 мм, на Ю 800—
1000 мм, что объясняется влиянием сухого континенталь¬
ного воздуха на СЗ и влажного морского воздуха на Ю.
В течение 6—7 месяцев 3/4 акватории О. м.
покрыто
льдом.
Гидрологический режим. Волнение в О. м. может до¬
стигать большой силы, особенно в период осенне-зимних
штормов и при прохождении тайфунов. В такое время
высота волн в открытом море может достигать 8—10
м
и более, а длина доходить до 100—130 м.
Количество воды, поступающее в О. м . из Японского,
примерно 15 тыс . км3; вода материкового стока составляет
600 км3; атмосферных осадков примерно 900 км3 в год.
Основная масса вод О. м. имеет тихоокеанское проис¬
хождение. Эти воды поступают
вО.м.
через многочисленные
Рис. 4. Водообмен в Японском и Охотском морях В то время,
когда Японское море на больших глубинах изолировано, Охот¬
ское море соединяется с океаном глубоководными проливами
Курильской гряды (по Л. Зенкевичу, 1963).
а—
Японское море; 6 — Охотское и Берингово моря.
океана. Кроме обширной циклонической циркуляции в цен¬
тральной части О. м .,
атакжекВиСВото.Сахалин,
наблюдаются три устойчивых антициклонических круго¬
ворота: к 3 от южной оконечности Камчатки, над впадиной
ТИНРО и в районе южной глубоководной котловины.
Узкая
полоса прибрежных течений, направленных
против часовой стрелки, распространяется вдоль береговой
линии. В юго-восточной части О. м. она начинается в рай¬
оне самых
северных Курильских проливов, через которые
поверхностные воды Тихого океана входят в О. м . Затем
34а

ОХОТСКОЕ
эти воды распространяются вдоль берегов Камчатки на С.
Довольно сильное течение Сойя, вызванное поступлением
вод из Японского моря через прол. Лаперуза, является
частью
прибрежной циркуляции на ЮЗ. Скорости прибреж¬
ного течения колеблются от 11—20 см/с у берегов Кам¬
чатки до 50—90 см/с в районе течения Сойя.
Рис. 5. Распределение водных масс и бентоса на разреае в Охот¬
ском море (по Ушакову, 1953).
1—
температура; 2 —
кислород; 3 —
соленость; а —
губки, ги¬
дроиды, мшанки; 6 —
ОрНгига $аг$1; в
—
Вг1$а81ег; г —
РоХатНа
8утЫоИса; д — ЕсЫпагаскпшз.
Особенностью абиссальной циркуляции О. м . является
теплое (около 2,5° С) глубинное течение, входящее в О. м .
из Тихого океана через разрыв в подводном поднятии
Курильской тектонической дуги около прол. Крузенштерна
на
глубине 750—1250 м. В О . м . оно разветвляется: одна
ветвь идет на С, другая
—
на Ю, к Сахалину, вдоль вну¬
треннего склона Курильских о-вов.
На
динамику вод О. м.
существенное влияние оказы¬
вают приливные явления,
сопровождающиеся сильными
течениями. Приливы связаны со входом приливной волны
Рис. 7 . Профиль с С на Ю в Охотском море, показывающий взаимоотношение между бентосом, топографией и водными массами
(по Савилову, 1957).
/—
поверхностный слой (местного происхождения, прогреваемый летом); II —
холодный промежуточный слой; III —проме¬
жуточная водная масса; IV—тихоокеанская глубинная водная масса; V—глубинная масса Южной котловины. /—сестонофаги,
сидящие на твердом дне; 2 » то же, на илистом дне; 3 —
потребители детрита (36 « моллюски); 4 —
илоеды; 5 ^-то же, что 2.
Цифры вверху
-•
номера станций.
350

оясио
из
Тихого океана и имеют смешанный характер
с
пре¬
обладанием суточной составляющей. Наибольшая величина
прили вов (около 13 м) характерна для Пенжинской губы.
В других местах она колеблется от 0,8—0,9 до 7 м.
Верхние слои водной толщи сильно насыщены кисло¬
родом (до 103%). Кислородный минимум (до 1 мл 02/л)
приурочен к наиболее теплым глубинным водам (750—
1500 м); в котловине Дерюгина он располагается около
дна. В южной глубоководной котловине насыщение при¬
донных вод кислородом увеличивается до 2,0—2,2 мл 02/л
(20—28% насыщения). Воды О. м. богаты биогенными эле¬
ментами, концентрация которых увеличивается с глубиной.
Максимальное содержание кремния и фосфора на
глубине
соответственно 4000 м 90 мг/л (по Бруевичу, 1956).
Биология. Химический состав вод О. м .
благоприят¬
ствует развитию фитопланктона, основными компонентами
которого
являются
перидинеи (58 видов) и диатомовые
водоросли (290 видов), причем последние составляют 70—
100% биомассы фитопланктона. Биомасса фитопланктона
может достигать 20 г на 1 м3 воды. Основными видами диа¬
томовых являются ТЬа1аз5Юз1га погс1епзкю1с1Н, ТЬ. §гау1с1а,
СЬае1осегоз 1игсе11а1из, СЬ. сопз1пс{из и др. Зоопланктон,
биомасса которого в некоторых местах может достигать
1—3 г/м3, представлен Ме1пШа осЬо1епз1з, Са1апиз Пптаг-
сЫсиз, С. р1итсЬгиз, С. спзЫиз, ТЬегтз{о ПЪе11и1а и
т.
д.
Прибрежная флора О. м. включает около 300 видов
водорослей,
среди
которых
преобладают
ламинария,
ТЬа1аз51рЬи11ит, фукус и др. По данным Зенкевича (1963),
средняя биомасса бентоса всего О. м. составляет примерно
150 г/м3, а общая придонная биомасса доходит до 200 млн. т .
Среди различных групп животных первое место занимают
моллюски (около 30%), затем идут иглокожие (около 25%)
и многощетинковые черви (около 12%). Большое промысло¬
вое з наче ние из
представителей донной фауны имеют
камчатский краб (РагаШЬобез сагпсЬаНса), синий краб
(Р. р1а1уриз) и некоторые моллюски.
Ихтиофауна О. м . насчитывает около 300 видов и под¬
видов рыб, 30 из которых имеют промысловое значение.
Наиболее важные представители ихтиофауны
—
лососевые
(кета, горбуша, кижуч), сельдь (С1иреа ра11аз1), треска
(Оас1из тасгосерЬа1из), камбалы (Ытапба азрега, Ь. рипс-
1а.11зз1та) и др.
В О. м. обитает ряд млекопитающих. Из них промыс¬
ловое значение имеют кашалот и тюлени.2
В. П. ПЕТЕЛИН
Прим. ред.1 Современные морфометрические данные
О.м.см.в
примечаниях к статье Океаны (границы, опре¬
деления, размеры).
2
В советской литературе подробные
сведения
об
О. м. можно найти
в следующих изданиях: Безру¬
ков
П.
Л.
Донные
отл ожен ия
Охотского моря.
—
Тр. ИОАН, 1960, т. 32, с. 15—95; Безруков П. Л.,
Удинцев Г. Б. Новые данные о геологическом строе¬
нии дальневосточных морей.— ДАН СССР, 1953, т .
91,
No2, с.
359—362; Бруевич С. В. К химии осадков
Охотского моря.— Тр. ИОАН, 1956, т .
17, с . 41—132;
Зенкевич Л. А . Биология морей СССР. М.,
Изд.
АН СССР, 1963; Ушаков П. В. Фауна Охотского моря
и
условия ее
существования. М . , 1953; Савилов А. И.
Биологический облик группировок донной фауны север¬
ной части Охотского моря.—Тр. ИОАН, 1957, т. 22;
Леонов А. К. Региональная океанография.
Ч. 1.
Берингово, Охотское, Японское, Каспийское и Черное
моря. М ., Гидрометеоиздат, 1960; Морошкин К. В .
Новая схема поверхностных течений Охотского моря.
—
«Океанология», 1964, т.
4, No 4, с. 641 —643; Удин¬
цев Г. Б . Рельеф дна Охотского
моря.
—Тр. ИОАН,
1957, т .
22, с. 3—76; Жузе А. П.,Коренева Е. В.
К палегеографии Охотского моря.
—
Изв.
АН СССР.
Сер. геогр.,
1959, No 2, с. 12—24.
ОЯСИО ТЕЧЕНИЕ — см .
Курильское течение,

п
ПАССАТНЫЕ (ЭКВАТОРИАЛЬНЫЕ) ТЕЧЕНИЯ
шениях они аналогичны пассатным ветрам; их положение
и мощность, по-видимому, определяются находящейся над
П. т.
—
направленные с В на 3 поверхностные течения
ними ветровой системой (рис. 1, 2).
Мирового океана в тропических широтах. Во многих отно-
Рис. 2 . Карта течений в тропических районах океана зимой (а) и летом (б) северного полушария [в основном по карте Шотта
(1943); единственные уточнения
относятся
к
экваториальным глубинным течениям б Атлантическом и Тихом океанах (волни¬
ст ы е л и н и и) и в районе тихоокеанского Межп ассатн ого (Экваториального) противотечения (по Кнауссу, 1963)1
352

рН
Было принято, что П. т.
ограничиваются верхними
500 м,
хотя некоторые исследования в последнее время
дают основание предполагать, что это не так. По данным,
имеющимся на сегодняшний день, установлено, что наи¬
большие скорости П. т. наблюдаются выше или в пределах
термоклина, который обычно в тропических широтах рас¬
полагается на глубине менее 200 м.
Характерные скорости
основных П. т . колеблются от 25 до 100 см/с.
Сравнительно широкие (1000—1500 км) Северное и
Южное П. т.
разделены довольно узким (500 км) восточ¬
ным
Межпассатным противотечением в районе слабых
ветров между двумя пассатными поясами. Так как внутри-
тропическая конвергенция, отделяющая северо-восточный
пассат от юго-восточного, расположена на 200—500 миль
к С от экватора на большей части Тихого и Атлантического
океанов, то Межпассатное противотечение в этих океанах
также сдвинуто к С от экватора.
В Индийском океане Межпассатное противотечение
к С от экватора имеет сезонный характер в связи с муссон¬
ными ветрами.
В последнее время Рейд доказал существо¬
ва н и е Межпасс атного противотечения
к Ю от экватора
в Тихом и Атлантическом океанах. Скорости этих противо¬
течений 0,2—0,3 узла. Связь их с известным ветровым
полем еще недостаточно ясна.
Возможно, самыми интересными течениями в тропиче¬
ских широтах являются подповерхностные течения. Они
текутс3наВисходятсяна
экваторе. Эти течения дости¬
гают толщины 300 м и ширины 400 км. Они имеют большие
скорости (до 3 узлов) и располагаются в термоклине на
глубинах от 50 до 150 м. Когда Южное Пассатное течение
слабое, подповерхностное противотечение временами про¬
бивается на поверхнос ть.
Хотя в настоящее время существует мнение, что этот
поток был впервые описан в 1886 г., наличие его не
прини¬
малось во внимание и
подповерхностное противотечение
вновь было открыто
в Тихом океане в 1952 г. (течение Кром¬
велла .
—
Ред.). С 1958 г. были начаты обширные работы
и к настоящему времени такие течения описаны во всех
трех океанах. Межпассатное подповерхностное противо¬
течение является постоянным в Тихом и Атлантическом
океанах и сезонным в Индийском океане. Вопрос о том, что
приводит к возникновению и поддержанию П. т., является
одним из наиболее интересных
и еще не решенных вопросов
динамической океанографии.1
ДЖ. А. КНАУСС
Прим. ред.
1
См. Корт В. Г., Б
урков В.А.,
Чекотилло К- А. Новые данные об экваториальных
течениях в западной части Тихого океана.
—
ДАН СССР,
1966, т. 171, No 2, с. 337 —339; см. также наст. Энциклопе¬
дию, прим. 3 к статье Атлантический океан.
рН И Ек В МОРСКИХ ОСАДКАХ
Морские донные осадки неоднородны по своему со¬
ставу; они представляют собой сложный комплекс твердых
частиц различного происхождения, соотношение которых
зависит от целого ряда факторов, таких, как: 1) затопляе¬
мость берегов приливом; 2) вынос продуктов эрозии мате¬
риковым стоком; 3) влияние речного стока и дельтовых
участков; 4) биологическая активность, в результате кото¬
рой карбонат кальция либо выпадает в осадок, либо накап¬
ливается; 5) накопление остатков живых организмов
и
находящ ихся в
воздухе мельчайших частиц, попадающих
12
Заказ 406
на
морскую поверхность; 6) вулканическая активность;
7) выпадение солей из воды; 8) растворение твердых частиц
по мере их прохождения через водную толщу. Величина рН
образовавшегося типа осадка зависит от баланса и
буфер¬
ного действия компонент, растворенных в промежуточных
водных слоях. Морские осадки, кроме тех, которые обра¬
зуются вблизи побережья, как правило, насыщены кисло¬
родом и имеют положительный Ек. Величина рН дождевой
воды обычно составляет 6,5, а окислительно-восстанови¬
тельный потенциал (Ек) колеблется в пределах от +400 до
+500 мВ. Дождевая вода приносит в океан ионы и мель¬
чайшие частицы породы. Эти находящиеся в воде ионы и
молекулы веществ определяют величину рН и Ек в морских
осадках. Таким образом, морские осадки складываются
постепенно из частиц материкового стока и пыли, содержа¬
щейся в воздухе.
При консолидации (уплотнении) частиц осадков рас¬
творение и движение ионов, перемещение водных масс и
из менени е
температуры играли бы незначительную роль,
если бы в природе сохранялись только эти условия и среда
была бы стерильной, а активность живых организмов пол¬
нос тью бы
отсутствовала; при этом осадки изменялись бы
незначительно и очень медленно. Однако на самом деле
все обстоит иначе; осадки начиная с кембрия и до настоя¬
щего времени подвержены значительным изменениям под
воздействием постоянной активности как макро-,
так и
микроорганизмов, населяющих гидросферу на всех глу¬
бинах.
Глубинные отложения имеют малые скорости акку¬
муляции, в отличие от них отложения мелководной зоны
постоянно находятся под действием течений, приливов и
волнения.
По-видимому, устойчивым слоем можно считать
только тот слой, который не подвергается более воздей¬
ствию волн и течений. Иногда в определенных условиях
этот слой может находиться на поверхности,
в
других
случаях
—
на
большой глубине. Поверхностный слой
многих отложений — это чаще всего слой ила, состоящий
из коллоидной массы гидратированных мельчайших частиц
и
органического вещества. Этот слой также считают со¬
ставной
частью общего слоя отложений. Ил
находится
в относительном движении (подвижном состоянии) и легко
переносится волнами и течениями в толщу воды. Микроско¬
пический анализ показывает, что этот слой
состоит из
большого количества мельчайших частиц с живыми орга¬
низмами, которые потребляют органическое вещество и тем
самым
разрушают коллоидный состав, способствуя консо¬
лидации частиц осадков.
С помощью современной аппаратуры нетрудно изме¬
рить с достаточной точностью величину рН и Ек в морских
осадках и в морской воде. Однако интерпретация данных
затруднена сложностью и многообразием условий, которые
определяются
взаимодействием различных
параметров
среды. Таким образом, невозможно изобразить реакцию
какого-нибудь процесса, который может изменить значения
рН и Ек в природе, так как окончательные измерения
по то¬
ков электронов или протонов зависят от баланса между
различными свойствами анализируемой среды.
Величина рН, или водородный показатель, характери¬
зует концентрацию ионов водорода,
—
эт о функция равно¬
весия между компонентами кислоты и оснований. рН изме¬
ряется как
функция свободных ионов водорода (протонов).
Классическое уравнение концентрации ионов вод ор ода
—
логарифмическая функция: рН =
— 1^ (Н+). рН можно
измерить
колориметрическим
или
электр ометрич еским
методами.
Если в растворе происходит обратимая окислительно¬
восстановительная реакция, при которой приобретаются
или отдаются электроны и устанавливается равновесие
между окисленными и восстановленными формами реаги¬
рующих компонент, то при погружении в такой раствор
35?

рн
пл астинк и
возникает
разность
потенц иалов,
которая
и
характеризует величину окислительно-восстановительного
поте нциа ла, т. е . э . д. с ., измеренную электрометр ически м
методом,
когда ЕН = Ео + 0,031ц
где ЕН изме-
[вос.]
ряется в вольтах, г Ео —
постоянная величина.1
Для измерения обоих параметров (рН и ЕН) существует
несколько
приборов, работающих либо от сети, либо от
батарей. По принципу измерения
—
это
потенциометры,
которые измеряют э. д. с. как
функцию реакции специаль¬
ных
электродов. рН измеряется стеклянным эле ктродом
и
насыщенным каломелевым
электродом. Стеклянный элек¬
трод чувствителен к ионам водорода (протонам), которые
изменяют э. д. с.,
зависящую от каломелевого электрода.
Прибор калиброван по
раствору с известным содержанием
рН, шкала имеет диапазон от 1 до 14; отметка 7
харак терна
для нейтральной среды (если рН < 7, то среда кислотная,
если рН > 7, среда щелочная). Окислительно-восстанови¬
тельный потенциал
измеряется
непосредственно
между
платиновым (можно ис по льзо ва ть золото) электродом и
на сыщен ным
каломелевым
эл ектр одом .
Шкала калибро¬
вана от окисления (+500 мВ) до восстановления (—500 мВ),
где «0» обозначает переход из одного состояния в другое,
когда отмечается равновесное состояние между окислен¬
ными и восстановленными
формами реагирующих компо¬
нент раствора.
Чувствительный конец (полусфера) промышленного
стеклянного
электрода, сделанный из специально приготов¬
ленного стекла, очень тонок и
хрупок, поэтому его поверх¬
ность
быстро разрушается при взаимодействии с зерни¬
стыми осадками (например, кварц). Если поверхность
стекла поцарапана, то точность измерений снижается и
поэтому измерения
в естественной среде (т зИи) следует
проводить с большой осторожностью, а электроды сл едует
поверять через каждые несколько измерений. Каломелевый
электрод достаточно прочен и
при обращении с ним таких
предосторожностей можно не предпринимать. Расстояние
между электродами не должно превышать величину, допу¬
скаемую электропроводностью воды (автор часто работает
с
разносом электродов
в несколько футов), каломелевый
электрод может быть неподвижен, исходя из того, что ак¬
тивным электродом является стеклянный. При измерениях
т зЧи необходим экранированный электрод, предотвра¬
щающий утечку.
Электроды для определения окислительно-восстано¬
вительного потенциала менее хрупкие, однако необходимо
следить, чтобы платиновый электрод не
поляризовался
кислородом или другими поляризующими веществами,
для этого после каждых двух-трех измерений электроды
необходимо зачищать. Обычно электроды чистят специаль¬
ным
порошком, содержащим кизельгур (диатомовая земля).
Сочетание порошка и моющего средства эффективно депо¬
ляризует платиновую поверхность. Платиновые электроды
не
нужда ются
в
экранировании
и
измерительный электрод
можно
устанавливать в нескольких футах от каломелевого.
Измеряемая э. д. с . должна быть скорректирована по
потенциалу каломелевого электрода, который в свою оче¬
редь зависит от температуры. Величины поправки для кало¬
мелевого электрода следует добавлять к полученным зна¬
чениям в соответствии со следующими примерами:
Температура. °С
15
20
25
30
37
Потенциал, В
0,252 0 ,249 0,246 0 ,242 0 ,236
Поскольку рН влияет на многие химические равнове¬
сия, то и величина ЕН связана с изменениями рН. Обычно
Ыг становится более отрицательной примерно на 0,06 В
на
каждую единицу увеличения рН, поэтому, если необ-
кодимы очень точные значения, то следует вносить по¬
п ра вки в ЕН по рН. Стандартный раствор со значением
ЕН +0,430 В при 25° С можно приготовить, смешивая рав¬
ные количества М/300 Кз Ре (Сп)6 и М/300 К^Ее (Сп)6
в М/10 КС1.
Способность среды сохранять постоянные величины
рН и ЕН называется соответственно буферной и стабили¬
зирующей способностью. В обоих системах эта способность
является
функцией слабо диссоциированных веществ,
которые, диссоциируя, препятствуют изменению рН и ЕН.
Слабая кислота и ее соль
являются примерами буфера;
примером стабилизатора является водород или сернистое
железо, которое медленно диссоциирует в присутствии
окислителя, например кислорода.
Нормальная величина рН морской воды 8,2, но в при¬
роде в
силу ряда причин встречаются отклонения от нормы.
Стандартное рН
—
это обычно функция первичной буфер¬
ной реакции:
СОо = нсог
=
СО?- .
г
33
Н2С03
В осадках имеются и другие различные органические
и
неорганические буферные системы, обусловленные биоло¬
гической активностью. Деятельность организмов в самой
толще осадков
может
вызвать
увеличение
рН в связи
с
образованием' аммиака,
возрастанием
концентрации
двуокиси углерода,
разрушением органических кислот,
образованием промежуточных продуктов и образованием
органических молекул (такими являются
некоторые
ами¬
нокислоты). Противоположные явления могут уменьшать
величину рН. Поэтому в зависимости от
условий в среде
величина рН в морской воде может меняться от 5,8 до 9,2.
Значение ЕН колеблется в морской воде от +500 до
—4 0 0 мВ. Однако такие значения могут быть недостовер¬
ными, так как нет такого метода определения ЕН, который
показывал бы истинное количество имеющихся в растворе
молекул кислорода и число электронов. Таким образом,
нуль ЕН определяет такую ситуацию, при которой в мор¬
ской воде может находиться некоторое количество молеку¬
лярного кислорода, которое не может быть обнаружено
вследствие равновесия электронов в пределах системы.
Ограничения при точных измерениях рН и ЕН. Слой
осадков может казаться однородным, однако более тща¬
тельный анализ показывает, что это не так. Исключения
встречаются редко. Накопление осадочного материала не
является однородным процессом,
слоист ость вызывается
дискретными изменениями. За геологический период в слое
отложений происходят частые
нарушения непрерывности
под воздействием течений, волнений и деятельности живых
организмов. Обычно используемые для измерений элек¬
троды-датчики имеют точно ограниченные размеры и по¬
этому
не всегда можно
практически определить случайные
изменения в вертикальной слоистости.
Величина рН и ЕН большинства морских осадков,
кроме окисленных глубинных осадков и подобных им,
образовавшихся в других стабильных условиях (средах),
может быстро меняться, когда осадки попадают на поверх¬
ность. Значение ЕН меняется под действием атмосферных
условий, особенно, когда осадки находятся в восстановлен¬
ном или переходном состоянии (между окислением и вос¬
становлением). Эти изменения в первую очередь вызы¬
ваются разрушением С02 и Н2$ и окислением в присут ¬
ствии кислорода. Учитывая это, следует быть очень осто¬
рожным при отборе проб для анализов. Обычные приборы,
использующиеся для измерения рН и ЕН, имеют точность
до 0,01 единицы, поэтому могут возникнуть ошибки из-за
состояния
самой пробы, обычно трудно получить два
совпадающих показания, особенно при анализе восстанов¬
ленных материалов.
Методы взятия проб.
Величины рН и ЕН следует
измерять по возможности быстро, стараясь не повредить
ос Г*

рН
механически пробу. Лучше всего проводить измерения т
з Ии.
Образцы, взятые пластмассовыми трубками, могут
храниться в течение часа,
но измерения следует выпол¬
нять немедленно. В центр поднятой колонки осадков вво¬
дятся электроды. Необходимо следить, чтобы не повредить
колонку
и не допустить окисления. Можно оставить нуле¬
вой (отсчитывающий) электрод в одном влажном образце
и менять положение стеклянного или платинового элек¬
трода; достаточная точность сохраняется до расстояния
6 м. Для анализов можно использовать электроды с длин¬
ными вводами. Некоторые авторы считают, что лучше по¬
мещать анализируемый осадочный материал в закрытый
стеклянный сосуд с электродами. Такая методика лучше
все го
при мени ма
к сил ьно о кисл енны м глубоководным к о¬
лонкам, но она совсем не применима
к слоистым отложе¬
ниям, или к таким, в
которых у поверхности происходит
активный диагенез. При проведении анализа в стеклянном
сосуде необходимо иметь довольно большую однородную
пробу (50 г), а при помещении такого количества анализи¬
руемого вещества в
сосуд можно ее
нарушить.
Самые лучшие измерения пробы выполнены т зйи,
но даже они не всегда точны, так как размер электродов
ограничен,
ионине
могут обнаружить нарушения в оса¬
дочных слоях.
Распределение рН и Ек в некоторых осадках. Учиты¬
вая все вышесказанное, можно проследить распределение
Ек и рН в морской среде. Данные измерения следует ин¬
терпретировать с учетом биологической жизни и химиче¬
ских свойств этого моря. На распределение рН и Ек в мор¬
ских осадках влияют следующие факторы: 1) химическая
и
физическая активность живых организмов; 2) движение
воды во время консолидации, перколяция (просачивание
воды), капиллярный эффект, турбулентные и плотностные
потоки.
На рис.
1 и 2 дается сравнение электропроводности
минералов и активности микроорганизмов. На рис. 1 при¬
ведена таблица зависимости рН и Ек и баланса минералов.
В отличие от геологических ограничений, на рис. 2 при¬
ведены ограничения рН и Ек различных микроорганизмов
в
морской среде. Эти микроорганизмы могут при соответ¬
ствующих источниках питательных веществ и физических
условиях изменить
среду,
преодолевая даже геологиче¬
ские ограничения, приведенные на рис. 1. Поэтому можно
представить,
какие изменения происходят
в течение тех
или иных сезонов года или в течение нескольких лет на
поверхности раздела осадков или на
поверхности раздела
частиц в
морской воде. Окончательное состояние консоли¬
дированных осадков после достаточно продолжительного
периода отложений или окаменения, таким образом, мо¬
ж ет б ыть функцией биологической (в частности, микробио¬
логической) активности в этих осадках. Даже после того
как завершается консолидация, сильный шторм или актив¬
ность более
крупных морских организмов может привести
к изменениям в слое осадков на отдельных иногда довольно
больших участках.
Организмы и осадки. Один из основных факторов, из¬
меняющих рН и Ек в осадках,
—
это жив ые организм ы,
деятельность которых даже на больших
глубинах эффек¬
тивно
разрыхляет поверхность дна, что
приводит к физи¬
ческим и химическим
изменениям
грунта.
Наибольшее
биологическое изменение в рН и Ек происходит под воз¬
действием живых организмов вследствие: 1) потребления
и выделения кислорода при фотосинтезе и дыхании, 2) из¬
менения карбонатной системы при потреблении и выделе¬
нии двуокиси углерода и 3) во время выделения и потреб¬
ления кислот и щелочей и восстановленных или окислен¬
ных молекул или ионов.
Можно привести два хороших примера диагенеза в ми¬
нералах, связанных с рН и Ек\ эти изменения происходят
в
карбонатных системах и в цикле железо—сера. Типич¬
ный пример таких изменений можно проследить на поверх¬
ности раздела осадков на малых глубинах, куда проникает
солнечный свет, от которого зависит кривая рН (рис. 3).
На рисунке видно, что образование С02 ночью смещает
карбонатную систему влево, при этом уменьшается содер¬
жание
рН; в дневное
время процессы
носят противопо¬
ложный характер. Максимальная амплитуда изменения
рН в морской воде примерно соответствует значениям 5,6—
9,5. Приведенная кривая типична для совместного влияния
фитопланктона и бактерий в замкнутом водоеме с чередую¬
щейся периодичностью светлого и темного времени (в во¬
доеме имелись кварцевые и магниево-кальцитные осадки).
Соответственно изменениям рН, кварц растворялся при
высоких значениях рН, карбонат растворялся и выпадал
в осадок соответственно увеличению и уменьшению рН.
Во время изменений рН магниевый кальцит растворился
и образовалось небольшое количество доломита.
На рис. 2 показаны некоторые изменения состава
осадков, связывающие рН и Ек с циклами железо—сера.
В осадках многих прибрежных районов и
морских
лагун находят многочисленные слои осадков, сложившихся
в течение различных процессов седиментации. Органиче¬
ское вещество в осадках является источником энергии для
микроорганизмов.
В результате
активности
микробов
поглощается кислород, создаются анаэробные условия,
355

ПЕЛАГИЧЕСКАЯ
образуется сероводород и двуокись углерода, соответ¬
ственно с этими процессами меняется и рН и ЕН. Сульфат-
редуцирующие бактерии, восстанавливающие соли серной
кислоты, в анаэробных условиях образуют сульфидные
Рис. 2. Внутренние взаимосвязи микроорганизмов в естествен¬
ной среде в пределах параметров рН и ЕН.
соединения, которые, соединяясь с железом, дают черный
гидроилит (Ре5). Темно-коричневые слои
—
это резуль¬
тат обратной реакции, т. е. результат пониженной актив¬
ности микробов. В слои осадков проникает большое коли¬
чество кислорода, и гидроилит окисляется до гидроокиси
48-часовой циил рН
Рис. 3. Влияние фотосинтеза и дыхани>, мик!-. организмов на рН
поверхностных осадков.
железа. В морской воде при рН, равном 7,5—8,2, желез
находится в коллоидном состоянии и обычно равномерно
распределяется в осадках.
Однако, когда велич ина ЕН
уменьшается до
—2 00, Ре (ОН)3 восстанавливается до
Ре (ОН)2, в котором двухвалентное железо находится в со¬
стоянии ионов, и оно свободно диффундирует и вступает
во взаимодействие с сульфидными соединениями. Как Н25,
так и С02 диссоциируют как слабые кислоты, тем самым
понижая содержание рН. Если сернистый водород окис¬
ляется или удаляется С02, происходит обратная реакция
с повышением величины рН. При этом нарушается карбо¬
натное равновесие. Таким образом, в отложениях сохра¬
няются отпечатки ископаемых рыб, поскольку внутри тела
рыбы создаются анаэробные условия, а поверхность ее
ок исляется . Двуокись углерода, образующаяся при таком
разложении,.„может свободно мигрировать к поверхности
раздела окисления —
восстановления, где выпадает в оса¬
док карбонат.
Микроорганизмы могут вызывать большие изменения
в
содержании рН, так как бактерии, восстанавливающие
сульфаты, образуют сульфиды из нерастворимых веществ,
таких, как сернокислый кальций (гипс). Сульфиды окис¬
ляют ся
серобактериями до сульфатов, образуется серная
кислота, и
при определенных условиях на суше можно
наблюдать очень низкие значения рН, равные 1,52.
Известно, что чистые культуры бактерий, восстанав¬
ливающих сульфаты, в процессе образования сульфидов
и
протоплазмы концентрируют большую часть катионов
тяжелых металлов либо при непосредственном выпадении
в осадок, либо при поглощении.
КАРЛ Г. ОППЕНГЕЙМЕР
Прим ред.
1
Ео—
нормальный окис лител ьно-в осста ¬
новительный потенциал данной системы, характеризующий
ЕН при равенстве окисленной и восстановленной форм (с*м.
А л е к и н О. А. Основы гидрохимии. Л., Гидрометеоиз-
дат, 1970).
2
Подробно об ионах водорода природных вод см.
Алекин О. А . Основы гидрохимии. Л.,
Гидрометео-
издат, 1970; Алекин О. А. Химия океана. Л., Гидро-
метеоиздат, 1966.
ПЕЛАГИЧЕСКАЯ БИОГЕОХИМИЯ
Пелагиаль (от греч. рё1а§оз
—
море)
—
толща воды
Мирового океана, которая наименее подвержена влиянию
материков. Осадки, покрывающие материковый склон и
ложе океана, называют пелагическими в отличие от
терри-
генных, т. е. осадков прибрежной зоны, представленных
в основном глинами, илами, песками, вынесенными ре¬
ками с материков в море. Пелагические осадки покрывают
около 70% площади дна Мирового океана и около 50% всей
поверхности земного шара. Почти весь материал,
состав¬
ляющий пелагические осадки, выпадает из вышележащей
водной толщи, однако нельзя не
учитыва ть
влияния подвод¬
ной вулканической активности и таких локальных явлений,
как оползни, обвалы, мутьевые потоки.
Источником взвешенного в воде материала могут быть
материки, космос, атмосфера, сама водная среда
и ее биоло¬
гиче ское н ас ел е ни е (рис. 1). Та часть пелагических осад¬
ков, которая приносится реками
с
суши (литосферы) и выно¬
сится в
открытый океан течениями, сос тав ля ет ли тоген ные
компоненты
пелагических
осадков.
Частицы, попавшие
в
воду из атмосферы,
называются
атмогеническими.
356

ПЕЛАГИЧЕСКАЯ
Микрометеориты, или метеоритная пыль, получили назва¬
ние космических ливней. Они образуют космогенные компо¬
ненты глубоководных осадков.
В водной среде происходят химические реакции между
ионами и
молекулами
в
растворе;
в
результате этих реак¬
ций образуются нерастворимые соединения, такие как
гидроокиси железа и марганца, карбоната кальция, крем¬
незема и
фосфорных конкреций, которые та кже на ка п л и ¬
ваются на дне и составляют так называемую «гидрогенную»
фракцию глубоководных отложений. Водородное осажде¬
ние железа, марганца, кальция и других элементов зави¬
сит от ионного произведения соединений.
Рис. 1 . Источники океанических отложений и ко¬
нечные осадочные продукты (по Голдбергу, 1964).
Мировой океан,получает настолько большое количество
кальция вместе с речным стоком, что его было бы доста¬
точно, чтобы удвоить баланс кальция океанических вод
примерно за один миллион лет, если бы этот элемент не
удалялся из морской воды. Ревелл и Фейрбридж (1957)
рассчитали, что при этом содержание карбоната повыси¬
лось бы до 0,66 г на квадратный сантиметр дна всего Миро¬
вого океана за 1000 лет.
Карбонат кальция может уда¬
ляться из морской воды при взаимодействии растворенного
кальция и ионов карбоната; при этом образуются гидрат-
ные компоненты пелагических осадков. Карбонат кальция
выводится из морской воды и биологическим путем: мор¬
ские организмы поглощают кальций и накапливают его
в известковых створках, защищающих их тело, или скеле¬
тах. Погибая, организмы отлагаются на дне и разрушаются,
мягкое
органическое
вещество разлагается,
а твердые
створки и обломки скелетов накапливаются на дне, обра¬
зуя биогенную компоненту осадков. Накопление, транс¬
формация и удаление химических элементов и их соедине¬
ний и соответствующие им преобразования энергии в мор¬
ской
воде
—
все
это
составляет
предме т биогеохимии.
Здесь же следует упомянуть о физико-химических измене¬
ниях, вызываемых
морскими организмами
и
микробами,
населяющими осадки.
Присутствие некоторых элементов в морской воде
экспериментально доказать не удалось, однако по данным
анализа морских организмов
и обломков их скелетов изве¬
стно, что они в морской воде имеются.
Поверхностная адсорбция
—
еще один процесс, по¬
средством которого морские организмы могут вытеснять
или, наоборот, концентрировать в морской воде химические
элементы. В этом случае элементы адсорбируются либо
поверхностью организмов, либо их продуктами обмена
веществ, либо имеющимися в воде частицами, которые
фильтруются биосферой.
В процессе усвоения организмы проявляют избира¬
тельную способность к физико-химическим и окислитель¬
ным особенностям элементов. Морская вода и имеющиеся
в н ей из отоп ы метал лов и комплексообразующие ингре¬
диенты, такие, как ионы хлорида, составляющие 55%
растворенных твердых частиц, фтористые соединения,
фосфаты и сульфаты являются благоприятной средой для
образования комплексных соединений, что в свою очередь
стабилизирует элементы в растворе
и
увеличивае т
их кон¬
центрацию
выше той, которая определяется произведе¬
нием растворимости. Органические соединения, образовав¬
шиеся в
процессе обмена веществ морских организмов,
являются
так же эффективными комплексообразующими
реагентами. Голдберг (1952) показал, что
морские диато¬
мовые (Аз&попеИа /аротса) усваивают только элементар¬
ное железо в виде коллоидных частиц, однако диатомовые
совс ем не
усваивают соединения трехвалентного железа
с солями лимонной, аскорбиновой и гуминовой кислот.
Минеральные частицы в морской воде находятся в виде
заряженных коллоидных частиц, которые взаимодействуют
с
противоположно заряженными ионами в растворе. Иссле¬
дуя химический состав марганцевых конкреций и связан¬
ных с ними пелагических глин, Голдберг (1957) высказал
предп оложе ние,
что титан и
цирконий должны присут¬
ствовать в морской воде в виде анионов, так как они обога¬
щаются в положительно заряженных гидратных окислах
железа.
В пелагических осадках наблюдаются большие скоп¬
ления частиц кварца до 3—30 мк в диаметре. Принято
считать, что эти частицы кварца терригенного происхож¬
дения и принесены в океан из районов пустынь ветрами.
Чтобы попасть на дно через водную толщу глубиной в не¬
сколько
м иль,
частицам кварца нужно несколько лет.
Поэтому такие частицы должны быть и в самой воде и
могут
быть отфильтрованы. Эль-Вардани (1957) и после
него
Юинг и Торндайк (1965), а также Грут и Юинг (1963) не
смогли обнаружить минеральных частиц в
поверхностных
водах открытого океана. Однако при фильтрации проб
вод, взятых примерно с глубины 4000 м, Грут и Юинг обна¬
ружили, кроме некоторых морских организмов, порази¬
тельно большое количество минералов. Юинг и Торндайк
с помощью оптического нефелометра обнаружили мористее
восточного побережья США мутные слои в глубинных во¬
дах на
горизонтах 2000—4500 м. Взяв пробу из этих «нефе-
лоидных слоев», как они их назвали, Юинг и Торндайк
нашли, что они представляют собой суспензию
лютита
(мельчайших минеральных частиц).
Возникает вопрос, как, каким образом и почему по¬
верхностные воды лишены минеральных частиц, а глубин¬
ные воды, не соприкасающиеся со дном, содержат большое
к ол и чест во минеральных частиц . Эль-Вардани (1957) на
ос нова нии
изучения состава копепод и оболочников-сальп,
вы сказал пр едпо ложен ие, ч то
фильтрующие планктонные
организмы способствуют очистке поверхностных
вод от
мин еральных частиц. А фильтрующие организмы, ядра
которых в диаметре 1 мм и более, могут поглощать множе¬
ство частиц с диаметром 1—10 мкм. Возможно, организмы
потребляют органические шлаки, находящиеся на поверх¬
ности минеральных частиц, поэтому
в
результате большой
скорости фильтрации время,
в течение
которого эти ча¬
стицы пребывают в воде, мало по сравнению с тем, которое
357

ПЕЛАГИЧЕСКИЕ
они
проводят в
организмах.
Погибая и
погружаясь на
глубину, организмы разлагаются и находящиеся
в
них
минеральные частицы вместе с обломками скелетов диато¬
мовых, динофлагеллят и коллоидных частиц попадают на
большие глубины, где заканчивается распад организмов.
Морские организмы, и прежде всего фильтрующие, следо¬
вательно, являются мощными биохимическими агентами,
поглощающими минеральные частицы в поверхностных
водах и транспортирующими их на глубину, где они на¬
капливаются, достигают равновесия с фракцией, отлагаю¬
щейся на дне.
Испарение
0г
Свет
и аэрозоли
Осадки
С02
Рис. 2 Биогеохимический цикл фосфатов и других питательных
веществ в море.
Наши сведения о биогеохимическом цикле элементов
и веществ в
морской воде еще далеко не полные и всего
лишь качественные (рис. 2). Физико-химическое состояние
и сложное образование элементов в морской воде, химиче¬
ский состав морских организмов,
ме ханизм ы биологиче¬
ского
потребления элементов из окружающей среды, хими¬
ческие изменения, обусловленные морскими организмами,
изменения в самих осадках, географическое и плотностное
распределение фильтрующих планктонных
организмов,
скорость фильтрации
—
это лишь
некоторые аспекты общей
проблемы, требующие изучения в целях лучшего понима¬
ния всего комплекса пелагической биогеохимии. Из всего
вышесказанного ясно,
что биогеохимические процессы
в
море исключительно важны для изучения и научного
предвидения процессов распространения радиоактивности,
особенно при преднамеренном захоронении радиоактив¬
ных отходов или их случайном попадании в океан.
ПЕЛАГИЧЕСКИЕ ОРГАНИЗМЫ
П.
о.
(от греч.
рё1а§о$
—
море)
—
обобщающий
термин, относящийся ко всем живым организмам, плаваю¬
щим или пассивно дрейфующим в море. Из этой
группы,
однако,
исключены организмы,
составляющие бентос
(от греч. вёп 11105 —
глубина), т. е . такие формы, которые
обитают на грунте или в грунте либо перемещаются по
дну. П. о.
классифицируются в соответствии с их способ¬
ностью перемещаться в воде. Активно плавающие П. о .
называются
нектоном (от греч.
пек!о$ —
плавающий).
Эта группа включает большую часть хрящевых
акуло¬
образных рыб, кальмаров, некоторых ракообразных и
вс ех
морских
млекопитающих, таких, как
дельфины и
киты.
Термин «эпипелагический» относится к тем П. о .
открытых морских просторов,
которые
живут не очень
далеко от берега и вблизи
поверхности, т. е. на
глубине
до 100 м (эвфотическая зона); мезопелагические организмы
населяют толщу вод
от 100 до 1000 м,
батипелагиче-
ские — от 1000 до 4000 м и, наконец, абиссопелагические —
от 4000 до 10000 м.
П. о ., пассивно
дрейфующие в воде, объединены под
общим названием «планктон» (от греч. р1апк1о5
—
блуж¬
дающий). Планктонные П. о . делятся на животные
—
зоо¬
планктон (от греч. 2ооп
—
животное) и растительные
—
фитопланктон (от греч. рЬу!оп
—
растение).
В некоторый период своего развития
зоопланктон
включает представителей почти каждого типа беспозво¬
ночных.
Зоопланктонные П.
о.
различны по размерам
(и по сложности своей организации); сюда входят как круп¬
ные сифонофоры, такие,
как
«португальский военный
кораблик», встречающиеся в Гольфстриме, так и мельчай¬
шие радиолярии
и
фораминиферы
—
простейшие живот¬
ные одноклеточные П. о.,
которые встречаются почти во
всех океанах.
Временный планктон, или меропланктон,
состоящий из яиц и личинок бентоса и нектона, может
в какой-то период года составлять основную часть зоо¬
планктона прибрежных районов.
Фитопланктон состоит
в
основном
из
мельчайших
одноклеточных
форм растений (диатомовых и динофла¬
геллят) и определенных видов сине-зеленых водорослей.
К фитопланктону также относятся более
крупные, пассивно
плавающие водоросли, такие,
как саргассы.
Фитопланктон
является
основным
производителем
органического вещества в
море. В
процессе фотосинтеза
с помощью энергии солнечного света из
неорганических
веществ, содержащихся в морской воде, образуется орга¬
ническое вещество. Основная часть зоопланктона явля¬
ется растительноядной, в частности низшие ракообразные;
такие
растительноядные организмы
служат
св язующим
звеном
между первичной материей и многочисленными
более крупными хищными нектонными П.
о.
Поскольку для фотосинтезирующей деятельности фи¬
топланктона необходим свет, фитопланктон заселяет верх¬
ние 100 м водной толщи. Нектон и зоопланктон распро¬
страняются по всем известным областям и глубинам оке¬
анов, о т
неритовых вод над материковыми отмелями до
открытых просторов океана и от верхней эпипелагической
з оны
до абиссальных глубин.
РУДОЛЬФ С. ШЕЛЬТЕМА
ПЕЛАГИЧЕСКИЕ ОСАДКИ — см .
Морские осадки.
С. А. ЭЛЬ-ВАР ДАНИ
358

ПЕЛАГИЧЕСКИХ
ПЕЛАГИЧЕСКИХ ОРГАНИЗМОВ РАСПРЕДЕЛЕНИЕ
Океаны можно разделить на зоны: бенталь (дно океана)
и
пелагиаль
(толща вод океана). Организмы пелагиали
свободно плавают в морской воде; организмы бентали
находятся на дне, прикреплены ко дну или закапываются
в
грунт. Жизненное пространство пелагиали превышает
любое другое жизненное пространство на Земле. [О струк¬
туре и физико-химической природе пелагической зоны
см.
Батиметрия; Океанография химическая; Пассатные
(экваториальные)
течения;
Термическая
структура
в море; Водные массы («метод ядра»)].
Все пелагические организмы несколько искусственно
подразделяются на три группы: фитопланктон, зооплан¬
ктон,
нектон.
Фитопланктон. Термин «фитопланктон» подразумевает
свободноплавающие и дрейфующие в морской воде расти¬
тельные
организмы (такие,
как
сарга ссова
водоросл ь,
бурые водоросли); наиболее обильны микроскопические
организмы (диатомовые, динофлагелляты),
некоторые
сине-зеленые
во дорос ли,
многочисленные
группы фото¬
синтезирующих флагеллят меньших
размеров ,
кок ко-
литофориды и фотосинтезирующие бактерии. Гетеро¬
трофные бактерии, вирусы и грибы не вк лючены в
эту
группу
пелаг иали.
Зоопланктон.
В эту
группу
вх одит
население
во¬
доемов,
не
способное
п ередвига ться
против
горизон¬
тальных
течений. Хотя, в общем, это животные малых
размеров ,
их величина не является отличительной осо¬
бенностью зоопланктона.
Гигантские медузы, не будучи
хорошими пловцами, включены в
группу зоопланктона.
Цепи менее известных пелагических оболочников-сальп
могут достигать в длину 5 м и более, отдельные индиви¬
дуумы
—
до 25 см.
Колонии светящихся
оболочников
Руго&ота могут своими размерами превосходить большие
арбузы. «Португальский военный кораблик» (РНуваИа)
им еет величи ну
с
футбольный мяч.
Наиболее
многочисленными
представителя ми
зоо¬
планктона являются в основном растительноядные рачки
копеподы
и
эвфаузииды, хищные щетинкочелюстные.
Другие группы
—
фораминиферы, оболочники, амфипода,
моллюски,
кишечнополостные,
ктенофоры, птероподы
и радиолярии
—
в отдельных районах могут спорадически
становиться преобладающими, но обычно они составляют
50% общей биомассы зоопланктона.
В неритовых водах
(до глубины 200 м) основную час ть зоопланкто на состав ¬
ляют личинки и яйца бентосных и нектонных организмов.
Нектон. Нектон включает всех животных, способных
к активному длительному
п лаван ию против горизо нта ль¬
ных океанических течений и, следовательно, к длительным
миграциям.
Примером могут служить морские котики,
которые мигрируют от о-вов Прибылова к Южной Кали¬
форнии, киты, дельфины, тунец, рыба-меч, акулы, сельдь
и
другие рыбы. Известно, что сельдь мигрирует от Ислан¬
дии до Норвегии (см. Нектон морской). Особенно большое
экономическое значение имеет, по-видимому,
изучение
миграций нектона. Атлантический тунец может мигри¬
ровать от Багамских о-вов к Норвегии (расстояние не
меньше 4500 миль). Тихоокеанский тунец меньших раз¬
меров мигрирует из центральных районов Тихого океана
к берегам Японии и Калифорнии. Требуются объединен¬
ные усилия нескольких стран, чтобы обеспечить сохране¬
ние
таких
популяций.
Биотические факторы П. о. р . Распределение любого
вида пелагических организмов определяется биологи¬
ческими
и
физико-химическими факторами. Основные
биологические факторы следующие: поведение, воспро¬
изведение (размножение), хищничество и пищевые ресурсы.
Под поведением понимают далекие миграции
нектона для
целей размножения
или в поисках пищи. Так, например,
серый калифорнийский кит питается летом зоопланктоном
в
Беринговом море, а зимой для выведения
потомства
мигрирует к заливам Южной Калифорнии (покрывая
расстояние около 2000 миль); весной взрослые и моло¬
дые особи вновь возвращаются на «пастбища» Берингова
моря. Таким образом, из-за особенностей поведения нек¬
тона его распределение не может быть равномерным, оно
определяется как «пятнистое».
Зоопланктон
также
может скапливаться
(обычно
в верхних 30—50 м) для питания или размножения. Хотя
зоопланктон переносится течениями, многие виды зоо¬
планктона все же могут регулировать свое горизонталь¬
ное распределение, либо перемещаясь при вертикальной
миграции в различные океанские течения, либо в процессе
циклов
размножения.
Распределение
фитопланктона
почти полностью зависит от течений, однако некоторое
автономное перемещение осуществляется в процессе ре¬
продуктивных циклов (когда фитопланктон
покоится
на дне или в глубинных водах).
Общий объем пелагических видов определяется
коли¬
чеством живых клеток, что в свою очередь
зависит от ко¬
личества
мин ер аль ных
питательных
веществ для фито¬
планктона. Таким образом, наибольшее количество нектона
и зоопла нктона пр иходи тся
на районы, где происходит
подъем на поверхность глубинных вод, богатых питатель¬
ными веществами; это обычно восточные районы умерен¬
ной зоны океанов, районы с сезонной циркуляцией вод
(субарктические и субантарктические), районы, богатые
питательными веществами за счет обильного материко¬
вого стока, особенно в заливах и эстуариях. Особенности
циркуляции водных масс в экваториальной зоне обуслов¬
ливают приток минеральных частиц, что приводит
к повы¬
шению урожая на всех уровнях пищевой цепи к С и Ю
по сравнению с водными массами центральных районов
океана. Самые низкие урожаи фитопланктона, зооплан¬
ктона и нектона приходятся на теплые водные массы цен¬
тральных районов океана (рис. 1 и 2).
Физико-химические факторы П. о. р .
и горизонтальное
распределение. Изучение П. о . р.
в
прежние годы своди¬
лось в основном к
изучению физико-химических факторов,
влияющих на распределение видов. Основное внимание
было обращено на температуру, однако до сих пор еще
не установлено, какие физические факторы определяют
горизонтальное
и
вертик альное
распределение
жизни
в
море. Большинство исследователей соглашаются с Гиз-
брехом, который разделил всю пелагическую зону
на три
большие провинции: северную и южную холодные провин¬
ции и между ними пояс теплых вод. На западной стороне
океана этот пояс теплых вод простирается до 45—50° с.
ию. ш ., на восточной
—
этот пояс гораздо Уже, он дохо¬
дит только до 18—20° с. и ю. ш.
[рис. 1; см. также рисунки
к стат ье «Водные массы («метод ядра»)»]. Более подробное
деление пояса теплых вод еще не разработано, хотя не¬
давние исследования в Тихом океане еще раз показали,
что
существует прямая зависимость между распростране¬
нием отдельных видов и водными массами с их характер¬
ным
распределением температуры и солености и систе¬
мой циркуляции. Оказалось, что в Тихом океане в каждой
водной массе своя уникальная фауна и, по-видимому, фло¬
ра; то же самоё свойственно и промежуточным районам меж¬
ду водными массами. Таким образом, в Тихом океане мож¬
но выделить: западную северотихоокеанскую центральную
фауну,
восточную
северотихоокеанскую центральную
фауну, фауну Калифорнийского течения, экваториаль¬
ную фауну, которая захватывает Индийский океан, се¬
верную переходную фауну и субарктическую фауну.
Вертикальное П. о. р .
и
миграция. Вертикальные зоны
П. о. р. приведены
в
классификации морской среды в статье
Морская экология.
Среди ученых еще не сложилось единого
359

ПЕЛАГИЧЕСКИХ
Мнения о степени обособленности и природе зон П. о . р .,
что объясняется малым объемом работ, проводившихся
ниже 200-метрового уровня в пелагиали; выявление зон,
если таковые
существуют, затрудняется сезонными, онто¬
генетическими и суточными миграциями пелагических
организмов. Кроме того, результаты плохо согласуются
из-за различия глубин в разных частях океана. Имеется
достаточно доказательств того, что многие мезопелаги-
ческие (200—700 м) и даже батипелагические (700—4000 м)
виды имеют границы распространения, близко соответ¬
ствующие границам поверхностного слоя вод (0—500 м).
Это можно объяснить
относительно узким диапазоном
глубин у поверхности,
на
которых обитают икринки
и
молодь
многих
пелагических
в идов.
Процент
общих
видов
на границе
между
районами
35
16
16
63
58
58
45
75
68
40
62
36
300ГЕ0ГРАФИЧЕСКИЕ РАЙОНЫ
Районы водных масс
КАРИБСКОЕ МОРЕ
.четвертичные
МЕКСИКАНСКИЙ ЗАЛИВ
СРЕДИЗЕМНОЕ МОРЕ
АТЛАНТИЧЕСКАЯ СУБАРКТИКА
(к С от вторичного полярного
*
фронта, 40° с.ш .)
ЗАМКНУТАЯ ЦИРКУЛЯЦИЯ
СЕВЕРО-ЗАПАДНОЙ АТЛАНТИКИ
(включая Карибское море)
ЦЕНТРАЛЬНАЯ ЧАСТЬ
ВОСТОЧНОЙ АТЛАНТИКИ
(к В от 40°з.д.)
ТРОПИЧЕСКАЯ АТЛАНТИКА
ЮЖНАЯ ЧАСТЬ
ЦЕНТРАЛЬНОЙ АТЛАНТИКИ
ЦЕНТРАЛЬНАЯ И ЭКВАТОРИ¬
АЛЬНАЯ ЧАСТЬ
ИНДИЙСКОГО ОКЕАНА
ИНДОНЕЗИЙСКИЙ
РАЙОН
ЦЕНТРАЛЬНЫЙ район
СЕВЕРНОЙ ЧАСТИ
ТИХОГО ОКЕАНА
ТРОПИКИ
ЦЕНТРАЛЬНЫЙ РАЙОН ЮЖНОЙ
ЧАСТИ ТИХОГО ОКЕАНА
ЗАПАДНО-ЭКВАТОРИАЛЬНАЯ
ЧАСТЬ ТИХОГО ОКЕАНА
ВОСТОЧНО-ЭКВАТОРИАЛЬНАЯ
ЧАСТЬ ТИХОГО ОКЕАНА
СЕВЕРНЫЙ РАЙОН
ТИХОГО ОКЕДНА-ПЕРЕХОДНЫЙ
ТИХООКЕАНСКАЯ СУБАРКТИКА
СУБАНТАРКТИКА
Рис. 1 . Фаунистические границы районов, связанных с водными массами.
Установлены на основании рас¬
пределения 135 видов батипелагических рыб, представляющих 18 родов.

ПЕЛАГИЧЕСКИХ
Брюн (1957) разделил пояс теплых вод по вертикали
на эпипелагическую зону, где достаточно света для обра¬
зов ания органического вещества фитопланктоном, и плохо
освещенную
мез опе лаг иче скую
зон у,
простирающуюся
ниже изотермы 10° С. Еще глубже находится батипела-
гическая зона, доходящая до изотермы 4° С, и ниже ее
абиссопелагическая, доходящая до глубины 6000
м.
В Атлантическом океане граница между батипелагической
и абиссопелагической зонами проходит по изотерме 4° С
на глубине 2000 м, а
в Индийском и Тихом океанах она
поднимается до глубины 1500—1000 м .
тивотечение, благодаря чему зоопланктон не выносится
из лагуны. Задержка в лагуне зоопланктона, его после¬
дующее разложение в значительной степени обогащают
воды лагуны.
Система
горизонтальной циркуляции
может быть
местной или временной, как кратковременные миграции,
и ли долговременной циркуляцией с пер иодо м
в
тысячи
лет.
Было показано, что некоторые виды щетинкочелю
стных и эвфаузиид живут только в
огромных циркуля¬
ционных системах центральных водных масс северной и
южной частей Тихого океана.
90
60
30
0
30
60
90
120
150
180
150
120
90
60
60
40
20
О
20
40
60
90
60
30
0
30
60
90
120
150
180
150
120
90
60
Рис. 2. Распределение органической продукции в океанах (по Флемингу и Левасту, 1956) (граммы угле¬
рода, биологически фиксированного под каждым квадратным метром морской поверхности в год). Участок,
выделенный в центральной части южного района Тихого океана,
—
район многочисленных островных дуг,
по-видимому, характеризуется продуктивностью выше 50 г.
Вертикальная миграция
—
явление,
довольно рас¬
пространенное среди многочисленных видов нектона и
зоопланктона. Известно, что бывают суточные миграции
с глубин 500 м и более, это присуще светящимся рыбам
и
эвфаузиидам в глубинном слое рассеивания (см. Глубин-
ные
звукорассеивающие слои). Сезонные миграции с верх¬
них 100 м до глубин 1000 м и более свойственны многим
копеподам и некоторым щетинкочелюстным в субполяр¬
ных и
полярных районах. Онтогенетические миграции до
глубин 1000 м прослеживались у многочисленных видов
рыб и беспозвоночных.
Рассеивающее воздействие и механизмы концентрации.
Рассеивающее воздействие течений и турбулентной диффу¬
зии
способствует распространению пе ла г и чес ки х
популя¬
ций по всему Мировому океану. Экстремальные величины
температуры
и
солености,
кис лор ода,
минеральных
и
органических веществ могут ограничивать такую диспер¬
си ю.
Кроме этих локализующ их факторов, имею тся еще
факторы, которые способствуют концентрации отдельных
видов и могут полностью приостановить их случайную
дисперсию. Хотя изучение этих факторов началось не¬
давно, уже известно около пяти основных механизмов кон¬
центр ации
о тдел ьных
видов в том или
ином районе.
Например, М. У . Джонсон (1949) показал, что кон¬
центрация зоопланктона в лагуне Бикини была в 4—5 раз
больше, чем за пределами лагуны в открытом океане.
Такая большая концентрация обусловлена вертикальной
миграцией зоопланктона в течение дня в
придонное про-
Боден (1952) высказал предположение о наличии то¬
роидальной циркуляционной схемы,
которая
является
сочетанием вертикальной и горизонтальной схем; такая
схема лежит в основе механизма концентрации мезоплан-
ктона вокруг Бермудских о-вов. Воды лагуны, более плот¬
ные в летние месяцы в результате испарения и в зимние
в
результате охлаждения, отходят от островов и смеши¬
ваются с океаническими водами.
В результате образу¬
ются участки более плотной воды, которая погружается
на незначительные глубины, и личиночные формы могут
вернуться к острову.
Линейно концентрирующие силы могут быть локаль¬
ного либо океанического масштаба. Наиболее изучены
экваториальные зоны конвергенции, в которых
может
концентрироваться фитопланктон, зоопланктон и нектон
на
больших простра нствах,
в
неско лько
сотен
миль.
Такая концентрация является результатом стыка двух
почти параллельных океанических течений. Конверген¬
ции меньших размеров
—
типа циркуляции Ленгмюра
—
ч а с то прослеживаются
в
море.
Их показателем могут слу¬
жить длинные полосы дрейфующих частиц, накапливаю¬
щихся в зонах конвергенции. Фронты между холодной
и теплой водными массами могут образовываться на неко¬
торые периоды, при этом пелагические организмы концен¬
трируются
в
полосы.
Турбулентная диффузия, которую принято считать
рассеивающей силой,
мож ет
способствовать некоторой
концентрации зоопланктона в районах, где горизонталь¬
361

ПЕЛАГИЧЕСКИЕ
ные течения чрезвычайно слабы. М . У. Джонсон (1960)
вы сказа л
предп оло жен ие,
что
именно
та кой
механизм
концентрации
обусловил скопление личинок лангу ст а .
С его помощью можно объяснить существование некоторых
неритических в ид ов н а восто чных окра ина х
океанов, г д е
течения выражены крайне слабо.
Методы изучения П. о . р. Для изучения П. о. р. су¬
ществует целый ряд методов: описательных, эксперимен¬
тальных и теоретических. Однако до сих пор ученые весьма
слабо пользуются двумя последними, хотя, казалось бы,
огромные размеры океанов, трудность длительных работ
в море могли способствовать развитию именно этих мето¬
дов.
Однако даже при согласованном
применении
в сех
существующих методов ученым потребуется еще много
лет, прежде чем они смогут достаточно полно представить
себе П. о. р.
в Мировом океане.
Связь с геологией. Изучение П. о. р . тесно связано
с другими палеоэкологическими исследованиями. По дан¬
ным
распределения
пелагических фораминифер в глубоко¬
водных колонках грунта
можно проследить смену основных
зон пелагиали: холодной, теплой, холодной, в плейсто¬
цене. Неритические воды можно различить
по высокому со¬
держанию
в них личиночных форм бентосных беспозво¬
ночных. Нектон, в отличие от зоопланктона, распределя¬
ется отдельными пятнами, и поскольку в каждый период
времени некоторые формы не занимают максимально воз ¬
можной зоны их расселения,
то обнаружить их бывает
иногда довольно трудно. В настоящее время многие уче¬
н ы е связывают гран ицы распространения тех или иных
пелагических
видов с распределением температуры, со¬
лености и с типом циркуляции.
1
РОБЕРТ БИЕРИ
Прим, ред.1 В статье
говорится о так называемом
типологическом районировании. Биогеографическое рай¬
онирование
пелагиали
Мирового океана составлено
К. А. Бродским [см. Физико-географический атлас мира.
[И 944]. М .,
1964, карта 68А (планктон)].
ПЕЛАГИЧЕСКИЕ ОСАДКИ — с м .
Морские осадки.
ПЕРВИЧНАЯ ПРОДУКЦИЯ
П. п. в океанах
—
первая стадия образования органи¬
ческих веществ из неорганических фракций. Насколько
известно, эта реакция происходит в результате фотосин¬
теза
фитопланктона
—
в
о сно вном
микроскопических
диатомовых водорослей, динофлагеллят и кокколитофорид.
Поразительным может показаться тот факт,
что план¬
ктонные водоросли открытого
океана да ют 75% фотосин-
тезной продукции земного шара.
Фотосинтез, протекаю¬
щий при помощи света, из-за ограниченного распростра¬
нения света в морской воде происходит
только в верхнем
100-метровом слое прозрачной водной толщи; этот слой
называется
эвфотической зоной.
Свет в эвфотической зоне. Интенсивность света от по¬
верхности
океана до нижней границы эвфотической зоны
уменьшается логарифмически примерно до 1% освещен¬
ности на поверхности.
Ниже эвфотической зоны интенсив¬
ность света настолько мала, что фотосинтез там невозмо¬
ж ен.
Количество света в эвфотической зоне зависит от гео ¬
графического положения
района, времени дня и года,
характеристик водной поверхности, прозрачности мор¬
ской воды. Если поверхность океана неспокойна, коли¬
чество света,
проникающего
на
глубины, уменьшается.
Уменьшается прозрачность морской воды, если в ней
в большом количестве находятся взвеси
органических
и неорганических веществ или окрашивающих растворов,
например гуминовых кислот и др. Толща морской, воды
тоже в значительной степени изменяет длину волны про¬
никающего света: длинные и очень короткие световые
волны быстро затухают в верхних 10—20 м водной толщи.
Образование фотосинтезной продукции ниже 20 м зависи т
от способности фитопланктона поглощать световые волны
в зелено-голубой части видимого спектра.
Метод оценки величины П. п. Величину П. п . в океа¬
нах принято оценивать путем измерений скорости фикса¬
ции углерода по всей эвфотической зоне. Эти измерения вы¬
полняют с помощью радиоактивного
углерода 14С,
до¬
бавляемого в пробы воды, взятые на определенных глу¬
бинах эвфотической зоны. Обычно пробы берут на поверх¬
ности и на тех горизонтах, куда проникает 50, 25, 10 и 1%
света. Взятые батометрами пробы воды переливают
в проз¬
рачные стеклянные сосуды,
в которые
добавляют
14С.
Эти сосуды в дневное время опускают на тросе в
водную
толщу эвфотической зоны (каждый на определенный го¬
ризонт), затем через 4—6 ч пробы поднимают на
поверх¬
ность, фильтруют через мембранные фильтры и определяют
радиоактивность частиц на фильтре, которую можно за¬
писать как количество углерода, вступившего
в соедине¬
ние
за
пери од
о пыта.
Факторы, влияющие на величину П. п . Величина П. п.
в океанах непостоянна; она меняется в течение дня, се¬
зона, от района к району как функция изменения интен¬
сивности света. Однако величина П. п. зависит не только
от интенсивности света.
В процессе фотосинтеза фито¬
планктон для образования органического вещества погло¬
щает из морской воды основные биогенные элементы.
Органическое вещество более плотное, чем морская вода,
и поэтому оно погружается на дно, где подвергается][или
автолизу, или воздействию бактерий, или поедается мор¬
скими растительноядными организмами.
В результате
образования
органического
вещества
биогенные
эле¬
менты из эвфотической зоны удаляются, и, если бы не
процессы регенерации и перемешивания, зона была бы
бедна питательными веществами. Питательные вещества
восполняются и сохраняются
в
пределах эвфотической
зоны в
результате деятельности бактерий и регенерации
морскими
живыми организмами, т. е . повторных биохи¬
мических циклов, а также при перемешивании глубин¬
ных вод, богатых питательными веществами, с поверх¬
ностными.
В умеренных широтах апвеллинг и так называемое
в етров ое
пе ремешив ание,
охватывающее
слой
примерно
в 3—5 раз толще эвфотической зоны, являются основными
процессами, способствующими обогащению эвфотической
зоны биогенными элементами. Зимой в этих широтах, когда
величина приходящей солнечной радиации невелика и
весьма незначителен градиент
плотности воды, а скорость
ветра в приземном
слое высокая, вертикальное перемеши¬
вание может стать тем фактором, который определяет рост
популяции. Весеннее цветение фитопланктона совпадает
с возрастанием
величины солнечной радиации, образова¬
нием слоя скачка температуры в океане и уменьшением
скорости ветра.
С возрастанием
величины падающей солнечной ра¬
диации в летние месяцы поверхностные воды прогреваются,
плотность их уменьшается и становится в 2—3 раза меньше,
чем плотность глубинных подстилающих слоев. В таких
условиях перемешивание почти невозможно, и
содержание
биогенных элементов в эвфотической зоне резко понижается;
рост фитопланктона в пределах зоны становится весьма
незначительным.
362

ПЕРВИЧНАЯ
Поскольку фосфорные и азотные соединения
им еют
огромное значение в питании планктонных организмов,
эти соединения считают основными стимуляторами роста
фитопланктона. Цикл этих биогенных элементов еще очень
плохо изучен, однако очевидно, что количество популяций
фитопланктона невелико, а его продукция незначительна
при недостаточном содержании этих питательных веществ
в поверхностных слоях. К факторам, влияющим на про¬
дукцию фотосинтеза, относят также витамины и микро¬
элемент ы.
Окончание цв е те н ия фитопланктона характеризуется
резким уменьшением его количества и продукции, которое
может быть вызвано двумя причинами: или фитопланктон
погружается за пределы эвфотической зоны, или он вы ¬
едается растительноядными организмами.
Известно, что эвфотическую зону быстрее всех поки ¬
дают клетки, лишенные тех или
иных питательных ве¬
ществ, особенно азота и фосфора. Таким образом, к концу
периода роста фитопланктона, когда концентрация био¬
генных элементов понижается, погружение клеток фито¬
пла нктона на глубину происходит особенно быстро. Однако
в любое время года количество фитопланктона зависит от
равновесия между темпами роста продукции
и
скоростью,
с какой он исчезает из эвфотической зоны в результате
его оседания или выедания.
Как уже отмечалось выше,
дефицит биогенных элементов
способствует увеличению
скорости погружения. Кроме того, дефицит биогенных эле¬
ментов сдерживает темпы роста продукции планктонных
растений, при этом баланс нарушается в сторону уменьше¬
ния
фитопланктона в эвфотической зоне.
Тропические районы океана обычно менее
продук¬
тивны,
чем
районы умеренных широт. Это объясняется
тем, что в водной толще тропической эвфотической зоны
не
происходит сезонных
вертикальных перемешиваний,
поэтому тропическая эвфотическая зона
всегда
бедна
биогенными элементами.
Высокая продукция
планктона
наблюдается у берегов, где происходит подъем глубинных
вод на поверхность.
Перенос энергии от первичного продуцента ко вторич¬
ному. Одной из наименее изученных проблем в биологи¬
ческой океанографии является перенос энергии от первич¬
ного продуцента к первичному потребителю. В открытом
океане основная часть фитопланктона потребляется расти-
тельноядными организмами и только малая часть (1—10%
всей продукции, образующейся в верхних слоях воды)
достигает дна океана, где поедается донными животными.
Основными потребителями фитопланктона являются мел¬
кие ракообразные
—
копеподы,
которые в свою очередь
поедаются
более крупными
организмами
—
рыбами.
Известно, что
эффективность переноса пищи высока,
если количество звеньев в пищевой цепи минимальное.
Так, например, самое крупное на земном шаре современ¬
ное позвоночное — синий кит — питается
в основном не¬
большими ракообразными эвфаузиидами, которые в свою
очередь поедают диатомовые водоросли и мелкие копеподы;
эта цепочка на 3—4 звена короче, чем у некоторых крупных
рыб. Уменьшение эффективности переноса энергии из-за
увеличения звеньев в пищевой цепи объясняется тем, что
от звена к звену передается лишь небольшая часть энергии,
основная же ее часть идет на поддержание жизнедеятель¬
ности самого организма каждого звена.
Определить точную величину энергии, переходящей
от звена к
звену, экс пер име нта льно н ель зя.
Некоторые
ученые считают, что продукции фитопланктона недоста¬
точно, чтобы удовлетворить потребности в пище вторичных
растительноядных. Ученые выдвигали различные теории,
предлагали физико-химические механизмы, в соответствии
с ко торыми
из
растворенных органических фракций обра-
з) ются
частицы вещества.
Сравнение между продукцией морских и
наземных
сообществ. В прибрежных водах образование углерода
может превышать 3,0 г/м2 в день. В открытом море коли¬
чество образующегося углерода меняется в диапазоне
0,2—1,0 г/м2 в день. В открытом океане углерода образу¬
ется в
среднем 0,3 г/м2 в день, максимальная величина не
превышает 0,8 г/м2, средняя величина за год колеблется
от 25 до 100 г/м2.
В табл. 1 сравнивается продукция морских сообществ
и наземных культур. Почти одинаковую продуктивность
имеют пустыни и большинство океанических районов.
Сравнимыми также являются такие морские сообщества,
как талассия, коралловые рифы, заросшие водорослями
банки и культивируемые растения.
Таблица 1. Первичная продукция
различных естественных и культивируемых систем
в граммах сухого веса на 1 м2 в день
(по Райзеру, 1959)
Валовая
Чистая
первичная
продукция
продук¬
органических
ция
веществ
А. Теоретический потенциал:
средняя
радиация
[200—
23—32
8—19
400 кал/(м2* день)]
максимальная
радиация
38
27
[750 кал/(см2* день)]
Б. Массовая культура хлореллы
на открытом воздухе:
средняя
12,4
максимальная
28,0
В. Суша (максимумы за все се¬
зоны):
сахар
18,4
рис
9,1
пшеница
4,6
болотная растительность
9,0
сосновый лес (наиболее благо¬
6,0
приятные годы)
высокотравные прерии
3,0
низкотравные прерии
0,5
пустыня
0,2
Г. Море (максимумы за отдель¬
ные дни):
коралловые рифы
24
(9,6)
заросли талассии
20.5
(11.3)
загрязненные эстуарии
11,0
(8,0)
Большая
Ньюфаундлендская
10,8
(6,5)
банка (апрель)
бухта Уолфиш-Бей
7,6
материковая отмель (май)
66,1
(3,7)
Саргассово море (апрель)
4,0
(2,8)
Д. Море (средняя годовая):
прол. Лонг-Айленд
2,1
0,9
материковая отмель
0,74
(0,40)
Саргассово море
0,74
0,35
Интересно отметить, что для большинства
продуци¬
рующих систем максимальная продукция сравнима, однако
максимум продукции океанических планктонных сообществ
может сохраняться в течение исключительно короткого
периода времени, в то время как этот максимум у культи¬
вируемых систем может сохраняться в течение
гораздо
более длительных
периодов.
Еще один интересный факт: коралловые рифы, изве¬
стные среди океанических сообществ своей высокой про¬
дукцией, находятся в районах, где вода исключительно
бедна такими биогенными элементами, как азот и
фосфор.
В этом случае сохранение высокой продукции объясняется
в основном тем, что вода, смывающая рифы, все
вр емя
обновляется.
И хотя в каждой частице воды содержится
мало питательных веществ,
приток их постоянен, факти¬
чески
он
не
ограничен.
363

ПЕРЕНОС
В заключение можно сказать, что по сравнению с пло¬
дородными почвами на суше океан — это
пустыня, однако,
хо т я продуктивнос ть
в
каком-нибудь одном районе неве¬
лика, эт от дефицит компенсируется огромной площадью
Мирового океана. Таким образом, продуктивность Миро¬
вого океана в 2—3 раза превышает продуктивность суши
(табл.
1).
ЧАРЛЗ С. ЕНТШ
См. также Первичная продукциям Биогенные веществам
Фотосинтез фитопланктона.
ПЕРЕНОС ОСАДОЧНОГО МАТЕРИАЛА
МОРСКИМИ ЛЬДАМИ
Морской лед играет важную роль в переносе на боль¬
шие расстояния терригенного осадочного материала (обло¬
мочный материал и продукты разрушения берега). Еще
Чарлз Дарвин, совершивший кругосветное плавание около
ста лет
назад на судне «Бигль», впоследствии отмечал,
что айсберги и ледяные поля, которые он наблюдал вдоль
побережья Огненной Земли, переносят осадочный материал.
У побережья в лед вмерзает материал литоральных отло¬
жений, затем льды уносятся приливами и течениями.
Таким образом в открытое море попадает осадочный ма¬
териал, принесенный реками с суши. Нередко льды транс¬
портируют и своеобразных «пассажиров»: это белые мед¬
веди в Арктике, пингвины в Антарктике.
На шельфовых ледниках намерзание с нижней по¬
верхности и абляция с верхней приводят к тому, что мате¬
риал, который вмерз в основание ледника, постепенно пе¬
ремещается наверх. В шельфовом леднике Росса
в настоящее время на различных высотах над
уровнем моря
находят донные осадки прес¬
ных водоемов, остатки бентосных организмов,
кристаллы мирабилита, сохраняющиеся лишь
при температуре ниже нуля. Как отмечал еще
Свердруп (1931), «каждую зиму очень большие
ледяные поля садятся на мель на мелководье
вблизи берега, а в течение зимы к их нижней
поверхности примерзают ил, глина, раковины
и камни». Осадочный материал, переместившийся
наверх, уменьшает отражающую способность
поверхности льда и повышает скорость таяния
самого льда, в результате чего материал «опять
опускается на дно и откладывается
на
очень
большом расстоянии от того места, где первона¬
чально вмерз в лед».
Раковины, гальку, песок
и
другой материал, составляющий осадки лито¬
ральной зоны,
часто находят намного выше
уровня моря на гребнях торосов, особенно когда
торосы образуются в районе, где преобладают
ветры, направленные к берегу.
В южном полушарии еще в плейстоцене мор¬
ские льды уносили гальку и обломочный мате¬
риал далеко на С, до 35° ю. ш.,
а ископаемые
кости пингвинов находят даже на 30° ю. ш.
В северном полушарии граница распростране¬
ния
осадочного
материала
проходит
ближе
к 40-й
параллели,
кроме восточных районов
океанов, где мощные геострофические течения,
устремляясь
на Ю, переносят гальку до 35°
с. ш . (Калифорнийское течение) и даже до 20°
с. ш . (Канарское течение).
О количестве матери ал а,
переносимого
морс кими л ьда ми,
можно
садить
по мощности
364
постледниковых отложений во многих районах, превышаю¬
щей 100 см, а перенесенная льдами галька видна почти
на каждой фотографии участков дна высокоширотных мо¬
рей. Мощные отмели у берегов Южной Африки,
с лож ен¬
ные галькой, отмечал Нидхем (1962). В настоящее время
Лабрадорское течение ежегод но вын осит в открытое м ор е
Рис.
1. Среднее количество айсбергов в месяц.
1—
северо-западная
час ть
Атлантического океана,
южнее
47° с.
ш.;2—
южнее
Большой Ньюфаундлендской банки;
участок, закрашенный черным цветом,
—
район, где ведет
наблюдения Служба Международного ледового патруля (по
Смиту, 1931).
около 7500 айсбергов; большая часть их подходит близко
к
берегу и тает, не доходя до 55-й параллели; около 400
айсбергов достигают Большой Ньюфаундлендской банки
и только 50 айсбергов движутся дальше на Ю (рис. 1).
Среди дрейфующих ледяных островов часто разли¬
чают несколько форм льда (включая бывший припай),
Рис. 2 . Распределение ледников в Арктике (по Термьеру и Термьеру,
1963).
А—
лед моря Баффина; Б —
палеокристаллический лед; В— лед поляр¬
ной шапки; Г—сибирский лед; Д—восточногренландский лед; Е —
шпиц¬
бергенский лед. 1
—
дренажные районы; 2 —
отдельные участки вечной
мерзлоты; 3 *-
районы вечной мерзлоты; 4 — районы сезонной мерзлоты
(по Блэку, 1954).

ПЕРЕНОС
исходя из того, что этот лед переносит (рис. 2). Наиболее
благоприятными участками для быстрого образования
прибрежного льда являются участки вблизи дельт больших
рек, впадающих в арктические моря; примером могут слу¬
жить реки Маккензи, Обь, Енисей, Лена. Куда перено¬
сится льдом обломочный материал,
—
в конечном итоге
определяется
системами
течений.
РОУДЗ У. ФЕЙРБРИДЖ
ПЕРЕНОС ЭНЕРГИИ ОКЕАНИЧЕСКИМИ
ТЕЧЕНИЯМИ
Основным источником поступления тепла на Землю
яв ляе тся
Солнце. В тропических широтах преобладает
приток радиации, а в полярных
—
излучение. Если бы это
радиационное неравенство не компенсировалось, то мери¬
диональный температурный градиент постепенно бы уве¬
личивался. Однако этого не наблюдается —
температурный
градиент остается постоянным в продолжение длитель¬
ного
в рем ени,
и для определенных районов средние годовые
температуры также довольно постоянны. Результирующее
радиационное неравенство, вероятно, компенсируется пото ¬
ком
энергии
в
пределах отдельных частей системы мате¬
рик—атмосфера—океан. Поскольку материя является очень
плохим
проводником
энергии,
то
необходимый П.
э.
должен иметь место в
атмосфере и океане. В настоящее
время установлено, что главную часть необходимого П. э .
обеспечивает атмосфера. Однако ролью океанов в П. э .
пренебрегать нельзя, особенно для умеренных широт.
Согласно общей схеме П. э.
в
Мировом океане, поток
энергии направлен из субтропических районов к полюсам.
Методика оценки. Для оценки количества энергии,
переносимой океаническими течениями, могут быть исполь¬
зованы прямой и косвенный
ме тод ы.
Косвенный метод
предусматривает
вычисление
составляющих
теплового
бюджета для определенного района океана с помощью
эмпирических уравнений. Как установлено, никаких су¬
щественных тенденций в изменении
температуры в океане
не наблюдается. Для поддержания бюджета энергии дан¬
ного
района сюда должно поступать (или выноситься)
с океаническими течениями какое-то количество энергии
(которое может быть вычислено как остаточный член тепло¬
вого бюджета).
Прямой метод оценки количества энергии, переноси¬
мой океаническими течениями
через вертикальный разрез,
предусматривает использование данных по распределению
температуры воды
сов мест но
с
данными
о
скорости
океанических течений. Ниже дано описание расчета П. э.
пря мым ме тодом .
Прямой метод. В последнее десятилетие выявились
два направления исследований, использующих прямой
метод расчета. Юнг (1952, 1956) и Брайен (1962) показали,
что
энергия,
переносимая
океаническими
течениями,
может быть оценена как
ьо
| | СрРов йгйх,
(1)
о-я
где0—
потенциальная температура; ср
—
удельная теп¬
лоемкость морской воды; V —
скорость течения. Интегри¬
рование производится в плоскости
хг
в
вертикальном
направлении от дна
(г
=
— Н) до поверхности океана
(2=0) и в горизонтальном направлении от начальной
точки (0) в океане до
конечного значения А. Поскольку
результирующий П. э. направлен к полюсу, обычно иссле¬
дуется вертикальный разрез в океане вдоль параллели,
который расположен перпендикулярно к направлению
результирующего потока. Значения х в этом
случае счи¬
таются положительными по направлению на В.
Для расчета П. э . прямым методом имеются довольно
многочисленные данные непосредственных измерений тем¬
пературы воды, однако данных измерения скорости океани¬
ческих течений недостаточно. Здесь в оценках скорости
течений скорее может быть использована связь между
полем плотности и скоростью течений. Плотность может
быть рассчитана по температуре,
солености и давлению.
Изменение скорости течений по вертикали, связанное с рас¬
пределением плотности, определяется хорошо известной
геострофической зависимостью. Таким образом, распре¬
деление температуры в расчет П. э. прямым методом вво¬
дится двумя путями: через расчет скорости течений (а)
и в виде потенциальной температуры 0, входящей в урав-
кал/мин
*Ю
^
Рис. 1 . Средние годовые значения переноса скры¬
той энергии атмосферы (/—по Бюсту и Дентону,
1950) и энергии океана (2 — по Юнгу, 1956).
нение (1). Вычисления по геострофическому уравнению
зависят от определения глубины нулевой поверхности,
на которой скорость движения равна нулю. Чтобы избе¬
жать определения глубины нулевой поверхности, можно
применить сложную методику, использующую ряд допу¬
щений.
Более ранние
методы
вычисления
(Юнг, 1955, 1956). Данные и метод. Основным источником
сведений о температуре и солености послужили атласы
экспедиции на «Метеоре», составленные по данным наблю¬
дений в Северной Атлантике до 1927 г. Кроме того, исполь ¬
зовались данные по этим же характеристикам 56 глубоко¬
водных океанографических станций, находящимся в карто¬
теке
Военно-Морского океанографического управления
США. Расчеты составлялись для вертикальных разрезов
начиная от
экватора до 63° с. ш. с
интервалом по широте 9°.
Для всех разрезов, за исключением экваториального, было
рассчитано
распределение скоростей
геострофического
течения,
перпендикулярного разрезам.
Необходимая для расчетов нулевая поверхность была
выбрана так, чтоб!ы по каждому разрезу сохранялось
условие неразрывности водных масс. Для северной части
Атлантического океана была получена детальная картина
циркуляции вод и распределения солености для всех гори¬
зонтов. Для оценки П. э . через экватор были использованы
значения по Райл и.
По данным Свердрупа Юнгом были получены коэффи¬
циенты для экстраполяции величин П. э. в
северной части
Атлантического океана на районы других океанов север¬
ного полушария в тех же широтах. В табл. 2 представлены
365

ПЕРЕНОС
величины, полученные путем интерполяции через интер¬
вал
по
широте 10°.
Величины Юнга хорошо согласуются с величинами
Свердрупа, хотя их методы расчета совершенно различны.
Было установлено, что в П. э. из тропических районов
в
полярные океан играет значительно большую роль, чем
предполагалось ранее. В качестве отсчетной нулевой по¬
верхности для северной части Атлантического океана
была использована поверхность на меньших глубинах, чем
это предполагалось в более ранних исследованиях,
х отя
это и соответствовало условиям неразрывности масс и со¬
лей.
Океаническая циркуляция. Наиболее простая схема
океанической циркуляции, эффективно осуществляющей
П. э., включает
направленный к полюсу поток теплых
поверхностных вод и направленный к экватору поток хо¬
лодных глубинных вод.
Эта схема циркуляции
в общем отражает движение вод
в высоких широтах, однако во всех океанах кроме Атлан¬
тического, единственного океана с четко выраженным дви¬
жением глубинных вод, П. э . не так значителен. В Тихом
и Индийском океанах в северном полушарии циркуляция
наблюдается в более глубоких слоях и не имеет строго
меридионального характера. В океанах южного полуша¬
рия отмечается слаб о выраженн ое движен ие вод к полюсу ,
однако по этим районам имеется еще очень мало данных, ко¬
торые можно использовать для расчета П. э.
Современные
исследования
(Брайен,
1962). Методика. По данным гидрологических наблюде¬
ний был выполнен геострофический расчет и определен
интеграл
ковариации
меридиональной
составляющей
скорости течений и распределения температуры по
верти¬
кальному разре зу ч ерез
весь океан.
При этом методе часть
П. э. может быть вычислена лишь по
гидрологическим дан¬
ным и не зависит от
выбора нулевой поверхности (в отли¬
чие от вышеописанных расчетов); вторая часть вычисля¬
ется по приземному полю напряжения ветра.
Метод и данные. Введем определение
о
Г(г) =
|Р(г)
—н
тогда величины ро и 0 можно представить в виде
В члене (а) для расчета ро используется уравнение
Свердрупа
1
дх,
У$
дх
дххч ]
дуГ
(3)
Здесь пренебрегается адвекцией относительной за¬
вихренности и придонным вихрем, которыми нельзя пре¬
небрегать в пограничных течениях, таких, как Гольфстрим.
Чтобы оценить перенос пограничным течением (Гг. т),
можно использовать уравнение (3), поскольку оно должно
«соответствовать» потоку во внутренней части океана;
таким образом, для этого потока имеем
|ро&=Ярт=
+-|гт1*- + тЛ],
Гг. т
=
Нро-
Тогда общий средний перенос можно выр азит ь
в виде
ЛГд
д
0[
дх ХУ*
ду
Тг. т,
а член
(а) в уравнении (2) как
-
I
ДГ | [^Гту8 Т*5] ^^
срТг. тОг. т -
(4)
о
Этот член имеет существенное значение для переноса
лишь тогда, когда 0 в
пограничном
и
вну треннем
потоках
заметно различаются.
Чтобы оценить член (б), возьмем:
(руг)'
=
рVг
—
рVг,
о
Р°г
=
у-
-§?|Р
+ с1?
рог
=
—
_1
я
т-тг}|
Р^йг + С,.
-Я
-2
ро
—
ро+(ру)', 0=0+0'.
Далее предположим, что вектор скорости равен
V=
уг+ух+V^^
где уг
—
геострофическая компонента; ух— компонента ,
возникающая
вследствие
напряжения в плоскости
хг>
и
у,
—
компоненты, возникающие вследствие ускорений
и
напряжений в других плоскостях.
В данном случае величиной у,-
можно пренебречь,
так как она мала по сравнению с уг и ух; ух существенна
только в поверхностном слое.
Уравнение (1) Брайен преобразует следующим обра¬
зо м:
ьо
ьо
| | срродйгйх
|Срро0йгдх+
(а)
о—я
о—я
^о
•4-
||ср (руг)' 0' йгйх +
(б)
0я
1о
+
| | сР (ррх)'в'йг йх.
(в)
0-Н
(2)
Член (б) можно выразить в виде
ь
о
||ср(руг)'0'йгйх=
о—я
Ь
0
Г
0
1
-- П -^^Нр*
0-Я
I
—г
1
ь
о
г
оо
ПтЫгИраг
0-Я
[.
-Я
-2
йгйх +
йг йгйх.
(5)
Он может быть вычислен непосредственно по полю
плотности, по данны м гидрологических станций и не за¬
висит
от
величины
Сг.
При рассмотрении члена (в) уравнения (2) ух нельзя
определить как
функцию г, однако интеграл от ух для
фрикционного слоя может бы ть
выражен
посредством
приземного напряжения ветра:
о
|рохйг =
—
366

ПЕРЕНОС
где тх8
—
приземное напряжение ветра и
^
—
глубина
основного
термоклина;
Р^х
=
Рут
~
и
0
о
1
| (Р»т-Р»х)Л
=
—(1 —Т'-
~2т
~2Т
Член (в), следовательно, можно выразить так:
ь
-\сАх--Тг)27-9'**х'
(6)
О
где 0'
—
средняя 0' в слое перемешивания.
Затем Брайен представляет уравнение (2) как сумму
уравнений (4), (5) и (6):
^
о
||срру0йгйх—
о—н
_
^
=^т\Нгхв*--1?''А9ах+срТгл9гл +
о
^
17
"
ь
о
ь
+
[{Ср(рсг)'0'Л:й*—
|с„(1—
- Ь-)
е^с.
(7)
б-Я
О
57
Для оценки членов уравнения (7) Брайен использовал
данные для разных разрезов, представленные в табл.
2;
гидрологические данные были собраны во время МГГ
экспедицией «Норпак» и взяты из атласов экспедиции
на
«Метеоре». Данные по
напряжению ветра были рассчи¬
таны на основе климатологических обзоров.
Океаническая циркуляция. Как видно, главным в урав¬
нении (7) является член I и
ив нем основной компонентой
в П. э. океаническими течениями является член
(б) урав¬
нения (2). Член (б) представляет собой корреляцию между
отклонениями от среднего потенциальной температуры по
вертика ли
и
аналогичными
отклон ениями
геострофи-
ческого переноса. Член (б) разделяется на два интеграла,
которые представляют собой компоненты этой
корреля¬
ции в вертикальной и горизонтальной плоскостях [урав¬
нение
(5) ].
Вертикальная циркуляция, хотя и слабо
выраженная
в единицах объема переноса вод, для П. э. является
преоб¬
ладающей.
Методы расчета теплового бюджета. Для определен¬
ного
океанического
объема
можно
рассчитать
бюджет
энергии в пределах определенного периода времени, боль¬
шего, чем то, которое требуется для короткопериодных или
сезонных изменений. Поскольку за такой период времени
изменений температуры для этого объема не наблюдается,
можно рассчитать количество энергии, которое может
быть принесено или вынесено из этого объема, чтобы под¬
держать энергетическое равновесие. Такую методику для
оценки П. э. океаническими течениями использовали
Свердруп (1954), Будыко (1956), Приветт (1960).
Расчет
испарения (Свердруп, 1954, 1957).
На основе уравнения энергии и отношения Боуэна (отно¬
шение потока
энергии явного тепла к энергии скрытой те¬
плоты парообразования) Свердруп (1954) рассчитал вели¬
чину испарения по широтам при допущении, что океани¬
ческие течения
энергию
не
переносят. Кроме того, испаре¬
ние было рассчитано другим путем, который основывается
на знании
коэффициента турбулентной диффузии в воздухе
и скорости ветра. По этому методу расчета испарение равно
произведению градиента давления водяного пара непосред¬
ственно над поверхностью моря и скорости ветра в призем¬
ном слое. (Коэффициент, который стоит перед произведе¬
нием, подбирается так, что средняя величина испарения
для всех океанов, вычисленная таким путем, соответствует
испарению, рассчитанному по методу теплового бюджета.)
Наконец,
испарение было непосредственно определено
с борта судна. (В эти значения вводятся поправки путем
довольно трудоемкой и еще не совершенной методики оце¬
нок величин испарения для поверхности моря.)
Сравнив оценки величин
испарения, полученные этими
тремя методами, Свердруп отметил, что между непосред¬
ственно определенными величинами и величинами, вы¬
численными по наблюдениям за ветром и давлением водя¬
ного пара,
наблюдается вполне хорошее соответствие.
Однако, как установлено, полученные по
метеорологи¬
ческим данным величины испарения систематически отли¬
чаются от значений, рассчитанных по методу теплового
бюджета. Последние значения ниже первых начиная от
экватора до 30° с. ш.,
и их сравнение позволяет предпо¬
ложить, что значительное количество энергии переносится
к полюсу океаническими течениями. В табл. 1 представлены
эти величины, вычисленные автором, и величины, вы¬
численные Свердрупом и Будыко. Свердруп отмечает,
что для южного полушария таких систематических раз¬
личий в значениях испарения не наблюдается.
Таблица 1. Перенос энергии океаническими течениями
по широтным зонам
(все величины нужно умножить на 101е кал/мин)
Широтная
зона
Сверд¬
руп
(1954)
Сверд¬
руп
*
(1957)
Юнг *
(1955)
(по дан¬
ным
Свердру¬
па, 1954)
Юнг *
(1955)
(по
данным
Свердру¬
па, 1955)
Вудыко
(1956)
60—50° с.
—
0,42
—
0,3
—
0,48
—
0,33
—
0,37
50—40
—
0,32
—
0,2
—
0,35
—
0,24
—
0,31
40—30
—
0,85
—
0,9
—
0,64
—
0,72
—
0,28
30—20
+ 0,16
+ 0,2
+ 0,18
+ 0,23
+ 0.38
20—10
+ 0,41
+ 0,3
+ 0,17
+ 0,12
4 0,96
2
о
о
о
о
о
о
о
о
—
сч
со
ю
иэ
1111111ооооооо
—*
СЧ
со
Ю
+ 0,95
+ 0,8
+ 0,93
+ 0,75
4- 1,69
4 К22
4 0,06
—
0,18
—
0,98
—
0,52
—
0,87
*
Значения взяты по вычислениям переноса через параллели
Знак минус ( —) означает приток тепла в данный район.
Карты переноса. Свердруп (1957) также рассчитал
П. э . океаническими течениями по картам отдачи или по¬
ступления энергии и по значениям расходов течений для
поверхностных слоев океанов. Там, где эти значения отли¬
чаются от значений, вычисленных по
тепловому бюджету,
они взяты в табл. 2 в скобки.
Анализ океанографических наблюдений по Атланти¬
ческому океану показал, что через экватор наблюдается
северный П. э., т. е. теплые
поверхностные воды прохо¬
дят на С, а холодные глубинные воды движутся на Ю
Свердруп отметил, что для Тихого океана соответствую¬
щий П. э . на С не наблюдается. Позднее Будыко (1956)
и
Брайен (1962) представили некоторые данные по Тихому
океану, подтверждающие южный П. э. через экватор.
367

ПЕРСИДСКИЙ
Таблица 2. Перенос энергии океаническими течениями
на С через параллели
*
<все величины нужно умножить на 101в кал/мин)
Широта Свердруп
(1957)
Юнг
(по
данным
Свердрупа,
1954)
Юнг
(по
данным
Свердрупа,
1955)
Юнг
(1955)
(Атлан¬
тический
океан)
Приветт
(1960)
Брайен
(1962)
60° с.
+ 0,3
0,14 0,14
0,50
(63°)
50
+ 0,6
0,62 0,47
0,37
(54°)
40
+ 0,8
0,97 0,71
0,57
0,0 (Атл. ок.)
(45°)
1,08
30
+1*7
1,61
1,43
0,81
(Атл. ок., 36°)
(36°)
—
0,90
(Тих. ок., 32°)
20
+ 1,5
1,43 1,20
1,13
(1,7)
(27°)
10
+ 1,2
1,26 1,08
0,80
(1.5)
(18°)
0
+ 0,4
0,33 0 ,33 0,71 (9°)
0,33(0°)
+ 1,62
10° ю.
(Атл. ок ., 16°)
+ 0,94
(Атл. ок., 16°)
20
+ 0,48
(Атл. ок ., 2 4°)
40
— 4,9
*
Знак минус (--) означает перенос энергии к Ю.
Атлас
теплового
баланса
(Будыко,
1956). Для вычисления
средних широтных составляющих
теплового бюджета для поверхностей суши, океанов и для
всей
поверхности земного
шара использовались мировые
карты теплового бюджета, входящие в Атлас теплового
баланса (Будыко, 1955). По этим значениям для океанов
были вычислены величины, представляющие среднее ши¬
ротное перераспределение тепла океаническими течениями.
Эти значения были
пере веден ы
в единицы табл. 1, где по¬
каз ано
их соответствие значениям
других исследований
лишь для широт
40—60° с. ш.; для пояса 30—40° с. ш.
эти значения значительно ниже, а для остальной части
северного полушария
—
значительно
выше.
В табл.
1
также включены значения П. э. Будыко для южного по¬
лушария. Для сравнения для атлантического П. э . в на¬
стоящее время имеются лишь данные, вычисленные
Брайе¬
ном (1962) и Приветтом (1960). Оценки Брайена имеют
тот же
порядок,
что и оценки Будыко, но оценки Приветта
на
один
по ряд ок
выше.
П. э. вюжном
полушарии (Приветт, 1960).
Оценка П. э. через 40° ю. ш. включила вычисленную оценку
поступления тепловой энергии между экватором и 40° ю. ш.
для всех южных океанов минус количество энергии, оце¬
ненное как северный перенос в Атлантическом океане,
и плюс избыточное количество тепловой энергии для се¬
верной части Индийского океана при допущении южного
переноса через экватор (для Тихого океана экваториаль¬
ный перенос отсутствовал). Результирующие значения
приведены в табл. 2.
Дискуссия. Таблицы 1 и 2 дают возможность сравне¬
ния П. э. океаническими течениями, оцененного рассмо¬
тренными методами. Для различных широт северного
полушария
наблюдается
общее соответствие
порядка
величин и их знака. Однако следует отметить, что Тихий
океан
по
сравнению с северной частью Атлантического
изучен относительно мало. Результаты Будыко для Тихого
368
океана указывают на то, что циркуляция
в нем может
очень отличаться от
циркуляции
в Атлантическом океане
(в противовес предположениям Юнга). В настоящее время
южное полушарие изучено относительно слабо: Брайеном
были исследованы два широтных разреза, выполненных
в период МГГ, а также представлена оценка П. э. по иссле¬
дованиям термики океанов южного полушария Приветтом.
В настоящее время Юнгом также проводятся исследования
по оценке П. э . по разрезам МГГ для южной части Атлан¬
тического
океана.
Величины П. э . д ля океана значительно ни же п о¬
добных величин для атмосферы, хотя следует отметить,
что в отношении П. э. в
форме скрытой энергии роль океа¬
нов почти так же велика — максимальный П. э . океани¬
ческими течениями несколько смещен относительно макси¬
мального переноса атмосферой скрытой энергии (рис. 1).
П. э. океаническими течениями, по-видимому, локализуется
в узких районах в западных частях океанов в
северном по¬
лушарии. Так, основную часть результирующего полюсного
П. э . океаническими течениями для Атлантического океана,
вероятно, обеспечивает Гольфстрим с его сильно выражен¬
ной направленной к полюсу
компонентой
с
высокими
температурами. Предполагается, хотя еще
определенно
не
установлено, что то же самое явление существует
и для
Куросио в северной части Тихого океана.
Результаты,
полученные Будыко, не решают,
к сожалению, вопроса
о возможности
некоторого рода «экстраполяции» данных
по
Атлантическому океану на районы Тихого океана.
ГЛЕНН х. юнг
ПЕРСИДСКИЙ ЗАЛИВ
Район П. з. представляет
большой интерес,
и
прежде
всего потому,
что это один из самых богатых нефтью уча¬
стков земной
коры.
Хорошо изучена геология района,
окружающего П. з. В самом П. з. проводились гидробиоло¬
гические, гидрологические и океанографические исследо¬
вания.
Площадь П. з. 239 тыс. км2, объем воды всего лишь
6 тыс. км3. Длина П. з . 1138 км, ширина меняется от
388 км до 65 км в Ормузском прол. Средняя глубина 91 м
(рис. 1), однако у входа в П. з .
встречаются глубины, пре¬
вышающие 110 м; максимальная глубина П. з. 170 м.
П. з. делится на две части —
восточную и западную,
которые соединяются узкой депрессией, проходящей че¬
рез мелководный район, расположенный в пределах Ормуз¬
ского прол. Район больших глубин также отделен от по¬
бережья Ирана узкой отмелью. В юго-западной части П. з.
расположено обширное мелководье, где глубины не пре¬
вышают 40 м; оно расширяется к Ю и выклинивается к вер¬
шине П. з.
В П. з . имеется множество островов и отмелей; неко¬
торые представляют собой либо гребни складок, либо
соляные купола, либо структуры, сложенные неконсоли¬
дированными или частично консолидированными четвер¬
тичными отложениями.
Климат. Температура воздуха в районе П. з . в ыс ок а я,
однако зимы довольно прохладные, особенно в
вершине
П. з. (табл. 1). Количество осадков незначительно; на СВ
П. з. количество осадков несколько повышается. Осадки
выпадают в основном в виде редких непродолжительных
сильных ливней в
период
с
ноября по апрель. Относитель¬
ная влажность высокая. Облачность небольшая, причем
зимой больше, чем летом.
Грозы и туманы
—
явления ред¬
кие, не свойственные данному району. Зато в летнее время
часто бывают пыльные бури и дымка. Чаще всего сильный

ПЕРСИДСКИЙ
ветер дует с ССЗ и ЗСЗ; он носит местное название «шамал».
Сила шамала иногда достигает 6 баллов и редко доходит
до 8 баллов.
Скорость ветра в такие периоды за 5 мин
возрастает до 26 м/с. Часто бывают водяные смерчи, осо¬
бенно осенью.
Гидрологический режим. Океанографических данных
по П. з. недостаточно. Для обзора использованы резуль¬
таты работ Эмери (1956), Сагдена (1963) и др. В вершину
П. з. поступают пресные воды из рек Тигр, Евфрат и Карун;
менее значительный приток пресных вод в районе побе-
Рис. 1. Батиметрическая карта Персидского зал.
Глубины
—
в
морских саженя х.
Таблица /. Климатологическая характеристика
Персидского зал.
Пункт
Температура воздуха, °С
Относительная влажность,
%
Осадки,
мм
средний
суточ¬
ный
максимум
пределы
изме¬
нений средний
суточ¬
ный
минимум
пределы
изме¬
нений
Бендер-
31,7 23,3—38,3 21,7 13,3—29,4 67
154,9
Аббас
Бушир
27,8 17,8
—
36,1
20,6 10,6
—
28,9 74
274,3
Шарджа
31,7 23 ,3
—
39,4 20,0 12 ,2
—
27,8 67 ,5
106,7
Бахрейн 29,4 20,6
—
37,2 28,3 15,0 —31 ,1 67
73,7
Басра
30,6 17,8
—
40,6
17,8
9,4
—
27,2 68
185,4
режья Ирана. Температура воды высокая; она колеблется
от18до32°СувходавП.з.иот16до32°СнакрайнемСЗ.
Максимальные значения температуры воды наблюдаются
на мелководье вдоль берегов. Высокая соленость обуслов¬
лена малым
речным
сто ко м (высокие температуры воздуха
и большое испарение превышают влияние поступающих
пресных вод). Соленость меняется от 37—38°/00 у входа
в П. з. до 38—41°/00 на крайнем СЗ, где величина соле¬
ности зависит от речного стока. На ЮЗ П. з . у берегов
зафиксирована соленость 42—60°/00. Установлено, чт о
соленость вод, поступающих в П. з ., повышается, при этом
более соленые воды погружаются и уходят через Ормуз¬
ский прол.,
на их место приходят менее плотные воды.
Приливы в П. з. неправильные суточные. Наибольшие
приливы зафиксированы к В от п-ова Катар. Суточное
неравенство уменьшается на СВ и ЮВ от этой точки.
Колебания величины прилива незначительны —от 1,22—

ПЕРСИДСКИЙ
1,64 м вокруг
п-ова
Катар до 3,15—3,38 м в вершине П. з.
и до 2,76—3,15 м у входа в П. з . Сильные, направленные
в
сторону берега ветры иногда повышают уровень воды
у берега; низкие берега при этом затопляются. Мощные
приливные течения (до 4 узлов) наблюдаются на южной
стороне Ормузского прол. В остальных районах П.
з.
эти течения слабые, обычно скорость их не превышает 1 —
1,5 узла,
но
может
увеличиваться
у входа
в
лагуны,
в
устьях рек
и
узких проливах.
Ветровой дрейф иногда
настолько мощный, что
приливные потоки, идущие в про¬
тивоположном
направлении,
не
могут его
преодолеть,
и
поэтому результирующее
течение не меняет направления,
лишь
несколько
снижается
скорость.
Волны в П. з. обычно небольшие, но крутые. Влияние
зыби Индийского океана ощущается лишь у входа. На этом
участке ветер, дующий в противоположном приливу
на¬
правлении, может создать сильный турбулентный поток.
В южной части наибольшее волнение вызывает местный
ветер шамал. Здесь зафиксированы большие волны,
но
их
высота
редко превышает 3 м.
Геология. Геология районов, окружающих П. з., изу¬
чена довольно хорошо. На 3 П. з . ограничивает докембрий-
ский Аравийский щит, перекрытый полого падающими
на СВ и слабо дислоцированными палеозойскими, мезо¬
зойскими
и
кайнозойскими отложениями.
Оси пологих
складок ориентированы в меридиональном направлении.
Оманские горы
—
единственная
интенсивно-складчатая
структура на Аравийском п-ове. Н а В к П . з.
примыкают
предгорья
и
хребты гор Загрос (складчатые и сбросовые),
ориентированные на СЗ—ЮВ. В ядрах крупных
антикли¬
налей обнажаются в основном мезозойские
породы,
сла¬
гающие горы,
ав
предгорьях
эти
породы перекрыты
кайно¬
зойскими отложениями. На СВ складчатая зона состоит
из нескольких больших сбросовых глыб, в которых
обна¬
жаются палеозойские и более молодые породы. Складча¬
тые
горы
и
сбросовые глыбы отделены от сложного массива
Центрального Иранского нагорья зоной надвига, вдоль
которой на северо-восточной оконечности
гор Загрос
обнажены отложения различных
геологических
эпох.
На этот широкий участок накладываются обширные соля¬
ные купола, которые особенно хорошо развиты на ЮЗ
Ирана и в южной части П. з. История их восходит к третич¬
ному периоду. Хотя тектонические движения начались
в меловой период, а в отдельных районах еще раньше,
основная структура гор и все геоморфологические осо¬
бенности П. з. являются результатом миоцено-плиоцено¬
вой складчатости и
последующих деформаций. Сбросово¬
глыбовая структура раннего домиоцена,
по-видимому,
имела некоторое влияние на наложившуюся на нее третич¬
ную складчатость. Этот район тектонически активен и в на¬
стоящее время.
Многочисленные приподнятые береговые
валы
и
террасы
и
поднятые
выровненные поверхности
свидетельствуют о четвертичных тектонических движениях.
Геологические структуры обрамления сформировались
Э результате складкообразования и накопления мощной
толщи отложений в желобе, ориентированном на СЗ—ЮВ
и окончательно сформировавшемся в мезозое.
Кембрий
представлен кластическим материалом, солью и тонким
слоем
карбонатов.
Маломощные ордовикско-каменно-
угольные осадки представлены в основном кластическим
материалом. С
перми до миоцена происходило
главным
образом накопление карбонатных отложений с редкими
вк лючениям и кл асти ческ ого
материала. Эти карбонатные
отложения,
накопившиеся
в
глубоководных районах,
состоя т из
мергелистых
осадков, часто содержащих
зна¬
чительную примесь органических веществ;
мергелистые
оса дки п ерех одят
в осадки мелководной зоны, включаю¬
щие скелетные, оолитовые, рифовые и доломитовые
изв е¬
стняки.. Осадки мелководной зоны особенно
о тчет ливо
выделяются в юго-западной части желоба. В некоторых
370
районах, окружающих П. з., интенсивно шло накопление
эвапорито в, в частности на
аравийском побережье. Обра¬
зование осадков такого типа завершилось
к началу форми¬
рования толщи
материковых
отложений,
синхронных
главной фазе третичной складчатости, а также более мо¬
лодых.
В процессе формирования этого мощно го осадочного
комплекса (в зоне Иранского нагорья накопился слой
осадков мощностью более 40 тыс. футов) условия иногда
способствовали
накоплению органических
веществ,
за¬
пасы которых привели
в этом районе к образованию круп¬
ных
нефтяных месторождений. В настоящее время нефть
добывается из сводов антиклинальных структур. Породы-
коллектора самые различные
—
от юрских
из вест няко в
и доломитов на Аравийском п-ове, меловых песков и изве¬
стняка в районе СВ до третичных известняков, которые
образуют рифы в предгорьях Ирана.
Геоморфология, гидрогеология и седим ентоло гия. П. з.
и
примыкающие
к
нему районы представляют собой чрез¬
вычайно интересный пример современного осадконакопле-
ния
(Эмери, 1956) (рис. 2). СВ Ирана
—
это
район интен ¬
сивного
материкового
осадконакопления.
Большие ко¬
нусы выноса, песчаные дюны, соляные рифы внутренних
бассейнов, а также болота являются основным хранилищем
продуктов эрозии.
Побережье П. з. в ос но вн ом в ысоко е, гористое, иногда
вдоль берега встречаются клиффы. Однако там, где на по¬
бережье выносятся рыхлые осадки, образуются прибреж¬
ные
равнины, представляющие собой сложный комплекс
фаций: пойменных, эстуариевых, затопляемых дельт, бе¬
реговых валов,
и
узкие прибрежные отмели, например
Иранская прибрежная равнина с примыкающим к ней
шельфом.
В настоящее время эта равнина
и
шельфовая фация
не
изучаются.
Глубоководные участки дна П. з. покрыты алеврито¬
выми глинами и глинистыми илами с высоким содержанием
карбонатов (20% С02). Эти осадки содержат 0,83—1,51%
органического углерода и 0,14—0,23% органического азота,
при этом величина отношения углерода к азоту меняется
от 6,9 до 9,2, но никогда не достигает 10. Карбонатная
фракция состоит из слабомагнезиального кальцита и до¬
ломита с
некоторой примесью арагонита; доломит, по всей
вероятности,
—
продукт выветривания. Грубые фракции
этих осадков содержат целые раковины и обломки раковин
пластинчатожаберных моллюсков, гастропод, скафопод,
некоторых птеропод, иглы и панцири морских ежей, ра¬
ковины фораминифер, которые обильно населяют район
вблизи входа в П. з ., остракод, мшанок, окаменевшие
трубки многощетинковых червей, обломки крабов, фекаль¬
ные комочки морских беспозвоночных животных, кварц
и
другие нерастворимые вещества. Пирит заполняет неко¬
торые раковины фораминифер и моллюсков. Предпола¬
гают, что эти слои известковых глин не очень мощные,
так как в некоторых местах осадки, содержащие оолиты
и
и мею щие
характеристики, присущие осадкам мелко¬
водной зоны, иногда встречаются без поверхностного
глинистого слоя с малыми примесями мергеля. Дальше
на С преобладают кварцевые зерна, образовавшиеся в ре¬
зультате морозного выветривания. Маловероятно, что эти
осадки современного происхождения. Оолитовые осадки
и осадки, содержащие продукты морозного выветривания,
можно считать осадками прибрежной зоны, которая была
впоследствии затоплена. Сильное поддонное отражение
зафиксировано в более
глубокой части желоба от глубины
14 м под слоем осадков.
По мере приближения к слою
более
грубых отложений поддонное отражение
исчезает.
Принято считать, что эти глинистые (мергельные) осадки
образовались при перемешивании веществ, образовавшихся
при разрушении раковин, продуктов выветривания,
а так¬

ПЕРСИДСКИЙ
же илов иранского побережья и устьевых участков рек.
Некоторые тонкозернистые карбонатные илы, по-видимому,
принесены с шельфа, расположенного на ЮЗ. Эги осадки
прошли через систему осадков промежуточного характера,
прежде чем попали на Аравийский шельф на ЮЗ.
Широкий шельф в юго-западной части П. з., с глуби¬
нами обычно
меньше
20 мор. саженей, имеет неровный
рельеф, осложненный многочисленными банками и отмеля¬
ми. Небольшие острова (соляные купола) окружены рифа¬
ми и поясами осадков, расширяющимися на ЮВ, в
сторону,
противоположную преобладающим северо-западным ве-
Отнощение углерода к азоту меняется от 5,0 до 14,2, обычно
превышая 10. Осадки состоят из обломков раковин моллю¬
сков, пластинчатожаберных, гастропод и
некоторых ска-
фопод, игл и пластин морских ежей, фораминифер, остра-
код, обломков крабов, мшанок, окаменевших трубок мно-
го щетинкэвы х
червей,
часто
покрывающих
раковины,
и
реже спикул губок. В некоторых мелководных районах
часто находят обломки кораллов
и частицы водорослей,
а также обломки пород и фекальные комочки морских
беспозвоночных с различным содержанием кварца и дру¬
гих не
содержащих
известь веществ.
Некоторые зерна,
Рис. 2 . Современные фации Персидского зал . (по Эмери, 1956; Хуболту, 1957; Эвансу, 1965).
А—
иранская материковая фация; Б —
иранский прибрежный комплекс и шельфовые фации;
В — фации желоба Персидского зал.; Г — фации Аравийского шельфа; Д — фации прибрежного
аравийского комплекса; 7?—аравийские материковые фации; Ж —фации месопотамской дельты.
трам и наибольшему волновому воздействию. Со дна неко¬
торых
отмелей
поднимаются
небольшие
коралловые
рифы. Донные осадки представлены главным образом
песками с обломками скелетов планктонных организмов
различной величины, кальцилютитом, некоторыми не¬
растворимыми в морской воде соединениями. В этом районе
имеется богатая макрофауна, состоящая из моллюсков и
морских ежей; в меньшем количестве встречаются кораллы
и крабы. Типичные для П. з. высокие температура и соле¬
ность, по мнению некоторых ученых, ограничивают коли¬
чество видов живых организмов на больших глубинах П. з.
и особенно в прибрежных водах и на участках между бе¬
регом и отмелями.
Карбонатная фракция включает главным образом
арагонит, смешанный в различных пропорциях с кальци¬
том и содержащий большее или меньшее количество маг¬
ния. Эта фракция обычно содержит менее 0,5% органи¬
ческого углерода и менее 0,05% органического азота.
особенно
рако вины
определенных
видов
фораминифер
имею т блестящий черный налет.
Принято считать, что
осадки образовались в основном в результате разрушения
скелетов организмов донными «чистильщиками», сверля¬
щими водорослями,
а также под действием волнения и
приливов.
Анализ осадков показал, что здесь имеет место
пе рео тло же ние
и
перемешивание осадков различного
воз¬
раста. Кроме того, к этим веществам примешивается неко¬
торое количество минеральных частиц,
приносимых
ве¬
т ром
с со с е дн и х районов суши. Кальцилютиты образуются
при разрушении скелетов и выпадении в осадок арагонита
в связи со спонтанным цветением планктона. Локальные
различия в рельефе определяют характеристики осадков
иих
распространение; при
этом
калькаренитовые осадки
с
небольшими
гнездами
кальцилютита
располагаются
в
депрессиях
и на защищенных участках шельфа. Послед¬
ние
наиболее
час то
встречаются у берегов Саудовской
Аравии, где отмечается сложный рельеф дна. Осадки здесь
371

ПЕРСИДСКИЙ
залегают тонким слоем, местами едва покрывая подсти¬
лающую
породу. Скорости осадконакопления
малы.
Юго-западное побережье П. з.
—
участок интенсив¬
ного накопления известкового материала в сложных усло¬
виях мелководной зоны. Вблизи Абу-Заби расположена
группа островов, образованных
в ос нов ном современными
неконсолидированными осадками, основу которых состав¬
ляют четвертичные известняки эолового и мелководного
происхождения. В приливных заливах и лагунах этих
островов температура и соленость воды резко повышаются.
Мощные приливные течения, проникающие в
заливы,
образуют перед островами обширные приливные дельты.
В этих дельтах происходит
интенсивное образование ооли-
тов. В приливных дельтах встречаются окаймляющие и
барьерные рифы. Некоторые образуются у внешней гра¬
ницы лагуны. Побережья островов песчаные, с дюнами;
сложены они в основном оолитами и
органогенными
песка¬
ми. Осадки фронтальной, внешней зоны представлены ара¬
гонитом с низким процентным содержанием как слабо-, так
и высоко магнез иальног о к аль цит а; а в
рифовой фации
—
с высоким процентным содержанием высокомагнезиального
кальцита. На примере побережья такого типа хорошо вид¬
на
роль береговых песков и волн,
транспортирующих
песок к берегу,
в
образовании песчаных дюн под действием
ветра; волны и ветер
им ею т зде сь од но преобладающее
направление
—
к берегу. На прибрежных участках, при¬
мыкающих к дельтам, где песок образуется быстро, дюны
высокие; на промежуточных участках, где на мелководье
песок из обломков скелетов образуется медленно и где
прилегающий берег круто обрывается к мор ю, дюны не¬
высокие.
Внутри лагун и заливов острова
окаймлены узкими
пляжами с дюнами. Широкие приливные отмели заселены
крабами и гастроподами.
В мангровы х заро слях болот
отклады вается
кальцилютит. Приливные каналы выкли¬
ниваются на островах. Дно их устлано
ком очками
фекалий,
органогенным калькаренитом и оолитовыми галечниками
вблизи дельт. Дно мелководных участков
внешней части
лагун устлано
комочками фекалий и известковым веще¬
ством разрушенных скелетов. Местами прибрежные гряды,
окружающие приливные и болотистые участки, почти
полностью покрыты песками, состоящими из обломков
скелетов и комочков фекалий. В осадках внутренней части
лагун гораздо больше илов, но и здесь преобладают обломки
скелетов и
фекалий. В осадках лагун преобладает араго¬
нит с небольшим
процентным содержанием как слабо-,
т ак и вы сокомаг незиаль ного каль цита .
Широкие приливные отмели окаймляют внутренние
линии берегов,
и здесь среди осадков преобладают пески
из обломков скелетов и комочков фекалий. На отмелях
развиваются обширные заросли водорослей, часто более
мили шириной. Воды над слоем водорослей обычно имеют
очен ь
высокую соленость,
на более
высоких
участках
отмелей встречаются
кристаллы гипса.
Заросшие водорослями приливные отмели переходят
или непосредственно,
или
через низкие прибрежные гряды,
состоящие почти сплошь из раковин гастропод,
в
низкую
прибрежную равнину. Такая равнина с солевыми вкрапле¬
ниями, носящая местное название «сабха», хранит мно¬
жество следов древней береговой линии, таких, как древ¬
ние береговые валы и заполненные осадками русла при¬
ливных потоков. Сабха образовалась в результате размыва
мощных осадков внутренней береговой линии приливными
потоками, распространявшимися на расстояние примерно
15 миль. Там, где берега более открытые, сабха представ¬
ляет собой песчаную равнину со множеством береговых
валов. Там, где берега лучше защищены, поверхность сабхи
заиленная, пересечена каналами и здесь меньше валов.
Лагунные воды большой солености
просачиваются под
поверхность этой прибрежной равнины и поднимаются на
372
поверхность по капиллярной системе. По мере того как эти
воды перемещаются дальше от берега, они становятся более
концентрированными и дифференцированными, начинается
сложная реакция между ними и ранее
о тлож ивш ими ся
карбонатными осадками
в
приливной и прибрежной зо¬
нах. В результате
в сабхе и на ближайших к берегу уча¬
ст ках приливной зоны образуется фракция эвапоритовых
минералов. На разных уровнях находят гипс различного
возраста и происхождения. Ангидрид образуется на не¬
сколько более высоком уровне над зеркалом грунтовых
вод. Он встречается в виде жил, конкреций и слоев мощ¬
ностью до 60 см с очень хорошо развитыми ответвлениями
и осадочными структурами, типичными для древних эва-
п о ри т ов . Встречаются и долом иты; установлено,
что почти
одновременно происходит доломитизация отложений мело¬
вого возраста. Здесь же находят и другие редкие эвапо-
ритовые минералы. В сабхе над древними зарослями водо¬
рослей встречается целестин. Среди осадков довольно
часто встречается
галит (поваренная соль). «Эвапоритовая»
равнина сабхи окружена низкими утесами третичных гор¬
ных пород, которые прослеживаются под дюнами, и мате¬
риковыми пустынями.
Аравийский п -ов
окружен
кольцом
высоких
гор.
Огромные конусы выноса спускаются с этих
гор
во вну¬
т ренн ие
н измен ност и.
Большую част ь Аравийского п -ов а
зан има ют
большие пустыни: Большой Нефуд, Дехна,
Руб-эль-Хали. Пески состоят главным образом из кварца,
но вблизи побережья к ним примешиваются известковые
п ески.
Весьма вероятно, что в дальнейшем известковые
пески, наступая на побережье, покроют материковые квар¬
цевые пески. Это происходит главным образом благодаря
эоловому выветриванию. Изредка при определенном на¬
правлении ветра на отдельных участках побережья какая-
то часть кварцевого песка попадает на берег и, следова¬
тельно, встречается в осадках сложной аравийской при¬
брежной фации. Аравийский п-ов является огромным
источником сноса осадков; лишь какая-то небольшая их
часть
накапливается
вдоль
берегов.
И, наконец, у северо-западного побережья П. з . рас¬
положены огромные аллювиальные долины и болота Месо¬
потамской
низменности
—
результат
воздействия
рек
Тигр, Евфрат и Карун. История дельтового комплекса
осложняется современными тектоническими движениями.
Происходит оседание и накопление приносимых речным
стоком наносов. В настоящее время дельта не расширяется
интенсивно в
сторону моря. Однако современные морские
осадки, перекрытые аллювием, обнаружены в скважинах,
пробуренных далеко от берега внутри страны. Осадки
в
районе дельты содержат большую долю неизвесткового
материала, но при этом они сохраняют высокое содержание
карбоната (15—20% С02). Эти осадки,
по-видимому,
имеют
меньшее содержание карбоната, органического
углерода и органического азота, чем осадки эквивалентной
фракции на остальной площади П. з . Эти осадки вклю¬
чают обломки раковин моллюсков, какую-то часть корал¬
лов, фораминифер, иглы и пластины'(морских ежей, остра-
код, обломки крабов и окаменевшие трубки многощетин-
ковых червей. Неизвестно, какая часть осадков уносится
к центру П. з . и как далеко простирается
влияние дельты.
Однако наличие некоторых реликтовых отложений вблизи
дельты позволяет предположить, что скорость перемеще¬
ния осадков в
сторону моря невелика, если только эти
ос ад ки н е покрыты с ло я ми других отложений.
Фракции современных осадков во многом схожи с древ¬
ними отложениями, за исключением того, что современные
беднее органическими веществами. Мергели древних котло¬
вин
эквивалентны
осадкам
современных
впадин.
Для
шельфа и прибрежного комплекса характерны
многие
аналогичные ситуации мезозоя и кайнозоя, когда эвапо-
ритовые отложения лагун и рифов были больше распро¬

ПЕРУАНСКОЕ
странены на ЮЗ желоба. Поскольку площадь прибрежной
отмели в П. з. невелика, всего 70 миль, падение уровня
моря может привести к
тому, что большая часть П. з.
превратится в отмель, которая будет отделена от откры¬
того океана очень узким заливом. Такая ситуация могла
бы быть идеальной для развития обширных площадей
эвапоритов. По-видимому, аналогичные барьеры обусло¬
вили развитие огромных мезозойских и третичных эвапо-
ритовых отложений.
П. з . с присущими ему удивительными типами осадков
можно считать отличной моделью для изучения условий
формирования древних отложений Среднего Востока и
других районов земного
шара.
ГРЕЙАМ ЭВАНС
ПЕРУАНСКОЕ ТЕЧЕНИЕ
П. т.
(или, как его иногда называют,
тече ние Гум¬
больдта) относится к системе относительно неглубоких
течений, имеющих генеральное направление в
сторону
экватора вдоль западных берегов Южной Америки. П. т.
является восточной частью антициклонической циркуля¬
ции южной половины Тихого океана и может быть класси¬
фицировано как восточное пограничное течение (такого же
типа Калифорнийское течение в северной части Тихого
океана и Канарское и Бенгельское течения в Атлантическом
океане).
П. т., как и другие восточные пограничные течения,
имеет следующие общие для подобных течений характе¬
ристики:
1) температура в поверхностном слое ниже, чем темпе¬
ратура в этом же слое немного западнее;
2) скорость и перенос вод сравнительно небольшие;
3) вертикальное движение, т. е . подъем глубинных вод
к поверхности, происходит у побережья;
4) отмечается высокая концентрация биогенных эле¬
ментов у поверхности;
5) наблюдается высокая биологическая
продуктив¬
ность.
Климат и температура поверхностных вод. Преобла¬
дающие ветры у берегов Чили, Перу и Эквадора
—
юг о-
восточные пассаты.
Характерной особенностью этих
в етров
является то, что их
направление
в течение
всего
года
остается в основном без изменения.
Ветры усиливаются
зимой южного полушария. Изотермы поверхностного слоя
вод ы идут пара лле ль но берегу; наименьшая температура
этого слоя воды прослеживается у самого побережья, что
частично связано с большой облачностью над побережьем.
Низкая температура поверхностного слоя воды у по¬
бережья объясняется подъемом к
поверхности вод с
глу¬
бины нескольких сотен метров. Этот подъем вызван сов¬
местным влиянием приземных ветров и эффекта вращения
Земли, в
результате чего поверх но стн ые воды отходят от
берега; на их место поднима ются глубинные воды. Таким
образом, интенсивность подъема вод к
поверхности за виси т
от величины тангенциального напряжения ветра. И по¬
скольку наиболее сильные пассаты бывают зимой южного
п о лу шария , когда температура понижается, зимний подъем
глубинных вод только увеличивает годовую амплитуду тем¬
ператур. Летом южного
полушария приземные ветры
слабее, подъем вод менее интенсивен и
температура поверх¬
ностного слоя воды несколько повышается (на рис. 1 аи б
представлены средние температуры поверхностного слоя
в
феврале и августе, на рис. 2
—
годовой ход темпе¬
ратуры у побережья Перу).
Циркуляция. Между 45° ю. ш
(вдоль берегов Чили)
и4
ю. ш.
(вдоль берегов Пер>) перенос воды в основном
направлен на С параллельно берегу; при этом западная со¬
ставляющая П. т .
растет
с
увеличением расстояния
от
берега. До сих пор неизвестно, является ли идущий к С
поток непрерывным вдоль этого отрезка береговой линии
(от Чили до Перу) или Чилийское течение и П. т .
—
от¬
дельные системы и зона раздела проходит примерно
по
20° ю. ш. Хотя принято считать, что поверхностные тече¬
ния не проникают глужбе нескольких сотен метров, все же
было сделано несколько измерений подповерхностных те¬
чений. Установлено, что вдоль берега в южном направле-
Рис. 1 . Распределение температуры (°С) поверхностного
слоя в феврале (по неопубликованным данным Вирт-
ки) (а) и в августе (б).
373

ПЕРУАНСКОЕ
Рис. 2 . Распределение температуры (СС) поверх¬
ностного слоя по месяцам вдоль перуанского
побережья
(по
Вустеру, 1961).
нии
проходит противотечение,
которое исследовали
на
отрезке между 6 и 23° ю. ш. с помощью парашютных буев
(буев с подводным
пар усо м.
—
Ред.) . Средние скорости
в П. т. порядка 0,5 узла и менее, расход (15—20) -106 м3/с.
Некоторые авторы различают прибрежное течение и океа¬
ническое течение; по данным последних наблюдений, между
этими двумя составляющими системы проходит южное
противотечение.
П. т . поворачивает от берега на 3 примерно в районе
4°ю.ш.
и
соединяется с Южным Пассатным течением.
К С от холодных, относительно соленых вод (34,5°/00 и бо¬
лее) П. т.
проходят более теплые и относительно менее
солены е
тропические воды. Переходная зона между П. т.
и
тропическими водами расположена к Ю от экватора,
немного восточнее о-вов Галапагос. В переходной
зоне
наблюдаются большие градиенты температуры, солености
и
скорости переноса вод.
Биологические особенности. Поднимающиеся к поверх¬
ности воды имеют свойства, характерные для тех глубин,
с
которых они поднялись. У берегов Перу содержание рас¬
творенного в воде кислорода уменьшается под слоем скачка
температуры до весьма низких значений (менее 0,25 мл/л),
поэтому и на участках интенсивного подъема глубинных
Рис. За.
Значения хло
рофилла (мг/м3) в по
верхностном слое в вос¬
точной
части
Тихого
океана (по Форсбергу и
Йозефу, 1964).
/_1959г.;2—1960г.;
^
—
1961 г.; 4
1902 г.
374

ПЕСЧАНЫЕ
вод содержание кислорода значительно снижается.
Кон¬
центрация биогенных элементов, необходимых для пита¬
ния растений (Р, 14, 51), увеличивается в слое скачка тем¬
пературы и под ним; следовательно, подъем глубинных вод
приводит
к более высокому содержанию этих питательных
веществ вдоль побережья. Большое количество биогенных
элементов вызывает обильный урожай фитопланктона и
увеличение первичной продукции (рис. За и 36). Поэтому
пических вод к Ю назвали «Эль-Ниньо», что в
переводе
с испанского означает
«младенец».
Особенно
ярко
это
явление наблюдалось в 1891, 1925, 1941, 1953, 1957—
1958 гг.
Во время Эль-Ниньо уменьшается первичная продук¬
ция,
и
анчоусы,
по-видимому, избегают поверхностных
вод. Возможно, из-за затруднений с питанием морские
птицы либо погибают, либо улетают, соответственно резко
Рис. 36 . Скорость связывания
углерода
в поверхностных
во¬
дах
восточной
части
Тихого
океана
(по Форсбергу и Йозе¬
фу, 1964).
Рейсы: 1 —«Коста-Рика-Доум»,
1959г.;2—
«Степ-1», 1960 г.;
3—
«Свонсонг», 1961 г.;
4—
«Эсмеральда»,
1962 г.
во ды П . т . характеризуются очень большой биологической
активностью; это один из основных участков рыболовного
промысла анчоусов (Еп^гаиПз пщ*епз) и тунцов, здесь
основной район сбора естественного удобрения
—
гуано.
Эль-Ниньо. Каждый год летом южного полушария
сила пассатов уменьшается, а следовательно, уменьшается
и интенсивность подъема
в од у побережья; переходная
зона между тропическими водами и П. т. смещается к Ю
до 5°ю. ш . В отдельные годы пассаты ослабевают настолько,
что тропические воды проникают далеко на Ю, в
резуль¬
тате вдоль центральной и южной частей Перу распола¬
гается полоса теплой воды большой солености; ширина
этой полосы около 10 миль. Обычно это явление наблю¬
дается в конце декабря и совпадает с
религиозным праздни¬
ком Рождества. Поэтому декабрьское проникновение тро-
снижается количество гуано. Однако убедительных данных
о большой смертности рыб нет, к тому
же в последние годы
улов анчоусов
в
период Эль-Ниньо не уменьшался.
В этот период на обычно засушливое побережье часто
обрушиваются разрушительные ливни.
УОРРЕН С. УОСТЕР
См. также Экмана спираль.
ПЕСЧАНЫЕ ДЮНЫ -
см.
Подводные песчаные
дюны.
375

ПЕСЧАНЫЕ
ПЕСЧАНЫЕ «РЕКИ» И
«ОБВАЛЫ»
В 1959 г.
группа биологов-аквалангистов в районе
подводных каньонов Калифорнии совершенно неожиданно
стала свидетелем эффектного зрелища: поток песка низвер¬
гался на скалистый край нижней части каньона Сан-Лукас
(рис. 1). Биологи —
Конрад Лимбаер, Уилер Морт и
Джеймс Стюарт
—
были участниками экспедиции Скрип-
пеовского океанографического института США. Первые
ного канала проходит под прямым углом
к
регио нал ьно му
направлению сброса. Песчаные потоки полностью эр од и ¬
ровали мелкие обломки гранитных глыб в сбросовых зонах,
образуя серию структурно направленных боковых прито¬
ков вдоль южной стороны широтно направленной (с В на 3)
верхней части каньона.
Первые наблюдения в 1959 г.
совпали с
периодом,
когда чрезвычайно сильные штормовые волны заливали
пересыпь, соединяющую м.
Сан-Лукас с группой больших
Рис. 1. Сан-Лукас (Нижняя Калифорния). Подводный каньон и его притоки, где наблюдались потоки песка
(по Шепарду и Диллу, 1966).
Глубины
—>
в морских саженях.
очев идцы этого
интересного явления назвали мощный по¬
ток песка «песчаной рекой», «песчаным обвалом». Такие
«о бва лы» образуются, если поток песка разбивается на ча¬
сти отрогами, выступающими по краям верхней части крыла
основного канала каньона.
Автора заинтересовал вопрос, могут ли такие потоки
нарушать подстилающую коренную гранитную породу;
с этой целью в 1961 г. были исследованы каньоны Нижней
Калифорнии. Сюда были направлены семь экспедиций для
изучения физических свойств песчаных потоков, условий,
ведущих к их образованию, и эрозии, которую объясняли
только действием этих потоков.
Каньон Сан-Лукас расчленен сильно разрушенными
гранитами,
в
которых много сбросовых зон, заполненных
обломками гранитной брекчии. Общее направление основ-
376
прибрежных гранитных глыб. Волны, бушуя над пере¬
сыпью, смыли большое количество аркозового песчаника
средней зернистости, отложившегося во время нормальной
волновой активности. Волны смыли и часть участка, где
был расположен лагерь аквалангистов. Та же самая волна,
которая размыла пересыпь, обойдя оконечность м.
Сан-Лу¬
кас (рис. 1), дала начало мощным придонным течениям,
переместившим быстро аккумулирующиеся пески пересыпи
в
верховье крупных боковых притоков каньона к основ¬
ному
каналу .
Во время двух (из семи) экспедиций к каньону Сан-
Лукас,
в
которых участвовал автор, волна, вызванная тро¬
пическим ураганом, генерировала придонные течения.
Они же в свою очередь отсекали участки песчаного пляжа
(косы) и приводили в движение пески, накопившиеся

ПЛОДОРОДИЕ
у мелководных песчаных баров и в верховьях притоков
каньона в периоды покоя. Пески затем транспортировались
по
дну до тех
пор,
пока на их
пути не возникали рифы
в
прибрежных притоках каньона.
Быстрое накопление
песка, поступившего от размыва берегов (пляжей) и песча¬
ных
перекатов, создало перегрузку краевых устойчивых
песков, которые отложились на дне притоков под углом
естественного откоса, равным примерно 30°.
Песок, приносимый в верховья притоков, медленно
смещается вниз вдоль крутых склонов канала в виде после¬
довательности полунепрерывных прогрессивных оползней.
Скорость потока песка зависит от объема и
скорости запол¬
нения песком верховий притоков каньона. Скорость по¬
тока
увеличивается
в местах
сужения русла, а также при
обходе препятствий, мешающих нормальному движению
потока, и уменьшается в местах его расширения. Скорость
движения потока непостоянна,
она меняется от почти
не заме тног о сползания о тд ел ьн ых пе счинок до 0,10—0,16
узла (5—8 см/с), когда угол склона наносов увеличивается
до 37° в моменты быстрого накопления песка. Песок, кото¬
рый обычно находится в
притоках в спокойном состоянии,
может быть приведен в движение искусственно, если устра¬
нить часть насыпи. Движение песка будет продолжаться
до тех пор,
пока оползни с
верховий притоков и поток
песка не восстановят склон под углом 30°. Там, где песча¬
ный поток встречает на своем пути препятствия, он может,
как наблюдалось, меандрировать с одной стороны канала
на
другую.
Полосы темного песка образуются там, где из-за
уменьшения отложений вследствие возрастания скорости
потока в результате процессов турбулентности, происхо¬
дящих в самом песчаном потоке, идет подъем глубинных
отложений к поверхности. Известно, что песчаный поток
может переносить обломки породы до 15 см в диаметре.
Автор, работая с аквалангом, наблюдал песчаные потоки
на
глубине 76 м, откуда он видел, что поток
продолжается
далее и доходит примерно до глубины 110 м.
Эффектные «песчаные обвалы» происходят на таких
участках, где в осевом профиле каньона имеются крутые
обрывы. Здесь пульсация движения песка наиболее за¬
метна и хорошо коррелируется с изменчивостью.
В мае 1963 г. песчаные потоки подмыли и эродиро¬
вали
гранит, над которым они проходили; там, где сила
падающего песка снесла верхний слой гранитной породы,
обнажились свежие гранитные поверхности. Куски эроди¬
рованного гранита, достигавшие 20 см в длину
и15см
в
ширину, находили на больших глубинах в каньоне; эти
обломки можно было поставить на место. Смещение и пере¬
нос таких обломков породы можно считать типичными при¬
мерами современной подводной эрозии.
РОБЕРТ Ф. ДИЛЛ
ПЛАНКТОН —
см.
Пелагических
организмов распределен
ние\ Фитопланктон.
ПЛОДОРОДИЕ ОКЕАНА
П. о.
—
широкое понятие потенциальной
возможно¬
сти синтеза органической продукции, однако этот термин
недостаточно оценивает способность любого района океана
поддерживать биологическое население, уровень
его роста
и
размножения. Этому требованию отвечают такие тер¬
мины, как продукция
и
продуктивность. Они широко
ис¬
пользуются
в экологии океана.
Продукция. Продукция
—
это множество организмов,
существующих
в
районе во время наблюдений. Она может
быть выражена как количество организмов,
биомасса,
запас энергии
ит.д.
В океанографии продукцию обычно приводят в милли¬
граммах углерода на единицу объема.
Диапазон
измерений
продукции
обычно
10—
1000 мг С/м3. Значения получают из измерений фото¬
синтезирующих пигментов фитопланктона (хлорофилла).
В табл. 1 приведены некоторые данные продукции для
районов Атлантического и Тихого океанов (по Стрик¬
ленду).
Таблица 1. Океаническая продукция
(по определениям хлорофилла)
Район
Время года
Продук¬
ция,
мг С/м3
Атлантический океан
Юго-восточная часть Север¬
ного моря (годовой минимум)
Март
600-700
Кильская бухта (средняя Январь (мин.)
80
для эвфотической зоны)
Апрель (макс.)
250
Северное море, 10 — 20 м
Май (макс.)
100
Прол .
Ла-Манш,
20 миль
Январь (мин.)
10
мористее Плимута,
поверх¬
Июль (макс.)
150
ностные воды
Август (мин.)
20
Ноябрь (макс.)
40
Северо-западная
часть
Ат¬
Март (макс.)
300 — 600
лантического океана, прол.
Лонг-Айленд (средняя для
эвфотической зоны)
Зима
100
Мористее побережья Новой
Англии (США) (средняя для
эвфотической зоны)
Март
100
Прибрежные воды Флориды
Лето
400
Тихий океан
Сентябрь (макс.)
650
Калифорнийское побережье,
прибрежные поверхностные
воды
Северо-восточная часть Ти¬
хого океана
Август
50
Вблизи оконечности Алеут¬
ских о-вов
Ноябрь
200
55° с. ш.,
155° з. д.
У
Аляски,
55°
с. ш.,
135° з. д.
Август —сентябрь
20
Август —сентябрь
60
Мористее
о. Кадьяк,
57° с. ш.,
153° з. д.
Экваториальная
часть
Ти¬
хого океана
Август —сентябрь
50
Вблизи побережья Экуадора
Ноябрь
35
КВот160°з.д.,
около
Ноябрь
5—150
поверхности
(мин. —
макс.)
20
(среди.)
Продукция
—
мгновенное состо яние океани ческой си¬
стемы, равновесное состояние между воспроизводством
и
гибелью в любой
моме нт; она
не содержит данных по
амплитуде явления.
На рис.
1 представлен рост фитопланктона в зависи¬
мости от питательных веществ и света в открытых районах
умеренных широт. Рисунок показывает комплексное взаи¬
модействие физических и химических условий, которые
поддерживают биологическую систему. Перемешивание
столба воды зимой обеспечивает регенерацию
питательных
веществ, которые способствуют весеннему цветению фито¬
планктона; рост фитопланктона вскоре вызывает быстрое
развитие зоопланктона. Но увеличение
зоопланктона при¬
водит к
спаду уровня
питательных веществ. Летняя стра¬
тификация также замедляет прирост зоопланктона.
Некоторая регенерация питательных веществ осенью
может вызвать легкое осеннее цветение фитопланктона.
Основное возобновление запаса питательных веществ бы¬
вает
зимой, что обусловлено турбулентностью. Однако
в этот период освещение поверхности вод слабое и обиль-
377

ПЛОДОРОДИЕ
ный рост фитопланктона начинается только весной, когда
для этого вновь создаются все необходимые условия.
Этот цикл отражен в измерениях продукции в табл. 1
для прол. Ла-Манш, Кильской бухты и прол. Лонг-Айленд.
Продукция моря обычно больше по абсолютному зна¬
чению в высоких широтах, чем вблизи
экватора; причины
этого явления сложные. В тропических условиях рост
организмов более быстрый, однако здесь стратификация
вод резко выражена и имеет место только частичная реге¬
нерация питательных веществ. В умеренных и
полярных
широтах^
в
результате вертикальной циркуляции отме¬
чается большая скорость восстановления запаса питатель¬
ных веществ на поверхности, что обеспечивает большую
продукцию. В районах с особенно интенсивным подъемом
глубинных вод (см. Апвеллинг) наблюдается огромная про-
Рис. 1 . Обобщенная диаграмма сезонного цикла диатомовых и
некоторые контролирующие факторы в умеренной зоне океана
(по Кларку, 1954).
1—
диато мовые; 2 —
температура на поверхности; 3 —
днев¬
ное освещение; 4 — биогенные элементы; А —
весенн яя в спыш ка
диатомовых; Б —
выедание копеподами; В —
осенняя вспышка
диатомовых; Г « перемешивание; Д
—
стратификация.
дукций, как у перуанского побережья в Тихом океане
(см. Перуанское течение)у вблизи Юго-Западной Африки
в
районе Бенгельского течения, в Аденском зал. и
у ара¬
вийского побережья. Благоприятны для
рыболовства
вследствие высокой
продуктивности также отмели.
Продуктивность. Для определения полной картины
П. о. необходимо рассмотреть скорости процессов созида¬
ния и
разрушения
—
продуктивность.
Зеленые растения используют энергию солнечных лу¬
чей для образования углеводов. Учтя количество вещества,
потерянного при дыхании и выделении у автотрофов, полу¬
чим
чистую растительную продукцию, которую часто отно¬
сят к
первичной продукции. Скорость синтеза
органи че¬
ских составляющих растительного
вещества
в
морской
воде выражают в мг С/(м3
-
день) или мгС/(м2
-
день) (день
—
часы дневного света, в течение которых происходит фото¬
синтез на
поверхности океана). Это начало пищевой цепи
в океане. На диаграмме Кларка (1946) (рис. 2) показана
продуктивность на различных ее уровнях.
В литературе описывают первичную продукцию фито¬
планктона, обычно основываясь на измерениях
14Свпро¬
бах, содержащихся в условиях, воспроизводящих действи¬
тельные условия в океане. В табл. 2
представлены регио¬
нальные значения продуктивности. Диапазон составляет
5—5000 м г С/(м3
-
день). Как и в случае измерений продук¬
ции, наблюдаются сезонные
колебания и колебания по
районам; факторы наличия питательных веществ и освеще¬
ния объясняют широкие вариации значений. Так как
С02
всегда достаточно, то определяющими факторами являются
азот, фосфор и лучистая энергия. Географическое распре¬
деление продуктивности дал Райзер (1963). По измерениям
378
Таблица 2. Продуктивность океана
(по определению 14С)
Район
Атлантический океан
Арктическая зона
Станция
«Т-3»
Станция «Альфа»
Западная часть Баренцева
моря, вблизи о. Медвежий:
Арктические воды
Атлантические воды
Норвежское
море,
около
Шпицбергена:
Североатлантические воды
Арктические воды
Северная часть Атлан¬
тического океана
Фарерско-Исландский хребет
Вблизи Исландии
К Ю от Гренландии
Море Ирмингера
Северное море:
Годовая амплитуда
У северо-восточного
побе¬
режья Великобритании
Датские прибрежные воды
Север о-в о сточная часть
Атлантического океана
15 миль мористее Порту
200 миль мористее Порту
Средиземное море
2 мили морист ее побережья
Франции
Северо-западная
часть
Атлантического океана
Шельф и прибрежная зона:
Весеннее цветение
Средняя скорость
Среднее взвешенное годовое
значен ие
Саргассово море
Карибское море (10—
20° с. ш.)
Экваториальная часть
Атлантического океана
Западная часть:
около 20° с. ш.
8°15'с.ш.
8°15'ю.ш.
15° 45' ю. ш.
Восточная часть:
около 20° с. ш.
8°15'с.ш.
8°15'ю.ш.
15° 45' ю. ш.
Юго-западнаячастьАт¬
ланти ческог о
океана
Бухта Уолфиш-Бей и
Бен-
гельское течение
Тихий океа н
ЭкваТориа льная часть
Тихого океана
Вблизи побережья Эквадора
9° с. ш.,
90° з. д.
(купол
Коста-Рика)
11° с. ш.,
115° з. д.
30° с. ш.
—
30° ю. ш.
Северо-западная
часть
Тихого океана
Японское море:
Течение Куросио
Курильское
течение
(Оя -
сио)
Охотское
море,
север
Японского моря
Амплитуда
Средняя величина
Индийский океан
Экваториальная
часть
Индийского о кеа на
Время года
Первичная
продукция,
мг С/(м* X
X день)
Середина лета
0—24
Конец лета
0—6
Май
1300
Май
275
Июнь
2400
Июнь
400—600
Лето
650 — 2700
Лето
530—1300
Лето
550
Лето
150-250
Ежегодно
100—1500
Май
220
Октябрь
110
Февраль
5
Мартовское цветение
300
Август (макс.)
700
Декабрь (мин.)
10
Сентябрь
100
Сентябрь
150
Середина лета
30—40
Весна
1930
560
330
Апрельское цветение
890
Лето
100—200
100—200
Февраль
60—160
Апрель—Май
230—300
Март
70—280
Апрель
20—130
Февраль
190 — 780
Апрель
—
май
180—1480
Март
100 — 370
Апрель
90—420
Декабрь
500-4000
Осень
500—1000
Ноябрь
410 — 800
Осень
10
Март
100 — 250
Лето
50—100
Лето
250—500
Май
6—5100
Май
2000
200—250

ПЛОДОРОДИЕ
Рис. 2 . Основные компоненты
и процессы,
определяю¬
щие продукцию
на банке Джорджес,
мористее Масса¬
чусетс. Величины средние для всей банки на 1 м2 мор¬
ской поверхности. Максимальные и минимальные вели¬
чины продукции даны внутри зубчатого
колеса; цифры
над колесом показывают скорость суммарной продукци и.
Среднее количество продукции за 1923 —1945 гг. ука¬
зано справа (по Кларку, 1946). Стрелки вверху
—
ра¬
диационная энергия.
3000000 иа л/день
Рис. 3 . Вычис¬
ленные значе ¬
ния
основной
орган ической
продукции
в граммах
углерода на
1м2
морской
поверхности‘
в год (по Хела
и
Левасту,
1962).
1—
апвелЛинг;
2—
диверген¬
ция
течений;
3—
к онверге н¬
ция и границы
других
тече¬
н ий.
Рис. 4 . Вычис¬
ленные значе¬
ния
средней
продукции
биомассы
зо¬
опланктона
в
верхнем
300-метровом
слое (в милли -
граммах
на
1 м8).
Сравните
их
с рис.
3 (по
Хела и Лева
сту, 1962).

плотность
продуктивности в тропических морях не замечено ее умень¬
шения по сравнению с другими районами. Несмотря на то
что, как отмечено ранее, продукция
в
тропиках может быть
ме ньше, ч ем л етняя продукц ия
в более высоких
ши рот ах,
глубина эвфотической зоны в тропиках больше и общая
продукция в столбе воды по этой
причине возрастает.
Разными способами установлено, что продуктивность для
океана равна 1,6—15,5
•
1010 т С/год, в то время как для су¬
ши—
1,9
•
1010 т С/год.
Эффективность продукции океана. Оценивая актив¬
ность фотосинтеза Мирового океана, свыше половины всей
мировой ежегодной продукции углерода нужно отнести
к
м орям.
Однако эффективность продукции (отношение
энергии, зафиксированной в химических соединениях,
к падающей световой энергии) слишком низкая.
Часть
падающих солнечных лучей отражается, часть поглощается
водой и частицами, такими, как клетки растений, так что
общая эффективность всегда ниже, чем эффективность фо¬
тосинтеза. Подсчитано, что эффективность растительной
продукции равна 0,3% в прол. Лонг-Айленд и на банке
Джорджес. Если учесть также и животную продукцию, то
наблюдается дальнейшее уменьшение эффективности. Так,
Кларк установил, что
растительноядный зоопланктон
использует
око ло 0,015% падающей лучистой энергии и
что
эффективность рыбной продукции толь ко 0,00005—
0,00025%. В лучшем случае тогда менее 0,001 общей расти¬
тельной продукции
в море превращается в рыбный «уро¬
жай». В районах интенсивной рыбной ловли, таких , как
банка Джорджес, только 0,1% продукции доступна как
пища для
человека,
а
продукция обширных площадей
моря совсем не используется.
ДЭВИД А. МАКГИЛЛ
См. т акже Первичная продукция; Фотосинтез фито¬
планктона.
ПЛОТНОСТЬ МОРСКОЙ воды
П.м.в.
—
отношение массы единицы объема морской
воды при температуре, которую она имела в природе в ме¬
сте ее нахождения (т зйи), к массе дистиллированной воды
при 4° С и нормальном атмосферном давлении (Ред.) .
П. м. в . изменяется в пределах от почти 1 для опресненной
воды на поверхности
и приблизительно до 1,076 для воды
на большой глубине. В океанографии для удобства расче¬
тов
П.м.в.
заменяют
понятием
«условная
П. м. в.»
[(П.
м. в.
—
1) X 1000) ] и при нормальном атмосферном
давлении обозначают а*. П. м. в. в том месте, где вода
взята, и на поверхности, куда вода доставлена адиабати¬
чески, называется П. м. в . т зИи и потенциальной П. м. в.
соответственно.1
П. м . в . зависит от трех переменных: температуры,
со¬
лености и давления. П. м. в. с увеличением давления умень¬
шается приблизительно на 45 -10“4 г/см3 на 1000 дбар, что
соответствует увеличению глубины приблизительно на
1000 м. С увеличением солености П. м. в.
увеличивается
на 8‘10“*4 г/см3 на 1°/00. Изменение П. м . в . с изменением
температуры является сложной функцией трех перемен¬
ных. Например, для морской воды при нормальном атмо¬
сферном давлении и солености 35°/00 с повышением темпе ¬
ратуры П. м. в.
уменьшается от 5 • 10"
5
на 1°Спри0°Сдо
34 Л О"5 на 1°С при 30° С, в то время как для пресной воды
это уменьшение
плотности равно 7 -10" 5
на1°Спри30°С,
причем при 4° С пресная вода имеет максимальную плот¬
ность.2
Потенциальная П. м . в . не изменяется, когда частицы
воды движутся адиабатически. В стационарной крупно¬
масштабной океанической циркуляции распределение
П. м. в . не изменяется со временем. Поэтому считается, что
движение водных масс в такой циркуляции происходит
вдоль поверхностей равной потенциальной П. м. в . Таким
образом, эти поверхности показывают уровень крупно¬
масштабных движений воды. Когда потенциальная П. м. в.
увеличивается с глубиной, что обычно наблюдается в океа¬
нах, стратификация воды остается устойчивой, и наоборот.
Поэтому
вертикальное распределение
потенциальной
П.м.в.
п ока зыв ает
вертикальную устойчивость слоев
воды. В океанографии условная П. м . в.
(о*) используется
чаще, чем потенциальная П. м. в., так как сг* легче вычис¬
лить. На рис. 1 изображен вертикальный разрез П. м. в.
по долготе через Западную Атлантику. На поверхности
океана наблюдается постепенное увеличение П. м. в.
от
экватора по направлению к высоким широтам. На глубине
между 100 и 2000 м горизонтальный градиент П. м . в .
про¬
тивоположен
горизонтальному градиенту на поверхности—
30
40
50
60°сж
о
о
о
о>
о
с>
о
о
ос>
о
О)
о
о
9ооооо
о
О)оо
о
О5-
о
о
о
о
о
о
о
о
о>оО)
о
о1
со
о
сч
Ч|*
«о
«о N.
оо
СЪ
о
*
см
Рис.
1. Распределение плотности на меридиональном разрезе через Западную Атлантику (по Дефанту, 1961).
380

ПОДВОДНАЯ
от
экватора до обоих субтропиков, потому что в эквато¬
риальной зоне более тяжелая вода более глубоких слоев
под нимается
вплоть до
п овер хно сти.
Помимо этого, из
рис. 1 видно, что глубинные воды образуются в высоких
широтах и что, в частности, придонная вода (ниже 2000 м)
распространяется к С от Южного океана. На рис. 2 пока¬
зано вертикальное распределение а* на четырех океано¬
графических станциях в Атлантике. П. м. в . т зйи опре¬
деляется эффектом давления. В экваториальном и субтро¬
пических
районах поверхностный слой выше горизонта
100 м имеет гомогенную П. м. в. Условная П. м. в.
увели-
25 26
27 28
Рис. 2. Распределение условной плотности
с глубиной п о
данным нескольких станций, выполненных на «Метеоре» в Атлан¬
тике (по Дефанту, 1961).
1—
ст.254, 2° 27' ю.
ш.,
34°57'з.д.;2 — ст. 170,22°39'ю. ш.,
27°55'з.д.;8—
ст.8, 41° 39' ю.
ш.,
30°06'з.д.;4«ст.122,
55° 03' е.
ш.,
44° 46' з. д.
чивается от этого слоя до глубины 1000—2000 м и обра¬
зует скачок П. м. в.
Вертикальный градиент ст* ниже гомо¬
генного слоя является самым большим в экваториальных
районах. В субполярных районах <7/ почти однородна по
вертикали
—
это
по казыв ает,
что
стратификация воды
менее устойчива, чем в низк их
широтах.
ТА КАШИ ИЧИЕ
Прим. ред.
1
П.м.в.
можно вычислить с помощью
упрощенного уравнения состояния морской воды при атмо¬
сферном давлении
а*
=
28,152 — 0,0735? — 0,00469/2 + (0,802—0,0020 X
X (5—35)
(см. Мамаев О. И . Т, 5-анализ вод Мирового океана.
Л., Гидрометеоиздат, 1970).
2
Подробные таблицы для вычисления П. м. в . имеются
в книге Зубова Н. Н. «Океанологические таблицы».
(Изд. 3 -е. Л . , Гидрометеоиздат, 1957).
ПОДВОДНАЯ ТОПОГРАФИЯ — см.
Батиметрия.
ПОДВОДНАЯ ФОТОГРАФИЯ
Фотографирование под водой ручными камерами впер¬
вые провела группа аквалангистов под руководством Кусто.
В дальнейшем для П. ф. было применено соответствующее
освещение. С увеличением глубины, безусловно, увеличи¬
ваются требования к прочности корпуса съемочных камер.
Однако оптические требования
остаются
существенно
постоянными для всего фотографируемого района.
Глубоководные камеры впервые были созданы Ивано¬
вым, Эджертоном, Лаутоном и Шайпеком. Наиболее цен¬
ным усовершенствованием явилось сочетание дночерпа-
теля и камеры. При этом во время фотографирования общих
черт района ковш может поднимать отдельные пробы.
П. ф . для водолазов. Подводный фотограф должен
быть опытным водолазом, чтобы он мог сосредоточиться на
процессе фотографирования. В частности, неопытный водо¬
лаз может при спуске поднять облака донных осадков, ко¬
торые закроют фотографируемый объект. У подводного
фотографа много трудностей, которые нужно преодолеть,
чтобы добиться положительного результата. Ему мешают
и взвешенные частицы в воде, и то, что вода имеет цвет, и
недостаток освещения.
Камеры. Большинство подводных камер состоит
из обычной камеры, вставленной в водонепроницаемый
бокс. Недавно были созданы камеры, которые сами водо¬
непроницаемы и не требуют бокса. Эти камеры могут быть
использованы и над водой.1
Объективы.
Рекомендуются широкоугольные
объективы, для того чтобы можно было захватывать объ¬
екты больших размеров с близкого расстояния. Для полу¬
чения четкого изображения большинство подводных сним¬
ков должно быть сделано именно с близкого расстояния.
Иногда из-за плохих условий для получения качественного
изображения расстояние 1 м от объекта до камеры является
максимальным. Хорошие снимки можно получить, фото¬
графируя примерно с расстояния, равного половине того,
с
которого человеческий глаз видит объекты под водой.
Если фотограф может различать детали объекта, скажем,
на расстоянии 6 м, то снимать нужно не далее 3 м.
Часто желательно иметь объективы для широкофор¬
матной съемки, так как большая часть живых существ
в
море очень мала.
Под водой освещенность часто недостаточна, поэтому
высокая светосила объектива является важным фактором.
Объективы с относительным
отверстием 1 : 3,5 вполне под¬
ходят. Причем следует иметь в виду, что при пользовании
этим объективом, если он будет задиафрагмирован, напри¬
мер, до значения 1 5,6, получатся более четкие снимки,
чём при пользовании объективом со светосилой 1 : 5,6 при
полностью открытой диафрагме.
Затвор. Под водой не нужен очень скоростной
затвор. Необходимость фотографирования со скоростью
более 1/200 с возникает
редко. Обычно окружающее осве¬
щение недостаточно для производства скоростной съемки
без потери необходимой глубины резкости изображения при
широко открытой диафрагме объектива.
Экспонометр. Подводный [экспонометр очень
ценен, так как окружающее освещение ослабляется по мере
того, как водолаз погружается. Если водолаз находится
вблизи дна, то отраженный от дна свет может засветить
изображение, особенно если дно покрыто белым песком.
Камеры, снабженные автоматическими экспонометрами,
сами выбирают режим работы. Некоторые боксы имеют
достаточные размеры,
чтобы рядом с камерой можно было
вставить
э ксп оно мет р. Простейшим приспособлением яв¬
ляется герметически закрытый измеритель освещенности
в стеклянном футляре, изолирующем его от воды и позво¬
ляющем читать показания.
381

ПОДВОДНЫЕ
Контрастность.
Под водой контрастность
объектов значительно меньше, чем над водой. Этот недоста¬
ток обусловлен присутствием взвешенных частиц, диффу¬
зией света под водой и цветом воды, что может привести
к вуали и нерезкости изображения. Солнечный свет, про¬
никая в воду под углом утром или после полудня, может
вызвать тени, которые дадут достаточную контрастность.
Искусственное освещение может также восстановить конт¬
растность под водой. Большую контрастность в черно-бе¬
лом отпечатке может обеспечить и специальная лаборатор¬
ная
обработка.
Фотоматериалы.
Черно-белые фотопленки
более распространены, чем цветные. Они имеют большую
фотографическую ширину, поэтому даже при ошибках
в
определении экспозиции они дают удовлетворительное
изображение. Светочувствительность современных черно¬
белых пленок может быть значительно усилена при исполь¬
зовании специальных проявителей.
Цветные пленки обычно требуют повышенного вни¬
мания к показаниям экспонометра. В некоторых случаях
цветная пленка, предназначенная для применения
в
усло¬
виях
искусственного
освещения,
может
к омпе нсир овать
избыток голубого цвета, если она используется под водой
при естественном освещении.
Светофильтры.
С помощью светофильтров
можно в
определенных пределах корректировать
искаже¬
ние цветопередачи, которое происходит на глубине. Свето¬
фильтрами нужно ослаблять наиболее интенсивный цвет
(обычно голубой или зеленый):
Фотовспышка. Когда под водой темно, необ¬
ходима подводная фотовспышка. Она может быть выпол¬
нена в виде лампы-вспышки одноразового действия или
в
виде электронной лампы-вспышки.2
Фотография бывает неудачной, если вода п ер ед
каме¬
рой оказывается взмученной, содержащей много взвешен¬
ных частиц, подобно снегу перед фарами автомобиля. Это
может маскировать объект. В не очень чистой воде лучше
фотографировать без искусственного освещения
(если
только достаточно внешнего освещения), ибо взвешенные
частицы в районе осветителя дают сильное рассеяние. Если
эффективный радиус действия лампы-вспышки над водой
составляет 9 м, то даже в чистой воде он не может быть
больше 5 м.
Лампа-вспышка
одноразового действия, используемая
вместе с дневным освещением при цветной пленке, дает
эффект, сходный с использованием красного светофильтра.
Это помогает ослабить голубизну воды.
Освещение с помощью электронной лампы-вспышки
дает те же цветовые характеристики, что и дневное осве¬
щение. Оно подчеркивает голубизну воды. При этом могут
быть полезны красные
или желтые светофильтры. Многие
профессиональные подводные фотографы применяют такое
ос вещени е потому,
что оно дает очень резкие изображения и
устраняет все недостатки, связанные с использованием
лампы-вспышки .
Если электронный механизм вспышки
будет смонтирован и
закре плен
на одной из сторон съемоч¬
ной камеры на расстоянии одного фута, то это может вы¬
звать эффект «снега перед фарами», так как значительная
часть света, отраженного частицами, немедленно вернется
назад в объектив и вызовет вуаль на снимке. Вспышка на
длинном шнуре может быть использована для освещения
теневых частей объекта. В чистой воде вспышка обычно
и спол ьзуется для
того ,
чтобы «заполнить» затемненные
участки.
Методика
фотографирования.
Для
получения хороших подводных снимков требуется техниче¬
ское знание фотографии, воображение, водолазное мастер¬
ство и
терпение. Для достижения успеха при подводном
фотографировании необходимо достаточно близко прибли¬
зиться к
объекту, особенно в недо стато чно
чисто й в оде;
так как
окружающая обстановка затрудняет точное опре¬
деление экспозиции, то лучше всего делать серию снимков.
Цель такой съемки заключается в том, чтобы, меняя пара¬
метры фотографирования, получить хотя бы одно удачное
изображение.3
ЮДЖИН к. ПАРКЕР
Прим.
ред.
1
Советская промышленность освоила
выпуск нескольких типов боксов для подводной съемки
(УКП, КПФ, ПКБ-2 и др.).
2
В СССР лампы-вспышки одноразового действия мало¬
употребительны,
и имеется много
промышленных конструк¬
ций электронных ламп-вспышек (см. Б а б а к Э. В. и
др.
Подводная фотография.
Л.,
«Машиностроение»,
1969;
Зенкевич Н. Л . Атлас фотографий дна Тихого океана.
М., «Наука», 1970).
3
Наряду с подводной фотосъемкой в СССР и за рубе¬
жом
используется
и подводное телевидение. Достоинство
подводного телевидения заключается в том, что изображе¬
ние объектов непрерывно поступает
на
поверхность, где его
можно фотографировать с экрана телевизора. Недостатком
подводного телевидения является его значительно большая
стоимость, более низкое по сравнению с подводным фото¬
графированием качество изображения. С увеличением
длины кабеля,
по
которому передается
на
поверхность
изображение, работа с установкой резко усложняется
(см. Вершинский Н. В. Подводное телевидение. Л.,
«Машиностроение», 1968).
ПОДВОДНЫЕ ГОРЫ (ВКЛЮЧАЯ ГАЙОТЫ)
В 1952 г.
Международный комитет по номенклатуре
форм рельефа дна океанов утвердил терминологию подвод¬
ных форм рельефа. Тогда же были уточнены
н екот орые
особенности таких крупных положительных форм рельефа,
как
П. г.
П. г.
—
изолированное или сравнительно изолирован¬
ное поднятие глубоководного дна высотой примерно 1000 м
или несколько больше. Подводный пик
—
этоП.г.с
остро¬
коне чной вершиной.
Гайот
—
П. г., вершина которой представляет собой
гладкую платформу и расположена на глубине более
200 м.
При глубине над вершиной менее 200 м употреб¬
ляется термин «океаническая банка». Термин «гайот» (по
имени первооткрывателя американского географа и геолога
А. Гюйо) был предложен Гессом (1946) для определения
плосковершинных П. г ., которые он обнаружил при вы¬
полнении многочисленных промеров
в Тихом океане.
Размеры П. г. колеблются от относительно невысоких
конических пиков до обширных поднятий, как, например,
П. г. Грейт-Метеор (северо-восточная часть Атланти ческого
океана), имеющая в основании диаметр до 110 км и возвы¬
шающаяся над ложем океана на 4000 м. Площадь ее пло¬
ской вершины более 2000 км2, что почти равно площади
американского штата Род-Айленд.
Небольшие П. г.
мо гут
иметь
крутые склоны (уклон
35°), однако более крупные П. г.
редко
имеют склоны,
уклон которых более 12—14°. На основании немногих, но
подробных обследований П. г .
установлено, чт о бо льш ая
часть их в
горизонтальном сечении имеет форму эллипса,
а не круга.
П. г.
обнаружены во всех океанических бассейнах.
По данным Менарда, в одном только Тихоокеанском бас¬
сейне (рис. 1) свыше 1400 П. г.
Менард предполагает, что
эга
цифра составляет лишь 10% действительного количе¬
382

ПОДВОДНЫЕ
ства П. г. Хизен и другие открыли множество П. г. в Атлан¬
тическом океане. Во
время последней Индоокеанской Меж¬
дународной экспедиции было также обнаружено много
П. г . Дитц и Шамуэй получили батиметрические данные,
свидетельствующие о существовании обширной подводной
горной провинции в Арктическом бассейне к С от Шпиц¬
бергена.
Хотя по определению П. г.
—
это изолированные под¬
водные формы рельефа, однако установлено, что многие
Подавляющее большинство образцов, взятых с П. г .,
состоит из основных экструзивных вулканических пород
из семейства базальтов. Небольшое количество
инородных
пород,
о
которых сообщалось, обычно приносится матери¬
ковым льдом, хотя некоторые виды известняка и песча¬
н ика
подобно подводным
или
береговым скалам обра¬
зуются на месте П. г . Большая часть экструзивных мате¬
риалов сильно изменена и выветрена, однако обычно в
них можно распознать порфировые и пузырчатые базальты,
Рис. 1. Распределение островов и подводных
гор
в
Тихом океане и характерные группы подводных гор.
Остальные группи ровки св яз ан ы с с ист ема ми
крупных
разломов и хребтов на
дне бассейна.
Пунктирная
л иния
показывает
след теоретической «андезитовой линии», которая,
как
некоторые
сч итают ,
является
литологической границей между материковым и океаническим типами коры (по Менарду и др.,
1959).
1 — Императорские горы; 2 —
провинция подводных
ское
поднятие (вместе они образуют Срединно-Тихосп
5 » провинция подводных гор Байя; 6
из них входят в состав
крупных горных цепей или горных
провинций. На рис. 1 представлено несколько региональ¬
ных
групп П. г . в бассейне Тихого океана.
Бермудско-
Новоанглийская островная дуга (бассейн Атлантического
океана) образована двумя пересекающимися цепями П. г .,
многие из которых имеют плоские вершины. Другие об¬
ширные группы П. г . в бассейне Атлантического океана
находятся к Ю от Азорского плато и к 3 от Гибралтарского
прол.
В настоящее время имеется достаточно данных, кото¬
рые позволяют дать общую картину литологии, структуры
и происхождения П. г .
гор зал. Аляска; 3 —
хребет Маркус-Неккер и Гавай-
еанские горы); 4 —
платформы Керолайн и Маршалл;
—
цепь Австралийских подводных гор.
в
которых часто обнаруживается флюидальная полосча¬
тость или подушечная текстура. Микрокристаллический
характер основной массы (порфировой породы), а также
структура и текстура многих образцов позволяют предпо¬
ложить, что источником зарождения большей части дра¬
гированного
мат ериала
являются
по вер хно ст ные
част и
потоков
ла вы.
Стекловатый палагонитовый туф также
встречается; он может представлять собой охлажденную
кору подводных потоков лавы.
В результате фотографирования П. г. и
драгирования
удалось установить, что вершины и склоны их частично
383

ПОДВОДНЫЕ
покрыты тонким или прерывистым поверхностным
слоем
осадков.
Структурные взаимосвязи между породами, слагаю¬
щими П. г., и
породами дна океанических бассейнов менее
понятны, чем литологические, однако геофизические иссле¬
дования позволяют считать, что связи эти большие. Эллип¬
сообразное горизонтальное сечение многих П. г., их частое
распределение в линейных цепях говорят о том, что П. г .
—
результат трещинных извержений, связанных с располо¬
жени ем деформационных структур в океанической коре.
гаммы
мгл
Рис. 2. Схематическая диаграмма соотношений структур гайота.
Отношение вертикального масштаба к горизонтальному 20 : 1.
Цифры указывают скорости сейсмических волн в км/с. Анома¬
лия
Фая—в
миллигалах,
магнитная
ан омали я
—
в
гаммах
(10“5 гаусса). 1
—
террасы; 2 —
периферическая депрессия;
3—
мантия; 4 = -
основание
коры на глубине 20 км; 5 —
поверх¬
ность Мохоровичича.
Скорость,
км/с
Материал
1,8—2,3
Глубоководные осадки
3,5—4,5
Смешанные осадки и вулканические ва¬
луны
4,5-5,5
Изверженные вулканические породы
5,5
—
7
Плотная коровая порода (габбро?)
±7,3
Промежуточный слой
8,0
Мантия
Сейсмические исследования методом отраженных
и
пре¬
ломленных волн показывают определенную внутреннюю
структуру в П. г. (рис. 2). Крупные положительные ано¬
малии силы тяжести (в редукции Фая), обычно обнаружи¬
ваемые над П. г., говорят
о том, что кора имеет большую,
чем обычно, мощность и плотность. Изостатические анома¬
лии также положительны, а это в свою очередь свидетель¬
ству ет
о том, что кора под некоторыми П. г ., может быть,
реагирует на дополнительную нагрузку, создаваемую
вулканической массой. Магнитные аномалии менее устой¬
чивы, однако обычно они имеют исключительно положи¬
тельные величины. Считают, что эти аномалии обусловли¬
ваются
относительно
в ысок им
процентом
содержания
магнитных минералов
в
в ул кан ическ их породах
и поло же¬
384
нием осей аномалий относительно современного магнитного
поля.
Вулканическое происхождение П. г.
в
настоящее
время подтверждено геологами, но первоначальная гипо¬
теза о предполагаемом опускании атолловых оснований,
выдвинутая Дарвином более ста лет назад, все еще находит
поддержку у многих исследователей. В своем классическом
труде о коралловых рифах Дарвин высказал предположе¬
ние о том, что
существующие
и затопленные атоллы яв¬
ляются просто вершинами органогенных отложений, кото¬
рые возникают вокруг опускающихся вулканических
осно¬
ваний. Несмотря на то что свидетельство волновой абразии
и
опускания гайотов не является бесспорным, следующие
данные дают возможность предположить, что эти формы
рельефа находились в мелководной или субаэральной фазе:
1) фотографии дна и поднятые образцы абразирован-
ных вулканических пород;
2) подъем лавового материала, вероятно, пирокласти¬
ческого происхождения;
3) пологие террасы, которые на верхних склонах гайо¬
тов часто считаются эрозионными;
4) материал, отсутствующий в некоторых вулканиче¬
ск их
конусах, для образования которого требуется мощное
эрозионное воздействие, например типа зоны прибоя;
5) несколько образцов фауны коралловых рифов,
обычно обитающих не глубже 150 м, взятых Гамильтоном
с вершинных плато срединно-тихоокеанских гайотов, глу¬
бина которых в настоящее время 1400 м. Гамильтон (1956)
также показал, что плоские плато на вершинах нескольких
гайотов
не
обусловлены отложением
кораллового
слоя
(атолл с заполненной лагуной), а представляют
с обой
первичную
эродированну ю
поверхность
с
несколькими
рифообразующими организмами.
Таким образом, все эти данные позволяют предполо¬
жить, что плоские вершины гайотов являются древними
абразионными платформами, а не глубоко затонувшими
кольцеобразными структурами,
и что медленное опускание
ихи
процесс осадкообразования на больших глубинах
позволили сохранить первоначальную форму этих поверх¬
ностей. Другие гипотезы,
объясняющие относительное
опускание изменениями уровня моря под влиянием эвста-
тических колебаний в эпоху плейстоцена или значитель¬
ного увеличения объема воды, вообще не имеют поддержки
у исследователей. Однако длительное повышение уровня
моря,
сопровождавшееся предполагаемой послемеловой
миграцией полюсов на 20°, может быть причиной возникно¬
вения
глубоководных гайотов, в противном случае тре¬
буется опускание океанической коры невероятно большой
величины. Подводные пики и П. г. с многочисленными
несимметричными вершинами,
возможно,
образовались
в
результате полного обвала лавового столба или в резуль¬
тате фреатических извержений.
Хотя последовательность геологической истории П. г.,
казалось бы, ясна, сам процесс и механизм опускания
остаются спорной проблемой. Та часть оседания, которую
можно определить, подтверждается наличием неглубоких
рвов около основания
некоторых П. г .
Существование
наклонных или со срезанными верхушками вершинных
плато также является показателем избирательного опу¬
скания. В некоторых местах большие площади океаниче¬
ской коры, по-видимому, опустились под влиянием упру¬
г ой деформации, вызванной нагрузкой, производимой вы ¬
толкнутым
вулканическим
материалом.
Кроме
того,
должно происходить пластическое выталкивание осадков
из-под растущей груды лавы, которое способствует общему
оседанию.
Геологическую историю отдельной П. г . можно соста ¬
вить по абсолютному возрасту ископаемой фауны, опреде¬
ляемому по диапазонам глубин ее нахождения. В настоящее
время, согласно палеонтологическим данным, нет П. г.,

ПОДВОДНЫЕ
возраст которых старше, чем позднемеловой, а фауна эпохи
плейстоцена указывает на то, что
глубина ее нахождения
была аналогична современной. Так, некоторые из обсле¬
дованных П. г ., по-видимому, находились в позднемеловой
период почти на уровне моря и
опустились
н а современную
глубину до эпохи плейстоцена.
Исследование колонок
грунта,
взятых с нескольких
П. г . в Тихом океане, дало исключительно важный резуль¬
тат: на П. г. были обнаружены атоллы. Наличие несогласно
залегающих пород плюс минералогические и палеоэколо¬
гические толщи свидетельствуют
о том, что либо
опускан ие
прерывалось периодическим поднятием, либо в результате
колебаний уровня моря атоллы периодически осушались,
поднимаясь над поверхностью воды. Сложная геологиче¬
ская история этих отдельных атолловых подножий гово¬
рит о том, что причиной образования П. г. является не
тольк о простое оседа ние.
В ближайшем будущем радиоактивные методы опре¬
деления абсолютного возраста образцов горных пород,
взятых с П. г ., позволят глубже познать процессы вулка¬
низма в океанах, а также внести ясность в
те ктонику
океа¬
нических бассейнов.
П. г. являются
крупными формами
рельефа океанических бассейнов, таким
образом,
они
являются важными факторами для получения представле¬
ния о протяженности ложа океана, перемещении матери¬
ков и
подкоровых океанических процессах.
ГАРОЛЬД Д. ПАЛМЕР
ПОДВОДНЫЕ ИСТОЧНИКИ
Уже в древние
времена морские П. и. привлекали
внимание философов,
географов
и
путешественников.
Относительно города-острова Арадус [ныне Арвад, распо¬
ложен в 2,5 мили от Латакии (Сирия)] римский географ
Страбон (63 г. до н. э.
—
21 г. н. э.) писал: «Это скала, со
всех сторон омываемая водой, застроенная домами. В воен¬
ное время жители получают воду из канала, расположен¬
ного недалеко от города. Этот канал питается многоводным
источником. В канал опущено нагнетательное устройство
с перевернутой широкой воронкой, сделанной из свинца.
Верхняя часть этой воронки сужается в относительно уз¬
кую трубку, вокруг прикреплены кожаные меха. В эти
меха через всю систему подается вода из источника. Сна¬
чала идет морская вода, но затем начинает поступать прес¬
ная».
В 1963 г. компания Ральф М. Парсонс по проекту
Комитета по грунтовым водам при Организации Объеди¬
ненных Наций провела исследования вблизи Чекка (Ли¬
ван), чтобы выяснить, можно ли предотвратить уменьшение
запасов пресной воды. Со времен Страбона техника полу¬
чения воды из П. и . мало изменилась, заменен лишь мате¬
риал,
из
которого делаются трубки,
—
на
сме ну
коже
пришел пластик.
Определение П. и . Источник представляет собой вы¬
ход на поверхность подземных вод. П. и. можно
рассматри ¬
вать как выход подземных вод на морском дне. Таким обра¬
зом, классификация наземных источников по морфологи¬
ческим особенностям их водовода (разлом, трещина и т.
д.),
температуре, минеральному составу и напору в
артезиан¬
ских скважинах, по заключению Мейнзера (1923) и Кирка
Брайана (1919), также применима и к П. и .
Выявление П. и. П. и . на спокойной поверхности моря
проявляется бурлящей водой, а при волнении —
гладкой
водой среди бурлящего моря. Примером такого источника
является П. и. в 2,5 мили от берега в районе г.
Кресейн-Бич
(северо-восточное побережье п - ова
Флорида). Глубина
13 Заказ 406
вблизи источника 17 м. Подземная вода выходит из ворон¬
ки-кратера диаметром приблизительно 15 м на глубине
около 38 м. Количество выделяющейся воды>
по вычислениям
X. К. Брукса (1961), 42 м3/с. По содержанию хлоридов
в
пробах воды, взятых около дна и у поверхности, выяв¬
лено, что вода П. и . составляет только 1/40 часть всей подни¬
мающейся к поверхности воды. Остальная часть —
мор¬
ская вода, вынесенная на поверхность и перемешанная
с водой П. и. (рис. 1). Это свидетельствует о том, что при
небольшом объеме изливающейся воды или при глубине
вблизи П. и . свыше 180 м смешение с морской водой приве¬
дет к исчезновению на поверхности моря признаков П. и.
Географическое распространение П. и. Для данной
работы были использованы результаты исследований около
десяти П. и . Без сомнения, на земном шаре значительно
больше П. и., чем упоминается в данной статье. Есть све¬
дения о существовании П. и . у Бахрейна (Персидский зал.),
вблизи берегов Израиля, Ливана, Сирии, Греции, Италии,
Франции и Испании (Средиземное море), у Флориды и Ка¬
лифорнии, у Багамских о-вов и
Ямайки, у провинции
Матансас (Куба), у п-ова Юкатан, у Гавайских о-вов,
о-вов Самоа, о. Гуам и Японии. Наиболее известным из
них, вероятно, является П. и .
у Бахрейна в Персидском
зал. Торговцы водой в старые времена собирали из него
питьевую воду, ныряя для этого на дно с козьей шкурой или
вставляя
в
источник тростниковые трубки, из которых
пресная вода била ключом на высоту нескольких дюймов
над поверхностью моря.
П. и. довольно многочисленны вдоль северного и вос¬
точного берегов Средиземного моря. Кальвино и Стефанон
описали 32 таких П. и . в зал. Таранто (Италия). Бердон
(1964) дает описание нескольких П. и .
у побережья Греции.
Он рассматривает их как первоначально наземные источ¬
ники, затопленные после вторичного поднятия уровня моря
в послеледниковый и плювиальный периоды.
С помощью пластиковых труб исследовался П. и .
в зал . Арголикос (Греция), находящийся на рас стоя нии
400 м от берега. Трубы погружались на глубину 72 м.
Содержание хлоридов в воде П. и . составляет 21,660 мг/л,
т. е. 92—97% общего содержания хлоридов в поверхност¬
ных водах залива. Таким образом, воды П. и. не всегда
бывают пресными. Недавно в Красном море в районе же¬
л о б а на глубине 200 м б ыла обнаружена горячая морская
вода (С1 155,000 мг/л, температура 44,4° С). Значи¬
тельные
железистые
отложения
свидетельствуют о по¬
стоянном действии П. и. Наличие воды типа нефтесодер¬
жащей может считаться признаком П. и., возникшего в ре¬
зультате геотермального нагревания.
Большое количество П. и. обнаружено у восточного
и западного берегов Флориды. Обычно солоноватая вода
этих П. и. поднимается по воронкообразным отверстиям
на шельфе на глубине порядка 50 футов.
На платформе Большой Багамской банки так называе¬
мые океанические бурлящие, или синие, воронки-отверстия
встречаются в большом количестве. Они были образованы,
вероятно, при разрушении известковых пещер при низком
уровне моря в плейстоценовую эпоху. Название «синяя
воронка» связано с тем, что цвет воды над большой глуби¬
ной воронки сгущается и отличается от желтоватого от¬
тенка окружающей воды, который ей придают песок и
растения, характерные для мелководных банок. Вода в во¬
ронках примерно на 10° С холоднее, чем на мелководье
Большой Багамской банки. Как установлено, вода подни¬
мается по затопленным отверстиям во время
приливов.
Во время отливов она не возвращается назад и, следова¬
тельно,
не
создает водоворотов. Обычно вокруг таких
отверстий кораллы образуют кольцо. По имеющимся дан¬
ным, поверхностные воды непосредственно над синими
воронками бывают очень богаты рыбой. Эти наблюдения
свидетельствуют о том, что по таким отверстиям может
385

ПОДВОДНЫЕ
подниматься холодная, богатая биогенами вода, находя¬
щаяся в глубоководных океанических желобах под термо¬
клином. Поднимающаяся, насыщенная питательными веще¬
ствами
вода изобилует цветущим фитопланктоном. Так
возникает цепь питания: фитопланктон, кораллы, рыба.
Хотя и отсутствуют очевидные доказательства, все же счи¬
тается, что синие воронки представляют собой (гипотети¬
чески) относительно холодные морские П. и., образующие
вследствие геотермального нагревания холодной морской
воды конвекционно восходящие потоки.
Есть данные о существовании холодных и горячих
П. и. на Гавайских о-вах, у Японии и в районе других вул¬
канических
островов Тихого океана.
Температура воды
источника зависит от его характера (горный или подводный)
иот
уда ле нно сти
потока воды от
вулкана. Источники выше¬
упомянутых островов развиваются в лавах и известняках.
Гидрологические факторы местонахождения П. и. Там,
где водоносный горизонт выходит на морское дно, или,
в виде светло-серых (теплые воды) и темно-серых (холодные
воды) пятен.
Объяснение циркуляции грунтовых вод с термальных
позиций намного важнее существующих концепций о грун¬
товых водах, где все внимание фиксируется (что весьма
ошибочно) на сравнительно пресных грунтовых водах суши.
Следует знать, что грунтовые воды суши и моря гидравли¬
чески связаны между собой. Это сразу же подтверждается,
когда при пуске водонасосной системы морская вода попа¬
дает в пресную грунтовую воду берегового водоносного
слоя.
Гипотетическая циркуляция соленых грунтовых вод
под идеализированным атоллом (рис. 2) показывает, что
термальные П. и. могут встречаться в лагунах и внешних
рифах коралловых атоллов. Интенсивный тепловой поток
из подстилающих горячих вулканических пород должен
вызвать постоянную конвекционную циркуляцию грунто¬
вых вод, но только при условии водопроницаемости твер-
другими словами,
если водоносный горизонт с высокой
водопроницаемостью перекрывается водоупорными слоями,
возникают П. и .
В таких условиях
в водон осном пл аст е
создается
гидравлическое д а в л е ни е (подобное давлению,
под которым находятся артезианские воды). П . и.
ча ще
всего
встречаются
в
районах с изобилием
известковых
пещер
и застывших лавовых потоков.
Часто карстовый
рельеф прибрежных районов связан с одиночными П. и.,
которые привлекают
к себе большое внимание.
Выход грунтовых вод и з
неконсолидированных водо¬
носных пластов неартезианского
типа можно представить
как
м едл енн ое,
рассеянное
просачиван ие
воды на обна¬
женное отливом мелководье в
приливной зоне; точно так же
вода просачивается
и на морское дно на значительных
расстояниях от берега. Местами при более высокой водо¬
проницаемости
такого водоносного горизонта образуются
скопления разрозненных выходов грунтовых вод, которые
классифицируются как П. и . Выход воды из таких неболь¬
ших «скрытых» П. и ., вероятно,
по объему превышает вы¬
ход воды из разрозненных «открытых» П. и., которым по¬
священа эта статья.
Принципы обнаружения. По содержанию солей вода
из П. и. может быть классифицирована от пресной до
морской, а ее тем пература
может быть как значительно
ниже, так и значительно выше температуры окружающей
воды.
Вертикальное распределение тем¬
пературы. У берегов Гавайских о-вов Фишер с по¬
мощью бортового инфракрасного сканирующего радио¬
метра выявил наличие теплых и холодных П. и. На фото¬
метрической ленте фиксировалась разность температур
дых пород. Первоначально высокая водопроницаемость
осадков коралловых рифов очевидна, но возможно, что при
последующем диагенезе поры образовавшихся осадочных
пород закупориваются или расширяются
в зависимости от
характера химического изменения. Исследовав атолл Фу¬
нафути в о-вах Гилберта, Фейрбридж (1957) отметил, что
состав ядра атолла подвергся видоизменению. Известняк
СаС03 преобразовался в доломит СаМ^ (С03)2. На рис. 2
показано, как насыщенная магнием морская вода на глу¬
бине проникает в атолл, и, нагревшись и став менее плот¬
ной, она в виде П. и. или просачиваясь выходит в лагуне
и во внешних рифовых барьерах. Выявить такие П. и.
соленой
воды
можно тол ько
при
помо щи
тщ ател ьног о
х имич еско го анализа вод ы,
взятой в различных точках
лагуны.
По данным Фейрбриджа, структура ядра атолла
по дверг аетс я
одноврем енному,
непрерывному
процессу
доломитизации.
Доломит не только преобразует ядра атоллов; он встре¬
чается на различных горизонтах геологической колонки
по всему земному шару. Каверны размером до 27,43 м от
подошвы до кровли встречались при разработках нефтя¬
ных скважин в доломитах
на глубине примерно 823 м
в
Южной Флориде. Так, карбонатные осадки Большой
Багамской банки подстилаются доломитизированной и ка¬
вернозной горной породой. В свое время мысль
о том, что
синие воронки Большой Багамской банки являются П. и.,
высказывалась в качестве гипотезы.
Поскольку вулканиче¬
ская деятельность на небольших глубинах не проявляется,
конвекционная циркуляция морской воды на этих глуби¬
нах зависит от общего теплового потока из недр Земли.
Тот факт, что вода из синих воронок значительно холоднее
388

ПОДВОДНЫЕ
очен ь теплых
окружающих вод Большой Багамской банки,
еще не является главной причиной наличия температур¬
ного барьера и разности плотностей. Сильное термовыде¬
ление при активной вулканической деятельности (рис. 2)
должно уменьшиться до слабой циркуляции под влиянием
менее сильного геотермального теплового потока в мощном
слое осадков Большой Багамской банки.
Таким образом, холодная морская вода прилегающих
желобов при конвекционном восхождении нагревается
Движение пресных вод. П . и.
образуются
в
результате выхода к поверхности дна потока
пресных
грунтовых вод, движущихся
из центральных районов суши
(высокий гидростатический уровень) к морю (самый низ¬
кий гидростатический уровень).
На идеализированной диаграмме (рис. 3) приводятся
гидрогеологические условия на п-ове Флорида. Дождевая
вода просачивается
в водоносный пласт через озера в
кар¬
стовом районе центральной Флориды. Наивысший гидро-
Температура
мор. воды, Давление, Глубина,
Рис. 2. Идеализированная схема кораллового атолла (с изменениями, заимствовано у Фейрбриджа,
1957), показывающая, что циркуляция богатой магнием морской воды через атолл возможна бла¬
годаря термоко нвекц ии,
создаваемой поднимающимся
вулканичес ким те пло вым по то ко м.
Условия
для превращения водопроницаемого известняка СаС03 в доломит СаМ& (С03)2 должны существовать
где-то во внутреннем ядре атолла. (Следует отметить, что сам Фейрбридж полагает, что схема цир¬
куляции должна быть противоположной; уплотненная вода образуется
в лагуне и опускается через
атолл, так как старое жерло вулкана больше не является источником тепла.)
очень слабо, в
результате чего при выходе из П. и. ее тем¬
пература
ока зы вае тся
гораздо ниже окружающей. Про¬
верить эти гипотетические циркуляции
возможно только
после анализа данных по адекватности температур, движе¬
нию воды и ее химическому составу.
Пьезометрическая
Пресный
поверхность
подводный
Озеро-понор
/
ис точ ник
^
Сква жина
‘
,
Ур моря
Солоноватые
I источники
\ Пресная вода
Г
Холодная
морская
вода
Геотермичесний тепловой поток
Рис. 3. Идеализированная диаграмма гидрологических условий
при возникновении подводных источников в мощном артезиан¬
ском горизонте на значительном расстоянии от действующих
вулканов.
статический уровень пресных вод
—
36 м над уровнем
моря. Теоретически такой уровень может обусловить вы¬
ход морской воды из водоносного пласта с глубины 1460 м,
согласно закону
гидростатического равновесия
между
пресной и морской водой с более высокой плотностью.
Пресная вода поступает
в
море через проницаемые
слои
известняка и доломита, подстилающие глинистые и мерге-
левые ограничивающие слои. По мере просачивания воды
через горные породы происходит снижение гидростатиче¬
ского
уровня, что видно по наклону пьезометрической по¬
верхности (рис. 3). Если бы пара скважин оказалась только
на поверхности земли, как показано на рис. 3, то образо¬
валась бы мощная струя воды. П . и .
пресной воды выходит
на морское дно через естественный разлом в ограничиваю¬
щих слоях. Поскольку донные осадки редко бывают со¬
вершенно водонепроницаемы, то вода из удаленных от бе¬
регов водоносных пластов, медленно просачиваясь, вос¬
ходит через ограничивающие слои и
поступает
в
море в та¬
ком небольшом количестве, что это почти незаметно. Таким
образом, только в тех местах, где прорывается ограничи¬
вающий слой, что происходит в результате химических или
тектонических процессов, П. и. выделяет количество воды,
достаточное для образования бурлящей поверхности (или
глади).
Если ограничивающий слой малопроницаем, то вода
может выйти на поверхность лишь далеко в
море, где этот
слой кончается или прерывается
океаническим желобом
или ущельем. В таком случае П. и. должны иметь выход
вдоль материкового склона. Однако к моменту достижения
материкового склона вода, возможно, становится соленой
387

ПОДВОДНЫЕ
от примеси морской воды, просачивающейся в водоносный
горизонт. Холодная морская вода, нагреваясь от тепло¬
вого потока, теряет свою прежнюю плотность и подни¬
мается наверх, смешиваясь с потоком пресной воды, на¬
правленным в море. После смешения плотность еще более
понижается, и разбавленная морская вода опять попа¬
дает в море уже вдоль кровли водоносного горизонта.
В результате этого процесса возникает постоянный круго¬
ворот морской воды. Круговая циркуляция морской воды,
вызванная солевой дисперсией, подтверждается как мате¬
матическими
выч исле ниям и,
так и полевыми
исследова¬
ниями (Купер, 1964). Геотермальная циркуляция должна
иметь место даже в
невулканических районах.
На рис. 3 представлена удаленная от берега скважина.
Единственное различие П. и . и подводного колодца заклю¬
чается в том, что вода источника выходит через естествен¬
ное отвер стие
в
ограничивающем слое, а из скважины (ко¬
лодца) поступает по трубе, введенной в сделанное челове¬
ком искусственное отверстие.
Задачи по охране пресных грунтовых вод. Для сохра¬
нения или использования пресной воды из П. и. сделано
очень мало. Наиболее успешные меры в этом направлении
были приняты
в
районах с большой плотностью населения,
где интенсивное откачивание пресных вод для промышлен¬
ных и
других нужд нарушило гидрологический режим до
такой степени, что источники прекратили подачу воды.
Такое прекращение поступления воды через П. и . означает,
что выводящие каналы источников превратились в каналы,
по которым морская вода проникает в колодцы (скважины).
Ф. А. КОХОУТ
ПОДВОДНЫЕ КАНЬОНЫ И ДРУГИЕ
МОРСКИЕ ДОЛИНЫ
Крутые склоны океанического дна прорезаны много¬
численными долинами, многие из которых имеют У-образ-
ный профиль. Они напоминают наземные каньоны и назы¬
ваются подводными
каньонами.
Некоторые подводные
долины имеют 11-образный профиль и широкое плоское
дно. Другие можно сравнить со сбросовыми наземными
каньонами, а некоторые совершенно непохожи на назем¬
ные. Подводные долины, имеющие незначительную глу¬
бину и естественные валы по
краям, тянутся извилистой
линией через обширные подводные конусы выноса. И, на¬
конец, наблюдаются подводные долины в виде относительно
мелких
ущелий,
пересекающих различные наносные
формы рельефа, как, например, у речных дельт. На вопрос
о происхождении долин можно ответить, лишь рассматри¬
вая каждый тип отдельно. Описание некоторых типов под¬
водных долин и их происхождения приведено ниже, при
этом особое внимание уделяется большим подводным каньо¬
нам.
Подводные каньоны. Большие подводные каньоны со
стенками, достигающими высоты стенок Большого Каньона
р. Колорадо, а иногда и превышающими их, расположены
в
следующих районах: у Багамских о-вов, в зал. Монтерей
(США, штат Калифорния),
к
Вото.
Шри-Ланка,
к
3 от Франции, к С от Исландии, к 3 от Португалии и
в
Беринговом море. Самый крупный каньон находится
в
районе Багамских о-вов (глубина вреза достигает 3 миль).
Головные части подводных каньонов в основном тя¬
нутся
вплоть до речных долин,
находящихся на суше.
Стенки каньонов состоят из скальных пород различного
геологического возраста (гранита, кварцита, известняка
и мягкого сланца). На подробных картах видно, что кань¬
оны имеют многочисленные ответвления. Для них харак¬
терно узкое дно, при этом каньоны обычно расширяются
кверху, причем стенки в основном крутые
и местами даже
нависают скальные выступы (что было обнаружено с по¬
мощью подводных аппаратов Кусто).
Повторные наблюдения, проводимые в го ло в ны х
ча¬
стях каньонов, расположенных близко к берегам, показали,
что такие каньоны обычно быстро заполняются осадками;
но эти осадки не очень стабильны и
в ремя
от
времени пере¬
мещаются по
дну каньона как оползни, а иногда, возможно,
и в виде мутьевых потоков. Осадки передвигаются по всей
длине каньона и образуют в устьях каньона большие
конусы выноса. На картах также хорошо видно сползание
осадков вдоль каньонов. Эрозия, возможно, приводит
к явлениям, в какой-то мере сравнимым с движениями
ледников по наземной долине.
Интересным аспектом исследований подводных каньо¬
нов является вопрос о связи каньона с наземными доли¬
нами. В тех случаях, когда головные части каньонов нахо¬
дятся относительно близко к
берегу, каньоны в основном
расположены вблизи речных долин, как
современных,
так
и древних. Исходя из этой закономерности можно было бы
предположить ,
что подводные каньоны являются затоп¬
ленными речными долинами. Однако этот вопрос далеко не
ясен, потому
что по
природе подводные каньоны обычно
отличаются от
речных долин. Только на западном побе¬
режье Корсики можно проследить тесную связь между
каньонами и наземными долинами.
Происхождение подводных каньонов —
вопрос далеко
не решенный. Известно, что в каньонах имеют место про¬
цессы эрозии
и
перемещение
больших количеств осадков
вдоль каньонов. С другой стороны, система каньонов очень
сходна с межгорными долинами рек. Имеются свидетель¬
ства вертикальных смещений окраин материков, которые
привели к опусканию
каньонов
на
морские глубины.
Возможно, подводные каньоны —
результат погружения
наземных каньонов и последовавших изменений под дей¬
ствием моря. Каково бы ни было происхождение каньонов,
совершенно ясно, что процесс
их образования длится мил¬
лионы лет. Это привело к образованию больших конусов
выноса. Можно определить
как объем этих
конусов выноса,
так и
скорость
их роста.
Долины конусов выноса. Оказывается, что большие
конусы выноса, относящиеся к подводным каньонам и рас¬
полагающиеся вблизи их
устьев, тянутся
извилистой ли¬
нией по их склонам к
ложу океана. Эти каналы, называе¬
мые долинами конусов выноса, имеют относительно низкие
края и обычно ограничиваются поднятыми краями
—
ва¬
лами, похожими на намывные валы вдоль речных каналов,
пересекающих дельты. При погружениях в батискафе было
обнаружено, что каналы имеют ровное дно, покрытое пес¬
ком с тонким слоем ила на поверхности.
Ил обнаружен и
на стенках и валах, а в колонках осадков, полученных из
валов, под илом часто встречаются тонкие слои песка.
Стенки каналов, прорезающих конусы выносов, крутые
с внешней стороны вала, внутри каналов часто встречаются
террасы. Террасы эти небольшого протяжения, и можно
предположить, что они состоят из оползневых блоков ка¬
нала, где наблюдается наименьшая эрозия. Подводный
каньон Конго и каньон в Бенгальском зал. уходят в море
на многие сотни миль. В некоторых местах валы по сто¬
ронам долины конуса
выноса поднимаются до нескольких
сотен метров над донной частью долины и прилегающими
п оверхностя ми конуса
выноса. В этом отношении такие
валы ,
ограничивающие долины конусов выноса, совер¬
шенно отличны от низких валов по берегам рек.
Происхождение таких долин еще не совсем установ¬
лено; возможно, они являются результатом деятельности
мутьевых или каких-либо других потоков. Очевидно, ста¬
рые каналы заполняются осадками, вместо них появляются
новые каналы. Это явление можно сравнить с передвиже-
388

ПОДВОДНЫЕ
нием
русла рек
в дельтах. Некоторые каналы имеют при¬
токи, но реже, чем это наблюдается в дельтах рек.
Подводные долины с ровным дном. Подводные долины
с ровным дном совершенно отличны от подводных каньонов
(рис. 1). Такие долины с плоским дном бывают нескольких
типов. Простейший тип представляет собой прямолиней¬
ный разлом. Долины такого типа встречаются в районах
с частыми землетрясениями и другими явлениями неустой¬
чивости земной коры. Эти долины, в отличие от подводных
каньонов, имеют входящие притоки, относительно прямые
в
направлении пласта, и основные структурные депрессии
вдоль простирания долин. Долины подобного типа
не¬
очевидно, движутся вдоль долин, неся с собой большое
количество осадков в
глубоководные районы моря. В основ¬
ном такие движения носят характер мутьевых потоков.
Глубокие ущелья
на
скло нах
осадконакопления.
Обычно склоны пересечены сериями
неб ольш их ущелий или
оврагов. Эти ущелья не глубже нескольких метров и в ис¬
ключительных случаях достигают глубины 30 м. Ущелья
обычно слабо извилистые и имеют несколько притоков.
Начинаются они в какой-либо точке на склоне, затем пре¬
рываются и вновь продолжаются вниз по склону. У внеш¬
них окончаний имеются небольшие поднятия. Образцы,
полученные со дна таких оврагов,показали наличие илистых
ляются
сбросовыми, близкими к сбросовым долинам на
суше, как, например, Долина Смерти.
Материковые отмели
пересечены многочисленными
долинами с ровным дном, вероятно, ледникового проис¬
хождения. Такие долины не встречаются в неледниковых
районах, но их можно найти почти во всех шельфовых
районах, прилегающих к участкам суш и, р ан ее подвергав¬
шимся оледенению. Такие желоба обычно бывают наиболее
глубокими около берега и выклиниваются на внешнем крае
материковой отмели, хотя подводные каньоны в некоторых
случаях являются продолжением шельфовых долин. Эти
желоба являются, вероятно, результатом движения ледни¬
ков и часто бывают продолжениями фиордов.
Третий тип долин также пересекает материковые
отмели, но, в отличие от ледниковых, их склоны пологие.
Такие долины являются продолжением русла современных
рек. Они имеют притоки и довольно ровные склоны. В ка¬
честве примера можно привести долины, начинающиеся
у дельт Ганга и Инда. В то же время против дельты Мисси¬
сипи есть долина,
отли чная от
других подобного типа,
которая начинается в средней части шельфа. Однако буро¬
вые и сейсмические разрезы выявили здесь наличие
погре¬
бенной долины, идущей в сторону берега. Исследование
таких долин позволило сделать вывод: осадки на их дне
содержат слои песка, перенесенного вдоль долины. Неко¬
торые потоки осадков, поступающих из больших рек,
осадков со случайными тонкими прослоями грубозерни¬
стого ила. Образцы из соседних гряд показали тот же тип
осадков.
Выяснено, что образование прерывающихся ущелий
—
результат подводных оползней. Быстро откладывающиеся
осадки в передней части дельт неустойчивы и легко под¬
даются разжижению, тем самым создаются условия для
возникновения обвалов. Мутьевые потоки также могут
играть какую-то роль в образовании ущелий. Однако тот
факт, что ущелья существуют только на некоторой части
склона,
а также малая
концентрация
крупнозернистых
осадков вдоль их дна ставят под сомнение происхождение
ущелий от
мутьевых потоков.
ФРЭНСИС П. ШЕПАРД
ПОДВОДНЫЕ КОНУСЫ ВЫНОСА
Конусовидные или имеющ ие геоморфологические чер¬
ты П. к. в. отложения терригенных осадков обнаружены
вблизи устьев большинства крупных рек. Такие П. к. в .
могут продолжаться до абиссальных глубин. Они имеют
ряд названий: абиссальные конусы, глубоководные конусы
выноса, подводные размывы, подводные дельты и т. д.
389

ПОДВОДНЫЕ
Рис. 1. Авандельта р. Ганг (доходит до Цейлонской абиссальной равнины) и авандельта р. Инд (доходит до Индий¬
ской абиссальной равнины); обе являются продуктом эрозии Гималаев (по карте Хизена и Тарп,
1965).
Как установлено Хизеном и Лаутоном (1963), «ка¬
ким бы ни был механизм,
которым подводные каньоны
могут быть врезаны
в край материковой отмели, хорошо
установлено, что мутьевые
потоки переносят в них отло¬
жения и формируют осадочные П. к. в. там, где каньон
достигает наиболее ровной поверхности дна. Такие глубо¬
ководные П. к . в . были найдены у
оснований или же около
каньонов р. Гудзон, Ла-Холья, р. Монтерей и многих
других каньонов у калифорнийского побережья. Сравнение
объемов глубоководных каньонов около Южной Калифор¬
н ии д ал о Менарду (1960) основания сдел ать вы в од о воз¬
расте находящихся там П. к . в. и датировать эти П. к. в .
доплейстоценовым
периодом.
Недавние
исследования
в
продолжениях подводных каньонов, проводимые по
всему миру, доказали наличие глубоководных П. к . в .
или группы П. к . в . (семьи П. к. в .), которые могут быть
все вместе отнесены к абиссальным конусам». Тяжелые
минералы в отложениях П. к . в . являются достаточно
определенным показателем того, что подводные П. к. в.
осушают внутриматериковые районы вдали от прибрежной
зоны точно так же, как аллювиальные П. к. в.
На физиографических картах Южной Атлантики и
Индийского океана (Хизен и Тарп, 1961, 1965) показаны
о чень
хорошие примеры таких П. к . в ., связанных с дель¬
тами или подводными каньонами Амазонки, Конго и Ни¬
гера (Атлантика), Магдалены (Карибское море), Ганга и
Инда (Индийский океан).
П.к.в.р.Ганг—
один из самых крупных в мире
(2500 км в длину) (рис. 1). Он оканчивается на Цейлонской
абиссальной равнине на глубине более 5000 м, средний
уклон его от Зондского поднятия равен 1 : 500. Следует
подчеркнуть, что такой средний уклон четко отличает этот

ПОДВОДНЫЕ
вид
поверхности
от абиссальной равнины, которая, со¬
гласно классификации, всегда отличается уклонами
менее
1 : 1000. По осредненным данным, площадь этого гигант¬
ского П. к . в . превышает 2 млн. км2, а его объем достигает
примерно 5 млн. км3. 70% твердого стока Гималаев осело
в П. к. в. р . Ганг; примерно 10% объема обломков горных
пород, остатков животных или растений осталось на флю-
виальной равнине р. Ганг и 20% снесено
в
Инд. Такие
цифры не удивляют,
так как процесс эрозии на Гималаях
начался
примерно 20 млн. лет назад и в течение этого
времени
скорос ть
накопления
составляла
примерно
0,25 км3/год нерастворимых остатков эрозии. Если учиты¬
ва ть
и
растворимые [компоненты,
то общее отложение
в
результате эрозии Индо-Тибетских Гималаев 0,3 км3/год,
или
6 см/100 лет (на площади примерно 500 тыс. км2).
Недавние измерения, проведенные в Гималаях, дали зна¬
чения эрозии в некоторых районах до 10 см/100 лет. Сред¬
ний объем отложений в районе К. в . р . Ганг примерно
250* 106 м3/год, или 0,1 мм/год, или 1 см/100 лет.
Менард показал наличие, большого числа небольших
К. в.
со
стороны
тихоокеанского
побережья Северной
Америки, наиболее яркие примеры которых
—
П.к.в.
рек Монтерей и Делгаду, достигающие 300 км в длину и
50 тыс. км3 по объему (рис. 2). Сложное тектоническое осно¬
вание этого района частично погребено П. к. в. Менард
(1964) подсчитал, что средний объем сноса при скорости
1.10б м3/год вполне достаточен для образования П. к . в .
в период
начина я
с
поз дне го
ка йнозоя (1—4-107 лет)
Рис. 2 . Конусы выноса рек Делгада и Монтерей в северо-восточ¬
ной части Тихого оке&на (часть физиографической карты Ме¬
нарда,
1964).
Рис. 3. Различные типы рельефа, образовавшиеся в результате
седиментации подводного конуса выноса (по Менарду, 1955)
Рельеф взят в пределах 2 миль, вертикальное увеличение ^100
а—
материковый склон с под водны ми кан ьонами (происхожде¬
ние не учитывается) и изрезанное абиссальными холмами глубо¬
ководное дно без осадочного покрова; б —
осадочный покров,
который утоньшается с удалением
от
материкового
склона .
Опрокинутый сбросовый блок преграждает осадкам выход из
каньона,
поэтому
образуются сравнительно мощные осадки.
Осадки от другого каньона
плы вут во круг сброшенного блока;
в—
более зрелая стадия отложения осадков, при которой перво¬
начальный рельеф полностью перекрыт. Глубоководные конусы
выноса соединяются.
при соответствующей скорости
эрозии материковых
районов порядка 1—3 см/100 лет. Несоответствие между
этими данными и данными по Гималаям объясняется тем,
что в последних гораздо ярче выраженный рельеф мест¬
ности, более сильные (муссонные) осадки и в верхней части
гор отсутствует растительный покров.
Большинство (если не все) подводных П. к. е . рассе¬
чены одним или несколькими глубоководными каналами,
которые
обычно
являются
продолжениями
подводных
каньонов,
перерезающих верхнюю
часть
материкового
391

ПОДВОДНЫЕ
склона.
На
материковом
подножии
или
на
подводном
П. к. в . градиент глубин затухает, каньон становится по
глубине равным «подводной долине» (по терминологии Ше¬
парда), постепенно эволюционирует в «неглубокий канал»
с отложениями (Буффингтон, 1952), похожий на долину
большой реки в ее «старом» русле. П. к. в . Ганга и Инда
в Индийском океане достигают бровки шельфа, но здесь
каньоны очень коротки, их протяженность до превращения
в неглубокие каналы (как отмечено Дитцем, 1953) около
100 км.
Интересной чертой П. к. в. за п а дн о г о побережья Аме¬
рики является тенденция их глубоководных каналов изги-
В современной литературе подводные формы эоловых
поперечных
и
серповидных дюн
известны как песчаные
волны и П. п. д . соответственно . Они наблюдаются в реках
и
эстуариях, на
приливо-отливных полосах, на прибреж¬
ных песчаных банках и между ними, между островами,
на
материковых отмелях и на известковых банках, таких,
например, как Большая Багамская.
Исторический обзор. Крупная рябь с многометровыми
по длине волнами верхнего ордовика цинциннатьянской
антиклинали была описана Локке (1838), а современные
подводные аналогичные им образования наблюдал Сиаль
(1841) у берегов Франции. Современные образования ряби
Рис. 4. Профили подводных каньонов меридионального простирания
и
соответствующие им глубоководные
каналы, пересекающие конусы выноса в северо-восточной части Тихого океана; показано общее сходство и произ¬
ведено сопоставление р. Миссисипи с глубоководным каналом срединно-океанического района северо-западной
части Атлантического океана (по Менарду, 1955).
баться петлей в
левую сторону. Менард (1955) заметил из
15 случаев 12 таких изгибов (рис. 4). Он относит образова¬
ние
этих петель за счет «вторичного влияния силы Корио¬
лиса», которая в северном полушарии отклоняет поверх¬
ность каждого потока вправо, в результате чего правый
берег надстраивается, постепенно заставляя поток откло¬
няться влево.
РОУДЗ У. ФЕЙРБРИДЖ
См. также Подводные каньоны.
ПОДВОДНЫЕ ПЕСЧАНЫЕ ДЮНЫ
П. п . д . представляют собой крупномасштабную мега-
рябь и системы баров под водой. Они встречаются
в водах
вокруг Великобритании,
на атлантической материковой
отмели США, на Большой Багамской банке, в Малаккском
прол.
ив
Персидском зал. Лабораторные исследования
позволили расширить сведения об их природе. Главной
особенностью
П.п.д.
являются
пологие
наветренные
склоны и крутые подветренные; перемещение
всего соору¬
жения происходит благодаря переносу песчаных зерен
с наветренного
склона
на подветренный. П. п. д. обра¬
зуются при скорости поверхностных течений не менее од¬
ного узла; направление перемещения П. п. д . соответствует
направлению самого сильного приливного течения. Бархан¬
ная или линейная форма П. п . д. определяется количе¬
ством поступающего песка. Обычно П. п . д . достигают
больших размеров.
Геологам хорошо известны эоловые песчаные образо¬
вания, которые подразделяются
на поперечные, продоль¬
ные и серповидные дюны (по Бэгнольду и Штралеру).
Однако подобные им подводные образования все еще оста¬
ются относительно мало изученными.
таких же размеров,
но с более заметной асимметрией были
подробно нанесены на карту инженерами Службы съемки
р. Миссисипи в 1879 г. За четыре года до этого Партио пи¬
сал о П. п . д . с пологим наветренным
склоном и
крутым
(45°) подветренным. Хайдер (1882) отметил симметричную
рябь гигантских размеров
в
реках, переносящих по руслу
много материала в виде «песчаных волн»; он пришел к вы¬
в оду,
что
уменьшение скорости течения в реках приводит
к образованию «крупной асимметричной ряби».
Дж. X. Дарвин (1883), по-видимому, впервые изучил
это явление на моделях. Рейнольдс (1887) наблюдал за об¬
разованием песчаной ряби, когда проводил эксперименты
с искусственными приливными
течениями на модели эстуа¬
рия.
Он предположил,
учитывая отношение размеров
модели к натуре, что реальные приливные
течения вызовут
гигантскую рябь с волнами длиной около 30 м. Первое
достаточно полное описание действительной приливной
ряби дал Корниш (1901) в обобщающем исследовании
огромных асимметричных песчаных волн, образованных
отливами в эстуариях
и сильными приливными течениями
на морском дне у берегов Великобритании.
Модели были применены еще раз, когда Гилберт на¬
блюдал за образованием и распространением П. п. д. во
время
своего
классического
исследования
пе рен оса дет¬
рита текущей водой. Вслед за Гилбертом Пирс заметил
похожее на П. п. д.
перемещение
по
рекам
с песчаным
дном в период
отлива на юго-западном побережье Америки.
Терминология была предложена Бушером (1919),
назвавшим симметричные формы песчаными волнами,
а
асимметричные формы
—
метарябью. Позднее Кайндл и
Бушер применили следующие термины для более крупных
форм П. п . д., родственных обычным знакам ряби: прилив¬
ные песчаные волны, приливные песчаные гряды, мета-
рябь и крупная рябь. Регрессивные
песчаные волны, или
антидюны,
которые
были си мметричн ы
и
перемещались
вверх по течению, описал Лангбейн, определив их как
«песчаные волны». Термин «песчаная волна» применяется
только по отношению к линейным П. п. д .
Методы наблюдений. Последние достижения в области
звукозондирования способствовали исследованию подвод¬
392

ПОДВОДНЫЕ
ных песчаных
форм рельефа. При обзоре с воздуха можно
т а к же я сно виде ть т аки е образования на сравнительно не¬
большой глубине. В настоящее время при исследовании
атлантической материковой отмели, проводимом совместно
Вудсхолским океанографическим институтом и Геологиче¬
ской службой США, применяется прецизионный самописец
глубин.
При съемке у побережья Великобритании с борта анг¬
лийского научно-исследовательского судна «Дисковери»
в 19 52 —1961 гг.
Страйд и др. проводили эхолотные изме¬
рения. Был получен профиль дна под судном при макси¬
мальной способности прохождения порядка одного метра.
При использовании эхолота-усилителя были выявлены
неровности рельефа морского дна в пределах максималь¬
ного наклонного расстояния 800 м от судна.
Донные осадки. Происхождение песков, составляющих
современные П. п . д.,
различно в зависимости от место¬
положения. Каждый участок характеризуется определен¬
ной геологической историей.
Источником песка в Северном море, Ирландском море,
Бристольском зал. и Кельтском море являются в основном
плейстоценовые
ледниковые
намывные
отложения.
Эти
бассейны были
охвачены
оледенением
одновременно.
В насто ящее время
местные песчаные банки, мысы, пляжи
и
морены составляют большую часть осадков, переносимых
по морскому дну. Одним из характерных примеров яв¬
ляется Доггер-банка
—
реликтовая морена в центральной
части Северного моря; мягкие грунты этой банки размы¬
ваются и
уносятся приливными течениями. Баак отметил,
что осадки р. Рейн также вошли в состав песков Северного
моря во время ледниковых периодов с низким уровнем
воды.
Еще одним источником песков в этом районе является
автохтонный (образовавшийся на месте нахождения) обло¬
мочный известковый материал, скелеты современных мор¬
ских организмов. Ракушечные отложения имеют значение
в заливах на южном берегу Великобритании (согласно
Холму) и вдоль берега Франции, например в бухте Мон-
Сен-Мишель, как указывают Буркар и Буалло. Бертуа
сообщает, что к 3 от этого района (Бретань) осадки почти
целиком состоят из известкового обломочного материала.
Осадки основной части Большой Багамской банки —
это известковые пески и илы, которые покоятся на литифи-
цированном основании того же состава. По краям
банки
песок состоит из
орга ничес ких
остатков
организмов нери-
товой зоны, в то время как в
других местах он состоит боль¬
ш ей част ью из нескелетных зерен криптокристаллического
или оолитового арагонита.
Формы микрорельефа и течения.
Подобно эоловым
песчаным образованиям, П. п . д . принимают форму песча¬
ных гряд или барханов, по-видимому, в зависимости от
количества имеющихся осадков. И другие их характери¬
стики во многих отношениях похожи: асимметричный про¬
филь и крутой склон, указывающий на направление пере¬
мещения, которое происходит вследствие эрозии пологой
наветренной стороны и отложения на крутой подветренной
стороне. Подводные фотоснимки асимметричных песчаных
гряд были сделан ы Уиттардом (1962).
Направление перемещения П. п . д. определяется на¬
правлением самых сильных приливных течений. Страйд
отмечает, что достаточно, чтобы разность между максималь¬
ными скоростями течений при отливе и приливе составляла
0,1 узла, и гряды будут продвигаться. Приливные течения
усиливаются под действием ветровых течений и достигают
наибольшей величины при штормах, усиливающих в свою
очередь сизигийные приливы. В такое
время
они
мог ут
пер ен оси ть
необычайно большие
количества
осадков.
Размеры П. п. д. и песчаных
гряд различны. Кайндл
в
устье р. Эйвон (зал. Фанди) наблюдал приливные песча¬
ные
гряды, гребни которых поднимались до высоты 2,5 м
над подошвой, в то
время как вверх по реке гребни мета-
ряби редко поднимались на высоту более 1 м. Хьюстрем
отмечал асимметричные поперечные песчаные гряды, дви¬
жущиеся вниз по течению по дну глубоководных участков
крупных рек, с амплитудами 0,07—5,58 м и длинами волн
0,6—229 м. Клоэ наблюдал песчаные волны на северной
стороне банки Брейк в Северном море,
высота которых была
0,5-—2 м, а длина 30—150 м. Они ориентированы перпенди¬
кулярно простиранию банки, причем более крутые склоны
их обращены на С, что соответствует направлению течения,
скорость которого достигает 3,2 узла.
Рич (1948) наблюдал гигантские подводные бары и рябь
во время полета над Большой Багамской банкой; многие
геологи подтвердили их наличие. По его определению, на
равнинах Харрикейн подводные бары расположены на
одной линии на глубине 6—7 м и протянулись с В на 3; их
ширина 200—250 м. Им описаны следы ряби значительно
более тонкой текстуры, наблюдавшейся на глубине 7—9 м
к ЮВ от равнин Харрикейн, похожие на «небо с перисто¬
кучевыми облаками», напоминающими чешую («небо ба¬
рашками»). Рич отметил их сходство с некоторыми газо¬
носными
чечевицеобразными палеозойскими
песками
в Огайо.
На краю банок на глубине 2—4 м имеются следы сов¬
местного действия волн и течения. Ньюэлл (1951) также
относит их к системам
параллельных подводных оолитовых
«дюн», простирающихся наклонно через край банки. Он
связал их с сильными отливными течениями.
Иллинг (1954) в каналах между плоскими коралло¬
выми островами в дуге Игзюма наблюдал подводные серпо¬
видные дюны, расстояние между оконечностями которых
30—70 м; выпуклые склоны их обращены к океану. Эти
подводные «барханные» дюны образованы течениями, кото¬
рые имели скорость 2—3 узла и натекали на банки. Так
как их
направление менялось при приливе, то он предполо¬
жил,
что
приливное
те чение
является
более мощным.
Там, где край банок не имел выступающей линии ко¬
ралловых островов, Иллинг наблюдал гигантскую рябь
перемещающегося песка на основных песчаных покровах
или валах в 2—3 милях от края банок. П. п. д . находились
на глубине 3—7 м, приблизительно в 5—16 м друг от
друга имели крутые наружные склоны и располагались
под прямым углом к течению. Так как приливные течения
наименее с ла б ы на пе счаном покрове
и наиболее сильны
в глубоких проливах, Иллинг объясняет формы дюн по¬
стоянством
направления приливного
течения и количест¬
вом имеющегося песка. По-видимому, достаточное количе¬
ство песка является главным фактором.
Рич (1948) отметил, что глубины в районе дуги Игзюма
настолько
небольшие, что
штормовые
волны
постоянно
взмучивают дно, так что любые следы ряби, видимые сей¬
час, должны рассматриваться
как
современные образова¬
ния. Эти формы рельефа не
могут быть унаследованными,
потому что этот район был субаэральным во времена Вискон¬
си на.
В водах,
омывающих
Великобританию,
Страйд
(1963) зарегистрировал волны высотой до 20 м, длиной до
1000 м; длины их гребней в 40 раз больше расстояния между
ними. Самые крупные П. п. д . встречаются вблизи края
материковой отмели. У восточных берегов Великобритании
они обычно имеют 5-метровые амплитуды и длины волн
150 м. При изобилии песка высоты смежных песчаных гряд
одинаковы, при недостаточном количестве песка высота
смежных гребней меняется, например от 3 до 16 м в прол.
Ла-Манш. Очертание гребней песчаных гряд очень ме¬
няется. Прямые гребни обусловлены приливными тече»
ниями с максимальной скоростью в противоположном на¬
правлении, в то время как извилистые гребни обусловлены
приливными течениями, скорость которых приближается
к
максимуму при движении по широкой дуге. В север-
393

ПОДВОДНЫЕ
ной части Ирландского моря и в Бристольском зал.
гребни
почти
прямые. Извилистые гребни встречаются в западной
части
прол. Ла-Манш и в южной части Кельтского моря.
Страйд считает, что распространение П. п. д . ограни¬
чивается грунтами,
по
которым проходят течения со ско¬
ростью на поверхности больше одного узла. По данным
Сейджера, вокруг Великобритании имеются обширные
районы, где скорость приливных течений достигает 1—2
узлов,
и небольшие районы, где она равна 3—4 узлам.
Рис. 1 . Современные пути переноса осадков на дне океана и
большие районы их накопления (заштрихованы) (по Страйду,
1963).
Поверхностные приливы со скоростями более одного узла
выявлены в южной части Северного моря, в поясе шириной
более 100 км у восточного побережья Великобритании и
западного побережья Европы, в прол. Ла-Манш, Ирланд¬
ском море, Бристольском зал. и в южной части Кельтского
моря. По данным Страйда, самые сильные придонные тече-
Чтобы определить скорость движения П. п . д., Рейд
поместил радиоактивное стекло, измельченное до размера
местного песка, на дно мористее восточного побережья
Великобритании. Он установил, что чистый перенос за
3 месяца летом 1957 г. был равен 1,75 км (таким образом,
200 м в сутки) в направлении приливного течения, скорость
ко тор ого
в сизигию достигала 2 узлов, при разности между
скоростью отлива и прилива 1 узел. Большая скорость пе¬
ремещения ожидалась бы зимой, когда течение усиливается
более крупными морскими волнами. Эти скорости, ве¬
роятно,
в10
раз больше скоростей, выявленных на внеш¬
ней материковой отмели, так как те же самые максималь¬
ные скорости течения на шельфе сопровождаются разно¬
стями между скоростями отлива и прилива лишь 0,1 узла.
На рис. 1 показано общее направление перемещения
П. п. д. в районе Великобритании.
Эхолотные измерения, о которых сообщают Страйд и
Бауэрс, показали наличие покровов современных песков
толщиной 30 м в Ирландском море и толщиной 120 м
в Кельтском море. Картрайт и Страйд (1958) наблюдали
случаи, когда перемещение П. п. д. в несколько метров
было бы достаточным, чтобы перенести песок вниз по мате¬
риковому склону, который к Ю от 49° с. ш. изобилует мно¬
гочисленными подводными каньонами, как отмечали Дэй,
Бертуа и Брено.
На рис. 2 приводится еще один пример гигантской
ряби, которая возникла на глубине 35—40 м в Малаккском
прол.
Выводы. П. п . д . в некотором отношении аналогичны
эоловым дюнам, но в то же время и отличаются от них.
Их особенности
можно обобщить следующим образом:
1) передний склон у П. п . д . отлогий, а противопо¬
ложный —
крутой,
соответственно
направлению
отло¬
жения осадков;
2) перемещение П. п. д . происходит путем эрозии ма¬
териала на переднем склоне и отложения осадков на про¬
тивоположном;
3) П.п . д . образуются там, где скорость приливных
поверхностных течений 1—2 узла;
Рис. 2. Схема профиля «песчаных
волн»,
полученного эхолотированием
в
Мала ккско м
прол.
вблизи
банки
Уан-Фатом
(Малайя) (по Виртки, 1961).
ния в прол. Ла-Манш имеют скорости 2, 1,5 и 1 узел соот¬
ветственно на глубинах 100, 140 и 180 м. Пратье показал,
что в прол. Ла-Манш имеется соответствие между круп¬
ностью самых верхних осадков и максимальной скоростью
приливных течений над ними. Так, например, гравий был
обусловлен течениями со скоростью более 2,5 узла, песок —
течениями со
скоростью более 1,5 узла и ил —
те чени ями
со скоростью
менее 1 узла .
Вообще количество переносимо го м атериа ла
является
круто возрастающей нелинейной функцией скорости тече¬
ния. Страйд и Картрайт (1958) считают, что в южной части
Северного моря течение, имеющее скорость 1,5—2 узла,
с отливами и
приливами, скорость которых отличается на
0,1 узла, переносит 4 млн. м3 песка в год по
фронту 70 км .
394
4) направление перемещения определяется по силь¬
нейшему приливному течению. При этом различие
в 0,1
узла может повлиять на изменение направления;
5) образование отдельных
полукруглых П.
п.
д.
(барханов) или продольных
песчаных
гряд
зависит от
к ол ичест ва поступающего песка;
6) амплитуды, длины волн и длины гребней могут
в значительной степени изменяться в
пределах до 20 м,
1 и 40 км соответственно;
7) скорость перемещения,
протяженность гребней
и соответ ственно
амплитуда зависят от местных условий
приливного течения.
МОРИС Л. ШВАРЦ

ПОДВОДНЫЕ
ПОДВОДНЫЕ ПЛАТО
Термин «П. п. »
среди других в какой-то степени про¬
тиворечивых терминов форм подводного рельефа является
наиболее удачным
—
он имеет одинаковый смысл на всех
европейских языках и его определение достаточно ясное:
П.
п.
—
это
«поднятие
морского дна
со
срав нительно
плоской, имеющей достаточную ширину верхней поверх¬
ностью, обычно больше чем на 200 м
возвышающееся
1. Краевые П. п.
Они тесно связаны с матери¬
ковыми бордерлендами,
хотя материковый бордерленд
считается структурой, более выдвинутой в море, а его
поверхность
о чен ь неровной (например, бордерленд Юж¬
ной Калифорнии). Краевые П. п., наоборот, имеют исклю¬
чительно плоскую вершину. Хизен (1959) отмечал сход¬
ство таких П.
п.
с широкой ступенью между верхней
и нижней частями материкового подножия. Менард (1964)
назвал
их
глубоководными
шельфами;
это
название
0
3000
6000
м
0
3000
6000
м
о
100нм
Рис.
1. Характерные разрезы материковой окраины Калифорнии и Мексики; виден бордерленд, изрезанный
сравнительно с ровным окраинным плато (по Учули и Эмери, 1963).
над прилегающими районами» (Зупан, 1903). Есть неко¬
торые разногласия
в
определе нии крае в П . п. Некоторые
авторы считают, что П. п . имеют отлогие, постепенно
переходящие
в другие формы рельефа края, а
другие
представляют их крутыми, резко обрывающимися. Су¬
ществует мнение, что П. п. должно обрываться со всех
сторон. Но многочисленные примеры показывают наличие
у П. п . и асимметричных краев, обрывающихся только
с одной или двух сторон. В настоящее время доказано,
что оба мнения справедливы. В статье в основу класси¬
фикации положено определение с поправкой на различ¬
ный характер краев. Различают следующие типы П. п .
эквивалентно названию «погруженная материковая от¬
мель».
Можно провести
сравнение
между материко
вым
бордерлендом (Южная Калифорния) и
краевым
плато (плато Аргелло); у обоих внешний склон перехо¬
дит или в материковое подножие (бордерленд),
или во
впадину (желоб Седрос) (Учупи и Эмери, 1963) (рис. 1).
2. Срединно-океанические П.
п.
В ли¬
тературе под названием П.
п.
известны
многочи сленные
океанические поднятия, но в данном случае этому термину
следует дать более узкое определение. Так, например,
Телеграфное плато в Северной Атлантике и плато Альбат¬
рос в восточной части Тихого океана, несомненно, пред¬
395

ПОДВОДНЫЕ
став ляет
собой
отдельные части системы срединно-океа¬
нических
хребтов, их поверхности
не такие ровные, как
должны быть у П. п.
Первоначально, по данным несколь¬
ких
промеров,
названные формы подводного рельефа
отнесли к П. п.,
пока не было замечено, что их поверх¬
ность отличается большими неровностями, характерными
для срединно-океанических хребтов. Независимо от мор¬
фологических особенностей, в системе срединно-океани¬
ческих хребтов выделяют: 1) асейсмичные хребты с корой
океанического типа. Эта
кора
сложена породами вулкани¬
ческого происхождения без участия материковых компо¬
нент;
2) океанические подня ти я —
широкие
поднятия
морского дна, обычно менее обрывистые и менее неров¬
ные. Во всех известных случаях поднятия имеют кору
вулканического происхождения,
например Бермудское
поднятие, поднятие Зеленого Мыса (это название более
правильное, чем «плато», так как это поднятие имеет форму
купола), Исландское поднятие и т. д .; 3) собственно сре¬
динно-океанические П. п. ,
которым Хизен дал генети¬
ческое
определение
«микроконтиненты».
С топографи¬
ческой точки зрения
эта сглаженная, плоская поверхность
с
резко обрывающимися краями едва ли может
получить
другое геофизическое объяснение. В некоторых слу¬
чаях П. п. подобного типа — это бывшая суша, поверх¬
ность которой была выровнена под воздействием абразион¬
ных процессов
на небольшой глубине. Во многих случаях
(см. ниже) прежнее положение этой суши
в ы ше уровня
моря
может
быть доказано
геологически.
Ядро таких
П. п . представлено корой материкового типа с меньшим,
чем у океанической, удельным весом, что определяет со¬
хранение их более
высокого
положения
относительно
о кру жающих
районов океанического
дна.
Возвращаясь к формулировке определения по ня т ия
П. п.,
нужно отметить, что топографически как краевые,
так и
срединно-океанические П.
п.
характеризуются до¬
вольно плоскими вершинами, иногда отчетливо наклонен¬
ными и
резко понижающимися в
одну или в разные сто¬
роны.
Согласно геофизическим данным, они характери¬
зуются корой материкового типа (с меньшим, чем у мате¬
риковой' коры, значением мощности), обычно перекрытой
более или менее ровным слоем осадков.
РОУДЗ У. ФЕЙРБРИДЖ
Структура краевых П. п. По-видимому, краевые П. п.
отлич аются о т
материковых отмелей только глубиной и,
вероятно,
являются
погруженным
аналогом
шельфа.
Глубина над краевыми П. п . колеблется от 200 до 3000 м.
В качестве
примера можно привести
плато Блэк к В от
Флориды и плато Кэмпбелл к В от Новой Зеландии. Можно
назвать еще ряд краевых П.
п.
—
банка Поркюпайн
к 3 от Ирландии, краевые П. п . к В от Фолклендских
о-вов,
к
В от района Пернамбуку (Бразилия), мористее
побережья Вьетнама («Сайгонский пляж»,
по Хизену)
в
Южно-Китайском море и несколько П.
п.
к
3от
Австралии (Фейрбридж, 1955).
Плато Блэк. Плато Блэк —
широкая и пло¬
ская структура, протянувшаяся на несколько сотен ки¬
лометров к В от узкой материковой отмели, окаймляющей
Флориду. Рельеф дна этого плато (площадь
около
130 тыс. км2) подобен рельефу дна шельфа. Плато распо¬
ложено на глубине 700—1000
м.
Между м.
Хаттерас
и Большой Багамской банкой материковая окраина воз¬
вышается над плато,
которое ограничивается на В
кру¬
тым
уступом Блэк.
По данным глубоководного бурения и сейсмических
исследований методом преломленных волн был построен
широтный структурный разрез, который свидетельствует
об аналогии геологического строения плато Блэк и Фло¬
ридской платформы. Анализ скоростей сейсмических
волн, надежно измеренных на п-ове Флорида,
и
экс тр а¬
поляция данных, полученных во время бурения до слоев
палеоцена, на
морские районы помогает установить воз¬
растное соотношение слоев, выделенных по сейсмическим
данным вблизи берега. Большой стратиграфический инте¬
рес представляет
тот
факт,
что
эоц еновые
отложения
очень мощные в
прибрежных районах, на плато стано¬
вятся тоньше, а отложения олигоцена на плато утолщаются.
Поскольку границы, определенные сейсмическим
ме¬
тодом, в деталях не соответствуют стратиграфическим
границам, возможны только общие соображения. Граница
мезозойских и третичных отложений на плато Блэк при¬
урочена к интервалам скорости распространения сей¬
смических волн от 2,4 до 3,1 км/с. Скорости порядка
3,8—4,8
и
4,1—4,2 км/с характеризуют карбонатные
породы верхнемелового возраста,
а
скорости 5,1—5,2
и
5,5—6,0 км/с относятся
к
горизонту,
залегающему
вблизи верхней части карбонатных пород нижнего мела.
Подстилающая порода, характеризующаяся горизон¬
тальной скоростью 5,7—6,1 км/с, установлена только
на В вблизи уступа Блэк. Этот фундамент, по-видимому,
образует барьерный хребет меридионального простира¬
ния, опустившийся до глубины ложбины плато Блэк,
заполненной осадками. Структурное сочетание ло жби на—
хребет имеет сходство со
структурой материковой отмел и
вблизи Нью-Джерси.
Крутой уступ Блэк образовался в течение ме л о во г о
периода вследствие роста коралловых рифов, для которых
основанием служит подводный хребет. Позади этого барьер¬
ного рифа произошло отложение карбонатов в заполненных
осадками ложбинах, что дало напластованиям небольшой
западный уклон. Признаки размывов в маломощных
третичных отложениях позволили предположить сущест¬
вование в этом районе сильных придонных течений, предо¬
твративших дальнейшее накопление отложений.
Структурный разрез свидетельствует о
том,
что
плато Блэк представляет собой блок древней материковой
отмели, который непрерывно погружался начиная с конца
мелового периода, но мощные толщи третичных осадков на
нем отсутствуют. Сходство плато с материковой отмелью
далее на С заключается в наличии подстилающей породы
типа гранит, состоящей, возможно, из скальных пород
докембрийского возраста. На самом деле истинный край
докембрийской
материковой
массы
может
находиться
вдоль крутого уступа Блэк.
Сходство Большой Багамской банки и плато Блэк
заключается в том, что на обе эти морфоструктуры нало ¬
жены плиты мощных третичных
известняков. По данным
магнитной съемки, глубина залегания кристаллического
фундамента Флориды и Багамских о-вов различна; более
сильное магнитное поле в районе банки свидетельствует
о более глубоком залегании ее фундамента. Тальвани
(1960) интерпретировал гравитационные ано ма ли и рай¬
она
Багамских о-вов и сделал вывод, что подстилающая
его кора материкового типа мощностью порядка 30 км.
На о.
Андрос (Багамские о-ва) в карбонатах была пробу¬
рена скважина на
глубину более 4,4 км, прошедшая до
известняков
раннемелового возраста,
но
не достигшая
фундамента. Такие мощные скопления известняка сви¬
детельствуют о том, что процесс осадконакопления на
мелководных участках сопровождался непрерывным опу¬
сканием в поздний мезозой и кайнозой. Ньюэлл (1955)
предположил,
что Большая Багамская банка возникла
в
процессе разрастания при аккумуляции коралловых ри¬
фов большого барьерного рифа; такое объяснение не ис¬
ключает возможности погружения
в этом районе. Совре¬
менный рельеф банки, возможно, сложился под
воздей¬
ствием
теплых вод, конвергенции
течений и возможной
396

ПОДВОДНЫЕ
приостановки роста кораллов на плато Блэк в конце ме¬
зозоя. Видимо, усиление в третичном периоде Флорид¬
ского течения и течения Гольфстрим определило разви¬
тие банок
коралловых
рифов и их современное распо¬
ложение. Большая Багамская банка тоже может быть
классифицирована как краевое П. п .
Плато
Кэмпбелл.
Плато Кэмпбелл, нахо¬
дящееся к В от Новой Зеландии, является частью боль¬
шого, относительно мелководного района, включающего
в себя поднятие Чатем и впадину Баунти. Этот район
занимает площадь, превышающую площадь Новой Зелан¬
дии, и лежит на глубине 500—1000 м. В большей части
этой области дно ровное, а в районе поднятия Чатем
есть несколько районов с менее ровным рельефом. По
Куллену (1965), в этих
районах с изрезанным рельефом
обнаружены раннепалеозойские метаморфические сланцы
и
позднетретичные осадочные породы.
Менард (1964)
полагает, что наличие эрозионно-срезанных обнажений
позднетретичных пород почти на уровне поверхности под¬
нятия Чатем можно объяснить только эрозией на неболь¬
ших глубинах и последующим погружением в связи со
сбросовой деятельностью. Тем не менее, например, на
плато Блэк воздействие глубинных течений на подвод¬
ную эрозию
может быть значительным на глубинах порядка
глубины поднятия Чатем.
Тот факт, что плато Кэмпбелл является частью мате¬
рикового
массива Новой Зеландии, подтверждается мощ¬
ностью его коры, равной 20 км. Этот вывод базируется на
данных дисперсии сейсмических волн от землетрясений
(Адамс, 1962).
Хотя о плато Кэмпбелл сведений гораздо меньше,
удалось выявить наличие сходства между его осадочными
структурами,
а
т акже
свя зь
геологического
строения
плато
с
прилегающими материковыми
массивами, что
можно сопоставить с плато Блэк.
Краевое П. п .
к
Вот
Фолклендских
о-вов .
Площадь краевого П. п., занимающего значи¬
тельную
часть
Фолклендского
поднятия,
п римерно
350 тыс. км2. Оно лежит на глубине 2000—3000 м. Топо¬
графия поверхности по разрезу неровная,
и П. п. обычно
обрамляется крутыми уступами, которые отделяют его
от более глубоких океанических впадин.
Предварительная интерпретация сейсмических про¬
филей этого района, полученных методом преломленных
волн, позволяет установить, что в пределах П.
п.
слой
осадков 2—3 км, залегающий на фундаменте со скоростью
6,0 км/с. Этот фундамент материкового типа, возможно,
связан с додевонскими гнейсами и кристаллическими слан¬
цами Фолклендских о-вов. В геологическом строении Фолк¬
лендских о-вов участвуют девонские и пермско-триасо¬
вые осадочные породы. Вполне возможно, что материко¬
вый массив такого геологического строения продолжается
и под краевым П. п . к В от Фолклендских о-вов.
Краевое П.
п.
кВ
от
Пернамбуку
(Бразилия). Краевое П. п. здесь характеризуется
неровной поверхностью рельефа на
глубинах порядка
2000—3000 м и о тде ляе тся от бо лее глубоких океа ничес ких
впадин крутыми уступами.
Это П. п. сос тав ляет западную
часть плато Риу-Гранди и занимает площадь примерно
120 тыс. км2. Его границы не параллельны материковой
окраине, П.'п. представляет собой выступ, возвышающийся
над глубоководной частью дна, отходящий от материко¬
вого склона.
Предварительные интерпретации сейсмических изме¬
рений, выполненных методом преломленных волн, пока¬
зывают, что П. п. подстилается полу консолидированными
и
консолидированными
оса дка ми
мощностью
3,5 км,
лежащими на фундаменте со скоростью 5,9 км/с. Этот
фундамент материкового типа; он является непрерывным
продолжением докембрийского гранитного фундамента,
образующего основную часть Бразильского прибрежного
щита к 3 от П. п. Под слоем фундамента со скоростью
5,9 км/с, на глубине 10—12 км, выявлен слой со скоро¬
стью 7,5 км/с. Этот слой можно отнести к коре океаниче¬
ск ого ти па,
но переход от П.
п.
к
океаническому бас¬
сейну все еще не яс ен . Структурный разрез этого П. п.,
по-видимому,
имеет больше сходства с
разрезом
ма тери ¬
ков ых ск лонов ,
чем с
разрезом океанического дна, тем
не менее такую структуру можно
рассматривать
как
про¬
ме жуточ ную.
Если краевое
П. п . является погружающимся
блоком древней материковой отмели, как в
случае с плато
Блэк, то в
результате такого процесса кора фундамента
этих
структур начинает приобретать переходный характер.
РОБЕРТ Е. ШЕРИДАН
Структура срединно-океанических плато. При прове¬
дении научной дискуссии по терминологии форм подвод¬
ного рельефа выяснилось, что некоторые срединно-океани¬
ческие П.
п.
предпочтительнее
называть поднятиями,
так как точные глубинные промеры выявили значительные
неровности их поверхности. С генетических позиций счи¬
тают, что платформы с плоскими вершинами должны быть
материкового происхождения, хотя механизм их погру¬
жения (растяжение, дрейф, «базификация», «океаниза-
ция» материков и т. д.) все еще до конца не ясен. Кьюнен
(1950) подчеркивает значение этого вопроса: «Проблема
погруженных древних бордерлендов и исчезновение быв¬
ших
террас
—
одна из наиболее значительных в области
геологии и геофизики. Мы не сможем понять основных
ос обе нн ос тей земной
коры,
по ка эта
проблема не будет
разрешена». Эта проблема тесно связана с происхождением
океанов и
материков, с образованием материковой отмели
и
материковых склонов, с явлениями изостазии и эволю¬
цией
геосинклиналей.
В
нас тоящ ее
вр емя
не
следует
полностью отрицать возможность погружения материков
при формировании океанического ложа.
Плато
Кораллового моря и
пла то
Беллона.
Эти два П.
п.
находятся
в
Коралловом
море (между Австралией и Новой Каледонией). Средняя
глубина над обоими П.
п.
1000 м; по-видимому, первое
имеет северный уклон, второе
—
южный. Оба изобилуют
большими коралловыми атоллами. Эти П. п. относятся
к комплексному, или сложному, типу шельфа, т. е. они
не имеют вулканического основания, а сформировались
в процессе медленного опускания материковой отмели.
Для выяснения генезиса таких П. п. большой интерес
представляет наличие рифов, потому что образовавшиеся
коралловые рифы оказываются затопленными при быстром
опускании. При средней скорости опускания 1—10 мм/год
катастрофических нарушений в зарослях кораллов не
происходит.
Меланезийское краевое плато. Про¬
стирается от восточных островов Вера-Крус до банок
к С от о-вов Фиджи и до северной оконечности хребтов
Тонга и
Кермадек и представляет собой равнину, сильно
изрезанную небольшими горстами и грабенами, подобно
материковому бордерленду Южной Калифорнии. Это
плато,
часто
называемое «потерянным Меланезийским
континентом» или «Архео-Фиджи», возможно, имеет мезо¬
зойский возраст. В настоящее время отдельные его вер¬
шины образуют над поверхностью океана несколько от¬
дельных островных
групп (Новая Каледония, Фиджи
и т. д .; см. Юго-западный сектор Тихого океана). По своей
мощности кора Меланезийского плато в основном относится
к
промежуточному квазикратонному
типу. Многочислен¬
ные коралловые банки отмечают более высокие части Мела¬
незийского плато; некоторые банки «затоплены» и в на-
397

подводный
стоящее время не достигают поверхности (например, банка
Алекса). В пределах рассматриваемой акватории встре¬
чаются отдельные вулканы, которые, по-видимому, не
являются атоллами.
Плато
Южно-Китайского
моря.
В Южно-Китайском море от о-вов Сиша (Парасельские)
Рис. 2. Два противоположных района подводных плато (пунк¬
тир). КС
—
изолированные срединно-океанические обрамлен¬
ные атоллами плато Южно-Китайского моря; к Ю—краевые плато
Эксмут Западной Австралии, с несколькими отдельными струк¬
турами
(плато
Уоллаби) (по
физиографической диаграмме
Хизена и Тарп, 1965).
на СЗ до о-вов Нанына на Ю имеется несколько совер¬
шенно
изолированных П. п. Подобно атоллам Коралло¬
вого
моря рифы о-вов Нанына поднимаются над П. п . на
500—1000 м и не имеют вулканических оснований. Южно-
Китайское море можно рассматривать как растянутый
и
погруженный микроконтинентальный блок, поскольку
оно
почти
полностью
окружено
сушей: Юго-Восточная
Азия, о.
Калимантан, Филиппины, о. Тайвань и т. д.
Плато моря Флорес. В окружении зрелых
материковых островов Флорес моря находятся многочис¬
ленные П. п .,
увенчанные большими коралловыми ри¬
фами и атоллами
невулканического происхождения, осо¬
бенно на
о.
Патерностер и
о-вах
Таке-Боне-Роте.
Нет
никаких подтверждений тому, что эти П.
п.
формирова¬
лись
в
результате погружения бывших
материковых
блоков.
Плато
Чагос-Лаккадивское.
Здесь,
в Индийском океане, находится «типичный район» класси¬
ческих
сложн ых
атоллов,
поднимающихся
с
глубины
1000 м.
Гравитационные и сейсмические съемки показали,
что основания этих атоллов имеют материковое происхож¬
дение. Плато Чагос-Лаккадивское одна из самых вытяну¬
тых структур подобного типа на земном шаре, протянув¬
шаяся по дуге более чем на 37° (более 4000 км).
Маскаренское
плато.
Это П.
п.
прот я¬
нуло сь
от Сейшельских
о -вов
до банок Сая-де-Малья и
Назарет, о- вов
Каргадос-Карахос и Маврикий. Южная
часть П. п. имеет
вулка ническо е основание. Райо н Сей¬
шельских о-вов долгое время привлекал внимание нали¬
чием большого ч и с ла
материковых
гранитных
выходов,
которые на основании определений абсолютного возраста
датируются поздним докембрием или ранним кембрием.
С прошлого столетия было признано, что этих данных,
а также топографических данных достаточно для доказа¬
тельства бывших
сухопутных связей между п-овом Индо¬
стан, о. Мадагаскар и Восточной Африкой, т. е. всеми
частями
древнего материка Гондваны (см. Индийский
океан),
РОУДЗ У. ФЕЙРБРИДЖ
См.
также
Асейсмичные
хребты; Атлантический
океан; Индийский океан; Коралловое море; Материковый
бордерленд; Океаническое поднятие; Флорес море; Южно-
Китайское море; Юго-западный сектор Тихого океана.
ПОДВОДНЫЙ АВТОНОМНЫЙ
ДЫХАТЕЛЬНЫЙ АППАРАТ
П.
а.
д.
а.
(СКЮБА — 5е11 Соп!атес1 ШбепуаНег
ВгеаШп^ Аррага1из) позволяет ученым самим проникать
в
царство Нептуна. До недавнего времени
подводный
мир изучали по отдельным экземплярам подводной флоры
и
фауны или на берегу, или на палубе корабля. Затем
поя вил ись водолазные скафандры и подв од ные а пп ар ат ы
типа батистата,
в
которых ученые уже могли проникать
на глубины морей и океанов.
Но передвижение их, есте¬
с твенн о,
ограничивалось громоздкими устройствами для
погружения и п одъе ма,
шлангами воздушного питания
ит.д.
Изобретение П. а. д. а. в
корне
изменило существовав¬
шую
картину. Человек
получил
возможность
свободно
передвигаться в воде в зоне, доступной для исследователя
со стандартным дыхательным аппаратом (от поверхности
до глубины 50 м). В этой зоне до настоящего времени обна¬
руживается незнакомая флора и фауна.
398

ПОДВОДНЫЙ
Изучение тонкой структуры течений, солености, тем¬
пературы, осадочных отложений, ископаемых окаменело¬
стей и биологии моря с тех пор, как сам ученый проник
в толщу воды, значительно облегчилось. Попав в эту
новую для него среду, человек стремится лучше понять
ее, и теперь его можно сравнить с энтомологом, наблюдаю¬
щим насекомых в их естественной среде.
Ученые будущего смогут без вреда для себя погру¬
жаться на глубины, гораздо большие чем 50 м. Экспери¬
менты последних лет, такие, как погружения Ганса Кел¬
лера и американские и французские подводные лаборато¬
рии, говорят об этом.
Наиболее значительна серия опытов, проведенных под
руководством Ж--И . Кусто. Эти опыты знаменуют новый
этап в освоении человеком морского дна. В сентябре 1962 г.
впервые в истории человечества гидронавты Фалько и Ве-
сли, выполняя программу эксперимента «Преконтинент I»,
провели
неделю в подводном
доме,
установленном
на
глубине Юму берегов о. Помег (Марсель). Применение
подводной лаборатории позволило работать по 5 ч в сутки
на глубине 25 м и обходиться без декомпрессии.
Второй этап этого эксперим ен та,
получивший на¬
звание «Преконтинент II», был проведен в июне 1963 г.
На
дне
Красного моря было установлено несколько
сооружений и среди них два подводных дома,
один из
которых («Морская звезда») находился на 10-метровой,
а другой («Ракета») на 25-метровой глубине. Гидронавты,
которые жили
в
«Ракете», совершали длительные по¬
гружения на 50-метровую глубину, продолжительность
которых ограничивалась только запасом воздуха в бал¬
лонах, а о декомпрессии они могли уже не думать.1
Большое значение имеют и опыты Линка, которые
вселяют уверенность
в то, что недалек день, когда иссле¬
дователь сможет
часами
работать на
глубине 100 м.
Проводимые «Дженерал электрик
компани»
(США)
опыты с П. а . д. а., кот орые благодаря специальной пленке
из влек ают
растворенный в морской воде кислород, когда-
нибудь позволят человеку
не
думать о запасе воздуха
в акваланге.
В настоящее время наиболее подходящим для под¬
водных исследований считается П. а. д . а.
—
акваланг,
разработанный Кусто и Ганьяном.
Сейчас акваланг
используется спортсменами-подводниками во всем мире.
Он частично заменяет и тяжелое водолазное снаряжение
при некоторых работах.
П. а. д. а . с замкнутым циклом дыхания. Существует
два типа таких П. а. д. а. В одном используется для ды¬
хания кислород; глубина работы с таким П. а. д. а . не
должна превышать 10 м.2 В П. а. д. а.
вто ро го типа ис поль¬
зуется специальная дыхательная смесь;
они
предназна¬
чаются для погружения на большие глубины. В кисло¬
родном П.
а. д.
а. водолаз дышит чистым
кислородом.
Выдох производится через фильтр с химическим веществом
и
кислород очищается от углекислого газа и водяных па¬
ров,
после чего опять
используется для дыхания.
На
поверхности воды остаются едва различимые следы пу¬
зырьков газа. Такими П. а . д. а .
пользуются подводные
диверсанты. Преимущество этих П. а . д . а . заключается
в том, что одного снаряженного П. а . д.
а. достаточно
для
по груже ния
на
неско лько
часов.
Использование кислородных П. а . д . а. спортсменами
подводниками не рекомендуется. Чтобы работать в них,
нужны специальная подготовка и
контрольные приборы,
которыми обыкновенный любитель обычно не ра спола ¬
гает. Кроме того, работа в этом П. а. д . а. опасна. Продол¬
жительное
пла вание даже
на
глубине, немного
превы¬
шающей 10 м, может вызвать отравление
кислородом.
Так как при проведении научных исследований, в отличие
от
диверсионных целей,
нет
необходимости в скрытых
действиях и нет необходимости очень долго оставаться
под водой (можно подняться на поверхность и взять дру¬
гой П. а. д . а.), то и нет необходимости применять опас¬
ные кислородные П. а. д. а.
П. а. д . а . с открытым циклом дыхания.Такие П. а .д. а.
лучше подходят для научных исследований; их называют
аквалангами. Аквалангист надевает на спину баллон,
наполненный воздухом, сжатым под большим давлением.
Автоматический регулятор, который смонтирован на бал¬
лоне, понижает давление воздуха и подает его через
шланг к загубнику или в маску. Аквалангист дышит воз¬
духом, давление которого равно окружающему. Выды¬
хается воздух прямо в воду и пузырьками уходит кверху,
отсюда и название акваланга
—
П.а.д.а.
с открытым
циклом дыхания, так как воздух после вдоха выбрасы¬
вается прямо в воду и вторично не используется.
Чем больше объем баллонов, тем больший запас
воздуха можно взять под воду, но и тем больше вес бал¬
лонов. Наиболее распространены баллоны такого объема,
запас воздуха в которых позволяет проработать под во¬
дой один час. Длительность пребывания под водой, кроме
того, зависит от глубины и дыхательных способностей
пловца (его тренированности).
Считается, что для аквалангистов безопасно погру¬
жаться на глубину до 40 м. Это не мало, так как даже
первые 10 м водной толщи представляют для исследователя
большой интерес. На такой глубине можно оставаться
несколько
часов.
По мере увеличения глубины время
нахождения на ней сокращается, а на
глубине 40 м аква¬
лангист не может оставаться более 5 мин. Однако опыт¬
ный аквалангист может опуститься на короткое время
и на значительно большую глубину. Но подниматься на
поверхность ему придется уже постепенно, делая деком¬
прессионные остановки.
Кроме акваланга, подводному пловцу для защиты
от холода необходим гидрокостюм. Обыкновенно это так
называемый «мокрый» костюм из пористого
неопрена.
Кроме этого, необходим пояс с
грузами, нож, компас,
глубиномер, часы,
спасательный
жилет.
Аквалангист
может буксировать за собой по поверхности небольшой
надувной плотик, в
котором находятся инструменты или
вз ятые
образцы. В месте
погружения должен быть уста¬
н о в л ен флаг, предупреждающий местный водный транс¬
порт.
В последнее время появилось множество вспомогатель¬
ного оборудования: металлоискатели, приборы для под¬
водной
геологоразведки, подводные скутеры, устройства
для буксировки аквалангистов, малогабаритные спаса ¬
т ельн ые
приспособления, подводные съемочные камеры,
средства
связи,
портативные
гидролокаторы
и
целый
ряд других. Чтобы понять, что такое плавание с аквалан¬
гом, надо самому это испытать. Аквалангист может почти
без всяких усилий «парить» под водой и
одновременно
вести
непрерывные наблюдения. Он может быстро менять
место наблюдения, следить за перемещающимися объек¬
тами, работать с имеющимися
при
нем
приборами, он
даже может делать зарисовки, пользуясь специальным
блокнотом.
в
Другим вариантом П. а. д . а.
является та к н азыв ае¬
мый аппарат «Хукэ». Он состоит из компрессора, уста¬
новленного на поверхности или в подводном доме, и длин¬
ного
шлан га,
по
которому водолазу подается воздух.
Шланг подведен к легочному автомату П.
а. д.
а.; сам
компрессор вместе с соединительным шлангом выполняет
функцию баллона со сжатым воздухом.
Водолаз может
оставаться под водой много часов подряд, ему нет необхо¬
димости подниматься на
поверхность для замены баллона
с
воздухом. Аппарат «Хукэ» особенно часто
используют
для подводных археологических работ или других на¬
учных наблюдений.

ПОДЪЕМ
Существует еще один тип П. а. д . а.
—
это аппарат
с
полузамкнутым циклом дыхания. Этот аппарат предназ¬
начен для глубинных работ, он более совершенен, но им
могут пользоваться только опытные аквалангисты.
3
П.а.д.а.
открывают новые возможности для совре¬
менных научных наблюдений и взятия образцов на аква¬
ториях с небольшими глубинами. Следует признать, что
не существует полностью удовлетворительных искусствен¬
ных условий, таких, как аквариум, чтобы воспроизвести
настоящие подводные условия. Действительно, при жела¬
нии создать близкий к реальной жизни хотя бы один ис¬
кусственный риф со всей
его
биологической жизнью,
необходимо воссоздать течения, глубину, биологические
вза имосвязи и м ноги е
другие факторы. Поэтому погру¬
жения под воду в реальных условиях незаменимы.
С помощью тралов или драг можно поднять на поверх¬
ность
неповрежденные морские организмы.
Однако этот
метод дает лишь незначительную, весьма
ск удную инфор¬
мацию о связи морских организмов со средой их обитания.
Еще менее удачны попытки взятия образцов с твердых
донных пород. Это осложняется и тем, что условия морской
среды мен яются:
на рифе —одни, на отмели
—
другие,
у дна на больших глубинах
—
третьи. Трудно связать
морскую фауну или флору с геологическими
структурами,
когда со дна
на
поверхность слепо
поднимают образцы
(например, дночерпателем или драгой).
Естественно, П. а. д. а . не могут заменить планктон¬
ные сети,
пробоотборники, электронные приборы. Однако
аквалангист может в своей работе использовать удиви¬
тельно большое количество обычных океанографических
устройств
—
сюда относятся малогабаритные устройства
для взятия проб, такие, как батометры, сети, трубки,
портативное электронное оборудование и,
безусловно,
теле-
и
кинокамеры.
Плавание с П. а. д. а.
доступно
не только молодым
здоровым атлетам. Многим аквалангистам больше 60 лет.
Для того чтобы стать аквалангистом, необходимо иметь
здоровую систему кровообращения и дыхания,
любить
воду, кроме того, необходимо пройти курс подготовки
к плавайию под водой с П. а. д. а . Плавание под водой
сП. а.д, а. таит меньше опасности, чем езда на автомобиле,
катание на лыжах; безопасность плавания под водой
зависит от самого аквалангиста.
ЮДЖИН к. ПАРКЕР
Прим. ред.
1
В СССР «обживание» морского дна нача¬
лось летом 1966 г.
у берегов Черного моря (эксперименты
«Ихтиандр» и «Садко»). В этих экспериментах проводились
медицинские и ок еанолог ически е
исследования.
В 1967
и
1969 гг .
были проведены эксперименты «Садко-2» и
«Садко-3»; в последнем гидронавты
в течение двух недель
жили и работали на глубине 25 м. Начиная с 1968 г.
рабо¬
та ли подводные лаборатории «Черномор» и «Черномор-2»
(глубина 15—25 м).
2
В СССР такие П. а. д. а. называются кислородными
и изолирующими дыхательными аппаратами. При огра¬
ниченном времени погружения (до 20 мин) в них можно
нырять
на
20-метровую
глубину.
3
П.а.д.а.с
полузамкнутым циклом дыхания исполь¬
зовались при подготовке эксперимента «Силаб-3». Из-за
гибели одного из водолазов,
использовавших эти дыха¬
тельные аппараты на глубине 180 м, этот эксперимент
был прекращен (см.
та кже
Вессьер Р. Человек
и подводный мир. Л ., Глдрометеоиздат, 1971; Д а г е н Д.
Человек в подводном мире. М., «Мысль», 1965).
ПОДЪЕМ ГЛУБИННЫХ ВОД — см.
Апвеллинг.
ПРИДОННЫЕ ОКЕАНИЧЕСКИЕ
ТЕЧЕНИЯ
До недавнего времени океанографы придерживались
т ого мнения, ч то
в океанах на больших глубинах нет
сильных течений. Поэтому геологи считали окаменелые
следы струйчатости безошибочным признаком мелководья.
Вюст (1933) на основании анализа потенциальной темпе¬
ратуры предположил, что в Южной Атлантике есть отно¬
сительно сильные П. о. т. Позже по динамическим расче¬
там Вюст (1955, 1957) определил их максимальную ско¬
рость
—
10—15 см/с. К этим новым результатам, полу¬
ченным путем различных приближенных расчетов, но
не
подтвержденным прямыми измерениями таких течений,
сперва относились с некоторой осторожностью.
С появлением глубоководных фотокамер с многократ¬
но й экспозицией (конец 40-х годов) удалось получить
фотографии дна абиссальных глубин, на которых наряду
с многочисленными следами бентосных животных и расти¬
тельных
организмов (следы зарывания, бугорки отло¬
жений
раковин,
ост ат ки
п рикр епле нных
и
подвижных
организмов) часто видны следы струйчатости и промоин.
За последние годы прямые измерения течений (поплав¬
ками
нейтральной плавучести, заякоренными измерите¬
ля ми
течений, измерителями придонных течений) под¬
тверждают наличие довольно
силь ных
и
непостоянных
(4—40 см/с) течений на больших глубинах, способных
переносить все взвешенные частицы. Поэтому, по-видимому,
правильно считать следы струйчатости и промоин
на
глубоководном дне достаточным основанием для доказа¬
тельства существования П. о . т .
П. о . т. можно определить на фотографиях дна по
характерным прямым признакам
—
следам струйчатости
(песчаной ряби), размыва (промоин), линейной структуре
течения —
и
по
косвенным
признакам
—
участкам обна¬
жений, крупным обломкам горных пород. Следы струйча¬
тости могут быть асимметричны, симметричны, иметь
продольное или поперечное направление или форму полу¬
месяца. Часто следы струйчатости могут пересекаться,
указывая на быструю смену направлений течений, создав¬
ших волнистость. Длины
волн
обычно колеблются от
10 см до нескольких метров, а амплитуда обычно изме¬
няется от едва заметной до 20 см. Но, как правило, ампли¬
туда 20 см не типична. Промоины вокруг скал или других
твердых образований хорошо различимы. Там, где ско¬
рость П. о. т . очень большая, крупные обломки породы
встречаются во впадинах; иногда они заполняют «скаль¬
ные гнезда».
Из тысяч фотографий, сделанных на вершинах
и скло¬
нах подводных возвышенностей, более 3/4 содержат пря¬
мые доказательства существования П. о. т. в соответствии
с одним или несколькими признаками, указанными выше.
П.о.т.
характеризуются резким изменением направле¬
ния. Часто на фотографиях, следующих одна за другой,
наблюдается чередование участков песчаной ряби с уча¬
стками обнажений, переход от невозмущенного ила к пес¬
чаной ряби и наоборот; последнее предполагает
только
местное влияние П- о . т . Действие П. о. т. на подводных
возвышенностях
распространяется до глубины 5000 м.
Илистые
осадки
на
подводных
горах
обычно
размы ¬
ваются, даже
на их вершинах (подводная гора Дация).
400

ПРИДОННЫЕ
П.о.т.
у вершин крупнейших подводных хребтов,
определенные по фотографиям, подобны П. о. т .,
кото рые
наблюдаются на подводных
возвы шеннос тях.
Несколько глубоководных зон разломов,
пересека¬
ю щих срединно-океанический хребет в экваториальной
Атлантике, образуют пороги, влияющие на циркуляцию
вод. На фотографиях зоны разлома Вема (глубина 5100 м)
и зоны разлома Романш (глубина 7498 м) видны изрезан¬
ные склоны и выступы дна. Эти зоны разломов образуют
пороги (Вюст, 1936), ограничивающие проникновение
придонных вод из западной котловины Атлантики в во¬
сточную, и, таким
образом, фотографии отражают харак¬
тер циркуляции вод на больших глубинах.
Фотографических данных наличия П. о . т.
на дне
океана довольно мало. С увеличением глубины и сменой
глобигеринового ила глубоководной красной глиной
на дне наблюдается уменьшение количества живых орга¬
низмов. Тонкозернистая структура донных осадков ска¬
зывается на
форме норок и ходов.
Марганцевые конкреции,
часто видимые на фотогра¬
фиях самых глубоководных районов океана,
обычно
являются признаком размыва (промоин) дна.
На фото¬
графиях семи фотостанций,
выполненных вдоль оси рас¬
пространения
антарктических
придонных вод к ЮВ от
Бермудских о-вов, видны промоины вокруг марганцевых
конкреций на глубине более 4500 м .
Конкреции форми¬
руются в первую очередь в районах слабых или умерен¬
ныхП.о.т.
Очень хорошо развитые структурные линии П. о. т.
видны на фотографиях станций на абиссальной равнине
(глубина 4900 м) в Индийском океане примерно в 100 ми¬
лях к ЮВ от о. Реюньон. Эти линии образованы преиму¬
щественно отложениями материала П. о . т., обтекающими
твердые выступы дна. На фотографиях того же района
есть также и
поперечные асимметричные следы струйча-
тости, что подтверждает образование линейности донных
осадков за счет П. о. т.
Очень хорошо развитые продольные следы струйча-
тости видны на фотографиях станций на Мозамбикской
абиссальной равнине (глубина 4800 м). Наличие промоин
и
структурных линий П. о. т.
подтверждает существова¬
ние северного течения, параллельного песчаным следам
струйчатости. Непосредственно перед остановкой судна
для выполнения этой станции эхограмма фиксировала
запись гиперболического вида, касательную к ровной
поверхности ложа океана.
Выходы пород и промоины видны на фотографиях,
сделанных на
крутых склонах глубоководных желобов
Пуэрто-Рико, Тонга и Кермадек.
Наличие П. о. т. на глубине более 200 м, по-видимому,
менее обычное явление, чем на подводных возвышенностях
и других значительных поднятиях дна. На большинстве
фотографий материкового склона видны
промоины,
вы¬
ходы скальных пород древних отложений, следы струйча¬
тости и линейность донных осадков, вызванная П. о . т.
На фотографиях плато часто видны следы струйча¬
тости и
промоины. Большая часть плато Блэк к В от юго-
восточного побережья США размыта.
Следы П. о. т. очень редко обнаруживаются на мате¬
риковом подножии, и поэтому районы материковых под¬
ножий, находящихся под действием П. о. т ., представляют
большой интерес. На подавляющем большинстве фото¬
графий фотостанций на материковом
подножии
видны
следы, оставленные трубчатыми червями, и бугорки отло¬
жений раковин. Организмы здесь менее обильны, чем на
материковых склонах, но
трубчатые черви и подвижные
организмы встречаются часто.
П. о. т . Южной Атлантики показаны Бюстом вместе
с фотографиями дна на рис.
I
Фотографии, на
которых
видны следы Г1. о . т., сделаны в районе антарктического
П.о.т.
ЭтоП.о.т.
достигает скорости, превышающей
15 см/с вдоль материковой окраины у побережья Брази¬
лии и Аргентины. Эти величины получены по динамиче¬
ским
расчетам и,
возможно,
являются
мин имал ьным и
из-за сравнительно большого расстояния
ме жду гидро¬
логическими станциями. Как указывал Вюст (1958), воз¬
можно, что н а вычисленные
скорости П. о . т.
нак лады ¬
вают ся
еще
приливные
скорости
порядка 5—10 см/с.
Следовательно, скорости антарктического П. о . т.
могут
достигать 20—25 см/с. По фотографиям установлены ли ¬
нейность донных осадков,
песчаные сл ед ы струйчатости
и
промоины позади скал,
вызванные П. о. т. ,
скорость
которого соответствует скорости, подсчитанной Бюстом.
На фотографиях пяти фотостанций на материковом под¬
нож ии
Аргентины видна как линейность донных осадков,
вызванная
П. о. т.,
так
и
промоины
вокруг выходов
скальных
пород. На одной станции на
материковом под¬
ножии
Бразилии были сфотографированы следы струй¬
чатости —
гребни больших песчаных дюн.
Эхограмма,
сделанная перед станцией, показала наличие сглаженного
дна с высотой валов
примерно 20 м и расстоянием между
ними 1 км.
Внешний хребет у юго-западного побережья США
является
своеобразной структурой
—
он сложен осадоч¬
ны ми
породами. Океаническое ложе проходит непосред¬
ственно под этой формацией без проявления какого-либо
структурного влияния. Возможно, что
хребет был создан
осадками, перенесенными по ложу океана П. о. т . Про¬
моины, линейность донных осадков, вызванная П. о. т.,
ориентированная на Ю, и встречающиеся симметричные
и
асимметричные песчаные следы струйчатости, найден¬
ные на вершине и восточной стороне хребта, так же как
и более длинные песчаные волны, видимые на
эхограмме,
записанной около вершины хребта, свидетельствуют о том,
что
хребет все еще находится в состоянии формирования
осадками, переносимыми с С на Ю западным пограничным
П.о.т.
Сильные П. о . т . обнаруживаются в проливах между
островами и материками. Фотографии дна и склонов про¬
ливов Флоридского, Гибралтарского, Дрейка
и главных
проливов Курильских и Малых Антильских о-вов под¬
тверждают наличие очень сильных П. о . т .
Глубинные воды Средиземного моря, скорость кото¬
рых в Гибралтарском прол. достигает 100 см/с, прослежи¬
ваются далее как четко выраженный слой, распространя¬
ющийся через восточную часть Северной Атлантики на
глубинах 1000—1250 м. Песчаные следы струйчатости на
фотографиях материкового склона западнее Гибралтар¬
ского прол. (глубина 1100 м) связывают с прохождением
глубинных вод Средиземного моря вдоль материкового
склона.
Хорошо развитые, асимметричные следы струйчатости
с небольшими гребнями были сфотографированы на глу¬
бине 860 м во Флоридском прол. Было установлено,
что
П.о.т.
южного
направления имеет скорость между 10
и 60 см/с.
На фотографиях фотостанций в северной части прол.
Дрейка обычно видны следы струйчатости фестончатой
формы и формы полумесяца с небольшими гребнями и
иногда скальные карманы. По этим
признакам здесь были
определены сильные восточные П. о. т.
На фотографиях
дна центральной части пролива
ви д ны нагромождения
и
возвышения,
говорящие об
относительном
обилии
бентосной фауны; признаков существования П. о . т . не
обнаружено. Перенос воды через прол. Дрейка должен
быть значительным. С помощью фотографий доказано, что
высокие скорости бывают очень близко ко дну. Такое
положение не вытекало из более ранних исследований.
На материковом подножии Антарктиды, к 3 от Земли
Грейама,
наличие
П.о.т.
доказывается линейностью
т

ПРИДОННЫЕ
Рис
1. Придонные течения и их следы, обнаруженные на фотографиях дна (по Вюсту, 1957). Контурные кружки
—
станции, где течения не зафиксированы. Сплошные кружки
—
с ле ды размы вов,
линейных течений и знаков ряби.
Результаты, полученные на шельфах и подводных горах, не приводятся. На фотоснимках в прол. Дрейка, выпол¬
ненных на «Элтайнине», видны придонные течения, не указанные стрелками.
1—
северные течения (см/с;) 2 — южная
составляющая;
3—
направление Стечения,
вычисленное
по
значениям
потенциальных температур; 4 — оси течения.
донных осадков
и
слабыми промоинами вокруг выходов
пород. Такая линейность и промоины наблюдались на
глубинах, достигающих 4000 м.
Глубоководные пески и илы .
Глубоководные пески и
илы можно разделить
на
три
легко
различимые группы
(рис. 2); мутьевые, наносные (аккреционные) и остаточ¬
ные.
Мутьевые пески и илы,
формирующиеся донным
переносом продуктов разрушения при катастрофических
явлениях, характеризуются сортировкой по крупности
и имеют хорошо развитые первичные структуры. Осадки
мутьевых
потоков отлагаются на
участках материкового
подножия (особенно вблизи подводных каньонов) и повсе¬
местно
на
абиссальных равнинах.
402

ПРИДОННЫЕ
Наносные пески состоят из раковин
пелагических
организмов, частиц вулканического
и эолового
происхо¬
ждения и частиц, принесенных льдами и течениями и отло¬
жившихся во
вр емя
и после их напластования. В высоких
шир от ах преобладают приносимые льдами частицы, в низ¬
ких
широтах
—
частицы органических остатков.
Отло¬
жения наносных песков имеют как резкие,
так и посте¬
пенные переходы
от одного слоя к другому. Форамини-
феровые пески и часто ледниковые пески, а также пески
с
вершин подводных хребтов, возвышенностей и других
крупных форм рельефа почти полностью относятся к этой
группе.
ческого хребта
—
на склонах подводных ущелий и глубоко¬
водных обрывов.
Скорости П. о . т., определяемые структурами глубоко¬
водных отложений. Поперечные напластования, образуе¬
мые П. о. т. в песках и илах, наблюдались в кернах, полу¬
ченных со дна глубоководных океанических котловин.
Можно определить минимальные скорости П. о . т ., необ¬
ходимые для образования следов струйчатости, промоин,
косой слоистости и
других признаков П. о. т., обнаружи¬
ваемых на
фотографиях и в кернах, если точно известны
критические скорости переноса частиц. Изучение переноса
осадков проводилось только для речных потоков. Суммар-
ГЛУБОИОВОДИЫЕ ПЕСНИ
Наносные (аккреционные)
Турбидиты (мутьевые)
Остаточные (развеянные
или без развеивания)
Развеянные органические_
вещества
Пелагические органы змо!
(фораминиферы. птеропоЗы,
мшанни и т.д .)
Неорганические
Органы-
'(обычно развеянные) чесние
Неоргани- Продукты
-
ческие
механического
разрушения
и размыва
►
Продукты
-
химического
распада
Продукты
тектонического
раздробления
Оса дки,
Эолово-
транспортируемые пустынные
плавучим льдом
Тефра Неорганические осадки
(марганцевые микрокон¬
креции и др.)
Рис. 2. Генетическая классификация глубоководных
песков и илов.
В определенных районах океана значительные выпа¬
дения органических остатков почти не потребляются дон¬
ными
организмами.
Один район такого выпадения
—
Ворцель-Аш
—
был обнаружен к 3 от Центральной и
Южной Америки. Анализ колонок грунта показал, что
их слой здесь в несколько раз толще, чем в
других райо¬
нах, и обнаруживает хорошо развитую косую слоистость,
указывающую на существование какого-то придонного
переноса частиц после первичного отложения осадков.
Остаточные пески являются неотделимыми продук¬
тами химического распада или механического разрушения
подстилающей породы. Их отложения формируются на
месте образования без существенного переноса. Остаточ¬
ные пески плохо сортированы,
обычно в них отсутствуют
ил и частицы диаметром
менее 0,2 мм. Большая часть легко-
разрушающихся
минералов
полностью
видоизменяется
и распадается, оставляя остаточные отложения наиболее
устойчивых минералов и продуктов разрушения, харак¬
терные для замещающих пород. Отсутствие тонкозерни¬
стого материала в остаточных песках подтверждает суще¬
ствование значительных П. о . т., так как
при выветрива¬
нии породы надо ожидать появления по
крайней мере
мелких
обломков, а отложения обычно
не
перекрыты
напластованием частицы на частицу. Остаточные
пески
встречаются
в зонах разломов Романш, Вема (Атлантика,
11° с. ш.)
и во впадине Вема (Индийский океан, 9° ю. ш .),
а также, возможно, и в других местах срединно-океани -
ные выводы из таких наблюдений даются на рис. 3 . Эти
результаты могут служить только первым приближением,
так как условия переноса осадков на морском дне сильно
отличаются от условий их переноса
на
речном дне. Уве¬
ли чени е
скорости переноса осадков с уменьшением сред¬
него размера зерен песка, указанное Хьюлстремом на его
классической кривой (1935), недостаточно обоснованно,
и реальность этого положения находится под сомнением;
это положение с уверенностью можно распространить
лишь на
илы и лютиты (частицы диаметром меньше
0,02 мм).
Для переноса частиц размером 0,02 мм требуется ско¬
рость 4 см/с в соответствии с экстраполяцией кривой Мевиса
и б см/с в соот ветствии с
интерполяцией данных Хьюл-
стрема. Для переноса частиц размером 0,2 мм нужна ско¬
рость 10 см/с по Мевису и 20 см/с по Хьюлстрему.
Если глубоководные частицы диаметром меньше 0,02 мм
будут менее вязкие, чем глины, использованные в экспе¬
рименте по переносу, на которые ссылается Хьюлстрем,
то скорости, необходимые для переноса глубоководных
илов и лютитов, могут быть ближе к экстраполированной
кривой Мевиса.
Для того чтобы точно определять скорость П. о . т .
по характеристикам отложений, нужны предварительные
опыты. Следы П. о. т.
час то
видны
на
дне,
покрытом
глобигериновым илом, материале со средним размером
частиц примерно 0,4 мм. Для переноса частиц такого раз-
403

ПРИДОННЫЕ
Скорость
Рис. 3. Зависимость переноса, эрозии и отложения придонного материала от скоростей течений.
Кривая_"еР?НОр^
дна) определялась Невином (1946) и была
экстраполирована для условий дна введением
рующая кривая совпадает с кривой Мевиса и др. (1935). Для частиц размером <0,2 мм существует
значительная
нео р
д еле ннос ть.
^
.
_
*
К сивые*
1 — Озен (0° С. соленая вода); 2 — Озен (16° С, пресная
вода); 3 — Руби (0 С,
со лена я
вода); 4 —
Руби
(16° С пресная вода); 5 — Импэкт (16° С, пресная вода); 6—Стокс (16° С, пресная вода); 7
Хьюлстрем; 8
турбу-
*
лентный режим; 9 — ламинарный режим; 10 —
перенос; 11 — по Хьюлстрему.
Коивые А Б—переноспоНевину(А—5°С,Б
—
10° С). /
—
лютит; 11 —
мелкозернистый ил; III —
среднезернис¬
тый ил; IV — крупнозернистый ил; V — очень мелкозернистый песок;
1//—мелкозернистый
среднезернис¬
тый песок; VIII —
крупнозернистый песок;
IX — мелкий гравий; X — средний гравий.
мера необходима скорость П. о . т . по крайней мере 15 см/с.
Для образования песчаных следов струйчатости, видимых
на многих фотографиях, необходима более высокая ско¬
рость.
Если относительно критической скорости П. о. т .,
необходимой для переноса осадков на морском дне, име¬
ются некоторые сомнения, то относительно минимальной
скорости переноса (скорости осаждения) сомнений не
существует. Известно, что, будучи сдвинуты, частицы
диаметром 0,02 мм не остановятся до тех пор,
пока ско¬
рости не уменьшатся до 0,03 см/с, а частицы диаметром
0,2 мм не остановятся до тех пор, пока скорости не будут
меньше 2 см/с1.
Последние исследования в океанографии предпола¬
гают, что даже на самых больших глубинах скорости
П. о. т ., превышающие те, которые требуются для отложе¬
ния
илов,
являютс я обычными.
Таким образом,
ч асто
встречающуюся
в
колонках
грунта,
взятых с больших
глубин,
слоистость ила можно объяснить переносом
ила
П. о. т.2
ЧАРЛЗ Д. ХОЛЛИСТЕР, БРЮС ХИЗЕН
404

ПРИЛИВЫ
Прим, ред.1 Связь П. о. т . с геологией донных осадков
более
подробно изложена в
монографии В. П. Зенковича
«Основы учения о развитии морских берегов». (М., Изд-во
АН СССР, 1962).
2
Существование П. о. т., доказанное инструменталь¬
ными
методами,
привело
к
пересмотру представлений
о
природе циркуляции вод Мирового океана (см. Сто м -
мел
Г. Гольфстрим. М., Изд-во иностр. лит-ры, 1963).
ПРИЛИВЫ
Ритмичный суточный или полусуточный подъем
и
спад уровня моря
называется П. Где бы вдоль берега ни
были замечены
колебания уровня воды или
приливного
МВ
МВ
Рис. 1 . Часть идеализированного Мирового океана, обращен¬
ная в сторону Луны, притягивается сильнее, чем твердое тело
Земли, а противоположная
част ь
—
слабее. В результате обра¬
зуются два приливных горба с зоной впадины между ними.
В таком океане в полярных районах формируются суточные
приливы, а на экваторе
—
по лусуточные .
ПВ—
полная
в ода;
МВ—
мал ая
вода .
регулярно, чтобы их можно было
п ред сказ ать
на месяцы
или годы вперед. Каждое утро ночь сменяет день; Луна
регулярно проходит через все фазы от
новолуния до
полнолуния и наоборот; лето и зи ма сменяют друг друга.
Эти явления вызывают другие, почти периодические:
розы вероятнее зацветут летом, чем зимой; снег вероятнее
всего
выпадет зимой. Нельзя, однако, предсказать на
год или на
10 лет
вперед,
в
какой день зацветут розы
или выпадет снег. Но П. можно предсказать: какова будет
их величина и в какое время дня уровень воды будет
высоким, а в какое — низким.
П. связаны с физикой солнечной системы, в частности
системы Солнце—Земля—Луна (рис. 1).
Природа П. П.
—
это волны;
тип ичн ый
период
этих
волн
составляет 12 ч 25 мин (43 000 с), а их длина
—
половину окружности Земли (приблизительно 12 600 миль).
П. регистрируются как изменения уровня моря и связы¬
ваются с движениями, которые называются приливными
течениями.
Высоты и величины
П. Общее изменение
уровня моря
в течение суток может достигать лишь не¬
скольких сантиметров, как, например, вдоль побережья
Средиземного моря и у многих тропических островов
Тихого океана. Вдоль берегов материков, обращенных
к океанам, суточные величины приливов (разность уров¬
ней соседних полной и малой вод) составляют обычно
120—300 см. Некоторые районы известны исключительно
большими величинами ГГ: в зал.
Фанди (между п-овом
Новая Шотландия и материком) величины П. достигают
18 м. На южном берегу Северного моря, вдоль Тихоокеан¬
ского побережья Аляски и на северо-западном побережье
Австралии величины П. часто достигают 6 м (рис. 2).
Рис. 2. Средние
величины сизигийных
приливов
на земном шаре.
1) 0,10
—
1м;2)1—2м;3)2-4м;4)более4м.
течения, ритмический характер этого изменения поражал
воображение наблюдательного человека.
Обороты и фразы,
включающие слова «прилив»
и «отлив», то и дело встре¬
чаются в поэзии и фольклоре многих морских
стра н.
Кроме того, объяснение и предсказание П. было одним
из самых ранних научных достижений человека; Леонардо
да Винчи сделал одну
из
первых таких попыток.
Только несколько явлений в
природе являются дей¬
ствительно циклическими, т. е. повторяются достаточно
В течение суток может наблюдаться одна полная и
одна малая вода (суточный П.)
или две полные и две малые
воды (полусуточный П.) (рис. 3). Две полные и две малые
воды каждые сутки могут быть неодинаковыми по вы¬
соте *. Вдоль Атлантического побережья США каждые
*
Под высотой П. понимают положение уровня в данный
момент над
каким-либо другим уровнем,
условно принятым за
нуль,
например
над средним уровнем,
нулем рейки и т. д.
—
Прим, ред.
405

ПРИЛИВЫ
сутки бывают две почти одинаковые по высоте полные
воды и две почти одинаковые малые воды. Но вдоль Тихо¬
океанского
побережья последовательные полные (и малые)
воды обычно не равны друг другу
ив
некоторые дни фак¬
ти чес ки
можно
наблюдать лишь одну
по лную
и
одну
м алу ю воды.
Поэтому н а зап адном побережье суточное
неравенство (разность высот последовательных полных
вод) достигает большой величины.
больше, а высота малой воды — немного меньше, а затем
ве личин а
уменьшается снова.
Максимальные величины
наблюдаются примерно каждые 14 дней. Когда величина
оказывается наибольшей, П. называют сизигийным, когда
наименьшим —
квадратурным.
Величина П. заметно меняется в различные сезоны,
особенно
в
местах
с большим суточным неравенством.
Максимальные величины, обычно связанные с самыми
ИШ3
Рис. 3 . Типы приливов на земном шаре.
1 —полусуточный прилив, отношение главных составляющих
1
=
0,25; 2 — смешанный прилив с
преоб-
М2“р02
1_
0,25 4-1,5; 3 — смешанный
прилив
с
преобладанием суточного,
^=
>->2
Мо4-о*
ладанием полусуточного,
М2+
.
1,5 4-3,0; 4 —суточный прилив,
> 3,0.
М2
02
Как время наступления, так и высоты полной и малой
вод меняются каждый день. Из-за того, что полная вода
наблюдается через 12 ч 25 мин, она наступает каждый день
примерно на 50 мин позже, чем в
предыдущий.
Величина П. тоже меняется каждый день. Примерно
в течение недели высота полной воды становится немного
а)
б)
Полночь
Полде нь
Полночь Полночь
Полде нь
Полночь
I
1
1
1
1
I
1
1
1
1
-5
Рис. 4. Суточные приливы в портах США. Гавань Брейкуотер
(а) находится на восточном берегу, зал. Гумбольдта (б) — на
западном. Более значительное суточное неравенство наблюдается
в зал.
Гумбольдта, особенно во время солнцестояния (декабрь).
^
—
средняя малая вода; 2 —
средний из минимальных уровней
малых вод.
высокими полными водами и с самыми низкими малыми
водами, наблюдаются в периоды солнцестояния
—
в июне
и
декабре. Это также время
максимального
суточ ного
неравенства. В течение весны и осени, в
периоды равно¬
денствия,
суточное
н ера ве нс тво достигает
минимума
и
величины близки к
ср едн им
за год. Типичные приливо-
отливные
циклы на западном
и
восточном
побережьях
США в районе около 34° с. ш.
предст авлены
на
рис.
4.
«Стадия» П.,
такая, например,
как
полная
вода,
появляется
неодновременно во всех точках береговой
линии.
Вдоль Тихоокеанского побережья США каждая
стадия как бы «движется» на С вдоль берега; в порту Таун¬
сенд (штат Вашингтон) полная вода появляется на 6—
8 ч позже, чем в Сан-Диего (штат Калифорния). Это отста¬
вание по времени указывает, что П. перемещается,
по-
видимому, как поступательная волна с северной составля¬
ющей скорости 150 миль в час (перемещается с этой ско¬
ростью только форма волны, а не вода).
На основании существующего материала наблюдений
нельзя
определить, как ведет себя П.: как
поступательная
волна или как стоячая.
Ни высоты П.,
ни
приливные
течения в открытом океане не измерялись. Трудность
состоит в том,
что
все
современные методы измерения
высот и течений требуют платформы, которая была бы
неподвижной по отношению к твердой земле.
Приливные течения. Приливные течения обычно бы¬
вают слабыми, за исключением мелководных районов
вблизи материков. Направление этих течений непрерывно
меняется в продолжение всего дня. Когда мористее Сан-
Франциско П. достигает наибольшей высоты, течение
406

ПРИЛИВЫ
направлено от берега на В, затем поворачивает на Ю, 3, С
и
опять
на
В, делая фактически два (неодинаковых)
оборота по часовой стрелке в сутки. Максимальная ско¬
рость его,
равная примерно 0,5 узла, устанавливается
в момент,
когда поток
направлен
на СЗ.
В эстуариях склоны и дн о
излучины служат препят¬
ствием для
потока воды.
Поток направлен
в основном
вверх и вниз по течению реки. При некоторых обстоятель¬
ствах
возникают большие скорости (более 5 или даже
10 узлов). Если речной поток приблизительно равен по
объему приливному потоку, то в
эстуарии будет наблю¬
даться слоистая структура, при этом пресная вода будет
находиться выше морской воды, которая поступила из
океана («клин морской воды»). В этом
случае отлив, или
поток воды, направленный из речного русла,
вблизи по¬
верхности будет иметь большую скорость, чем у дна. П .,
или поток воды, направленный в русло, почти однороден
по вертикали. Этот асимметричный поток может оказы¬
вать большое влияние на осадкообразование в эстуариях.
Речные наносы имеют тенденцию оставаться во взвешенном
состоянии и переноситься вверх и вниз вдоль эстуария
(и периодически из него) во время отлива. Океанические
осадки имеют тенденцию перемещаться в эстуарий во
время П.
и накапливаться в нем,
поскольку придонные
отливные течения слабее, чем приливные.
В эстуарии
с очень небольшим речным
потоком отливные и приливные
течения почти одинаковы и почти постоянны сверху
донизу. Приливное смешение речной и морской воды на
устьевом участке становится более эффективным и в эстуа ¬
рии откладывается меньше наносов. В
открытых
клино¬
образных эстуариях величина П . и м ее т тенденцию у вели¬
чиваться с расстоянием
вплоть до вершины;
в длин ных
узких эстуариях тр е ни е
обычно подавляет влияние П.
В последних характерной (и очень опасной) особенностью
в
период П. является внезапная одиночная волна —
бор
(маскаре). Наиболее известным является бор на р. Северн
в Англии. Бор может иметь высоту более 3 м и скорость
распространения 10—15 узлов.
Иногда в больших широких эстуариях наблюдаются
вращающиеся приливные течения, напоминающие волну
П., которые движутся поступательно вдоль краев бассейна.
Они возникают за счет отклоняющей силы вращения Земли
(силы Кориолиса). Рассмотрим такой эстуарий в северном
полушарии. По мере того как приливное течение посту¬
пает в бассейн, вода отклоняется вправо от
направления
потока и у берега происходит подъем уровня. Когда тече¬
ние меняет направление
на обратное, вода движется к про¬
тивоположной стороне бассейна. Поэтому эффект силы
Кориолиса в северном полушарии всегда вызывает вра¬
щение гребня приливной волны против часовой стрелки
в заливе; в южном полушарии такое вращение происхо¬
дит по часовой стрелке.
Наблюдения и прогноз. Измерения уровня моря регу¬
лярно проводятся по всему земному шару, в нескольких
сотнях береговых пунктов. Стандартным прибором для
этой цели служит самописец уровня мора. Часовой меха¬
низм вращает с постоянной скоростью валик с бумагой
для записи. Перо или карандаш приводятся
в движение
набором зубчатых колес, соединенных с поплавком, на¬
ходящимся на морской поверхности в перфорированной
трубке (которая глушит короткопериодные волны). По
мере того как поплавок подн имае тся и
о пус кает ся,
перо
движется взад и вперед по бумаге. Первое такое приспо¬
собление было применено в Лондоне примерно в 1850 г.
До этого проводились визуальные наблюдения по фут¬
штоку. Сейчас разрабатываются самописцы уровня моря,
записи которых можно будет использовать в
современных
вычислительных машинах.
Фурье доказал, что явления, которые в точности
повторяются, могут быть представлены рядом синусо¬
идальных кривых. Приливо-отливные явления, как отме¬
чалось ранее, почти точно повторяются. Следовательно,
можно
предсказывать будущие П. по данным наблюдений
за
прошлыми П., без всякого знания теории П. И действи¬
тельно, предсказания П. для важных гаваней проводи¬
лись и
применялись задолго до того, как математики,
астрономы и физики пришли к некоторому
согласию
о
пр ичин ах, вызывающ их П .
Несомненно, что ра нн ие пр едсказ ания были эмпири¬
ческими. Первые предсказатели П. разработали свои
собственные методы и держали
их
в тайне, передавая
сыновьям или
другим наследникам. Мы не в состоянии
критиковать их методы: наши предсказания
в нас тоящее
время в основном тоже эмпирические. Океанические бас¬
сейны имеют очень нерегулярную форму. Перемещению
Рис. 5 . Некоторые
основные
характеристики
приливов (по
Дитриху, 1963).
ПВ — полная во да; МВ
—
малая вода; ВПВ — высота полной
воды;
ВМВ — в ысота
ма лой
воды;
ПУ—
подъем
уровня;
ДП—
продолжительность
подъема;
ДС—
продолжитель¬
ность спада; ПП —
уровень полуприлива;
—
высота ср ед не го
уровня; НГ —
нуль глубин карты; НП —
нуль поста {НН
—
5,00 м); НН— нормальный нуль (нуль глубин государственной
нивелировки в ФРГ).
воды с одного места на другое препятствуют материки,
подводные горы, проливы и каналы. Единственный способ,
с помощью которого можно точно предсказать будущие
П. для данного прибрежного города, имеет в своей о сн ов е
данные измерений уровня в течение
приливного цикла
в этом месте за период по крайней мере один год. Для
определения главных членов ряда часто бывает достаточ¬
ным 29-дневный период измерения.
Однако поскольку теория привела к пониманию при¬
роды приливообразующих сил, она также
упростила
и упорядочила эти предсказания. Орбиты небесных светил,
которые вызывают П., известны. По ним можно определить
периоды и частоты синусоидальных волн, которые необ¬
ходимы для представления П. (Период волны — это время
между появлением последовательных гребней в определен¬
ном
месте.) Записи самописца уровня моря для гавани
могут быть
подвергнуты анализу
с целью определения
величины прилива, которая
связана с каждым из указан¬
ных периодов, и, кроме того, для определения фазы или
времени появления максимума (рис. 5).
Периоды синусоидальных волн не являются простыми
частями года и месяца,
пот ому
что
геометрия с ис т е мы
более сло жна, че м
простые круглые орбиты на одной пло¬
ск ости .
Параметры многих таких синусоидальных волн,
407

ПРИЛИВЫ
ил и «составл яющих», оп ред ел яю т ся по данным наблюде¬
ний. Затем предсказывается будущее появление каждого
такого колебания и
результаты суммируются дл я предска¬
зания действительных изменений уровня моря.
Суммирование производится в национальных центрах.
Институт приливов в Ливерпуле (Великобритания) раньше
обеспечивал значительную часть потребностей в мировом
масштабе. В США эту работу выполняет Служба береговой
и геодезической съемки. Эти вычисления вызвали необ¬
ходимость применения больших математических машин
непрерывного действия, которые складывали автомати¬
чески до 55 гармоник. Несомненно, что в будущем будут
применяться более быстрые и более эффективные числен¬
ные ме тоды.
Не все из составляющих, используемых
в детал ьном
анализе,
обладают
астрономической
периодичностью.
Изменение глубин по мере приближения приливной волны
к
берегу меняет форму волны.
Эта деформация волны
учитывается при
вычислении мелководных составляющих.
Причина П. П .
вызываются изменением от места
к
месту гравитационного притяжения Солнца и Луны. Ат¬
мосфера, океан и литосфера испытывают на себе влияние
этих сил, однако человеческому глазу доступно восприя¬
тие
только океанических П. Самая близкая к Солнцу
точка на Земле испытывает наиболее сильное притяжение;
на
идеализированном, покрытом водой шаре в этой точк е
образовался бы водяной бугор. Самая далекая от Солнца
точка на Земле испытывает самое слабое притяжение;
при этом водяной бугор образуется и в этой точке. Луна
оказывает такое же действие. Когда все три
небесных тела
(Земля, Луна и Солнце) находятся на одной линии,
в «сопряжении», П. будут самыми высокими.
Приливообразующие
силы.
Рассмо¬
трим сперва приливообразующую силу, обусловленную
притяжением Солнца. Общее гравитационное притяжение
между Солнцем и Землей действует как своего рода рас¬
тяжимая пружина, соединяющая центры этих двух
тел.
Это притяжение заставляет Землю следовать по кривой
и
ост ав ать ся
на своей орбите. Теперь каждая частица
массы внутри или на поверхности Земли движется по
орбите, идентичной орбите, по которой следует центр
Земли. (На мгновение пренебрежем суточным вращением;
оно не меняет приливообразующие силы.) Земля движется
вокруг Солнца не так, как игрушечный самолет по на¬
правляющей линии, а скорее как вращающийся на оси
волчок. Смена времен года является доказательством того,
что Земля обращается вокруг Солнца именно таким путем.
Если бы движение Земли не было гироскопическим, то
на одном полушарии стояла бы вечная жара, а на другом
—
вечный холод.
На рис. 6 схематически представлены орбиты движе¬
ния трех точек на Земле. Точки А и Б описывают орбиты,
идентичные по размеру и форме орбите, описываемой
точкой В. Единственная разница состоит в том, что каждая
орбита смещена по отношению к другой орбите точно так же,
как точки А, Б п В смещены по отношению друг к другу.
Крестиками отмечены центры трех орбит. Так как орбиты
одинаковы, то центростремительное ускорение, которое
требуется для того, чтобы удерживать каждую небольшую
частицу Земли на сьоей орбите, является одинаковым
повсюду на Земле. Это ускорение поддерживается грави¬
тационным притяжением Солнца. Однако гравитационное
притяжение не является одинаковым от места к месту
на Земле. Земля — это не точка в
пространстве; она имеет
размер и массу. Например, когда в северном полушарии
лето, Северный полюс будет ближе к Солнцу, чем Южный
по люс.
Поэтому гравитационное притяжение будет силь¬
нее на
Северном полюсе.
Среднее гравитационное
притяжение,
отнесенное
к единице массы, должно равняться среднему центростре¬
408
мительному ускорению, иначе орбита Земли изменится.
Однако для разных точек
внутри Земли и на Земле эти
две величины не будут равны. Одна из них постоянна
(центростремительное ускорение), другая меняется с изме¬
нением
местоположения
(гравитационное притяжение).
Эта локальная
разница
выз ывает
приливообразующую
силу. Центростремительное ускорение пропорционально
среднему ускорению свободного падения (притяжению на
единицу массы) и направлено к Солнцу:
центростремительное ускорение
=
среднему ускоре-
ОМо
нию свободного падения
=
~9-■■,гдеО—
универсальная
постоянная тяготения; М$ — ма с са Солнца; г
расстоя¬
ние
между центрами Земли и Солнца.
Рассмотрим точку на Земле, находящуюся прямо под
Солнцем.
В этой точке ускорение свободного падения
больше среднего:
САГ о
ускорение свободного падения =
—
^
, гдеа—•
ра¬
диус Земли.
Разность между средним ускорением свободного паде¬
ния и
ускорением свободного падения в данном месте дает
приливообразующую силу р%% отнесенную к единиц е
массы :
Рг
=
локальному
ускорению
свободного
падения
минус среднее ускорение свободного
падения = ОМ$ X
X
[ (Г—а)2
г2"]
*
Пренебрегая малыми членами,
находим
р1=0М3-%~ .
На противоположной стороне Земли эта разность
имеет почти ту же величину, но обратный знак. В этой
точке расстояние до Солнца равно г + а\ результирующая
сила направлена от Солнца. Во всех других местах резуль¬
тирующая сила меньше, чем
в
э тих
крайних точках.
Кроме того, так как центростремительное ускорение и
ускорение свободного падения обычно не лежат на одной и
той же линии, их разность должна находиться посред¬
ством вычитания векторов. На рис.
7 представлено рас¬
пределение приливообразующей силы.

ПРИЛИВЫ
Величина приливообразующей силы незначительна
по
сравнен ию
с силой тяжести на Земле. Однако заметим,
что в большинстве
мест
на
Земле приливообразующая
сила частично
па ралл ельн а поверх ности Земли. Э та
гори¬
зонтальная часть
приливообразующей силы не встречает
противодействия какой-либо другой силы.
Поэтому, хотя
она и мала, она заставляет перемещаться воду.
Все вышеизложенное относится к описанию приливо¬
образующих сил,
вызываемых одним
астрономическим
светилом —
Солнцем. На Земле такое же влияние оказы¬
вает и
Луна. Масса Луны значительно меньше массы
Солнца, но она находится намного ближе к Земле. В ре¬
зультате этого приливообразующая сила Луны больше
приливообразующей силы Солнца почти в два раза.
Рис. 7, Схематическое изображение приливообразующей
силы для одного астрономического светила (обозначен¬
ного буквой 5).
Гармонический анализ. По приливообразующей силе
можн о в ычис лить
идеализированный П. для теоретического
океана без материков —одно из
представлений, восходя¬
щее к Ньютону (1687). Этот П. им ел б ы форму футбольного
мяча (продолговатый сфероид), причем его главная ось
совпадала бы с осью Земля—Луна. Так как вращается
не только Земля, но и Луна вращается вокруг Земли,
причем по другой орбите, деформация уровня океана
может
быть вычислена для
любого
момента
времени,
широты и долготы как «статический П.». Очевидно, она
представляет собой сумму ряда членов, которые изме¬
няются во времени гармонически и, следовательно, могут
быть подвергнуты прямому математическому анализу,
особенно в наше время электронных вычислительных ма¬
ши н.
Поскольку статический П. является суммой лунного
и солнечного П., равных соответственно 55 и 24 см, грубое
приближение может быть получено
в любой момент по
наблюдениям положений этих небесных тел по отноше¬
нию к Земле. Когда они находятся почти на одной линии
(новолуние) или в противоположных частях неба (полно¬
луние), эти два П. будут усиливать друг друга и приведут
к сизигийным П.; когда они в противофазе (в «квадра¬
туре»), эти два силовых
поля
стремятся
погасить
друг
друга,
по
крайней мере солнечное поле гасит
некоторую
часть более сильного
л у нно го, образуя квадратурный П.
Второе изменение происходит,
когда Луна находится
ближе всего к Земле — в этом
случае возникают макси¬
мальные, «перигейные сизигийные», П.
и когда она
уда¬
ляется дальше всего
—
тогда имеет место минимальный,
или «апогейный», П.
В статическом П. как для лунной, так и для солнеч¬
ной силы имеется три вида составляющих: долгопериод¬
ная,
суточная и полусуточная. Долгопериодный П.—
это частный П.» симметричный относительно земной оси
и не зависимый от долготы. Он меняется благодаря медлен¬
ным изменениям склонения Луны и расстояния от Земли
(эти данные за любой период имеются в Морском ежегод¬
нике).
Суточный П. называют частным П., так как он имеет
два максимума: соответственно на 45° с. ш. и 45° ю. ш .
на
противоположных сторонах Земли, и симметричные
минимумы. Он, по-видимому, вращается в западном на¬
правлении по отношению к Земле (которая поворачивается
к
В), в любой точке период колебаний равен одним лунным
суткам. Вследствие своей симметрии суточный П. стано¬
вится равным нулю в тот момент,
когда орбита Луны
проходит над экватором; его величина также всегда равна
нулю на полюсах и на экваторе.
Полусуточный П., подобно частному П.,
имеет два
максиму ма на
противоположных сторонах
на
экваторе
и два
промежуточных
экваториальных
минимума.
Он также
вращается
в
западном
направлении
в
течение лунных
суток, однако в каждой точке имеют место два цикла коле¬
баний в
сутки.
Первый квазигармонический анализ П. был разрабо¬
тан в
1882 г.
Джорджем Дарвином, который ввел ряд
условных обозначений для каждой составляющей прилива,
причем индексы 0, 1 и 2 служат для обозначения соответ¬
ственно долгопериодного, суточного и полусуточного П.
П.
в океане. В то время как концепция статического
П. справедлива только в идеальных условиях, действи¬
тельно наблюдаемые П. в океане значительно отличаются
от
теоретических. Прежде всего, в океанических бассейнах
развиваются свободные колебания, отличающиеся в бас¬
сейнах различных форм. Обычные гравитационные сейши
имеют периоды, равные почти суткам, в то время как дру¬
гие планетарные моды имеют периоды в несколько суток.
Кроме того, картина усложняется благодаря наличию
метеорологических П., подъемов и падений уровня моря,
вызванных прохождением барических систем (антицикло¬
нов и циклонов) и не связанных с небесной механикой.
Они могут иметь величины, иногда превышающие вели¬
чины астрономических П. Там, где последние малы,
метеорологический эффект часто может скрыть или умень¬
шить предсказанный П. Поскольку атмосферное давление
ночью обычно выше, то на некоторых коралловых остро¬
вах, расположенных в центре океана, оно может менять
астрономический П.; так, обычно малая вода бывает ночью
или
рано утром,
а полная вода
—
после полудня.
В различных частях земного шара, как показано на
рис. 3, полусуточный П. является
господствующим (на¬
пример, Иммингем, рис. 8). В некоторых районах наблю¬
дается почти исключительно суточный П. (например,
До-Сон, рис. 8). В других местах П. будут смешанными,
с
преобладанием той или другой составляющей (например,
Сан-Франциско и Манила).
Мировые карты П. строятся для каждой составляющей,
а также для суммы составляющих. Иногда приводится
карта только для волны М2 (главный лунный полусуточ¬
ный П.) . Часто объединяются два типа карт: во-первых,
котидальная карта, дающая время наступления макси¬
мума каждой приливной волны; изолинии на этой карте
отмечаются цифрами 0—12 (часто это бывают римские
цифры), причем отсчет времени производится от момента
прохождения Луны через гринвичский меридиан; во-
вторых, карта изоамплитуд,
на
которой соединяются точки
равных величин
(рис. 9). Найдено, что в
некоторых точках
(так называе мых
амфидромических точках) величины
равны нулю
и
к отид альн ые
линии
вращаются
вокруг
этих точек так, как это можно было бы предсказать
на
о снов ании
анализа,
учитывающего
влияние
вращения
Земли и силы Кориолиса.
В точках
открытого океана, на отдельных островных
станциях величина П. наиболее близка к
теоретическому
статическому П. Однако в узких морях,
в
эстуариях
ив
пределах широких материковых отмелей можно ожи-
409

ПРИЛИВЫ
20
зо
Рис. 8. Графики приливо-отливных колебаний для марта 1936 г.,
отнесенные к соответствующим нулям карт (по Дитриху, 1963).
Фазы Луны:
п — наибольшее северное склонение; $ — наи¬
большее южное склонение; <? —
прохождение Луны через эква¬
тор;А—
апогей, Р *—
перигей Луны.
а — Иммингем (Великобритания),
= 0,11;
б—Сан-
М24-8ц
^
I
0
Франциско
(США),
-—- -ГГ
*
=0,90; в—Манила (Филиппины),
- /VI2
^2
=
2,15; а
-
До-Сон (Вьетнам), -^ —7-^ -==18,9.
Л12+о2
М2+
дать значительного увеличения величины П. Это объяс¬
няется двумя причинами: 1) по мере того как приливная
волна перемещается по мелководью или в воронкообраз¬
ных
кан алах ,
величина П. повышается приблизительно
обратно пропорционально корню четвертой степени из
глубины и квадратному корню из ширины бассейна;
2) как только период свободных колебаний водной массы
приближается к периоду П.,
возникает резонанс. По¬
этому величина П. в Мировом океане изменяется в пре¬
делах двух порядков (20 см —20 м). (Подробности о ве¬
личине П.
в отд ель ных точках
можно найти во многих
статьях Энциклопедии, посвященных определенным океа¬
нам и морям.)
Приливное трение. Гарольд Джеффрис подсчитал, что
каждый день около половины всей энергии П. расходуется
на трение о дно в мелководных морях, например в мелко¬
водной части Берингова моря. Теоретически это трение
должно постепенно замедлить вращение Земли, однако
чтобы угловой момент системы Земля—Луна остался
неизменным
в
течение
г еолог ичес кого
в ремени,
Луна
должна
медленно отдаляться
и
должна увеличиваться
скорость ее вращения.
Имеются
некоторые данные (по
кольцам суточного роста кораллов), что 400 млн.
лет
назад количество дней в году составляло более 400; кроме
того, имеются некоторые астрономические данные, ука¬
зывающие на то же самое.
Другие приливные эффекты. В настоящее время при¬
знается существование П. в верхней атмосфере (на высо¬
тах порядка 1 км и более). П. твердой оболочки Земли
также
являются
предметом современных
исследований,
хотя их величина в большинстве случаев
н е пре вышает
нес кольких
сантим етров.
Состояние изучен ности. Материки, срединно-океани¬
ческие
хребты, подводные горные хребты и впадины обра¬
зуют ряд частично соединенных океанических бассейнов.
Теоретические модели, которые могут учесть эти формы
рельефа,
в настоящее время находятся на стадии разра¬
ботки. Трудность заключается в очень большом объеме
вычислений, что является
непреодолимым препятствием
при реализации динамической модели в реальных усло¬
виях.
Вычислительные машины позволяют
несколько
ослабить это ограничение. Кроме того, сейчас проводятся
некоторые измерения величины П.
в
открытом
океане
(у Сан-Диего) и в Северном море. Постепенное преодоле¬
ние те хниче ских
трудностей, связанных с измерениями П.,
позволит узнать, как в действительности выглядят при¬
ливные «волны» и каким образом движется вода относи¬
тельно ложа океана. Эти сведения в свою очередь дадут
возможность оценить влияние трения. Только после этого
можно будет делать разумные предположения о П. в бу¬
дущем или П . ранних
геологических эпох.
ДЖУН дж. ПАТТУЛЛО
См. также Средний уровень моря.
420

ПРИРОДНЫЕ
ПРИРОДНЫЕ ЗОНЫ МИРОВОГО ОКЕАНА
Природные зоны материков географ чаще описывает
на региональной основе, обеспечивающей удобство клас¬
сификации и объединение данных о ландшафте в целом.
Необходимость такого подхода
нередко
ощущается
и
в
океанографии. Сведения о температуре, солености, дав¬
лении, происхождении водных масс, продуктивности и
т. д.
являются
обоснованными исходными данными для
районирования Мирового океана,
но ни одно из них
в отдельности не дает законченной, полной характеристики
водных масс или акватории в целом.
указаны абсолютные и относительные (в %) размеры пло¬
щадей трех океанов и их частей (табл. 1).
Интересам рыбного промысла больше отвечает схема,
предложенная Хелом и Левасту (1961). Они тоже рассма¬
тривают природные границы основных течений как гра¬
ницы природных
зо н (рис. 2). Ими предложен ряд кодовых
цифр для океанов:
1 — Индийский океан; 2 — Южный
океан; 3 —
Северный Ледовитый океан; 4 — Тихий океан;
5 — Атлантический океан, с цифровыми подразделениями
(например, Средиземное море 5-5-1; Черное море 5-5 -2;
море Ирмингера 5-2 -2 и т. д .).
Данный вопрос рассматривался также
Богоровым
(1962).
Рис. 1. Естественное
районирование Мирового океана по Шотту (1936).
а—
зо на
субтропической конвергенции; б —
зона
субтропической конвергенции в Атлантическом океане; в — зона субполяр¬
ной конвергенции; г
—
границы океанов.
Названия зон см. в табл.
1.
Комиссия
по делам экспедиции
на
«Челленджере»
учредила комитет, который выработал схему районирова¬
ния
Мирового океана, «основанную на природных грани¬
цах температуры, течений, глубин и т. д.,
влияющих
на
распределение
пл авающи х
и
донных
животных».
К сожалению, хотя предложенные границы обычно про¬
ходят по параллелям или меридианам
и их легко прово¬
дить,
при
та ком
произвольном обобщении неизбежно
разделяются как раз очевидные единства.
Другой подход к районированию был у известного
океанографа Г. Шотта, основные географические работы
которого по Атлантике и Индо-Тихоокеанскому региону
по-прежнему
имеют фундаментальное значение.
Шотт
(1936) попытался учесть интересы океанографов, клима¬
тологов и биологов. Поэтому по его схеме одни границы
зон
соответствуют границам основных течений, другие
—
центрам биологического распространения и т. д. Неко¬
торые границы установлены по субъективным соображе¬
ниям,
часть границ в какой-то степени произвольна
(рис.
1). Схема Шотта сопровождается таблицей, где
Наконец, Дитрихом (1963) разработана схема границ
океанических природных зон, наиболее отвечающая ре¬
шению поставленной задачи (рис. 3, табл. 2). В ней за
основу приняты системы поверхностных течений, которые
сами являются
компонентами больших
водных
масс;
неслучайно границы по этой схеме близко соответствуют
границам преобладающих систем ветров, хотя последние
нарушаются в районах «дитриховских струйных течений» —
геострофических течений с очень высокой скоростью, про¬
ходящих в
средних широтах у западных границ океанов.
С биологической точки зрения границы распространения
популяций и сообществ часто определяются температур¬
ными
границами,
устанавливающимися
вдоль
сторон
течения, хотя организмы могут переноситься
на большие
расстояния из одного течения в другое этой же системы.
С геологической
точки
зрения
сам и
гр аницы
те чени й
ч асто
определяют
район максимальной седиментации,
поскольку пелагическая жизнь, вероятно, является самой
активной в зонах конвергенции и подъема глубинных вод
на
поверхность
и
ведет
к
огромным
накоплениям
411

Рис. 2 . Природные зоны океанов по Хала и Левасту (1962).
а—
границы районов; б —
границы поверхностных водных масс.
7-1 -1
—
Красное море; 1-1-2
—
Персидский зал.; 1-1-3
—
Аденский зал ;
1-1-4
—
Оманский зал.; 1-1-5
—
центральная часть
Аравийского моря; 1-1-6
—
Лаккадивское море; 1-2-1
—
Бенгальский зал.; 1-2-2
—
Андаманское море; 1-3-1
—
сомалийские
воды; 1-3-2
—
воды индоокеанского Северного Пассатного течения; 1-4
—
воды индоокеанского Межпассатного противотечения;
1-5 -1
—
Мозамбикский район; 1-5-2
—
воды индоокеанского Южного Пассатного течения; 1-5 -3
—
североавстралийские воды;
1- 5-4
—
воды течения Игольного Мыса; 1-6-1
—
индоокеанский круговорот; 1-6-2
—
западноавстралийские воды; 1-6 -3
—
Большой
Австралийский зал.; 2-1
—
район индо-тихоокеанского западного дрейфа; 2-2
—
район
атлантического западного дрейфа;
2- 2-1
—
патагонские вод ы; 2-3
—
северный антарктический район; 2-3-1
—
район северной части
моря Росса;
2-3 -2
—■*
во ды
мо р я Скоша; 2-4
—
промежуточный антарктический район; 2-4 -1
—
воды моря Уэдде лла;
2-5
—
южный антарктический район;
3-1
—
Карское море; 3-2
—
воды Сибирского шельфа; 3-3
—
Чукотское море; 3-4
—
арктические воды; 4-1 -1
—
Охотское море;
4- 2-1
—
западноберинговоморские воды; 4-2 -2
—
аляскинский прибрежный район; 4-2 -3
— аляскинский круговорот; 4-2 -4
— севером
западные
американские
прибрежные воды; 4-3-1
—
Восточно-Китайское море; 4-3 -2
—
Японское море; 4-4
—
район северотихо*
о кеа нск ого
дрейфа; 4-5 -1
—
северотихоокеанский круговорот; 4-5 -2
—
воды у Сан-Франциско; 4-6-1
—
Филиппинский район;
4-6-2
—
район тихоокеанского Северного Пассатного течения; 4-6-3 —калифорнийские воды; 4-6-4 --западномексиканские воды;
4- 7-1
—Южно-Китайское море; 4-7 -2
—
моря Яванское и Флорес; 4-7 -3
—
моря Сулавеси, Молуккское, Банда, Серам; 4-8—район
тихоокеанского Межпассатного противотечения; 4-9 -1
—
северополинезийские воды; 4-9-2
—
Коралловое море; 4-9 -3
—
Тасманово
море; 4-9 -4
—
перуанско-галапагосские воды; 4-10 -1
— южн от ихо ок еан ский круговорот; 4-10 -2—северо-западные чилийские воды;
5-1-1
—
Гренландское море; 5-1 -2
—
Баренцево море; 5-1 -3
—
лабрадорские воды; 5-1-4
—
море Баффина; 5-1-5
—
Гудзонов зал.;
5-2-1
—
ньюфаундлендские воды; 5-2 -2
—
море Ирмингера; 5-2 -3
—
Норвежское море; 5-2-4
—Северное море; 5-2-5
—
Балтийское
море;
5-3 -1
—
флоридские воды; 5-3 -2
—
воды Гольфстрима; 5-3 -3
—
воды С еверо- Атл ан тич еск ого течени я; 5-4-1
—
Саргассово
море; 5-4 -2
—
азорские воды; 5-5-1
—
Средиземное море; 5-5-2
—
Черное море; 5-6-1
—
Мексиканский зал., 5-6 -2
—
панамские
воды; 5-6 -3
—
Карибское море; 5-6-4
—
воды атлантического Северного Пассатного течения; 5-6 -5
—
воды м.
Берде; 5-7
—
г ви¬
нейские воды; 5-8 -1
—
воды атлантического Южного Пассатного течения; 5-8 -2
—
восточнобразильские воды; 5-8 -3
—ю го -восточ¬
ные бразильские воды; 5-8 -4
-—
воды Бен гел ьск ого тече ния; 5-8 -5
—
юго-западные 'африканские воды; 5-9-1
—южноатлантический
круговорот
С
ю
Рис. 3 . Природные зоны океанов по Г. Дитриху (1963).
Расшифровка буквенных обозначений =-
в
табл. 2.

продукция
Таблица /. Природные зоны трех океанов
(по Шотту)
Площадь
Номер
Название зоны
на карте
тыс. км2
%
Атлантический океан
1
Северный Ледовитый океан
И 081
10,4
2
Североатлантический
суб¬
полярный район
3 727
3,5
1,7
3
Северо-западный
атланти¬
ческий прибрежный район
1 782
4
Район северо-восточного ат¬
лантического дрейфа
8 300
7,8
5
Северное и Балтийское мо¬
ря
998
0,9
6
Район Гольфстрима
7 727
7,3
7
Саргассово море
6 448
6,1
8
Район Марокко
4 658
4,4
9
Средиземное и Черное моря
2 966
2,8
10
Район североатлантических
8 340
7,8
пассатов
11
Экваториальный район Ат¬
лантики
3 223
3,0
12
Бразильский район
8 755
8,1
13
Район подъема глубинных
вод
6 674
6,3
14
Юго-западный
африкан¬
ский район
4 134
3,9
15
Средние
широты
Южной
Атлантики
11 094
10,4
16
Патагонский район
1 290
1,2
17
Южноатлантический
суб¬
полярный район
6 687
6,3
18
Атлантический сектор Юж¬
8 579
8,1
ного океана
106 463
100,0
Индийский океан
19
Аравийское море, включая
Красное море и Персидский
7 456
9,6
зал.
20
Бенгальский зал.
4 780
6,3
21
Экваториальный район Ин¬
дийского океана
6 956
9,0
22
Район о. Маврикия, вклю¬
чая Мозамбикский район
16 845
21,8
23
Северо-западный и юго-за¬
падный
австралийский
район
Средние широты южной ча¬
5 938
7,7
24
17 848
23,1
сти Индийского океана
25
Субполярный район Индий¬
И 678
14,9
ского океана
26
Индоокеанский сектор Юж¬
5 769
7,6
ного океана
77 270
100,0
Тихий океан
27
Прибрежный район Восточ¬
ной Азии
9 675
5,4
28
Средние широты северной
части Тихого океана, вклю ¬
чая район Аляски
18 459
10,4
29
Калифорнийский район
6 025
3,4
30
Мексиканский район
2 089
1,2
31
Район пассатов в северной
части Тихого океана
16 593
9,3
32
Район Японии
5 526
3,1
33
Экваториальный район Ти¬
хого океана
15 548
8,8
34
Малайский район (Яван¬
5 875
3,3
35
ское море и море Флорес)
Район островов южной ча¬
32 040
18,0
сти Тихого океана
36
Галапагосский район
17 371
9,8
37
Средние широты южной ча¬
сти Тихого океана
32 631
18,4
38
Субполярный район южной
части Тихого океана
9 792
5,5
39
Южнополярный район Ти¬
хого океана
6 085
3,4
177 709
100,0
Атлантический океан
106 463
Индийский океан
77 270
Тихий океан
177 709
В сего:
361 442
Таблица 2. Схема океанических природных зон
(по Дитриху)
Индекс
по Дитриху
Предлагаемый
Природная зона
для междуна¬
родного исполь¬
зования индекс
Р (от нем.
Разза!)
ра
Т (от англ.
Тгабе ^тс1)
Т
*е
р*
РР
тр
А (от нем.
Ациа1ог)
Е (от англ.
Еяиа1ог)
М (от нем.
Мопзип)
М (от англ.
Моопзооп)
м,
м,
МР
Мр
К (от нем.
Козз)
Н (от англ.
Ногзе 1аШи<1е)
Р (от нем.
Рге1з1гаЫге-
§юпеп)
Р (от англ.
РазЫ1о\утд)
\У (от нем.
\Уез1>утс1)
Ш (от англ.
\Уез1ег1у ОгШ)
ЧУ-А-
TMР
В
В
Пассатные районы океа¬
на:
с углом отклонения от
зонального
потока
30°
с преобладающей запад¬
ной составляющей
с углом отклонения от
зонального потока 30е
Экваториальные районы
океана, районы неперио¬
дических
или
годовых
течений,
направленных
наВ
Муссонные районы океа¬
на,
районы постоянных
течений, меняющихся на
обратные
весной
и
осенью:
в низких широтах с не¬
большими колебаниями
температуры
от средних до высоких
(полярных) широт с боль¬
шими колебаниями тем¬
пературы
Районы области высоко¬
го давления,
штилей и
слабых ветров, времена¬
ми или в течение всего
года со слабыми или пе¬
ременными течениями
Струйные течения,
су¬
ществующие в продолже¬
ние всего года, геостро¬
фически
регулируемые
узкие пояса течений
в
средних широтах запад¬
ных границ океанов
Дрейфовые океанические
районы западных ветров,
характеризующиеся
от¬
части
неустойчивыми,
но
преимущественно
круглогодично
направ¬
ленными на В течениями:
обращенная
к экватору
зона
океанического по¬
лярного фронта (конвер¬
генции)
обращенная
к
полюсу
зона океанического по¬
лярного фронта (конвер¬
генции)
Бореальные
океаниче¬
ские районы, временами
или
круглогодично
по¬
крытые льдом, в морях
Арктики и Антарктики
раковин от пелагического планктона.
На
верхней и
нижней границах материковых
склоно в,
где происходят
круговые движения вод, энергия рассеивается, и находя¬
щиеся в виде взвесей терригенные осадки выпадают на
дно.
РОУДЗ У. ФЕЙРБРИДЖ
См. также Океаны (границы, определения, размеры).
ПРОДУКТИВНОСТЬ — см.
Плодородие океана; Фото¬
синтез фитопланктона.
ПРОДУКЦИЯ — с м . Плодородие океана.
413

р
РАДИОАКТИВНЫЕ ИЗОТОПЫ
В ОКЕАНАХ И МОРСКИХ ОСАДКАХ
Р.-а. и.,
встречающиеся в океанах и морских отло¬
жениях,
имеют три источника: 1) первичный ядерный
синтез; 2) взаимодействие космических лучей и солнечных
протонов с атмосферой и космической пылью; 3) процессы
ядерного синтеза и деления, контролируемые человеком.
Кроме того, большое число радиоактивных ионов, по¬
павших в океан из этих трех источников, в процессе
распада дают дочерние атомы.
Первичные ядра
—
это
ядра, возникшие при образовании элементов. Таким обра¬
зом, Р.- а . и., период полураспада которых примерно мил¬
лиард лет и более, существуют в значительном количе¬
стве в
наши дни.
Первичные Р.-а. и . ,
встречающиеся
в океанах и морских осадках, попали в эту среду с мате¬
риков. Выветривание горных пород и минера ло в с озд а ет
материал,
который затем уносится материковым стоком
или ветром. Таким образом, большие количества Р.-а . и.
попадают в океан или как растворенные
в воде вещества,
или в виде твердых частиц. Три естественные радиоактив¬
ные семейства 23б11, 238П, 232ТЬ распадаются на дочерние
элементы с более
короткими
пе риод ами
полураспада;
эти дочерние атомы составляют значительную часть радио¬
активности океана.
В отличие от однократного процесса образования пер¬
ви чных
радиоактивных
яд ер,
имеет место относительно
устойчивое образование ядер Р.-а. и . в
пр оцесс е взаи мо¬
действия космических лучей (протоны с большой энер¬
гией) с составными газами атмосферы, в основном с азо¬
том, кислородом и аргоном. Эти ядра вымываются дождем
или
адсорбируются частицами,
которые выпадают
на
землю, либо переносятся дальше с осадками. В конце
концов большая их часть попадает в океан.
С наступлением атомного века появился новый источ¬
ник радиоактивности; эта «искусственная» радиоактив¬
ность создавалась в больших количествах только во время
испытания ядерного оружия, однако с каждым днем ядер-
ная энергия используется все шире и шире. Отходы ядер-
ных
реакторов стали еще одним источником Р.-а . и . В на¬
стоящее время радиоактивность, появляющаяся во время
испытаний, намного превышает радиоактивность, возни¬
кающую из других источников, создаваемую человеком.
Влияние выпадающих вместе с атмосферными осадками
радиоактивных частиц и радиоактивных отходов на рас¬
пределение Р. - а . и.
в
природе
меняется в зависимости
от изотопа. В большинстве случаев
то вещество, которого
не было раньше
на Земле, поступает в больших количе¬
ствах. Однако в некоторых случаях вновь образовавшиеся
Р.- а. и . уже существовали в природе и результирующий
эффект нового источника должен изменить,
и иногда до¬
вольно существенно, количество и
распределение изотопа.
Р.-а. и.
играют теперь важную роль в океанографии,
поскольку их распределение
в океанах и
глубоководных
морских осадках
позволяет
познавать
геологическую
историю Земли, выявлять динамические процессы, проис¬
ходящие в океанах. Р.-а . и . использовались при изучении
процессов диффузии в океанах
и
морских осадках.
«Ме¬
ченые атомы» широко используются при изучении пере¬
мещения различных водных масс [см. Радиоактивные
изотопы
(применение
в
океанографии)]. Аналогичные
методы позволяют изучать циркуляцию, процессы пере¬
мешивания в океанах, устанавливать сроки обращения
океани ческих
вод. Радиоактивные члены семейств ура¬
нового
и
ториевого рядов,
встречающиеся
в
природе,
имеют
относительную
концентрацию в
океа нах,
отлич¬
ную от концентрации этих элементов в
морских осадках
и на материках; изучение этих различий в распределении
может
помочь
луч ше
понять
геохимические
процесс ы,
происх одящие
в
морской воде, осадках и на континентах.
Более того, зная относительное распределение членов
этих рядов в океанах и осадках, можно установить воз¬
раст осадков, т. е. установить абсолютный масштаб вре¬
мени геологических явлений.
Использование меченых атомов в океанографических
исследованиях,
проблема
захоронения
радиоактивных
отходов в океанах требуют изучения радиоактивных эле¬
ментов в этой среде. Необходимо было найти место для
захоронения все растущего количества высокорадиоактив¬
ных отходов; для этой цели было предложено использовать
океаны. Поведение этих веществ в океане следует сначала
изучить, прежде чем полностью согласиться с таким пред¬
ложением.
В данной ста тье более подробно будут рассмотрены
образующиеся в природе радиоактивные вещества, встре¬
чающиеся в океанах и морских осадках.
(Проблема ра¬
диоактивных отходов рассматривается в статье Мошлина.)
Говоря о поведении элементов и Р.-а. и. в океанах, не¬
обходимо определить длительность пребывания для рас¬
сматриваемого элемента. Длительность пребывания опре¬
деляется как величина Р.-а. и . с, приносимого
в океан,
деленная на величину осаждения в
ед ин ицу времени а,
т.е.Р
=
с!а. Таким образом, расчет длительности пре¬
бывания подразумевает, что существует равновесие, при
котором скорость поступления равна скорости седимента¬
ции осад ков.
Длительность пребывания отдельных Р.-а. и . очень
различна; она зависит от химического состава океаниче¬
ской воды и
поступления радиоактивного материала,
т. е.
414

РАДИОАКТИВНЫЕ
от
скорости их образования. С другой стороны, концен¬
трация различных Р. -а . и.
в осадках обычно является
функцией глубины и
скорости
седим ентаци и
осадков.
Осадки принято группировать в соответствии с их про¬
исхождением:
терригенные,
биогенные и аутигенные.
Скорости седиментации осадков различны,
в основном
из-за различий в скорости выпадения в осадок терриген-
ных и биогенных материалов. Следовательно, состав осад¬
ков и скорость их образования зависят от близости суши
важных Р.-а. и.,
встречающихся в
океанах,
приведены
в табл. 1, характеристики излучения этих веществ даны
в табл. 2.1
Отдельные Р.-а . и .
обы чн ых
элементов.
Основные
Р.- а. и.
эт ой
группы, встречающиеся в
океанах,
40К,
87Щ), 23бО, 238П и 2^2ТЬ. Элементы 40К и87КЬ распадаются
непосредственно на устойчивые дочерние продукты. 23б1Т,
23811 и 232ТЬ образуют семейства радиоактивных дочерних
ядер, каждое семейство заканчивается стабильным изо-
92
и
31
Ра
30
П
в9Ас
88 Ра
87Рг
86Рп
85
д,
84
РО
83
в,
8гРЬ
81
п
Семейство и
Рис. 1 . Радиоактивные изотопы 23511,
238 Ы и 232ТЬ вводах и донных осадках океанов. Вертикальные линии указывают
на преобразования вещества, связанные с испусканием сс-лучей; наклонные линии показывают 3-распад. Каждая серия
подразделена на группы,
охватывающие изотопы,
которые могут иметь одинаковую продолжительность пребывания
в водах и отложениях дна океана.
и
скорости образования органического материала в том
или ином районе. Например, в удаленной от суши южной
ча сти
Тихого океана,
где
продуктивность относительно
низкая, скорость осадкообразования весьма незначительна,
примерно 1 мм/1000 лет, основной осадочный материал
—
красная глина. И наоборот, в Карибском море, где про¬
дуктивность высокая, за 1000 лет образуется слой осад¬
ков мощностью более 1 см; основной осадочный материал
в этом случае
—
карбонат кальция.
Хотя существует
множество
определяющих факторов, в целом,
ког да бе¬
рутся два участка с одинаковыми глубинами, концентра¬
ция Р. -а . и . на участке, где скорость осадкообразования
мала, будет выше, чем на участке с высокой
ско рос тью
седиментации осадков.
Величины концентрации наиболее
топом свинца.
Последовательность распада этих ядер
показана на рис. 1 .
В некоторых идеальных ситуациях между различными
чл енами радиоак тивного
семейства
устанавливается соот¬
ношение,
назыв аемое
длительным
ра вновесие м.
Такое
длительное равновесие свойственно семействам
урана
и
тория, при
этом каждый распад материнского ядра со¬
пров ождае тся распадом доче рнего . Таким образом, отно ¬
шение активностей любых двух членов семейства будет
равно единице. Длительное равновесие достигается тогда,
когда 23511, 23811, 232ТЬ изолированы в замкнутой системе
на
пр отяжени и
периода
времени,
равного нескольким
пе риода м полураспада дочерне го ядра,
имеющего самый
продолжительный период полураспада (например,
в
415

РАДИОАКТИВНЫЕ
Таблица /. Распределение радиоактивных изотопов в океане
*
Изотоп
Период полураспада,
годы
В океане
В осадках
г/л
распадов в минуту
на1л
г/кг сухих осадков
распадов в минуту
на 1 кг сухих осадков
3Н
1,226-10
(6,7
—
33,3). 10—1в
**
14,4—71,9
**
*°Ве
2,5- 10е
1,4.10-13
4,4.10“3
7
о
о
со
1
со
о
1—10
14С
5,57-10*
(2 — 3). 10”14 **
0,2—0,3
**
(0,1 —1,0)-10“10
(1 —10). 102
28А1
7,4.105
—
—
(0,15 — 1,5). 10 “12
***
(0,6 —6).10 “2
****
325!
5,0 -102
5-10 “19
2,7.10 “6
40
К
1,3.10®
4,7.10“
6
7,2.102
(0,44 —11,9).10 “3
(0,7-18). 104
87КЪ
4,7.1010
3,4.10“
6
6,2
(2,3 —5 ,7).10“3
(0,4 —1 ,1).103
905г
2,8.10
(0,63 —9 ,5). 10-18
**
0,02—0,3
**
»87Сз
3,0 -10
(0,52 —2 ,6). 10 “х
0,1 —0 ,5
**
228Ка
1,62.10а
(3 —16).10 “14
(6,6 —35).10“2
(0,3—40). 10 “
9
(0,65
—
87). 10*
828 ТЬ
1,91
Ы0“18
0,2 .10 “3
280ТЬ
7,52.104
9.10 “15
282ТЬ
1,41.1010
(0,36 -4 ,5)-10 “
9
0,4-10“3
(1 —30). 10 “7
(0,45
—
136). 10*
231
Ра
3,248.104
2-10“18
(0,87
—
10,9). 10“
4
(2 — 12). 10“8
(0,48—2,9). 103
234Ц
2,48*105
(1,6—2,1).10 “10
0,2.10 “®
(5 — 150). 10“
9
(0,53 —16). 103
2,3—2,9
(0,024—4,9). 10 “8
(0,34—67). 103
235у
7,13-Ю8
(1,9—2,5). 10“8
0,092—0 ,17
(0,028—5,8). 10 “4
(0,13
—
27). 102
288у
4,51* 10е
(2,7-—3,4).10 “8
2,0 -2,5
(0,4 —80).10 “3
(0,30 -59). 103
*
Концентрации наиболее важных радиоактивных изотопов, встречающихся в океанах и морских отложениях. Значения, при¬
веденные для осадков,
—
это данные,
полученные для отложений на
поверхности.
**
Только поверхностный слой воды.
**
Концентрации изотопов урана, рассчитанные по данным измерения общего содержания урана; отношение активностей 284и/28811
принято считать равным 1,14 в воде и в осадках.
** **
Расчетное значение.
Таблица 2, Характеристики излучения радиоактивных изотопов, встречающихся в морской среде
*
Изотоп
Период
полураспада,
годы
**
Характер
излучения
Энергия частиц,
МэВ
Интенсивность
частиц, %
Энергия у-лучей,
МэВ
Интенс ив¬
ность у-лучей
8Н
12,26
р-
0,0181
100
Нет
*Ве
**
53,6 дня
эз
Нет
0,4773
10,32
» °Ве
2,5- 10е
р-
0,56
100
Нет
44С
5 570
р-
0,156
100
Нет
*8А1
7,4-10®
Р+
Р+1,16
85
1,11
3,7
1,83
99,3
эз
ЭЗ
15
2,95
0,3
Ан. изл.
**51
500
р-
0,1
100
Нет
40К
1,3- 10е
р-
0“1,32
89
1,46
11
эз
ЭЗ
11
87КЬ
4,7-1010
р-
0,27
100
Нет
905г
28
0,54
100
Нет
ч*7Сз
30
р-
0,52
92
0,662
92
1,18
8
*2 8Ка
1 620
(X
4,78
95
0,187
4
4,59
4
0,260
0,001
*28Ка
5,7
р-
0,055
100
0,03
Очень слабая
*28ТЬ
1,91
а
5,421
71
0,085
1,6
5,338
28
0,214
0,27
280 ТЬ
75 200
а
4,682
76
0,0677
0,59
4,615
24
0,144
0,77
232ТЬ
1,41.1010
а
4,007
76
0,059
24
281 Ра
32 480
5,001
24
0,29
Все слабее
5,017
23
>Юу
5,046
10
0,027—0,356
4,938
22
Все слабее
*84И
2,48*10®
а
4,768
72
0,053
4,717
28
0,118
** »и
7,13.10е
а
4,559
6,7
0,094
9
4,370
25
0,1096
5
4,354
35
0,144
12
4,333
14
0,165
>4
4,318
8
0,185
55
4,117
5,8
88$у
4,51*10*
а
4,195
77
0,048
23
4,14
23
*
Характеристики распада наиболее важных радиоактивных изотопов, встречающихся в океанах и морских отложениях, а-радио-
активность, {3-распад и электронный захват обозначены соответственно буквами а, {3 и ЭЗ. Интенсивности частиц и у-лучей даны
в % распада, который дает наблюдаемую радиацию. В таблице показаны лишь наиболее распространенные способы распада и пре¬
вращения. Аннигиляционное излучение (фотоны с энергией 511 эВ) обозначено «Ан. изл.» .
**
Период полураспада 53,6 дня.
416

РАДИОАКТИВНЫЕ
минерале, который не изменился со времени своего обра¬
зования). Но поскольку в природе это условие соблюдается
редко, то длительное равновесие часто достигается в не¬
кото рых
геологических
системах.
Как будет показано
ниже, само длительное равновесие или небольшое откло¬
нение о т
него мо же т сп особ ствов ать
изучению
хим ич е¬
ских и
физических процессов, происходящих в рассма¬
триваемой системе.
Когда мы говорим о Р.- а. и. в осадках, необходимо
различать их в соответствии с тем, как
пр оизо шла
их седи¬
ментация.
Как указывалось выше, некоторые Р.- а. и .
попадают в океаны в растворенном виде, другие в виде
детритового материала, во многих случаях Р.- а. и.
будет
присутствовать в морской воде в обоих состояниях. Кроме
того, многие Р.- а. и. образуются в морской воде в резуль¬
тате распада материнских изотопов семейств урана и то¬
рия.
И в конце концов этот растворенный в воде или нахо-
Рис. 2 . Содержание радия в различных
водных
массах
как функци я
глубины
(по измерениям у дна океана).
дящийся во взвеси материал оседает на морское дно и
ста новится
частью
о сад ков.
Часть Р.-а . и.,
выпавших
в осадок из морской воды, принято называть аутигенной,
а те Р .-а. и., кот ор ые содер жатся в обл омочном м атериа ле,
называются
терригенны ми.
К а л и й - 40 . Концентрация калия в морской воде
равна 0,035%, или примерно ЫО"2 М/л; величина эта
меняется весьма незначительно в зависимости от района.
Поскольку распространенность 40К составляет 0,0118%
общего содержания калия, то активность 40К в морской
воде не
превышает 3,3 ЛО"13 кюри/мл, или
примерно 0,7
распадов в минуту на миллилитр. 40К является самым
мощным единичным источником радиоактивности морской
воды. В спектре у-излучения морской воды, как показано
на рис. 2, преобладает 40К с энергией 1,46 МэВ, которая
излучается в 11% всех распадов. Такой спектр характерен
для Гольфстрима; измерения производились большим
сцинтилляционным
спектром
с
кристаллом
Ыа1 (Т1).
Пики на графике между 2 и 4 МэВ, по-видимому, появи¬
лись из-за радиоактивного загрязнения самого детектор¬
ного устройства (в основном фотоэлектронного умножи¬
теля), Р.- а. и.
из семейств урана и тория.
Пелагические осадки имеют относительно однородную
концентрацию калия, от 1 до 3% карбонатно-свободной
фракции. Активность 40К всего состава меняется от 7
до 182 распадов в минуту на 1 кг сухого материала. При¬
нято считать, что весь калий содержится в материковых
14 Заказ 406
частицах минералов и горных пород, которые были при¬
несены в океаны реками и ветрами. Нет данных, указы¬
вающих на образование аутигенных калийных минералов
в значительных количествах [см. Радиоактивные изотопы
(применение в океанографии), разд. Определение возраста
океанических осадков].
Уран.
40К является самым распространенным
в морской воде Р.-а. и., но наличие урана и тория, хотя
и в значительно меньших концентрациях, имеет очень
большое значение, так как изотопы этих элементов служат
помощниками океанологов. Считают, что концентрация
урана в океанической воде однородна, общее количество
колеблется в пределах 2,7—3,4.10”6 г/л, среднее значе¬
ние для Атлантического и Тихого океанов составляет
3,3.10‘6 г/л2.
Основной источник урана в морях
—
это материковый
сток. Установлено, что содержание урана в реках меняется
в зависимости
от почвы района водосбора. Оно выше,
если русло реки проходит по богатым карбонатом почвам,
и ниже, если русло реки прорезает вулканические
по¬
роды. Среднее содержание урана в первом случае дости¬
гает 2* 10”6 г/л, а во втором
—
всего 0,3—0,6* 10”6 г/л.
Средняя величина содержания урана
в
речной воде при¬
мерно ЫО”6 г/л. Такое колебание содержания урана
в
реке
—
результат химического поведения урана, кото¬
рый стремится к образованию растворимых карбонатных
соединений. Считают, что уран в морской воде содержится
в основном в виде бикарбоната и сложных соединений 1Ю|~;
эти
соединения
должны
быть
довол ьно
устойчивыми,
кроме тех
случаев , когда они встречаются
в воде с малым
содержанием
кислорода
(меньше чем 1 мл/л.) Таким
образом, отклоне ния от средней вели чины ко нцентрации
урана, приведенной выше, могут наблюдаться в химически
редуцирующих средах и в замкнутых бассейнах.
На основании данных концентрации урана в реках,
величины речного стока в океаны и концентрации урана
в океанах подсчитано, что время пребывания урана больше
10б лет. Учитывая это, можно предположить, что концен¬
трация урана в океанах была достаточно постоянной в те¬
чение времени, соответствующего времени пребывания
Р.-а. и. Однако известны механизмы, которые могут резко
изменить концентрацию урана. Может измениться ско¬
рость поступления материала, содержащего уран, с ма¬
териков либо, наоборот, меняется скорость уменьшения
его содержания в результате влияния прибрежных усло¬
вий,
снижающих содержание этого элемента в воде,
или выпадения урана в осадок в непосредственной бли¬
зости к устьям рек. Кроме того, уран мог обогащаться
в некоторых шельфовых отложениях. В пери од
максималь¬
ного оледенения уровень воды уменьшался
и обн ажал ись
большие участки шельфа; уран донных осадков окислялся
и в растворе уносился в океан. Поэтому концентрация
урана в морской воде зависит от целого ряда условий, и
за несколько сотен тысяч лет она может измениться в два
раза. Хотя возможность таких изменений теоретически
существует,
нет
никаких
абсолютных
доказательств,
их подтверждающих.
Отношение активностей двух Р. -а. и . 238Ш235и в мор¬
ской воде составляет 21,8, т. е. такое же, как отношение
активностей этих
Р.-а. и .
в
материковом
материале;
при этом 238П содержится 99,27%, а 23511 0,72%. До
недавнего времени считали, что 2340 — дочерний изотоп
от 23811 (см. рис. 1) —
находится в длительном равновесии
с 238П, в таком случае скорость распада 234П должна
быть равна скорости распада 23811. Однако было найдено,
что длительного равновесия между 2340 и 23811 в многочис¬
лен ных
минералах
и
горных породах не существует.
По аналогии можно было предположить, что в океанах
также
не
наблюдается длительного равновесия между
417

РАДИОАКТИВНЫЕ
23411 и 238И Недавно Коде и Голдберг (1965), выполнив
анализ 21 пробы морской воды (пробы взяты в различных
океанах), установили, что среднее отношение 23411/238и
равно 1,14± 0,014. Значения менялись в пределах 1,13—
1,17, большая часть —
между 1,13—1 ,15 . Фракциониро¬
вание этих двух Р.-а. и . объясняется изменениями хими¬
ческих связей 234Ц при радиоактивном распаде, в
резуль¬
тате 23411 чаще всего вымывается при выветривании мине¬
ралов и горных пород. Фракционирование, возникающее
при повышенной реактивности продуктов радиоактивного
распада,— явле ние
известное.
Уран в донные отложения
поступает частично вы¬
падая в осадок из раствора морской воды и частично в виде
твердых наносов, которые приносят реки и ветер. В совре¬
менных осадках концентрация колеблется от 0,4 до 80 ча¬
стей на миллион. Уран потребляют при своем росте мор¬
ские
ор ганизмы ,
содержащие карбонаты; уран находят
в
арагонитах, таких, как оолиты и кораллы. Содержание
урана в этих веществах обычно 1—4 части на миллион.
В отличие от этих арагонитов, содержание урана в каль¬
циево-карбонатных ископаемых р ак ов и на х фораминифер,
взятых
из
современных
пелагических
осадков,
меньше
примерно на два порядка величины. Наличие урана в ко¬
раллах
и оолитах позволяет определить в некоторых слу¬
чаях время их образования [см. Радиоактивные изотопы
(применение в океанографии), разд. Определение возраста
океанических о с адков].
Торий. Существует только один родоначальный
изо топ
тория
—
232ТЬ. Концентрация тория в морской
воде настолько низка, что измерения проводить очень
трудно, в течение многих лет определили только верхний
предел 2.10”8 г/л. И лишь недавно анализы проб морской
воды большого объема (130—190 л) из Северной Атлантики
и
Карибского моря показали большое количество Р.- а. и .
урано вого
и
ториевого рядов. Пробы поверхностной и
промежуточной воды содержат 0,36—0,64 -10“ 9
г/л, ана¬
лиз глубинной воды (проба взята на глубине 4500 м) дал
более высокую
концентрацию (4,5* 10"9 г/л). Пробы,
содержащие 232ТЬ, обычно дают всего 15 разрядов за
период 5000—8000 мин, это показывает, насколько
трудно
экспериментально
осуществлять
подобные
измерения,
точность которых далеко не достаточна даже на основании
одних статистических подсчетов.
Содержание 232ТЬ в осадках примерно одинаково во
всех трех основных океанах — 2 —12 частей на миллион;
это справедливо и для красной глины, и для глобигери-
нового ила. Основная часть
тория
в современных осадках
по своему происхождению материковая
и только неболь¬
шая часть выпала в осадок из морской воды.
Торий также находят в морских карбонатах, однако
ввиду низкой концентрации тория в морской воде можно
предполагать, что содержание тория в кораллах и оолите
значительно меньше, чем урана (примерно 10 частей на
биллион). Такой расчет подтверждается довольно часто,
однако в многочисленных пробах получены более высокие
значения, к от ор ые
можно понимать как доказательство
вторичного добавления ТЪ, выделяющегося из осадков
при
перекристаллиз ации
[см. Радиоактивные изотопы
(применение в океанографии), разд. Определение возраста
океанических осадков].
Тори й-228, тори й-230, протактини й-231 .
230ТЬ, обычно называемый ионием,
и
231Ра — члены
семейства распада 23811 и 235П, а 228ТЬ — это дочерний
изотоп 232ТЬ (см. рис. 1). Поскольку 228ТЬ, 230ТЬ и 231Ра
образуются в процессе радиоактивного распада в виде
ионов, они должны быстро гидротироваться и адсорби¬
роваться каким-нибудь определенным веществом, которое
за сравнительно короткий срок оседает на дно океана.
Поэтому концентрация этих Р.- а. и . в морской воде должна
быть исключительно мала, а следовательно, измерить ее
чрезвычайно трудно.
Анализы проб воды больших объемов показали, что
в
морской воде содержится примерно Ы0~9 мкг 228ТЬ,
9-10"6 мкг 230Т11 и 2* 10"6 мкг 231Ра (все на 1000 л). Эти
значения
в
пересчете на
активность эквивалентны:
для
228ТЬ 0,2 распада в минуту, для 230ТЬ 0,4 распада в ми¬
нуту и для 231Ра 0,2 распада в минуту (все на 1000 л).
Поскольку средняя концентрация урана в морской воде
примерно 3,3 мкг/л, это значит,
что
пр и равновесной
активности
230ТЪ и 231Ра в растворе остается меньше
O, 05% от 230ТЬ и меньше 0,02% от 231Ра; расчетное время
пребывания иония менее 50 лет, а 231Ра —
менее 100 лет.
231Ра и 230ТЪ попадают в донные отложения в
резуль¬
тате осаждения из морской воды и в результате распада
урана, имеющегося в осадках. Большая часть
ядер этих
P. -а . и . попадает в современные отложения
путем выпаде¬
ния в осадок. Те отложения, которые являются резуль¬
татом распада урана, при условии длительного равнове¬
сия обычно составляют менее 10%
общего количества
осадков, выпавших за
период нескольких сотен тысяч лет.
Концентрация этих элементов в современных отложениях
в
среднем колеблется от 1 • 10"10 до 3 • 10"
9
г 230ТЪ на грамм
оса дко в.
На основании равновесного соотношения обра¬
зования урана концентрация 231Ра должна быть равна
5% содержания 230ТЬ. Самая меньшая концентрация
этих ядер
—
в Индийском океане, самая высокая
—
в Ти¬
хом, соответственно в этих океанах самая высокая и самая
низ кая
скорость осадкообразования. По распределению
228ТЬ в осадках данных чрезвычайно мало.
Ради й-226. 226Ка — чл е н с еме йст ва радиоак тивного
распад а 238П, период полураспада 1620 лет.
Материнский
изотоп его 230П сам является продуктом распада 23411.
Как указывалось выше, концентрация 23°ТЪ в морской
воде самое большое только
‘/ю от 1% равновесной вели¬
чины,
рассчитанной по известным данным
со держани я
23411 в морской воде. Априори можно предполагать, что
226Ка имеет такое же распределение в морской воде и
осадках, как и 230ТЬ. Однако среднее содержание 226Ка
в
морской воде, как показал Кожи, примерно ЫО"13 г/л,
это в 16 раз больше равновесной концентрации, которая
повышается под влиянием
ядер 230ТЬ, находящихся в мор¬
ской воде. Излишек радия не может быть обусловлен
речным стоком: среднее содержание радия
в
речной воде
равно 2.10"14 г/л, т. е. этот источник не может повысить
теоретически рассчитанную величину больше чем на 1%
в
перем ешанно м по верхнос тном с ло е (полагаем, что это
однородный 100-метровый слой). Если мы рассмотрим
влияние речного стока на
содержание радия
в
Мировом
океане со средней глубиной 4000 м, то общая величина
226Ка в речном стоке составляет меньше г/40от 1%.
Наиболее вероятный основной
источник
радия
—
это 230ТЬ, имеющийся в морских осадках. 226Ка, образо¬
вавшийся в процессе распада, затем должен диффунди¬
ровать, или мигрировать, через осадки в вышележащий
слой воды. Рассеянный, диффузированный в воде радий
должен впоследствии оказаться под влиянием процессов
перемешивания и переноса, и его распределение в океане
должно быть далеко не равномерным. Это подтверждается
вертикальными профилями содержания радия (по данным
Кожи) в океанах и в некоторых замкнутых бассейнах.
Концентрация радия в
океанах
повсеместно
несколько
увеличивается с глубиной; это увеличение наиболее резко
прослеживаетс я на
глубинах от 750 до 1750 м, в зависи¬
мости от географического положения морского бассейна.
Увеличение концентрации радия
с
глубиной не везде
одинаково, и иногда в
поверхностных слоях концентрация
этого элемента выше, чем в слое на
глубине несколько
сотен метров. Концентрация радия в поверхностных водах
3—10* 10"14 г/л, а максимальные значения 7—16* 10“14 г/л.
418

РАДИОАКТИВНЫЕ
Если радий действительно диффундирует из осад ков,
то эта миграция должна отражаться
в распределении 226Ка
в
образцах. Если не учитывать диффузию и предположить,
что
скорость седиментации 230ТЬ постоянна, концентрация
радия со вр ем е не м (и с глубиной) будет уменьшаться,
при этом период его полураспада такой же, как и у его
материнского изотопа 230ТЬ, с которым, как предполагают,
226Ка находится в длительном равновесии. Влияние диф¬
фузии накладывается на такое экспоненциальное разло¬
жение. График результирующей концентрации по глубине
показывает, что в колонке грунта после хорошо заметного
увеличения концентрации
начинается
непрерывное
ее
уменьшение с глубиной. Такое распределение прослежи¬
валось в целом ряде колонок грунта, которые анализиро¬
вались на содержание радия.
Эти наблюденные распреде¬
ления соответствуют расчетным кривым
п ри различных
допускаемых скоростях диффузии радия. Исходя из этого
постоянная диффузия для радия равна примерно 10" 9
см2/е
(Кожи, 1963).
Нуклиды, образованные космическими лучами.
В при¬
роде обнаружено большое количество Р.-а. и .,
в озни ка¬
ющих под действием космических лучей. Некоторые из
них присутствуют
в морской воде и отложениях довольно
в высоких концентрациях,
их легко обнаружить и даже
измерить;
к ним относятся: 3Н, 7Ве, 10Ве, 14С, 3251. Эти
Р.-а . и.
представляют наибольший интерес для океано¬
лога, так как они помогают установить масштаб времени
таких процессов, как диффузия и циркуляция в океанах
и скорость седиментации осадков.
В данной статье дается не претендующий на полноту
перечень
наиболее зн ачимы х Р .- а. и.
Еще одним источником Р.-а . и ., который можно вклю¬
чить в
эту категорию, можно считать
космическую пыль.
Это вещество состоит
из
ме льч ай ших
частиц (радиусом
до 300 мкм), которые вращаются вокруг Солнца по при¬
ближенно круговым орбитам. Большая часть этого ве¬
щества захватывается Землей; по последним расчетам,
содержание этого вещества в атмосфере Земли увеличи¬
вается со скоростью порядка
10 000 т в день. Значитель¬
ная
радиоактивность
может образовываться в огромном
потоке солнечных протонов с энергиями
в
пределах 5—
30 МэВ в период их существования.
Однако значение
э т ог о источника е ще не установлено
в должной степени,
поскольку ученые еще до сих пор
не знают ни
пр оис хо¬
ждения,
ни
состава
пыли.
Хотя количество нуклидов,
образовавшихся таким путем, вероятно, невелико, однако
эта радиоактивность может таить очень интересную инфор¬
мацию.
Тритий. Тритий (3Н или Т) создается в природе
при взаимодействии космических лучей с атмосферой,
в основном в
реакциях столкновения (разрушение ядра)
с кислородом и азотом.
Естественная средняя скорость
образования трития на всем земном шаре, по расчетам,
равна 0,25 атом/(см2 *с). Быстро соединяясь с водородом
и
кислородом, тритий образует молекулы НТО, которые
в с вою о чередь образуют тяжелую воду. Тритий имеет
период полураспада 12,26 года и распадается путем испу¬
скания
|3-частиц; энергия (3-распада составляет всего
0,0181 МэВ, что делает определение и
измерение трития
оч ень
трудным .
Естественное распределение трития зависит от коли¬
чества трития, образующегося во время испытания ядер-
ного
оружия и попадающего в
окружающую среду вместе
с про мыш ле нны ми радиоактивн ыми от ходами . Количество
трития, образованного этими двумя источниками, может
быть на два порядка величины больше, чем то количество,
которое существовало в природе. Однако распределение
и
концентрация трития в атмосфере Земли до наступления
«ядерной эры» точно не известны. Ученые оперируют лишь
расчетными данными.
Концентрация обычно определяется в тр ит ие вы х
единицах
(ТЕ), соответствующих содержанию 1 атома
трития на 10"18 атомов протия (или 1Н). Считают, что
концентрация в пределах 2—10 ТЕ — это репрезентатив¬
ная
концентрация
три тия
в
поверхностном
слое
вод
экваториальной части Атлантического и Тихого океанов,
среднее значение для Тихого океана не превышает
7 ТЕ.
Концентрация трития в глубинных водах значительно
меньше, т. е. намного меньше 0,1 ТЕ. Это объясняется
в
первую очередь тем, что среднее время пребывания воды
выше слоя скачка температуры примерно равно периоду
полураспада трития, а кроме того, и большим объемом
глубинных вод. Предел современных счетчиков трития
—
5 ТЕ за 16 ч отсчета. Таким образом, пробы морской воды
можно проанализировать только после значительного
обогащения их Р.- а. и .,
что достигается электролизом
пробы воды до объема,
который составляет 1/ю—1/10о
от
первоначального; результирующие коэффициенты обо¬
гащения для трития рав#ы соответственно
примерно 7,5
и 75.
Б е р и л л и й-10. 10Ве, образованный под действием
космических лучей при реакциях столкновения с кисло¬
родом и а зо то м в атмосфере, распадается путем (3-распада;
период полураспада 2,5 *106 лет.
Время пребывания
в
атмосфере
—
порядка нескольких недель, а в океане
—
около 500 лет. Таким образом, основное количество 10Ве
должно быть в осадках. Поскольку скорость образования
10Ве невелика [средняя для всего земного шара 4,5 X
X 10"2 атом/(см2-с)], а период полурас пада о чень продол¬
жителен,
измерение
его
осложняется.
Анализировали
несколько колонок грунта из Тихого океана; полученные
активности были в
пределах 1—10 распадов
в
минуту на
1 кг осадков.
Таким образом, для выполнения анализа
необходимы пробы больших объемов. Хотя абсолютная
активность 10Ве низкая, удельная его активность (актив¬
ность изотопа на
единицу массы элемента) достаточно вы¬
сока, т. е . концентрация бериллия в этих осадках всего
несколько частей на миллион.
У г л е р о д-14. При взаимодействии космических
лучей с атмосферой образуется большое кол ичество ней¬
тронов высоких энергий, которые быстро замедляются до
тепловых энергий при многократных столкновениях с атмо¬
сферными газами.
В основном все образовавшиеся ней¬
троны захватываются ^ в реакции
14Ы + п1^14С+ Щ.
Скорость образования 14С в атмосфере 1,8 атом/(см2
-
с).
Атом 14С разлагается путем (3-распада до стабильного
состояния 141М; период полураспада равен 5570 лет. 14С
в
атмосфере быстро соединяется с кислородом, смешивается
с обычным С02 и разносится в нижней атмосфере турбу¬
лентной диффузией. Затем С02 в атмосфере включается
в
различные биологические циклы и
вступает во взаимо¬
действие с С02 в океане, где он входит в
систему двуокись
углерода
—
карбонаты. Естественный углерод состоит
из 98% 12С и 1,11% 13С. Живые растительные организмы
им еют
отношение 14С/естественный углерод (а следова¬
тельно, и удельную активность), в основном
равное отно¬
шению этих частиц в атмосфере; в случае живущего еще
леса «доядерного возраста» удельная активность эквива¬
лентна примерно 10“10 г 14С на грамм углерода. После
отмирания организмов 14С больше не потребляется и
отношение 14С/С в веществе уменьшается экспоненциально
во времени (т. е. на 50% каждые 5570 лет). Таким образом,
измерение удельной активности
веществ, содержащих
углерод, позволяет определить время, которое прошло
с того момента, когда нарушилось углеродное равновесие
организма с окружающей средой.
419

РАДИОАКТИВНЫЕ
Большая часть 14С находится в океанах. Рассматри¬
вая обмен углеродом
в
мировом масштабе, Л ал рассчитал,
что ~94% радиоуглерода находится в океанах, 0,4%
—
в осадках и 6%
—
в
атмосфере и биосфере. В океаническ их
осадках 14С
присутствует как известковые остатки морских
организмов.
По содержанию 14С в э ти х
осадках можно
судить
о возрасте данного слоя осадков и об общей ско¬
рости седиментации
[см. Радиоактивные изотопы (при¬
менение в океанографии), разд. Определение возраста океа¬
нических
осадков].
Кроме того, радиоуглерод может быть весьма эффек¬
тивно использован как
и нди кат ор океанических вод (см.
там
же,
разд.
Использование метода «меченых атомов»
для изучения крупномасштабных процессов перемешивания
в океанах). При использовании 14С для этих целей пред¬
полагают, что отношение 14С/12С в атмосфере осталось
о тно сит ел ьно постоянным за исследуемый период времени
(несколько тысяч лет в случае изучения движения водных
масс и 50 тыс. лет для установления возраста). А это в свою
очередь указывает на то, что спектр энергии космических
лучей, поток и состав атмосферы остались постоянными.
Все эти предположения
в
некоторой степени подтвер¬
ждаются результатами анализа колец дерева, археологи¬
ческих находок, возраст которых известен. Все имеющиеся
данные указывают на то, что отношение 14С/12С оставалось
постоянным с точностью
±2% за последние 2500 л ет,
исключая
последние 100 лет,
с
заметным увеличением,
которое наблюдалось 500 лет назад. Некоторые данные
указывают
на то, что это отношение в течение длительного
времени было больше, чем в настоящее время, возможно,
это отношение 4000 лет назад было больше на 8%. Однако
есть некоторые
основания предпола гат ь,
что отношение
14С/12С в атмосфере радикально не менялось по меньшей
мере несколько десятков тысяч лет, хотя некоторые изме¬
нения могли иметь место.
В последнее время отношение 14С/12С в атмосфере
изменилось под воздействием двух факторов: при сжига¬
нии ископаемого топлива и ядерных взрывах содержание
12С повышается.
Усиленное потребление ископаемого
топлива
в
последн ие 100 ле т прив ело
к
постепенному
уменьшению отношения 14С/12С в атмосфере; рассчитали,
что это отношение уменьшилось примерно
на 2,5± 1,0%
за период 1855—1955 гг. Это явление известно как эффект
Суэсса. Содержание 14С, увеличенное за счет ядерных
испытаний, резко изменило отношение
в
обратном на¬
правлении; радиоуглерод,
поступивший
в
атмосферу
в
результате взрывов, удвоил активность атмосферы,
как это было осенью 1963 г.
Алюмини й-26. Так
как масса
26А1 намного
больше, чем масса кислорода
и азота, то 26А1 может обра¬
зовываться только в реакциях столкновения при
взаимо¬
действии космических лучей с более тяжелыми компонен¬
тами атмосферы,
в частности с аргоном, который составляет
примерно 1% атмосферы. Период пребывания 26А1 в атмо¬
сфере должен быть
таким же, как и у 10Ве; в океанах,
по расчетам, этот период равен 100 годам. Поэтому боль¬
шая часть мирового запаса 26А1 сконцентрирована в мор¬
ских ос адк ах.
Однако из-за очень длительного периода
полураспада (7,4
-
10б лет) и очень малых скоростей обра¬
з о в ан и я [глобальная скорость,
по
данным Лала, 1,4 X
X 10"4 атом/(см2
-
с),
ил и 0,44
•
104 атом/(см2
-
год)] обнару¬
жить этот Р. -а . и. очень сложно даже при самых благо¬
приятных условиях.
Наибольшая удельная активность про¬
слеживается в
районах с наименьшей скоростью седимента¬
ции, таких, как южная часть Тихого океана, где скорость
отложения
осадков
пр имерно 0,1
см или 0,13 г
сухих
осадков
в тысячу
лет.
Активность 26А1 в современных
отложениях будет тогда 0,06 распада в минуту на 1 кг
(или 85 распадов в день на 1 кг сухих осадков); так как
в осадках примерно 9% А1, вес алюминия в пробе будет
около 90 г.
При распаде 26А1 излучает очень хара ктер ные
радиации,
что значительно облегчает
измерение.
84,6%
распада сопровождается эмиссией 1,83 МэВ у-лучей в совпа¬
де нии
с
двумя аннигиляционными протонами энергией
511 кэВ.
Более существенным источником 26А1, по -видимому,
служит межпланетная пыль; рассчитано, что 26А1 обра¬
зуется в больших количествах
при взаимодействии сол¬
нечных
протонов с этой пылью в основном через реакции
с 27А1 (р, п) и 26М§ (/?, п). Количество активности, посту¬
пающей на землю из этого источника, может быть в не¬
сколько раз больше, чем то, которое попадает в атмосферу
при взаимодействии космических лучей с атмосферой.
Это предположение подтверждается последними измере¬
ниями 26А1 в некоторых тихоокеанских осадках Амина,
Харнара и Лала. Они получили среднюю активность 0,46
распада в минуту на 1 кг сухих осадков; это значение
на целый порядок величины выше,
чем то
количество,
которое может образовываться в атмосфере только под
влиянием кос мич еск их
лучей. Однако ввиду чрезвычайно
низкой активности, большого периода времени, необхо¬
димого для отсчета, и большой вероятности загрязнения
эти результаты ненадежны. Ошибка, вызванная только
погрешностями статистического
подсчета,
может быть
равна ±50%. Неудачной была попытка измерить содер¬
жание 26А1 в веществе, отфильтрованном из проб воды,
взятых на ледяном куполе Гренландии; чувствительность
обнаружения была значительно меньше, чем та, которая
требовалась для обнаружения расчетной скорости посту¬
пления 26А1 в пыль. Предыдущие попытки измерить 26А1
в
океанических
отл ожениях
были такими же неудач¬
ными.
Обнаружение таких «больших»
количеств
26А1 из
космической пыли было бы очень важно, так как это позво¬
лило бы рассчитать различные астрофизические величины,
как-то: скорость увеличения космической пыли, потока
солнечных протонов, время уменьшения орбит частиц кос¬
мической пыли. Временное изменения этих величин можно
получить, сопоставляя изменения с глубиной содержания
26А1 в колонках
грунта.
ДЖ. М. ПРОСПЕРО, Ф. Ф . кожи
Прим,
ред.1 Подробно
вопросы
радиоактивности
в океане рассмотрены в монографии Б. А . Нелепо «Ядер-
н а я гидрофизика» (М., Атомиздат, 1970). См. также Дми¬
триева Г. В .
и
др. Радиоактивность воздуха над
океанами южного полушария
и
Антарктидой и ее связь
с
метеорологическими факторами.—
Труды ИЭМ, 1970,
вып. 5, с. 86 —97; Кароль И. Л. и др. Сравнительный
анализ глобальных выпадений продуктов ядерных взры¬
вов на материки
и океаны. —
Труды ИОАН СССР, 1966,
т . 8 2, с. 56—71; Середа Г. А. Загрязненность морей
и океанов искусственными радиоактивными веществами.—
В кн.: «Вопросы ядерной метеорологии». М .-,
Госатом-
издат, 1962, с. 259 —271 .
2
По В. И. Баранову,
в Индийском океане в среднем
находится 1,8.10"6 г Шл, причем величины изменяются
в
пределах (1,6-г -3,4) • 10"
6
г
И/л. Вероятная величина
содержания урана
в
Мировом океане 3*10"6 г 15/л (см.
Алек и н О. А. Химия океана. Л .,
Гидрометеоиздат,
1966).
420

РАДИОАКТИВНЫЕ
РАДИОАКТИВНЫЕ ИЗОТОПЫ
(ПРИМЕНЕНИЕ В ОКЕАНОГРАФИИ)
Ядра Р. -а. и.,
естественные и искусственные,
т. е.
образовавшиеся в результате деятельности
человека,
начали играть важную роль
в океанографии, поскольку
их распределение
в океанах и в
глубоководных морских
отложениях позволяет установить некоторые факты гео¬
логической истории Земли, сделать выводы относительно
динамических
процессов,
происходящих
в
океанах.
Р.-а. и .
исполь зовалис ь в
изучении процессов диффузии
как в океанической воде, так и в морских осадках. Они
используются для того,
чтобы метить водные массы;
таким образом можно прослеживать на больших расстоя¬
ниях
движение
«меч еных »
водных
масс.
Аналогичные
методы позволяют изучать систему циркуляций и процессы
перемешивания в океанах.
Члены естественно встреча¬
ющихся семейств радиоактивных рядов урана и тория
имеют в океанах относительную концентрацию, отлича¬
ющуюся от концентрации
в осадках или на континентах;
изучение этих различий в распределении может привести
к лучшему пониманию геохимических процессов, происхо¬
дящих во всех трех средах:
в океане, в осадках, на суше.
Более того,
измерение относительного распределения
членов этих семейств в океанах и осадках позволяет опре¬
делить возраст того или иного слоя осадков; таким обра¬
зом, можно установить абсолютный масштаб времени
геологических явлений.
Применение Р.-а. и. для изучения проблем океано¬
графии и рассматривается в данной статье.
Читателям
рекомендуется прочесть статью «Радиоактивные изотопы
в океанах и морских осадках», так как в ней приводятся
основные данные о концентрации наиболее важных Р.- а. и.
в морской среде, дается анализ факторов, определяющих
их распределение, кроме того, приводятся данные о харак¬
теристиках распада этих Р.-а . и.
Использование метод а
«меченых атомов»
для изуче¬
ния крупномасштабных процессов перемешивания в океа ¬
нах. Данные о распределении и концентрации различных
Р.- а. и . в океанах могут способствовать изучению систем
циркуляции и скоростей перемешивания. Чтобы показать
основной принцип метода «меченых атомов», рассмотрим
следующий пример. Если краска, основное свойство ко¬
торой уменьшать интенсивность окраски экспоненциально
во времени, добавляется непрерывно и с постоянной ско¬
ростью к поверхностному слою воды, вертикальное рас¬
пределение цвета будет различным в зависимости от ско¬
рости перемешивания воды и скорости распространения
краски. В том случае, если скорость перемешивания на¬
много выше периода полураспада краски, распределение
цвета будет однородным по всей толще воды.
Если ско¬
рость перемешив ания невелика, т о крас ка будет в значи¬
тел ьной
ст епе ни
размещаться
по
мере перемешивания
в
водном столбе и,
как
результат этого, вертикальное
распределение
краски будет неоднородным.
Если же
скорости вертикального перемешивания будут различны
в
разных частях водного столба, концентрация краски
на поверхности будет разной, наименьшей она будет там,
где скорость перемешивания наибольшая.
Р. -а. и . можно использовать как индикаторы, т. е .
так же, как и краску в приведенном выше примере. Для
того чтобы служить радиоактивным индикатором, Р. -а. и .
должен обладать следующими характеристиками: 1) пе¬
риод полураспада Р.-а. и . должен иметь такой же порядок
величины, как время, характеризующее протекание изучае¬
мого процесса; 2) метод и скорость введения Р.-а . и.
должны быть известны как функция во времени и про¬
странстве; 3) индикатор должен быть растворим; 4) ко¬
личество Р.-а. и, должно быть достаточным для его изме¬
рения. Однако ввиду того, что океаническая циркуляция
довольно сложна, одних данных о распределении Р.-а . и .
недостаточно для определения систем циркуляции и ско¬
ростей перемешивания. Для получения окончательного
результата эти данные должны коррелироваться с резуль¬
татами классических океанографических исследований.
В настоящее время для изучения циркуляции подхо¬
дят только три природных Р. -а. и.: 3Н, 14С и 226Ра; в не¬
которых случаях можно использовать Р. -а. и.,
образо¬
вавшиеся при взаимодействии космических лучей и атмо¬
сферы, такие, как 2851 и 7Ве. Несколько Р.-а. и. , вы пада¬
ющих с атмосферными осадками, также могут быть по¬
лезны.
Тритий. Тритий, период полураспада которого
12,26 года, может быть отличным индикатором для изуче¬
ния кратковременных явлений. По своим химическим
свойствам это идеальный индикатор для изучения дви¬
жения водных масс. Однако концентрация его в глубин¬
ных водах чрезвычайно мала.
Кроме того, скорости до¬
бавления этого вещества и степень его изменчивости в по¬
верхностном слое еще точно не установлены. Как только
эти параметры будут лучше известны, тритий будет очень
полезен для изучения процессов перемешивания поверх¬
н ост ных
вод, так как
период его полураспада соизмерим
со временем перемешивания водных масс выше слоя скачка
температуры. Исследования в этом направлении сейчас
ведутся.
У г л е р о д-14 . Естественный радиоуглерод
—
наи¬
более важный радиоизотопный индикатор океанических
вод, он широко использовался для этой цели, особенно
в исследованиях Брекера и Суэсса. Концентраций есте¬
ст вен ног о радиоуг лерод а
в
морской воде выражают отно¬
шением 14С/12С (выраженным в частях на тысячу) и срав¬
нивают с этим же отношением в
дереве 19 в. Однако для
калибровки счетчиков
обычно
используется
вторичный
нулевой стандарт щавелевой кислоты. Разность б вычис¬
ляется из выражения
Л
_
^Проба “"0>95Мстандарт , ллл
/1\
°14С
0^50А
100°*
(Н
'
СТаидарТ
где А
проба
—
суммарная активность 14С в пробе; множи¬
тель 0,950 выбирается для того, чтобы подогнать актив¬
ность
вторичного стандарта
к величине активности дерева
19 в.
Пробы на активность должны делаться с учетом фрак¬
ционирования Р.- а. и. ,
происходящего при химических
процессах, которые вели к образованию анализируемого
вещества,
и при
химической обработке самой пробы.
Это выполняется
масс-спектральным измерением о т но ше ¬
ния 13С Л2 С, при этом степень фракционирования 14С/12С
должна быть в два раза больше степени фракционирова¬
ния
13С/12С. Известно,
что
степень
фракционирования
в
п рироде дал еко н е один акова . Экстремальным примером
является
различие между морским известняком и совре¬
менным
деревом; у перв ого
среднее
отнош ение
13С/12С
примерно на 2,6% выше, чем у дерева. Степень фракцио¬
нирования в пробе относительно
стандарта
выражена
зависимостью
6,3С=
.„^пр°ба~ ^стандарт 10(ю>
(2)
^стандарт
где
—
соответствующие отношения
изотопов.
Окончательное
содержание
14С в тысячных
долях
отклонения Д относительно стандарта дается зависимостью
Д=
б,.с
-
(26,зС+50)/(1+ )
•
О)
Концентрация 14С в морской воде зависит от возраста
исследуемой водной массы и от степени перемешивания
421

РАДИОАКТИВНЫЕ
этой водной массы с другими, которые имеют иные значе¬
ния
со держани я 14С. Бьен, Рейкстро, Суэсс (1963) изучали
распределение 14С как функцию географической широты
и
глубины Тихого и Индийского океанов.
Они нашли,
что поверхностные значения А (в тысячных долях) колеб¬
лются от —100 до —10. В глубинных водах эти значения
колеблются от —180 до —230. Меньшая активность глу¬
бинных вод указывает на то, что, как и можно было пред¬
положить, эта вода значительно старше, чем поверхност¬
ные воды. Кроме того, активность, по данным наблюде¬
ний, уменьшается с С на Ю. И, наоборот, глубинные воды
характеризуются противоположной тенденцией, т. е . ак¬
тивность уменьшается с Ю на С; уменьшающаяся актив¬
ность глубинных вод отражает старение воды по мере ее
перемещения на С. Такая схема циркуляции обусловлена
наличием Южного океана,
который является основным
источником холодных вод, поступающих в Тихий океан.
Эти холодные, более плотные воды погружаются
и
по
м ере своего
погружения перемещаются на С. На основа¬
нии таких измерений делается вывод, что средняя скорость
движения воды на С на глубинах в Тихом океане равна
0,05 см/с.
Распределение радиоуглерода можно использовать
для расчета среднего времени пребывания различных вод¬
ных масс. Для того чтобы выполнить такие расчеты, сле¬
дует сделать несколько допущений относительно обмена
14С между океанами и
атмосферой и процессов перемеши¬
вания в океанах.
Обычно такие исследования проводят
на модели океан—атмосфера; модель состоит из серии
независимых,
хорошо перемешанных
объемов воды и
воздуха. Если мы допускаем, что отношение 14С/12С в ка¬
ждом объеме постоянно, тогда можно рассчитать скорость
обмена, которая необходима для сохранения такого распре¬
деления. Для того чтобы модель соответствовала, расчет¬
ные скорости обмена должны достаточно хорошо согла¬
совываться с классическими океанографическими наблю¬
дениями.
Разработано большое число моделей различной слож¬
ности. Самая простая модель, состоящая из двух ящиков,
делит всю океаническую систему на поверхностный и
глубинный слои. Более сложные модели состоят из шести
ящиков. Время пребывания воды в зависимости от модели
различно,
однако
ост альн ые
результаты довольно хо¬
рошо согласуются.
Поэтому делается вывод, что время
пребывания глубинных вод Тихого океана
примерно 1000—
1600 лет, для Атлантического океана эта величина вдвое
меньше. Время пребывания поверхностных вод довольно
короткое
—
всег о
10—20 лет.
Использование 14С в качестве
индикатора перемеще¬
ния водных масс осложняется эффектом Суэсса и испыта¬
ниями ядерного оружия. Оба эти фактора довольно зна¬
чительно отразились на концентрации 14С в поверхностных
водах, при этом благодаря времени перемешивания по ¬
в ерх ност ных вод и бол ьшим р аз м ер ам глубинных «резер¬
вуаров» влияние этих факторов на концентрацию
в
глу¬
бинной
во де
в
большинстве
случаев
пренебрежимо
мал о.
Ради й-226. Если можно предположить, что 22бКа
выделяется из донных отложений, как показывают дан¬
ные, с постоянной скоростью, то можно рассчитать время
пребывания водных масс в открытых океанах. Для того
чтобы выполнить такой расчет, необходимы данные о дли¬
тельны х
адвект ивных
проц ессах;
кроме
то го,
сле дует
зн а ть концен трацию р адия
в
поступающих
и вытекающ их
водах. По расчетам Кожи, время пребывания глубинных
вод в Индийском океане равно 500 лет; эта же величина
для Тихого океана возрастает до 1000—3000 лет. Эти
результаты согласуются со временем пребывания, рас¬
считанным
по 14С. Измерение более коротких периодов
потребует сбора значительно большего числа проб, так
как разность содержания радия
в
поступающих и уходя¬
щих водах мала*
Очень важно, чтобы не было обмена радия с атмосфе¬
рой, как это происходит с 14С. В настоящее время это
единственный Р.- а. и., основной источник которого океа¬
нические осадки, а не
поверхностные воды океана. Пред¬
положив,
что
диффузия
—
это
единственный фактор,
обусловливающий распространение радия, мы можем ис¬
пользовать
вертикальный градиент для расчета скорости
турбулентной диффузии в о кеан е.
«Меченые
атомы»
из
радиоак тив¬
ных
атмосферных
осадков.
Достаточно
большое число Р.-а. и., образующихся при ядерных взры¬
вах,
может быть использовано
как «меченые атомы».
Особенно интересны в этом плане 14С, 3Н, 905г и 137Сз.
905г (Л/2 = 28 лет) и 137С$ (Л/2=30 лет) отличаются тем,
что этих Р.-а. и .
не было в океанических водах до того,
как начались испытания
ядерного оружия в атмосфере.
Поэтому нет необходимости вводить поправку на фон.
Выполнены многочисленные измерения 137Сз и 90$г в океа¬
нах.
Однако результаты, полученные различными иссле¬
дователями,
сильно
расходятся.
По некоторым данным
на глубине имеются большие
концентрации этих элемен¬
тов; это указывает на то, что скорости оборота вод гораздо
выше, чем те, которые получили
по распределению 14С
и 226Ка.
Существуют многочисленные объяснения этих
противо¬
речивых результатов.
Наиболее
приемле мые объясне ния
следующие: 1) вертикальный перенос 137Сз и 905г —
это
результат оседания определенного вещества, а не движе¬
ния воды, содержащей в растворе Р.- а. и.; 2) измерения
содержания этих ядер ошибочны. Последнее весьма ве¬
роятно,
так
как
и змер ения
очень трудные, необходимо
химически обработать 200-литровые пробы воды и изме¬
рить очень низкие уровни радиоактивности (доли разрядов
в
минуту на 100 л д ля глубоководной пробы). Чтобы удо¬
влетворительно решить эти
вопросы, необходимо ставить
больше экспериментов.
Определение возраста океанических осадков. Возраст
минералов или слоев осадков часто можно рассчитать по
количеству Р.-а. и. и
продуктов их распада
в
исследуемом
веществе. Имеется четыре совершенно различных метода
определения возраста осадков, однако каждый выводится
из основного уравнения радиоактивного распада, по ко¬
торому известно, что количество атомов, разрушающихся
в единицу времени (т. е.
активность), пропорционально
существующему количеству атомов:
(Ш/М = ХЫ,
(4)
где йЫ/(И — число распадов
ядер за
врема сН, X —
по¬
стоянная называемая постоянной радиоактивного распада.
Интегрируя (4), получаем
N=
Ы0е-М,
(5)
где Ы0—
первоначальное количество атомов, N — ко¬
личество
ат омов
после
какого-то
периода времени /.
Для X имеем
,
1п2
0.693
где
^
—
период полураспада исследуемого радиоугле¬
рода, т. е.
время ,
необходимое для уменьшения име¬
ющегося
количества
атомов
наполовину.
Уменьшение
отношения No/М0 как функции XI показано на рис.
1.
Рассматривая различные методы определения
воз¬
раста осадков, обычно предполагают, что преобладают
следующие условия: 1) осадки образуются в такой
пе¬
риод времени, который можно считать коротким по сравне¬
нию с
периодом полураспада Р,-а. и.; 2) если изучаемый
422

РАДИОАКТИВНЫЕ
слой осадков уже образовался, то можно считать,
что
образовалась замкнутая система, в которой не происхо¬
дит ни
увеличения, ни потери радиоактивного вещества
(ни дочерних, ни материнских ядер). Хотя такие условия
встречаются в природе редко, они часто достаточно хо¬
рошо аппроксимируются, что и делает возможным уста¬
новление возраста.
Уилсон (1956) рассмотрел следующие типы датирова¬
ния.
Фо
1.0
Рис. 1. Отношение N/N0 как функция
в общем
уравнении радиоактивного распада (Л^
=
Л/0е~^^).
Тип I. Если известна удельная активность образца
(пробы) в момент образования, то возраст образца можно
определить,
измерив удельную
активность
в
н асто ящее
время.
Ее можно вычислить по уравнению (5), которое
после преобразования принимает вид
К
Ш
N
(7)
У г л е р о д-14. Наилучшим примером этого метода
является
датирован ие образца с помощью 14С. Делается
предположение, что отношение 14С/12С в исследуемый
период было постоянным в резервуаре,
где происходил
обмен.
Возраст вещества, содержащего углерод, можно
определить, измерив удельную активность этого вещества
и сравнив ее со стандартным образцом «современного»
углерода, так как для одинаковых масс углерода
^стандарт
^14С^14С, стандарт
^14С, стандарт
/л\
“^образец
Я»4с^14С| образец
^ 1 4С> образец
Таким образом, отношение удельных активностей
Л стан да ртМ образец можно
подставить
в
уравнение (7)
вместо N0/N; получим возраст вещества. Радиоуглерод
оказался очень полезным для определения возраста архео¬
логических находок, после Либби 14С стал обычным ору¬
дием археолога.
Радиоуглерод ис по льзо ва лс я д ля установления воз¬
раста подходящих карбонатных составляющих пелагиче¬
ских осадков способом, аналогичным
описанному выше.
Однако в измеренную
активность
необходимо
внести
поправку
на
разделение Р.- а. и.,
которое
происходит
в системе
С02—НСО^~—С О3—
в
морской воде, как указы¬
валось выше. Установить возраст образца радиоуглеро¬
дом нетрудно, если возраст пробы не больше 30—40 тыс.
лет. В некоторых случаях этот период можно продлить
до 70 тыс. лет путем изотопного обогащения при термаль¬
ной диффузии. Однако при анализе древних образцов
возникает проблема «загрязнения» их более «молодым»
углеродом. Так, например, старый образец, загрязнен¬
ный на 0,5% современным углеродом, «даст» возраст
41 500 лет. Чтобы избежать этого, створки раковин, под¬
лежащие анализу, должны быть тщательно очищены и
отобраны, чтобы отбросить те вещества,
ко торые свиде¬
тельствуют о рекристаллизации,
так как
при
этом может
произойти включение «более молодого» углерода.
Метод 14С — наиболее надежный и наиболее распро¬
страненный метод для установления возраста колонок
пелагических осадков. Скорости осадкообразования в океа¬
нах и водоемах рассчитываются по датированию колонки
с малыми интервалами между слоями и
определению
массы,
отложившейся в единицу времени.
Разрешающая
способность по времени ограничивается эффектом пере¬
работки
осадочного материала донными
организмами,
которые довольно часто перемешивают поверхностный
слой осадков на несколько сантиметров, что приводит
к смешиванию современных осадков с более глубокими
и
старыми.
В таких районах, как южная часть Тихого
океана,
где скорости осадкообразования порядка 1 мм
и менее в
тысячу лет, этот эффект может быть весьма суще¬
ственным. Еще одно затруднение при работе этим методом
связано с переносом более старых осадочных материалов
из соседних районов либо мутьевыми потоками, либо
оползнями. Возраст колонки, взятой в таком районе, будет
аномальным.
Следовательно, колонки
для
во зраст ного
анализа следует брать в таких районах, где нет
суспензион¬
ных потоков и оползней. Одним из наиболее существен¬
ных
недостатков радиоуглеродного метода датирования
является его ограниченная временная
шкала, так как
30 000 лет в геологическом отношении период короткий.
Тори й-230 (и о н и й). Ионий, дочерний Р.-а. и.
238И, имеет очень непродолжительный период пребывания
в океане, 230ТЬ, образовавшийся при распаде, быстро ги¬
дратируется и адсорбируется частицами вещества, оседа¬
ющего на морском дне. Концентрация 230ТЬ в современных
отложениях является функцией количества, образованного
в толще воды, его растворимости с детритовым материалом
и с карбонатными и силикатными остатками морских
организмов. Возраст слоя осадков можно определить по
содержанию иония на единицу массы сухих осадков (при
этом свежеотложенный слой осадков дает величину М0),
ес ли
правильны следующие предположения: 1) концен¬
трация урана в океанах сколько-нибудь существенно не
изменялась за исследуемый период; 2) скорость образо¬
вания осадков также была постоянной в течение длитель¬
ного периода времени; 3) 230ТЬ, выпавший в осадок из
раствора, можно отличить от 230ТЬ, попавшего в осадки
из
других источников, и 4) ионий не мигрирует в осадках.
Правильность предположения о постоянной концен¬
трации урана сомнительна, так как несмотря
на то, что
концентрация кажется постоянной, на ее величине может
отразиться улавливание
ядер
в
среде,
уменьшающей
концентрацию, или метаморфизация шельфовых отложе¬
ний. Кроме того, скорости осадкообразования, в частно¬
сти не содержащей углерод фракции, могут быть различ¬
ными. Датирование колонок осадков радиоуглеродом ука¬
зывает на то, что эта изменчивость связана с эффектами
оледенений. Таким образом, скорости седиментации в пе¬
риод плейстоцена непостоянны.
Аутигенный 230ТЬ, имеющийся в морских
осадках,
определяется методом полного растворения образца осад¬
ков в воде, а затем измеряется содержание 230ТЬ и 2380,
предполагая, что 23811 находится в равновесии со своими
дочерними изотопами, затем рассчитывается количество
230>ГЬ, образующегося из урана; полученная величина
вычитается из общего содержания иония. Предположение
о равновесии справедливо не для
всех типов осадков,
как
будет показано ниже, однако это наилучшее прибли¬
жение, которое можно сделать при существующих обстоя¬
тельствах. Эта поправка становится более критической
при более высоких скоростях седиментации и для более
древних колонок осадков. Для районов с очень низкой
скоростью седиментации датирование охватывает период
в
500 000—700 000 лет.
423

РАДИОАКТИВНЫЕ
Если общая надежность датирования по содержанию
иония сомнительна, то удельная активность 230ТЬ в осад¬
ках может явиться отличной мерой скорости современ¬
ного
осадкообразования. В основе метода измерения ско¬
рости осадкообразования с помощью иония лежит
пред¬
по ложени е
о том,
что
концентрация
урана в океанах
не менялась последние 10 000 лет (т. е . со времени послед¬
н его оледенения); это до ст ато чн о оправд анное пред по ло¬
жение для такого
короткого периода времени. Зная кон¬
центрацию 23411 в морской воде и
глубину воды в изучае¬
мом районе, можно рассчитать количество 230ТЬ, отложив¬
шегося в
единицу времени на
квадратный сантиметр дна
океана. Если предположить, что
среднее содержание урана
в океанической воде равно 3,3 -10“9 г/мл, то отношение
активностей 234ц/238ц будет 1,14, а при средней глубине
океана 4 км можно рассчитать, что средняя скорость отло¬
жения иония в осадок будет 2,21.10“9 г 1о/см2 в 1000 лет.
Скорость седиментации 5 можно определить из уравнения
5=
2,2М0-9
с1о
(9)
(грамм осадка на см2/1000 лет), где С\о ■—
концентрация
иония в осадках.
Если анализируется верхний слой осадков, содер¬
жащий осадочный материал, возраст которого не больше
5000—10 000 лет, нет необходимости рассматривать по¬
правку на распад, так как ошибка не превысит несколь¬
ких
процен тов.
Как уже говорилось, аутигенный ионий
определяется вычитанием 230ТЬ, образующегося из урана,
полагая, что уран, имеющийся в осадках, находится в
рав¬
новесии с дочерними Р. -а. и.,
т. е . условие, не всегда
соблюдающееся в природе, как будет показано далее.
Анализ данных 54 хорошо охарактеризованных ко¬
лонок осадков различными методами показывает,
что
скорости седиментации, полученные методом иония, го¬
раздо лучше согласуются, чем данные, полученные другими
средствами. Скорости, рассчитанные для соседних колонок
этим методом, часто совершенно аналогичны, даже в тех
случаях, когда другие методы дают несогласующиеся или
совсем бессмысленные результаты; небольшая изменчи¬
вость скоростей осадкообразования по этому методу го¬
ворит о том, что единичные определения важны и репре¬
зентативны для изучения седиментации на большой пло¬
щади.
Средняя скорость современного осадкообразования
по данным 54 колонок равна 0,63 г сухого осадочного ма¬
териала на 1 см2 в 1000 лет; преобразуя эту величину
в
объемную,
мы
получаем 0,67 см влажных осадков
в 1000 лет; эта величина очень близка к величине средней
глобальной скорости накопления осадков в
период позднего
плейстоцена (0,68 см). Если плотность 2,7 г/см3 допу¬
скается для сухих спрессованных отложений, то глобаль¬
ная
средняя
скорость 0,63 г/см2 соответствует 0,23 см
в 1000 лет, или 4,5 км слоя осадков за 2.109 лет со времени
археозоя.
Тип II. В отличие от типа I датирования, где в основе
лежит
предположени е,
что скорость осадкообразования
постоянна в какой-то период времени,
в основе методов
ти па
II лежит предположение о необходимости вводить
поправку на эффект изменения скорости. Например, если
концентрация Р.-а. и .
в
океане постоянна относительно
скорости какого-то эталонного элемента или Р. -а. и.,
то
ее можно использовать как инструмент датирования, даже
если абсолютные концентрации
этих веществ в морской
воде изменились. С помощью активности Р.-а. и.,
норма¬
лизованной до концентрации эталонного элемента (или
Р.-а. и.), на свежей поверхности осадков можно устано¬
ви ть отношение за в ремя,
равное нулю;
активность на
грамм эталонного элемента должна при этом уменьшаться
экспоненциально с глубиной в колонке соответственно
периоду полураспада, т. е.
N_ДГ0
Я
Я
е
-и
1
(Ю)
где %
—
количество
граммов (или атомов) эталонного
элемента;
М0//? —
отношение
на
поверхности
осадков
и N/8 — в слое, возраст которого предстоит определить;
значения
всех
остальных
символов
были даны
выше.
Отношение М/М0 должно изменяться как функция вре¬
мени (показано на рис.
1).
К сожалению, этот метод не так прост, как может по¬
казаться. Для того чтобы можно было применить его,
Р.-а . и. и эталонный элемент должны иметь одинаковое
происхождение и одинаковые химические свойства. Если
это условие не соблюдается, то такие факторы, как изме¬
нение
климата
и
процессов
выветривания,
о лед ене ние
и
метаморфизация шельфовых осадков в
периоды низкого
уровня моря,
могут изменить отношение.
Кроме того,
если химические свойства этих элементов различны, то
можно полагать, что эти элементы по-разному изменялись
в осадках, например, один может диффундировать гораздо
быстрее, чем другой, что опять изменит их отношение как
функции времени и глубины в колонке. Но несмотря на
эти
трудности,
определение возраста осадков в основе
своей имеет этот метод.
Торий- 230—т о р
ий-232.
Метод,
в
основ е
которого используются Р. -а. и .
тория,
можно
сч итать
действенным при следующих условиях: 1) отношение
230ТЬ/232ТЬ оставалось постоянн ым в
исследуемом районе
океана; 2) химические характер истик и 230ТЬ и 232ТЬ
в чморской воде одинаковы; 3) детритовые составляющие,
содержащие достаточное количество 230Т11 и 232ТЬ в образце,
не должны подвергаться химической обработке.
Если
эти
условия
удовлетворяются,
отношение
230ТЬ/232ТЬ должно уменьшаться экспоненциально с глу¬
биной в колонке. Однако правильность этих предположе¬
ний сомнительна. Отношение 230Т11/232ТЬ в океанах может
быть довольно изменчивым в связи с различными химиче¬
скими
свойствами
232ТЬ
и
материнского
изотоп а
230ТЬ (2341Т и 238П). Кроме того,
химические свойства
иония и 232ТЬ должны быть совершенно различными.
Ионий образуется как ион при радиоактивном распаде
234И, который имеется в растворе,
в то время как только
очень небольшая часть океанического 232ТЬ растворится,
так как большая часть этого Р.- а. и.
содержится в терриген-
ном материале.
В последние годы описываемый метод широко приме¬
нялся
в
работах по установлению возраста различных
объектов, особенно в работах Голдберга и Коиде. По ме¬
тодике Голдберга и Коиде, образец осадков должен быть
выщелочен с помощью 6ЛШС1; при это м предполагается,
что при выщелачивании 230ТЬ и 232ТЬ выпадают в осадок
из морской воды, при этом детритовый 232ТЬ остается
нетронутым. Это предположение решающее, так как боль¬
шая часть 232ТЬ в осадках
имеет детритовую природу.
Выщелачивание детритового тория должно снизить отно¬
шение 230ТЬ/232ТЬ, давая, таким образом, возраст старше,
чем истинный.
По многочисленным данным анализа колонок осадков
по этому методу нашли, что распределение 1о—ТЬ
в ко¬
лонках меняется с
глубиной. В некоторых случаях наблю¬
дается экспоненциальное уменьшение отношения, однако
большое число колонок имеют отклонения от этого пра¬
вила. В некоторых отношение, по данным анализа, уве¬
личивалось. Такое отклонение объясняли как результат
метаморфизации поверхностного слоя осадков морскими
организмами
или
придонными течениями
и
под воздей¬
ствием двух
эт их
факторов, однако это объяснение недо¬
статочно, чтобы полностью объяснить полученные резуль¬
424

РАДИОАКТИВНЫЕ
таты.
В данном случае более существенным может ока¬
заться неодинаковое выщелачивание урановых минералов,
име ющих ся
в
осадках.
Выщелачивание этого
вещества
может
привести
к
экстрагированию
230ТЬ, дочернего
Р.-а.
и.
238Е1,
тем
самым
увеличивается
отношение
230ТЬ/232 *ТЬ, что даст в результате возраст более молодой,
чвхМ он есть в действительности. Эта ошибка может быть
особенно большой
в
районах,
где
содержание урана
в осадках различно,
в частности, наличие вулканических
веществ значительно и неравномерно увеличит содержание
урана. Однако в целом метод датирования на основе отно¬
шения
1о/ТЬ дает увеличение возраста
в несколько раз
по
сравнению
с
результатами,
полученными другими
методами. Это объясняется выщелачиванием детритового
Рис. 2. Теоретическое значение отношений активности
234и/238и ц) и гзот^/гз^ (2) как функция времени.
Начальная величина уранового отношения принята
равной 1,15, а отношение 230ТЬ/234и принято равным
нулю (по Гарберу и др.,
1965).
232ТЬ, при этом понижается отношение 230ТЬ/232ТЬ, что
при водит
к завышенным результатам.
б) Уран- 234 —у ран- 238
и
торий- 230—
уран- 234. В принципе излишек 2М\3 в морской воде
по отношению к концентрации его материнского изотопа
2381[ можно использовать для датирования пелагических
осадков. Отношение активностей 23411/23811 свежеосажден-
ного урана должно быть равно отношению в вышележащих
слоях воды, в
среднем это отношение равно 1,14. Отноше¬
н и е 234у/2зву аутигенного урана в кол онке должно уме нь¬
шаться
экспоненциально
с
периодом полураспада 23411
и в конце концов должно достигнуть равновесия со зна¬
чением 1,0. Зависимость между возрастом осадков и
отношением активностей урана при такой гипотетической
ситуации показана на рис. 2. Для того чтобы правильно
определить возраст, пользуясь этим методом, необходимо
отделить в колонке аутигенный уран от детритового ком¬
понента, так как последний будет иметь отношение актив¬
ностей 234и/23813, равное или меньше единицы.
Исследование,
выполненное
в
последние
годы,
по
применению
метода для
определения
возр аста
ос адк ов,
основа нного
на
ис поль зова нии
отношен ия
активностей
Р.-а . и.
урана, показало, что этот метод практически не¬
применим
в
силу трудностей, связанных с отделением
аутигенного
и терригенного урана в колонке. Делались
попытки
разделить аутигенный уран, учитывая только
створки
пелагических
фораминифер,
осн овыв аясь
на
предположении,
что только эти организмы будут усваи¬
вать
уран,
присутствующий в растворе морской воды.
Однако нашли, что концентрация урана слишком мала
в карбонатной фракции (порядка 10“2 части на миллион)
и не может быть использована для целей исследования;
необходимы килограммы карбонатного вещества, чтобы
получить пробу урана достаточной величины для выпол¬
нения точного спектрометрического анализа, соответству¬
ющего методике определения возраста. Такое количество
карбонатного вещества невозможно получить современ¬
ными грунтовыми трубками. Кроме того, анализ очень
древних участков колонки методом полного растворения
дал очень низкие значения отношения: в пределах
от 0,95
до 0,80. Это объясняется миграцией 234Е1 вверх в толще
осадков;
такое
же
движение
вверх характерно и д ля
226Ка. Таким образом, этот метод как средство определе¬
ния
возраста
морских
отложений весьма неперспек¬
тивен.
Излишек 234И может оказаться полезным для опреде¬
ления возраста морских карбонатов, таких, как кораллы;
известно, что современные карбонаты содержат несколько
частей на миллион 23811 и в них практически отсутствует
дочерний
продукт 230Т11. Таким образом,
отношение
234и/288и должно уменьшаться, а отношение 230ТЬ/234и
—
увеличиваться как функция времени. Если можно пред ¬
поло жить ,
что во время образования карбоната в этом
веществе полностью отсутствовал
230
* *ТЬ и что отношение
2340/238и было постоянным за последние миллион лет и
более того, что система была закрытой со времени роста,
тогда возраст карбоната можно рассчитать; теоретически
возраст, полученный методами, в
основу которых поло¬
жены отношения 230ТЬ/284Ц> и 234Ш238и, должен совпадать.
Метод 23°ТЬ/23411 можно использовать для датирования
образцов, возраст которых может доходить до 250 тыр. лет ,
а метод 234ТЛ/238и годится для периода в полтора миллиона
лет. Зависимость между отношением активностей этих
Р.-а. и . и возрастом образцов показана на рис. 2.
Результаты,
полученные этим методом,
ошибочны
и не согласуются между собой. Основное затруднение,
по-видимому, обусловлено влиянием рекристаллизации.
Тербер и др. (1965) установили несколько критериев,
которые могут быть использованы для проверки относи¬
тельной значимости результатов, полученных по дати¬
рованию образцов неизвестного возраста. Эти критерии
с переменным успехом использовались при анализе корал¬
лов и оолитов. Результаты этих измерений показывают,
что использование отношения 230ТЬ/234и будет успешно
лишь тогда, когда образцы хорошо подобраны. Отноше¬
ние 234у/238у даже при хорошо отобранных образцах
дает весьма несогласованные результаты, поэтому эффек¬
тивность этого метода еще следует доказать.
Тип III. В основе методов типа III лежит зависимость
между материнским ядром и дочерним Р. -а. и . В этом
случае интерес представляют 40К—40Аг и 87КЪ—875г;
дочернее ядро
—
устойчивое. Мы предполагаем,
что
во
время образования вещество, подвергающееся анализу,
не содержит ядер дочернего изотопа; если же первоначально
некоторое количество их все же имеется, то можно рас¬
считать поправку.
Калий- 40—а ргон-40 и рубидий
-
87—
стронций
-
87.40Ки87
КЬ использовались для опре¬
деления возраста минералов и горных пород на материках.
Если в основе определения возраста методом К—Аг весь
дочерний изотоп—аргон—ушел в воздух (поскольку это
инертный газ) еще до того, как произошло отвердение рас¬
плавленного вещества, из которого затем образовался
материал, то по мере старения минерала концентрация
40К, как и можно предположить, увеличивается. Одним
из основных недостатков этого метода (К—Аг) является
утечка аргона либо в
результа те диффузии, либо при раз¬
ложении минерала в последующий после его образования
период; в результате потери аргона возраст, полученный
этим методом, получается меньше действительного. Вообще
установлено, что возраст, полученный методом К—Аг,
425

РАДИОАКТИВНЫЕ
моложе,
чем
возраст,
полученный другими методами;
это указывает на то, что потеря аргона типична.
Различные химические свойства РЪ и 5г способствуют
весьма
эффективному разделению этих двух элементов:
материнского и дочернего;
во всяком случае,
всегда
можно ввести поправку на любой остаточный 87
5г, име¬
ющийся в момент образования, путем анализа изотопных
отношений естественного рубидия, имеющегося в мине¬
рале. Эти две радиоизотопные системы позволяют опреде¬
лить возраст минералов почти за весь период существова¬
ния Земли; этот метод широко и успешно применялся.
К сожалению, по-видимому, не существует значитель¬
ных количеств аутигенных калийных минералов, образо¬
ванных в океанах или в осадках. Анализ минеральных
компонентов относительно молодых пелагических отло¬
жений из Северной Атлантики и Карибского моря по
методу К—А г показал
возраст в пределах от 200 до 400 млн.
лет,
что
указывает на материковое происхождение этих
наносов.
Установлено, что возраст минералов в колонке
с
глубиной меняется, это можно объяснить изменением
происхождения этих веществ со временем либо изменением
направления океанической циркуляции или ветра. В силу
этих же причин нет смысла использовать рубидий для
установления возраста.
Метод К—Аг можно использовать для датирования
колонок осадков в тех случаях, когда в колонке хорошо
прослеживаются слои
вулканического пепла. Поскольку
пеп ел
осаждается
вскоре
после охлаждения, то можно
считать, что в таких образцах аргон отсутствует. Однако
диффузия аргона в среде может затруднять эти измере¬
ния. При анализе детритового материала в колонке с по¬
мощью
метода К—Аг полученный возраст на 10—20%
меньше, чем
возраст материков, с которых
эт от
мате риал
мог попасть в океан.
Единственным объяснением может
быть потеря
аргона
мельчайшими
частица ми
вещества.
Тип IV. Если два различных Р. - а. и.
образуются или
попадают в океан, их соотношение постоянно, то соотно¬
шение активностей в осадках может быть использовано
как указатель возраста. В идеальных условиях периоды
полураспада нуклидов должны быть различны настолько,
чтобы можно было измерить изменение отношения актив¬
ностей во времени. Однако эта разница не должна быть
слишком большой, так как быстрое исчезновение нуклида
с
более
коротким
периодом
полураспада
относительно
вт орого нуклида ограничивает воз мо жности
применения
этого
метода
только
для
короткоживущих
нуклидов.
Для анализа этим методом
пери од по лурас пада од ног о
нуклида должен быть в два-три раза больше, чем у дру¬
гого.
Датирование пелагических отложений с помощью
пары Р.-а . и . возможно только в том случае, если
у обоих
этих Р.-а. и. одинаковые химические свойства. Время их
пребывания в океане должно быть небольшим по сравне¬
нию с
периодом их полураспада; после того как эти ну¬
клиды попали в осадки, они должны образовать замкнутую
систему, при этом не должно происходить миграции
и
выщелачивания.
Протактиний
-
231—т о р
ий-230. 230ТЬ
и
231Ра являются дочерними изотопами 238П и 23бП соот¬
ветственно. Во многих отношениях эти Р. -а. и . идеально
подходят для целей датирования. Их материнские эле¬
менты имеются в природе, причем можно предположить,
что
их
о тно сит ель ная
концентрация
была постоянной
в
течение
всего
исследуемого периода,
т. е.
неско лько
сотен тысяч лет, таким
образом, скорость образования
дочерних атомов должна быть постоянной, даже если
концентрация урана
в морской воде за этот период зна¬
чительно менялась.
Кроме того, как 230ТЬ (1о), так и
23АРа имеют одинаковые
химические
св ойства
и
оче нь
короткие сроки пребывания, всего несколько сотен лет
и меньше.
Отношение активностей Ра и 1о в слое осадков на
глубине й определяется выражением
=
0,0938
е~хРа1
е~Х1о<
—
0,0938е
^Ра Я'10^.
(И)
где А
к%—
соответственно активности
и
постоянные
распада указанных нуклидов; 0,0938
—
отношение актив¬
ностей
Ара/А\0 в мо ме нт
,отложения
(т. е.
в
верхнем
слое
осадков); I —
время, прошедшее с того времени,
когда образовался слой осадков, возраст которого опре¬
деляется. Следует отметить, что отношение активностей
Рис. 3. Отношение активности 231Ра/280ТЬ в осадках
как
функция времени. Начальное отношение актив¬
ности принято равным 0,0938, это предполагаемая ве¬
личина для молодых океанических осадков.
Показан
также распад отдельных нуклидов.
уменьшается экспоненциально, точно так же, как и в отно¬
шении N/N0 (рис. 1). Распад отдельных нуклидов и их
отношение
в
логарифмической зависимости
н анесены
на рис. 3, активность дана в
произвольных единицах так,
чтобы отношение Ара/А\0 было равно 0,0938 при * =
0,
как и следовало предполагать для новообразовавшихся
осадков. Видно, что отношение активностей уменьшается,
период полураспада равен 57 200 лет.
При анализе (и в формуле) учитываются только те
Ра и 1о, которые поступили в осадки из раствора морской
воды, т. е.
аутигенная часть этих веществ в осадках. Эту
(аутигенную) часть
определяют
следующим
образом.
Сначала весь образец растворяют в воде, а затем измеряют
общее содержание 231Ра и 230ТЬ, а также концентрацию
урана, при этом предполагается, что существует длитель¬
ное равновесие;
затем та часть нуклидов Ра и 1о, которая
образовалась в результате распада урана, вычитается из
общей величины. Но поскольку концентрация Ра в осад¬
ках крайне мала, а 1о определяется неточно, то описывае¬
мая методика измерения может быть использована для
420

РАДИОАКТИВНЫЕ
датирования веществ, возраст которых не меньше 150—
200 тыс. лет.
Метод Ра—1о довольно успешно использовался для
датирования пелагических осадков; в настоящее время
этот метод считают вторым по точности после метода,
базирующегося на использовании 14С. Однако и этот метод
не
лишен
погрешностей, обусловленных положенным
в его основу предпо ложением, чт о
уран
в осадках сохра¬
няется в равновесии с дочерними нуклидами.
Как было
показано, это ус ло в ие
не
всегда соблюдается. Осадки
по своему происхождению и составу делятся на карбонат¬
ные и известковые, которые образуются в морской воде
и выпадают из нее в осадок, и детритовые материалы,
поступающие
с
материков.
Отношение
активностей
2340/2380 последних должно быть меньше единицы в ре¬
зультате выщелачивания. Однако молодые карбонатные
(а возможно, и известковые) отложения несколько отли¬
чаю тся от предполагаемой схемы, створки фораминифер,
основная составная часть карбонатных изотопов, содержат
уран,
концентрация которого порядка
10"2 части
на
миллион, но ясно, что содержание Ра и 1о чрезвычайно
мало, гораздо меньше, чем равновесные величины. Более
того, отношение 234у/2звц в этом веществе должно быть
примерно таким же, как и в морской воде, т. е. 1,14.
Таким образом, образец осадков с высоким содержа¬
нием карбоната из района, где скорость осадкообразова¬
ния 1 см и больше в 1000 лет, может содержать большое
количество урана, который не будет находиться в равно¬
весии
со своими
дочерними
нуклидами,
что
изменит
отношение Ра/1о, поэтому следует вводить поправку на
распад урана. С другой стороны, осадки, в основном
детритовые, должны противоположным образом влиять
на
исправленное
отношение
Ра/1о. Возраст вещества,
определенный по методу Ра/1о, будет наиболее правиль¬
ный в районах с низкой скоростью седиментации, но по
мере увеличения этой скорости ошибка в
возрасте будет
зависеть от ко ли чес тва карбоната и силиката относительно
детритового компонента, так как он имеет наибольшее
влияние на возраст благодаря более высокому содержа¬
нию урана.
Еще одно затруднение связано с возможной миграцией
урана или его дочерних продуктов в толще осадков. Есть
некоторые указания на то, что диффузия Ра и 1о в осадках
не должна быть большой, кроме, вероятно, тех районов,
где скорость осадкообразования крайне мала. Смещение
тория в осадках по расчетам равно 2 см/100 000 лет, в то
время как для радия эта величина равна 20 см/100 000 лет.
Однако можно предположить, что диффузия 234Е1 довольно
значительна, как уже указывалось выше; коэффициент
диффузии для 23411 в осадках можно сравнить с коэффи¬
циентом диффузии радия. Предстоит еще большая работа,
прежде чем можно будет оценить относительное значение
этих эффектов.
Алюминий-26—бер илл ий-10.Рассмотрен¬
ные методы датирования
ограничены периодом времени
в
несколько сотен тысяч лет
или
ме ньше,
исключение
составляет лишь метод К—Аг; с помощью этого метода,
если он
применим, можно определить возраст отложений
больше чем несколько миллионов лет.
Таким образом,
не хватает метода для периода 0,5—5 млн. лет. В таких
случаях следует использовать нуклиды 10Ве и 26А1, обра¬
зованные под действием космических лучей, если можно
п редполож ить,
что
скорость
образования постоянна.
В идеальных условиях можно было бы использовать удель¬
ные активности 10Ве/Ве и 26А1/А1, как в методах типа II.
Однако, поскольку сроки пребывания этих элементов
(500 лет и меньше) короче, чем время
перемешивания
в океанах, то можно предположить, что сроки их накопле¬
ния
могут меняться
в зависимости от района, так как
существенные отложения происходят до того, как эле¬
менты смогут однородно перемешиваться с водными мас¬
с ами.
Кроме того, скорости отложения могут меняться
как функция времени, как результат изменения скорости
поступления осадочного материала, особенно в гляциаль-
ные циклы. Поскольку скорости отложения всех элементов
находятся
в
зависимости
от
подобных факторов, эти
изменения обычно усугубляются с уменьшением сроков
пребывания этих элементов.
Однако,
если
относ ительные скорости
образования
26А! и 10Ве постоянны, отношение активностей
можно
ис по л ьзова ть дл я определения возраста осадко в. Возраст I
пробы осадков можно определить по формуле
( А,’А] \
/Л»«А1Л -
(Ь.А1-ЬоВе) I
\ л»»Ве /П
\ Л,0Ве /0
'
(12)
гдеА—
активность указанных
нуклидов;
индексы «0»
и «П»—
отношения
активностей проб, взятых соответ¬
ственно в
верхней части трубки и на глубине /X Отноше¬
ние активностей должно уменьшаться примерно
в2
раза
кажд ые м илл ион лет.
Если основное количество 26А1 и
10Ве образуется при взаимодействии космических лучей
с
атмосферой и если расс читан ные Л ал о м ск ор ос ти обра¬
зования
правильны, тогда отношение активностей 26А1/10Ве
в
поверхностном слое осадков должно быть равно при¬
мерно 10“ а.
Все затруднения, связанные с определением и изме¬
рением этих Р.-а . и .,
рассматривались выше. Основное
затруднение
—
исключительно
малый уровен ь
активно¬
сти 26А1 в осадках, не менее сложен и
вопрос об основном
механизме образования этих нуклидов
и
о по стоянств е
этого
процесса. Если 26А1 и 10Ве образуются при взаимо¬
действии космических лучей с атмосферой, тогда предпо¬
ложение о том, что отношение продуктов постоянно, можно
считать правильным. Можно не сомневаться, что по мень¬
шей мере 98% 10Ве, обнаруженного в осадках,
именно
такого
космического
происхождения.
Можно полагать,
что основным источником 26А1 является космическая
пыль. Если это именно так, то
отношения продуктивно¬
сти можно использовать для установления возраста, если
нельзя
будет показать,
что скорость увеличения 26А1
будет постоянной относительно 10Ве. Поскольку при ра¬
боте этим методом следует учитывать большое число не
изученных еще параметров, определяющих количество
Р. -а. и . в космической пыли, этот метод требует еще тща¬
тельной доработки. Однако эти исследования чрезвычайно
важны сами по себе и элемент 26А1 может оказаться гораздо
более важным, чем возрастной индекс.
ДЖ. М. ПРОСПЕРО, Ф. Ф. КОЖИ
РАДИОАКТИВНЫЕ ОТХОДЫ В ОКЕАНЕ
Р. о.,
образующиеся в результате использования
ядерной энергии, постепенно загрязняют океаны.
Захо ¬
ронение Р. о .
вблизи
пр омы шл ен ных це нтров р егла мен¬
ти руется строгими прави лами;
в то же время в некоторых
районах Мирового океана
поверхностные
и
глубинные
воды уже радиоактивны из-за испытаний ядерного ору¬
жия, которые проводятся в различных пунктах на земле
и в атмосфере. Р. о.,
несмотря на опасную перспективу
загрязнения,
могут быть использованы в океанологии
в качестве индикаторов гидрологических и биологических
изменений в морях.
Источники Р. о .
Современные источники Р. о- сле¬
дующие:
а) ядерные реакторы, установленные на
атом ных
электростанциях;
427

РАДИОАКТИВНЫЕ
б) заводы-экстракторы, обрабатывающие использован¬
ное ядерными реакторами топливо;
в) суда с ядерными реакторами;
г) испытание ядерного оружия;
д) использование радиоизотопов в качестве «индика¬
торов».
При перезагрузке реакторов атомных
электроста н¬
ций отработавшие тепловыделяющие элементы
(ТВЭЛы)
выдерживают в бассейнах выдержки-
—
больших резер¬
вуарах, наполненных водой, что позволяет распасться
атомам с
коротким
периодом
полураспада.
Коррозия
ТВЭЛов делает
воду в резервуаре радиоактивной,
но
уровень
радиоакт ивности
(в воде) невысок,
поэтому
эту воду можно спускать непосредственно
в
большую
реку или в море, не создавая
при этом
никакой
о пас¬
ности.
Сточные воды заводов-экстракторов, обрабатывающих
ТВЭЛы, имеют уже более высокий уровень радиоактивно¬
сти, и
поэтому они
могут быть
с пущены
в
окружающую
естественную среду только сильно разбавленными. Кон¬
центрированные Р. о . должны храниться на земле в спе¬
циальных
контейнерах. Завод «Уиндскейл», принадле¬
жащий Комиссии по ядерной энергии Великобритании,—
крупное химическое производст во; он выбрасывает еже¬
годно около 90 тыс. кюри (единиц радиоактивности) через
трубопровод, уходящий на глубину в Ирландское море
на
расстояние
2 мили
от
берега. Реакторы «Хэндфорд
дженерал электрик компани» (США, штат Вашингтон)
дают еще большее количество Р. о .—
около 350 тыс. кюри
ежегодно уходит
с водами р. Колумбии в Тихий океан.
Заводы «Хэндфорд» и «Уиндскейл»
—
это
тол ько
два
источника Р . о .,
но и они высвобождают очень большие
количества
Р. о.
Суда с ядер ными ре акторам и да ют мень шее ко личе¬
ство Р. о., но они
могут явиться очень мощным источником
радиоакт ивности в будущем.
В настоящее время основной источник радиоактив¬
ного
загрязнения
океанов — это
испытания
ядерного
оружия 4. Радиоактивные вещества, выпадающие в виде
радиоактивных
осадков
на
поверхность
земли ,
обра¬
зуются при взрыве: испарившиеся металлы и радиоизо¬
то пы
разносятся из центра
взрыва
и
конденсируются
по мере охлаждения облака. Радиоактивные частицы рас¬
сеива ются в
атмосфере и могут выпасть на землю в районе,
расположенном н а
расстоянии многих тысяч миль от
места взрыва. Они осаждаются на поверхность моря и,
если плотность достаточно высокая, быстро погружаются
на глубину; при меньшей плотности они могут оставаться
во взвешенном состоянии в воде в течение довольно боль¬
шо го ср ока.
И, наконец, последний источник радиоактивности
морской воды
—
использование радиоизотопов
в океано¬
логических исследованиях.
Как уже упоминалось выше,
эти изотопы могут быть использованы в гидрологических
работах, а песок и галька, помеченные радиоактивными
изотопами, ус пешн о применялись д ля
изучения переме¬
щения наносов вдоль берега и в устьевых участках рек.
Изотопы используются также в лабораториях в биохи¬
ми чески х
исследованиях,
в
медицинской
практике
—
при диагностике различных заболеваний; эти источники
радиоактивности могут попасть в городские канализацион¬
ные системы, но их можно не относить к основным причи¬
нам радиоактивного загрязнения океанов.
Состав Р. о . Различные Р. о . содержат и различные
радиоизотопы. Разбавленные сточные воды атомных элек¬
тростанций содержат небольшие количества таких радио¬
изотопов, полученных в результате поглощения нейтрона,
как 32Р, 465с, 51Сг, 54Мп,65Ре, б9Ре, 60Со, 652п, 76Аз,
125
5Ъ,
1311. Могут быть также следы радиоизотопов, образу¬
ющихся при распаде атомного ядра. К ним относятся
428
895г, 905г, 90У, 952г, 95ЫЬ, 103Ки, ывКи 106НЬ, 144Се,
13?С$, 210Ро, 239Ри, 234РГ, 23б11, ззви.
Химические заводы, обрабатывающие использован¬
ные ТВЭЛы, выделяют продукты распада, они и являются
основными Р. о.,
но и здесь могут присутствовать следы
радиои зотоп ов,
полученных
в
результате поглощения
нейтронов. Суда с ядерными реакторами выделяют не¬
большие количества Р. о. с преобладанием в них радио¬
изотопов, полученных в результате поглощения нейтро¬
нов.
Такие же радиоизотопы
используются
в
качестве
индикаторов
в
океанологических
исс ле дов ани ях.
В табл.
1 приведены все известные радиоизотопы,
попадающие в воды морей и океанов в результате испы¬
таний ядерного оружия и в виде промышленных отходов.
Таблица 1. Радиоизотопы,
образующиеся при испытании ядерного оружия
и имеющиеся в промышленных отходах,
обнаруженные в морской среде
Радиоизотоп
Период
полураспада
Тип
радио¬
активности
Истс
н
3
с
2
оя
кк
другие
х
источни-
*
ки
*
Встречаютсявестествен¬ ных
усло¬
виях
3Н
12,26 года
3
4-
4-
14С
5568 лет
3
4-
4-
32
р
14,22 дня
3
4-
4в5с
83,9 дня
3,V
+
61Сг
27,8
»
V
+
64Мп
291 день
У
4-
4-
55Ре
2,60 года
У
4-
4-
бэре
45,1 дня
3,V
4-
4-
57Со
270 дней
У
4-
Б8Со
71,3 дня
У
4-
®°Со
5,24 года
3.V
+
4-
вб2п
245 дней
3.V
+
4-
76
Аз
26,4 ч
3.V
4-
35к
10,3 года
3-V
4-
895г
50,5 дня
3
4-
4-
®°5г
27,7 года
3
4-
4-
90у
64,2 ч
3.V
4-
+
91у
57,5 дня
3.V
4-
952г
65 дней
3-V
4-
+
9б]МЪ
35
»
3.V
+
+
"Мо
66ч
3-V
+
103ри
39,8 дня
3.V
+
+
1°вРи
1,00 год
3
+
4-
10вКЬ
130 мин
3-V
+
+
113шсс1
5,1 года
3.V
+
,5тС(Г
43 дня
3.V
+
1265Ъ
'
2 года
3.V
+
132Те
77,7 ч
3»V
+
1311
8,08 дня
3,V
4-
4-
137Сз
26,6 года
3,V
4-
4-
140Ва
12,8 дня
3.V
4-
140Ьа
40,22 ч
3.V
4-
141Се
33,1 дня
3.V
4-
4-
144Се
285 дней
3-V
4-
+
18б^у
75,8 дня
3
4-
207 В1
8,0 года
V
+
210ро
138,4 дня
а,V
4-
2341
2,48-10б года
а,У
4*
4-
4-
235 |
7,1-10®
»
а,у
+
+
4-
238у
4.51
-1 0»
»
а,V
4-
+
4-
239Ыр
2,35 дня
3.V
4-
289ри
24,360 года
а,V
4-
4-
Указан
период
полураспада,
т. е.
время,
необходимое
для того, чтобы распалась половина атомов данного радио¬
активного вещества.
В морской воде и в морских орга¬
низмах обнаружено 42 радиоизотопа, представляющих
32 элемента, из которых только пять встречаются в есте¬
ственных условиях. Это тритий (3Н) и 14С, которые обра¬
зуются в верхних слоях атмосферы под действием косми¬
ческих лучей и выпадают на землю в
резул ьтате
тех же
процессов, которые возвращают на землю частицы, воз¬

РАДИОАКТИВНЫЕ
никшие при взрыве ядерных бомб, и три изотопа урана,
являющиеся неотъемлемой составной частью воды и по¬
роды.
Обработка и захоронение Р. о. Обработка Р. о ., пред¬
шествующая их захоронению, зависит прежде всего от
природы самих Р. о . и среды, их принимающей. Р . о .
можно некоторое время хранить в специальных бассей¬
нах
выдержки, что позволяет радиоизотопам с малым
периодом полураспада разложиться, уменьшая, таким
образом, радиоактивность конечного стока; если Р. о.
до этого участвовали в кислотных реакциях, их необхо¬
димо нейтрализовать. Часто проводится фильтрация сточ¬
ных вод с мельчайшими высокорадиоактивными частицами
через слои суспензионной глины.
Обработанные сточные воды, обычно имеющие низкий
уровень радиоактивности и большой объем, спускают
в
реку
или по трубопроводу в море. Р. о. судов с ядер-
ными реакторами можно фильтровать через ионно-обменные
смолы, которые через определенные промежутки времени
сбрасывают с судов в море, и они погружаются на дно.
Кроме того, имеет место строго контролируемое захоро¬
нение Р. о . с низкой радиоактивностью
в
герметизирован¬
ных контейнерах у границ материковых отмелей, напри¬
мер во впадине Херд и на атланти ческом шельфе (США).
Исследования,
вып ол нен ные
по
зад анию Комиссии по
ядерной энергии США в 1961 г., показали, что сброшен¬
ные на дно контейнеры с Р. о . сохранились лишь частично.
Р. о.
в
уцелевших контейнерах продолжают оставаться
п отенциа льно опасн ыми.
Предельная допустимая концентрация (ПДК) радио¬
активнос ти.
Уровень радиоактивности моря и морских
организмов должен быть ниже уровня, угрожающего
здоровью тех, кто питается морскими продуктами, ку¬
пается в морской воде или использует рыболовецкие сна¬
сти, которые могли быть
загрязнены радиацией. Условия
захоронения Р. о. должны быть тщательно изучены, чтобы
выявить
все факторы, которые позволят
регулировать
количество спускаемых сточных вод. На английском за¬
воде «Уиндскейл» количество сточных вод
ограничено
уровнем радиоактивности, накапливаемой морскими водо¬
рослями Рогркуга мтЫНсаИ8. Эти водоросли используются
в
пищу.
Если увеличить количество сточных вод,
то
употреблять эти
водоросли
в
пи щу
станет
опасным,
рыба же, выловленная в этом районе, не будет представ¬
лять никакой опасности, так как
водоросли
аккумули¬
руют гораздо больше радиоактивности, в данном случае
радиоизотопа 106Ки, чем рыба. «Допустимые» концентра¬
ции и ПДК загрязнения радиоактивностью продуктов
питания человека рассчитываются
в соответствии с таб¬
л ица ми,
разработанными Комиссией радиологической
защиты (1959)2.
Контроль. Контроль над соблюдением норм и
правил
ПДК радиоактивности должен производиться в соответ¬
ствии с местными условиями в зависимости от состава Р. о.
и лимитирующих факторов среды. В
о снов ном
уровни
суммарной радиоактивности или отде ль ных из от о по в ре ¬
гулярно измеряются с интервалами порядка нескольких
дней, а результаты сравниваются с ПДК радиоактив¬
ности. Это значит, что количество радиоактивных
ве¬
ществ,
выпускаемых любым промышленным предприя¬
тием в естественную среду,
находится
под
постоян¬
ным
контролем
и
при
необходимости
может
изме¬
няться.
Рассеяние и накопление Р. о.
в
море. Химическая
активность Р. о., будь то осадки, выпадающие из атмо¬
сферы, или индустриальный сток, зависит до некоторой
степени от химического соединения Р. о . во время их
поступления
в
море.
Множество различных факторов
среды влияет на судьбу Р. о.; некоторые вызывают их
рассеяние, а значит , разбавление, другие
—
концентра¬
цию и, таким образом, возможную концентрацию их на
ограниченном участке в море.
Влияние неорганической среды. Р. о . обычно содержат
несколько радиоизотопов различных химических элемен¬
тов; разные изотопы в одинаковых условиях ведут себя
по-разному. Многие имеют тенденцию не растворяться,
и поэтому они присутствуют в морской воде в виде мель¬
чайших частиц, например: б4Мп,
55
Ре, 69Ре, 57Со, б8Со,
60Со, 90У, 952г, 95ЫЬ, "Мо, 103Ки, 106Ки, 106No, шСе,
144Се 144Рг 147Рш 207В1, 239Ри.
Другие растворяются и поэтому присутствуют в мор¬
ской воде в виде ионов,
например: ^2Р, ®4Сг, 895г, 905г,
125
5Ь, 1311, 137Сз#
Процессы,
влияющие
на
радиоизотопы,
попавшие
в море, показаны на рис.
1. Адвективные и турбулентные
течения
разносят их обычно больше в горизонтальной пло¬
ск ости ,
чем в
вертикальной,
и по этом у происходит их
разбавление. Течения уносят Р. о. от того места, где они
были выброшены. С другой стороны, физико-химические
процессы поглощения, совместного осаждения и обмена
ионов приводят к образованию хлопьев и выпадению в оса¬
док радиоизотопов;
именн о
благодаря этим процессам
становятся радиоактивными
пески,
илы и глины. Отло¬
жение
радиоактивных
илов и глин в прибрежных районах
на
ограниченных участках в относительно спокойных
водах при условии, что радиоизотопы имеют длительный
период полураспада,
является опасным для
морских
организмов этих районов и населения ,
потребляющего
морские организмы в пищу. Физико-химические процессы
поглощения задерживают Р. о.
в
ограниченном районе
и мешают их рассеянию.
Биологическое накопление. Степень аккумуляции ра¬
диоизотопа организмом или тканями организма
изм е¬
ряется коэффициентом накопления, который показывает,
во сколько раз концентрация изотопа в организме
или
в его тканях превышает его количество в окружающей
воде. Коэффициент накопления определяется, когда кон¬
центрация радиоизотопа
в
организме или в его тканях
находится в устойчивом состоянии относительно концен¬
трации
изотопа
в
среде.
Поскольку для большинства
химических элементов радиоактивные изотопы накапли¬
ваются организмами до такой же степени, как и стабиль¬
ные изотопы элемента, коэффициент накопления для радио¬
изотопов тот же, что и для стабильных изотопов элемента.
Таким образом, большая часть коэффициентов накопле¬
ния, приведенных в табл. 2, такая же, как и у стабильных
изотопов.
Наиболее опасные радиоизотопы с точки зрения за¬
грязнения организмов
—
это те изотопы, степень накоп¬
ления которых высока, которые на долгое время задер¬
живаются в
организме и имеют большие периоды полу¬
распада. Период, в течение которог о радиоизот оп задер¬
живается в
организме, измеряется периодом полувыведе-
ния радиоизотопа из организма (это время, которое необ¬
ходимо организму или его тканям, чтобы уничтожить
через процессы обмена половину количества накопленного
радиоизотопа). Многие изотопы, которые имеют большой
коэффициент накопления в организмах (32Р, б1Сг, 69Ре,
76А$, 95МЪ, 1311), имеют относительно короткие биологиче¬
ские
периоды полу выведения.
Следовательно, если на¬
чальные концентрации в морской воде невелики или не
происходит непрерывное добавление этих изотопов, за¬
грязнение организмов быстро уменьшается путем удале¬
ния
радиоизотопа из ткани организма или в процессе
распада. Наиболее опасные радиоизотопы, которые встре¬
чаются в современных Р. о., это 905г и 137Сз, период полу¬
распада которых более 25 лет. В отличие от 137С$, который
имеет относительно короткий период полувыведения радио¬
изотопа из организма, 905г накапливается и задерживается
в скелетах морских организмов. Стронций с химической
429

РАДИОАКТИВНЫЕ
Рис. 1 . Схема процессов, определяющих распределение радиоактивных стоков в морской среде (по Вальдихуку).
Таблица 2.
Коэффициенты накопления радиоизотопов тканями морских организмов (по Мошлину и Темплтону, 1964)
Изотоп
Водоросли
Беспозвоночные
Позвоночные
Планктон
мягкие ткани
скелет
мягкие ткани
скелет
82
р
10 000
10 000
10 000
40 000
2.10е
4в5с
1 500—2 600
й1Сг
300 — 100 000
70—1 000
2 000
64Мп
6 500
10 000
1 000
2000
750
5йРе, й9Ре
20 000—35 000
10 000
100 000
30—1 000
5000
2 000—140 000
б7Со’, й8Со, в0Со
450
Полностью 400 — 3 000
160
1500
в52п
Полностью 5 000 — 40 000
1 000
300—3000
1000
7вА$
200—6 000
Полностью 20 000
805г, 0О5г
1—40
1—25
180—1 000
0,1—2,0
100—200
9
90У 91у
100—1 000
20—100
300
5
1 500*=- 3 000
052г
350—1 000
0ЙЫЬ
450—1 000
Полностью 200000
99Мо
10—100
100
20
1°зКи, 10в1>и, 108КЬ
15—2 000
2 000
3
600—3 000
1255Ъ
100 (?)
100 (?)
50
18Ч
3 000—10 000
50—100
50
7—10
137С5
1—100
10—100
0
10—100
0—5
141Се, 144Се
300—900
300—2 000
45
12
7 500
209В1
500
50
234^ 235Ц 238Ц
10
400
<20
230Ри
13
точки зрения ведет себя подобно кальцию, хотя большая
часть
морских организмов поглощает кальций, а не строн¬
ций. Скелеты многих морских организмов, живших в по¬
следни е
несколько лет
(начиная примерно с 1955 г.),
содержат
90
5г; этот изотоп в будущем может помочь
ученым в изучении осадкообразования. Большая часть
ради ои зо то по в, содерж ащихся
вР.о.,
потенциально не
представляет интереса для геохимических исследований.
430
Цезий-137 с периодом полураспада 33 года не аккумули¬
руется морскими
организмами
и
не
эстрагируется
из
морской воды в
процессе осадкообразования. Следова¬
тельно, он будет устойчиво сохраняться в воде
наравне
с 14С и 905г, а это даст возможность определить характе¬
ристики перемешивания поверхностных и глубинных слоев
в океанах.
ДЖ. МОШЛИН

РЕГИСТРАТОРЫ
Прим. ред.
1
В настоящее время существует между¬
народный договор, запрещающий
испытание
ядерного
оружия в атмосфере, воде и на суше. Советский Союз
этот договор ратифицировал.
2
В СССР ПДК радиоизлучения значительно меньше
ПДК, принятых в США.
РАЗГОН ВОЛН
равновесного состояния вполне развитых волн. Эти волны
имеют преобладающие периоды, соответствующие макси¬
муму спектра.
При статистическом изучении системы
волны—ветер было установлено, что это состояние дости¬
гается в тех случаях, когда Р. в . свыше 300 миль и про¬
должительность
ветра свыше 24 ч при постоянной его
скорости около 30 узлов. При скорости ветра, равной 20
или 34 узлам, ограничивающие значения равны 75 миль,
10 ч и 450 миль, 32 ч соответственно.
Р. в. определяется или как расстояние на морской
роудз У. фейрбридж, такаши ичие
поверхности, над которой устанавливается более или менее
постоянное направление ветра и создается волновая си¬
стема, или как площадь, на которой образуется данная
волновая система. Границы площади Р. в . могут опреде-
РАССЕИВАЮЩИЙ СЛОЙ — с м.
Глубинные звукорассеи
л я ть с я береговой линией, системой фронтальных разделов
вающие слои.
или изгибом изобар.
Высота и период волн зависят только частично от Р. в .,
а также, естественно, от скорости и продолжительности
ветра, т. е . промежутка времени, в течение которого дует
РЕГИСТРАТОРЫ ГЛУБИН
ветер.
Длина разгона
мор. мили
Рис .
1. Диаграмма для определения характеристик волн на
глубокой воде (по Бретшнайдеру).
1—
минимальная
продолжительность
ветра (в часах); 2 — пе¬
риод волны (в секундах); 3 — высота волны (в метрах). Высота —
максимальная,
период
—-
средний.
Когда и продолжительность ветра, и Р. в. достаточно
велики, ветровые волны достигают стадии полного раз¬
вития, при которой высота волн выражается как опреде¬
ленная функция (спектр волновых амплитуд) волновых
периодов (или длин
волн) для различных скоростей
ветра.
Форма спектра вполне развитой волны у разных авто¬
ров не совпадает, но в любом случае при определенном
волновом периоде наступает максимум спектра.
И макси¬
мум, и период его появления возрастают с увеличением
скорости ветра. Когда Р. в . или
продолжительность ветра
ограничены, зарождаются волны более коротких перио¬
дов, чем
период максимума спектра.
После того как и Р. в.,
и
продолжительность ветра
превысят определенные пределы, волны достигают почти
Точные измерения глубин в эхолокационных системах
с большой разрешающей способностью основаны на реги¬
страции времени прохождения акустического эхо-сигнала
на графике, называемом эхограммой.1
История вопроса. Впервые Р. г. был применен Марти
в 1922 г., спустя несколько лет после изобретения эхолота.
К 1940 г. эхолоты уже широко использовались при произ¬
водстве гидрографических работ. Однако эхолоты в то
время могли измерять глубины, не превышающие 1000 са¬
женей (1850 м). Первые эхолоты и самописцы, предназна¬
ченные для измерения любых глубин в океане, появились
во время второй мировой войны. После войны такие при¬
боры были установлены на океанографических исследова¬
тельских судах. У этих приборов есть недостаток
—
огра¬
ниченная точность часовых механизмов их Р. г ., но, не¬
смотря на это, они дают хорошие результаты на всех глу¬
бинах. И только к 1953—1954 гг. были разработаны эхо¬
лоты с Р. г., точность часового механизма которых больше
1/3000 с. До настоящего времени идет постоянное усовер¬
шенствование аппаратуры этого типа.
Принцип действия. Точные Р. г. регистрируют время
прохождения коротких (дискретных) звуковых сигналов,
посылаемых излучателем, до дна и время отражения эхо-
сигналов. Точность отсчета времени достигается с помощью
камертона, являющегося источником постоянной частоты,
не зависящей от судовых источников энергии. Запись
глубины ведется на специальной бумажной ленте, подаю¬
щейся с постоянной скоростью мотором с вращающихся
катушек. Перо, смонтированное в магнитном
барабане,
проходит по всей ширине бумажной ленты также с постоян¬
ной
ск оро ст ью.
Звуковые сигналы,
преобразованные
в электрические, приводят в движение перо, которое в за¬
висимости от типа прибора либо прожигает верхний белый
слой бумаги до появления отметок черного цвета, либо
делает пометки в результате химической реакции с солями,
пропитывающими бумагу. На ленте Р.
г.
через равные
промежутки
времен и
отмечаются
генерируемые излуча¬
телем
звуковые
сигналы
и
отраженные
от
дна эхо-
сигналы.
Единицы измерения времени прохождения эхо-сигна ¬
лов. Единицы измерения времени прохождения эхо-сигна¬
лов обычно выражаются в
1/400 с.
Обычно эти единицы
называются стандартными, или номинальными, саженями.
Существует тенденция
к
преобразованию этих единиц
в сотые или тысячные доли секунды. Однако при совре¬
менных методах измерений трудно, а иногда и совсем
431

РЕГИСТРАТОРЫ
невозможно
измерить
вр емя
пр охожд ения
отраженного
звука
с точностью до
1/10оо с*
Точность современных
приборов около 1/100 с, поэтому пока
остается
еди¬
ница 1/400 с.
Некоторые ученые пользуются единицами
1/?5о» 1/725» V420 с» но они менее удобны в работе и не
находят широкого применения.
Масштаб глубин. Если интервал между сигналами 1 с,
то масштаб глубин будет 0—400 единиц или кратное ему.
Масштаб глубин иначе называется разверткой. На Р. г.
некоторых типов имеется не одна, а несколько разверток.
Диапазон глубин обычно можно определить моментальным
переключением на медленную развертку или посылкой
более продолжительного сигнала и удлинением периодов
развертки между посылкой сигнала и его возвращением.
В типичном случае, если скорость судна 10 узлов, ско¬
рость движения бумажной ленты 60 см/ч, а развертка
400 (45 см), вертикальное увеличение будет примерно 19 : 1.
Определение истинной глубины. Карты, построенные
на
осн ове
и зме рен ия времени отражения эхо-сигнала
вышеупомянутым способом, широко используются в гео¬
лог ическ их
исследованиях,
когд а
ист инн ая
глубина
не имеет большого значения. Однако при некоторых океа¬
нографических работах и в большинстве случаев при гра¬
виметрических работах необходимо с большой точностью
измерить истинную глубину. Неточность при определении
расстояния по времени отражения эхо-сигнала может
быть обусловлена различными причинами: 1) несовер¬
шенством звуковой и регистрирующей аппаратуры; 2) кач¬
кой
и движением судна; 3) нерегистрируемыми измене¬
ниями глубины передатчика и приемника ниже ватерли¬
нии; 4) рефракцией звуковых волн вследствие изменения
скорости распространения звука в толще воды. Точность
эхолотов составляет 23% глубины.
Скорость звука. Скорость распространения звука
в морской воде обычно колеблется между 1450 и 1550 м/с,
но
наблюдаются исключения (значения скорости могут
быть выше 1600 и ниже 1400 м/с). Скорость распростране¬
ния звука
меняется в зависимости от температуры, соле¬
ности и давления (рис. 1). Для введения поправок на
гс
м
м/с
0 1445
1000 1464
2000 1482
3000 1500
4000
1518
5000
1536
6000 1554
7000
1571
8000
1588
9000
1605
10000
1622
Рис. 1. График изменения скорости звука в воде с изменением
температуры, солености и глубины (в таблице приведены значе¬
ния скорости при Т — 0° С и 5 = 350°/оо) (по Дитриху, 1963).
температуру и соленость служат таблицы (Мэттьюз, 1939),
составленные с учетом особенностей для 52 отдельных
океанических районов.
Интерпретация наклона. Зона распространения звука
вниз от корпуса судна по форме напоминает неправильный
конус. Эта зона называется эффективным звуковым кону¬
сом. Звуковые волны отражаются от любой отражающей
поверхности, перпендикулярной к направлению распро¬
432
странения звука внутри эффективного звукового конуса.
Общая величина телесного угла такого конуса у боль¬
шинства эхолотов 40—60°; существуют приборы с более
узкими диаграммами направленности. Траектория звуко¬
вых волн искривляется на величину, равную углу на¬
клона донной поверхности, от которой звуковой сигнал
отражается (рис. 2 а). При очень крут о м
наклоне донной
поверхности, т. е . когда нет поверхности, перпендикуляр¬
ам
б)
Рис. 2. Траектории отраженных сигналов от поверхности с ук¬
лоном 10° (а) и 30° (б). Положение судна обозначено буквой X.
Заштрихованная часть конуса показывает телесный угол 40°.
XV—
примерные траектории,
по которым распространяются
отраженные волны, принимаемые на судне. В случае а вдоль XV
будет регистрироваться время при траектории луча, уходящего
вертикально под корпус судна. Пунктирная линия (под конусом)
показывает примерное положение регистрируемого следа. В слу¬
чае б отраженные сигналы либо очень слабы, либо их не зареги¬
стрируют.
ной к эффективному звуковому конусу, звуковой сигнал
отражается от той поверхности, которая будет ближе всего
соответствовать перпендикулярной, выраженный звуковой
сигнал будет очень слаб (боковые лепестки), или его совсем
не будет (рис. 2/б). Случайные выступы дна отражаются
в любом направлении
в пределах эффективного звукового
конуса, это вызывает гиперболические отраженные эхо-
сигналы по мере прохождения судна (рис. 3 а). Можно
вывести следующую зависимость (рис. 3 а):
оХО)2 = (Х2)2 + (07) 2.
Преобразовав данное уравнение, получим
(ХО)2
(XI)2 _ .
(ОХ)2
(ОХ)2
А*
Это формула уравнения гиперболы. Крутые гребни
и долины также дают гиперболические отражения (рис. 36).
В районах с неровным рельефом и рыхлыми
осадками
имеют место многократные отражения от нескольких дон¬
ных поверхностей одновременно.
Существует графический метод
поправки
наклона
по профилю, снятому с эхограммы, при полном отсутствии
вертикального увеличения и боковых лепестков диаграммы
направленности. При этом учитывается географическая
привязка к поверхности дна с помощью компаса. Поправки
наклона можно снимать непосредственно с этого профиля.
Ниже приведены уравнения, выражающие связь реги¬
стрируемого наклона (ф) с
и стин ным
наклоном донной
поверхности (0)
51П0=
ф,

РЕЛЬЕФ
связь измеренного расстояния (й) с истинной глубиной
под судном (И)
й=О/соз0
и
связь
расстояния й с горизонтальным расстоянием
между судном и линией, проходящей вертикально через
место выхода эхо-сигнала (*),
&=*/51П0.
Эти зависимости могут быть использованы, если дон¬
ная поверхность
имеет относительно однородный наклон.
При многократном пересечении одного и того же участка
с
одновременным
использованием
широкоугольных
и
узкоугольных
звукоизлучательных
систем
получается
объемная картина.
а)
б)
Рис. 3. а) X, У, 2 —- положение судна
над вершиной с кру¬
тыми
склонами.
ХО,УО,20—
траектории при этом положе¬
нии судна. Дуги ОМ и ОТУ показывают возможные образующиеся
гиперболические траектории; б) то же над вершинами с крутыми
склонами и долинами.
Многократные и другие отражения. Кроме единичных
отражений, от океанического дна принимается множество
других. Дважды или более отраженные звуковые сигналы
обычно принимаются на малых глубинах. Их легко раз¬
личить, так как они слабее и
следуют параллельно изме¬
нениям действительной глубины. Рыбы и другие морские
организмы, которыми может быть богат исследуемый район,
на определенных глубинах образуют отражающие гори¬
зонты, которые часто называют глубинными звукорассеиваю¬
щими слоями. Рыбы и морские организмы, встречающиеся
в поверхностном слое, дают беспорядочное отражение,
часто затемняя верхнюю часть эхограммы. Когда донные
отражения затемняются такими случайными отражениями
или
выходным
сигналом,
применяется стробирование,
при этом передатчик и
приемник работают по очереди,
так что отражения от дна регистрируются без приповерх¬
ностных помех (рис. 1). Если источник звука имеет ча¬
стоту 10—12 кГц, отражающие промежуточные поверх¬
ности
между слоями осадков
на глубине примерно не¬
скольк о
десятков
саженей
могут
вызвать
«поддонн ые
отражения». Если источник звука имеет низкую частоту
и
большую энергию, можно увеличить глубину подпо¬
верхностного зондирования на 1—2 км.
Подповерхностным
зондированием занимаются геологи, так как с помощью
этого метода можно получить данные об ориентации слоев,
относительной скорости осадкообразования, о современных
тектонических
движениях. Можно провести корреляцию
между данными, полученными
по колонкам грунта, и дан¬
ными звукового зондирования.
Т. ХОЛКОМБЕ
Прим. ред.
1
Мысль об использовании отраженного
эхо-сигнала от морского дна впервые была высказана
в 1804 г. академиком Я- Д . Захаровым [см. Снежин-
с к и й В. А . Практическая океанография. (Работы в от¬
крытом море.) Изд. 2-е. Л .,
Гидрометеоиздат,
1954].
РЕЛЬЕФ ОКЕАНИЧЕСКОГО ДНА
(ТЕРМИНОЛОГИЯ И НОМЕНКЛАТУРА)
Терминология форм Р. о. д. связана с названиями
«классов» форм глубоководного рельефа и включает тер¬
мины подводной геоморфологии. Номенклатура же опре¬
деляет собственные
наименования
конкретных форм
Р.о.д.
Терминология. Комиссия Восьмого международного
географического конгресса (США, 1904), в состав которой
входили Александр Зупан, Отто Крюммель, Хью Роберт
Милл и другие, впервые предложила основную термино¬
логию форм Р. о. д.,
подготовленную А. Зупаном (1901),
на трех языках —
английском, французском и немецком.
С того времени в терминологию Р. о. д. были внесены неко¬
торые изменения, предложенные, например, Международ¬
ным гидрографическим бюро (Ниблак, 1924), американ¬
скими представителями (Литтлхалес,
1932), Комитетом
по
критериям
и
номенклатуре основных подразделений
океанического
дна,
Международной ассоциацией физи¬
ческой океанографии, основанной на сессии в Эдинбурге
в 1936 г., реорганизованной в 1952 г.
Британской нацио¬
нальной комиссией (Лондон), Бюстом (1936, 1940), Визе-
ман ом и Овей ем (1953).
С повышением точности измерения глубин в настоя¬
щее время становится возможным определить все большее
количество элементов Р.
о.
д.,
что
выз ывае т необходи¬
мост ь
расширения
круга терми нов.
Приведенные ниже
табл.
1—4 составлены по данным д-ра Теодора Стокса.
В них включены
та кже
материалы автора настоящей
статьи и д-ра Гарриса Б. Стюарта-мл., сотрудника Бере¬
говой и геодезической службы США.
Номенклатура. Большинство стран имеют постоянный
Совет по
географическим названиям, как, например, США
(с центром в Вашингтоне) х; общие мировые стандарты
устанавливаются Международной комиссией по геогра¬
фическим названиям.
Эти
ор ганизаци и
также
имеют
право давать названия отдельным формам Р. о. д .
Выбор названий для форм Р.
о.
д. был обоснован
Виземаном и Овейем (1955). На протяжении почти столе¬
тия существовали две противоположные школы по во¬
просу номенклатуры Р. о . д . Первая стояла за персони¬
фицирование названий (имя первооткрывателя, имя его
жены, название корабля, фамилия организатора экспеди¬
ции и любые другие имена по своему усмотрению). Вторая
школа
допускала такие названия только в том случае,
если было невозможно выбрать название из числа уже
имеющихся местных наименований. В
настоящее время
в
осно вном
придерживаются
принципа второй школы,
но на картах все еще встречается много персонифициро¬
ванных названий. Школа «персонифицированных назва¬
н ий»
номенклатуры Р. о. д . была принята выдающимся
немецким ученым Петерманном (1877), Джоном Мёрреем,
433

РЕЛЬЕФ
Таблица 1. Классификация форм рельефа океанического дна по вертикали
Средняя глубина,
м
Батиметрическое подразделение
Замечания
русск.
англ .
Франц.
нем.
0—200
-2 00
200—4 000
4 000—5 500
5 500—11 000
Материковая
от¬
мель (шельф)
Край, разрыв
шельфа
Материковый
склон,
переходя¬
щий в материковое
подножие
Ложе океана
Глубоководная
впадина (желоб)
СопПпепЫ 5Ье11
5Ье11, Еб&е, Вгеак
СопНпепШ
51оре
раззт{* 1о СопП-
пеп*а1 Шзе
Иеер 5еа Р1оог
ТгепсН
Р1а1еап сопИпепШ
Вогб би Р1. С.
Реп1е
сопНпепЫ
(Та1из СопПп.)
Мег ргоГопбе (Ропб)
Роззё (Раут)
5сЬе11
5сЬе11&геп2е,
ЗсЪеИгапб
КопНпеп1:а1-АЬ-
Ьап&:
a) 51еПаМа11
b) Риззге^оп
Т1е!зее-Вобеп
ЛеГзее-Сезепке
(Иергезз^п)
Также
островной
шельф
Также край остров¬
ного шельфа
Также
островной
склон:
а) 200—3000 м,
б) 3000—4000 м
«Длинная, но узкая
впадина на глубоко¬
водном морском дне
с довольно крутыми
краями» (Виземан
—
Овей)
Таблица 2. Основные формы рельефа океанического дна
Кате¬
Термин
гория
русск.
англ.
франц.
нем.
Поднятия
1
2
Хребет (гребень)
Поднятие,
холм
(возвышенность)
Шб&е
Шзе, 3\уе11
Оогза1е,
Сгё1е,
СЪате
5еиП, Рашеаи
Рйскеп
5сЬ\уе11е
2а
Порог
8111
5еиП
ЗсЬугеИе
3
Плато
Р1а1еаи
Р1а1еаи
Р1а1еаи
1
2
Бассейн (океаниче¬
ский бассейн,
кот¬
ловина)
Впадина
Ваз1П (Осеап
51П)
Тгои^Ь
Ва-
Депрессии
Ваззт (Ваззт осеа-
шцие)
Иёргеззюп (Аи&е)
Вескеп (ОхеапЬес-
кеп)
Ми1бе
3
Желоб
ТгепсЬ
Роззё (Каут,
5П-
1оп)
ОгаЬеп
Определение
Длинное, узкое поднятие с доволь¬
но крутыми склонами
Большое, широкое поднятие с от¬
нос ительно
пологими
склонами,
местами обрывистыми и неровными
Поднятие дна или седловина, об¬
разу ющие
границу
между
двумя
котл овинами,
впади нами ил и
же¬
лобами
Обширное поднятие морского дна
с
плоской вершиной; иногда до¬
полняют
указанием: с крутыми
склонами или с отлогими склонами
Более или менее округлые или эл¬
липтические депрессии любого раз¬
мера
Длинная депрессия с относительно
пологими стенками или борозда,
иногда подразделяющаяся на мно¬
жество более мелких впадин
Длинная, узкая депрессия с кру¬
тыми
склон ами,
иногда
асимме¬
тричными
по
профилю;
глубина
более 5500 м
Таблица 3. Формы рельефа океанического дна второго порядка
Кате¬
Термин
Определение
гория
русск.
ан гл.
франц.
нем.
1
Высота свода
5иттН Не1&М
Поднятия
Наи! (5оште1)
НбЬе, 5рПге
Наивысшее поднятие хребта или
2
Гребень
Сгез!
Сгё1е (Шбе)
Катт
возвышенности
Линия наивысших точек хребта
3
Купол
Боте
Боте
Кирре
Отдельное поднятие выше 200
м
4
Холм,
возвышен¬
5еаЫ§Ь (НШ)
(СоШпе)
Нй^е1
с пологими склонами
Поднятие до 700 м, встречается
обычно
в
больших
скоплениях
(абиссальные холмы)
Отдельное поднятие не ниже 700 м
5
нос ть
Подводная гора
Зеатоип!
Моп1а^пе зоизтап-
ПеГзее-Кирре
6
Гайот — столовая
Оиуо{ (ТаЫетоип!)
пе (рЦоп)
Оиуо! (Сбпе (гоп-
Оиуо1, Кирре
над дном
Плосковершинная или «столовая
7
гора ( океа нич еск ая
банка)
Подводный пик
(Осеашс Вапк)
5еа реак
циё)
(Сбпе зоизтапп)
гора» более или менее радиальной
формы (названа Гессом в честь
Альберта Гюйо)
Банка с острой вершиной
8
Подводный холм
5еакпо11
СоШпе
зоизтаппе
—
Незначительное поднятие на ров¬
1зо1ёе
ном морском дне
434

РЕЛЬЕФ
Продолжение табл. 3
Кате¬
Термин
гория
русск.
англ.
Франц.
нем.
Определен ие
9
Гряда
гор
подводных
Зеатои п! Кап&е
СЬа1пе бе топ!а§-
—
пе
зоиз таНпе
Ряд подводных гор, вытянутых
вдоль хребта или поднятия
10
Цепь
гор
подводн ых
Зеатоип! СЬат
1л§пе бе топ!а^пе
—
зоиз таппе
Линейно расположенная серия под¬
вод ных
гор ,
поднимающихся
не¬
зависимо друг от друга над отно¬
сительно
ровным глубоководным
дном
11
Группа
гор
подводн ых
Зеатоип! Огоир
Огоир бе тоШа^пе
Киррепге^оп
зоизтагте
Депрессии
Беспорядочная
группировка
мор¬
ских гор
1
Подводный каньон
ЗиЪшаппе Сапуоп
Сапуоп Зоизтагте
ЗсЬеШигсЬе
Различают несколько типов: раз¬
мытый, гляциальный или речной
(шельфовые каньоны),
затоп лен¬
ный
погружением
и
размытый
мутьевыми
потоками
(каньоны
склонов)
2
Ложбина
Си11у
СЬепа1
Ншпе
Длинное, узкое продолжение трога
и ли котло вины
3
У щелье
Сар
Соикбг
Шппе
Проход с относительно крутыми
склонами,
перерезающий
хребет
или
разделяющий какие-либо два
подводных поднятия
4
Долина
УаИеу
Уа11ёе
Та1
Подводная долина,
являющаяся
продолжением материковой
Депрессия округлой формы с бо¬
лее или
менее крутыми склонами
5
Котловина
СаЫгоп
ОоиНге
Кеззе!
6
Сбросовая линия
Риггочу
ЗШоп
РигсЬе,
ЗсЬеШиг¬
сЬе
Долина или канал,
врезанный
в
край шельфа
7
Глубоководный ка¬
нал
Эеер-зеа СЬаппе1
(СЬепа! Зоизтагт)
(Т1е!зее!игсЬе)
Вытянутая впадина, долина, вре¬
за нная в пов ерхность д на
8
Скважина
Но1е
Тгеи
ЬосЬ
Вертикальная труба или понор
(карстовая воронка), мо жет бы ть
понорная структура в шельфовом
дне
Таблица 4. Генетические и общие формы рельефа океанического дна
Кате¬
г ория
1
2
3
4
5
6
7
8
9
Термин
русск.
а нгл.
франц.
нем.
Поднятия
Банка
Вапк
Вапс
Вапк
Морской
уступ
(эскарп)
Зеазсагр
(Езсагр-
теп!)
Езсагретеп! (Маг-
сЬе б’езсаНег)
(5!и!е, Тгерре)
Мель (банка)
5Ьоа1
Наи! 1опб
ЦпНе!е,
Запб
(&гипб)
Риф
Кее!
КёсИ (ЕсиеП)
КШ
Пик (вершина)
Ртпас1е
А^иШе
КПрре (ЗрПге)
Отрог
Зриг
Ёрегоп
—
Глубоководная тер- Оеер-зеа Теггасе
Теггаззе рго!опбе
—
Шельфовая терраса 5Ье1! Теггасе
Теггаззе зиг 1е р1.
•—
соп!.
Провинция
Ргоутсе
РгоуШсе
—
Определение
Поднятие шельфа или глубоковод¬
ного дна до глубины менее 200 м,
часто из песка (может быть и «за¬
топленный коралловый риф»)
Относительно длинная и высокая
прямоугольная
подводная
стена
или
скала,
довольно
крутая или
даже вертикальная.
Обыч но гене¬
тическая
часть
зо ны
разломов
Потенциально опасная для кораб¬
лей банка или риф, условно рас¬
пол оже нная
на
11 м или менее
ниже среднего уровня малых вод
сизигийного прилива
Скалистая возвышенность мор ск о¬
го дна, обычно потенциально опас¬
ная; может подниматься над сред¬
ним
уровнем
моря.
Риф может
быть коралловым или другой по¬
роды
Остроконечный ряд скалистых вер¬
шин или рифов на мелководье
Ответвление подводного хребта
Платформа или ступенчатый уступ
на больших глубинах
Ступень
или
ряд
ступе нчаты х
уступов шельфа
Общее название района океаниче¬
ског о дн а, об ъедин енног о какими-
либо общими чертами
435

РрССА
Продолжение табл. 4
Термин
Кате-
Определение
гория
русск.
англ.
франц.
нем.
10
Глубоководный ко¬
Ивер 5еа Рап
ог
Сбпе рго?оп<1
Т1е1-5ее Ке^е1
Радиальная структура материко¬
нус выноса
Сопе
вого подножия или склона, обра¬
зованная наносными и обломочны¬
ми отложениями,
расположенная
радиально мористее основного ис¬
точн ика
осадков
(речная дельта
и др.), часто на конце подводного
каньона (или перерезана им)
1)
Основание архипе¬
АгсЫре1а^1С Аргоп
Р1ёбез1а1 агсЫрё1а-
Структура, сходная с изолирован¬
ла га
е*<Ше
ными
океаническими
острова ми
или вулканическим хребтом
12
Намывной вал
Ьеуее
Ьеуёе с!е пуе зоиз-
Пе!-$ее Ое1сЬ
Насыпь, ограничивающая глубин¬
таппе
ный канал или мелкую подводную
долину. Результат течений с «за¬
топленной банки» в пределах самой
долины
Депрессии
1
Наибольшая
глу ¬
ОерШ
Рго!опдеиг
Т1е!е (<Не)
Самая глубоководная точка в кот¬
бина
ловине или желобе
2
Впадина
Оеер
Роззе (1а)
Тле! (даз)
Отчетливо выделяемая в пределах
котло вины глубоко водная равнина
3
Глубина порога
$111 БерШ
Рго!опс1еиг <4е зеиП
5сЬ\уе11еп
(5аНе1-
Самая глубоководная точка порога
Пе!е)
или седловин между двумя котло¬
винами
4
Широкая долина
5*гаШ
5П1оп,
аи&е
&1а-
<31а21а1-(го(г
Большая депрессия шельфа, обыч¬
с1а1ге
но с наибольшей глубиной вблизи
берега, поэто му, воз можно, ледни ¬
кового происхождения
5
Ров (канава)
Моа{
Оергезз1оп
аппи-
Кш&11е!е
Депрессия вокруг подножия мор¬
Ыге
ских гор или вулканических хреб¬
тов
6
Абиссальная
рав ¬
АЪузза! Р1ат
Р1ате аЬузза1е
АЬузз1зсЬе Пе!еЬе-
Генетически
выраженная
часть
нина
пе
впадины, котловины или желоба,
заполненная
рыхлым
осадочным
материалом и имеющая почти го¬
ризон тал ьное ровное дно
Александром Агассисом и другими хорошо известными
учеными. Географическую школу поддерживали Немейер,
Зупан, Вюст и др.
В настоящее время принято, чтобы все основные
формы Р. о. д . получали географические названия, т. е.
названия, происходящие от наименований близлежащих
островов, рифов, акваторий и т. д. Персонифицированные
названия могут использоваться только для второстепен¬
ных структур
или
участков опробований.
В соответствии с этим все крупные формы Р. о. д.,
такие, как желоба, должны иметь географические назва¬
ния, тогда как более мелкие формы в их пределах, напри¬
мер глубоководные впадины, могут быть названы именем
корабля.
РОУДЗ У. ФЕЙРБРИДЖ
См. также Атлантический океан; Батиметрия; При¬
родные зоны Мирового океана; Тихий океан.
Прим. ред.
1
В СССР географические названия уста¬
навливаются Главным управлением геодезии и картогра¬
фии при СМ СССР.
Более подробно терминология и номенклатура рельефа
дна Мирового океана рассмотрены в монографии Ф. Ше¬
парда «Морская гео лог и я» (Л., «Недра», 1969).
РОССА МОРЕ
Р. м . представляет собой обширный залив, располо¬
женный на шельфе шириной 600 миль между 70—85° ю. ш.
и 165°в. д.
—
155° з. д . и вдающийся на 700 миль в тихо¬
океанское побережье Антарктиды. С географической точки
зрения Р. м . расположено
кСот77°ю.ш., кЮотэтой
широты располагается шельфовый ледник Росса.
Несмотря на то что район Р. м. интенсивно исследо¬
вался
в
течение более продолжительного периода, чем
другие районы Антарктики,
в
распоряжении
ученых
пока н ет д ост ато чно подробной информации об этом бас¬
сейне.1
Гидрологический режим. Температура воды в Р. м.
изменяется от —2 до 0° С; ее вертикальные и горизонталь¬
ные изменения незначительны. Аналогично температуре,
горизонтальные изменения солености сравнительно малы,
однако по вертикали соленость изменяется более заметно.
Это приводит к значительной плотностной стратификации.
Так, изменение солености по вертикали от 33,50 до 34,70°/оо
влечет за собой
соответс твующее
изменение
плотности
от 1,0267 до 1,0291. В районе Р. м .
известны небольшие
суточные приливные колебания (около 1 м), хотя следует
отметить, что эти сведения основаны на весьма ограничен¬
ных данных.

РЮССА
Циркуляция поверхностных вод Р. м. характеризуется
потоком, который движется с В на 3 вдоль шельфового
ледника Росса со скоростью
от 1,0 до 3,0 узла. В юго-
западной части Р. м. этот поток изменяет направление
и в западной части Р. м. идет на С. При подходе к 70° ю. ш.
его скорость уменьшается приблизительно до 0,5 узла.
Описанная схема течений отражает только основные
вдоль внешнего края шельфа 360—580 м. Большую глу¬
бину внешнего края шельфа можно объяснить изостати-
ческим прогибом, возникшим под воздействием прилегаю¬
щего материкового ледяного щита во время четвертичного
оледенения. В северной части Р. м.
ряд возвышенностей
и бано к сл ож ной конфигурации объединены общим назва ¬
ни ем
банка Пеннела.
Эти банки
являются
остатками
черты циркуляции вод в данном районе. Одной из отли¬
чительных особенностей Р.
м.
п о сравнению с другими
прибрежными
районами
Антарктического
материка
яв ляетс я
отсутствие сплошного ледяного покрова в фев¬
рале и марте; только с ноября по январь на акватории Р. м.
появляются отдельные ледяные поля; относительно спло¬
ченный ледяной покров сохраняется с апреля по октябрь.
Морфология дна. Глубины шельфовых морей, окру¬
жающих Антарктиду, мало изучены по сравнению с шель¬
фовыми морями других материков земного шара. Однако
на
основании имеющихся данных можно составить общее
морфологическое описание основных элементов рельефа
шельфа Р.
м.
Средние глубины Р.
м.
460 м, глубины
моренных образований позднего плейстоцена. Образцы
донных осадков, взятых в этом районе, позволяют пред¬
положить, что граница шельфового ледника Росса в пе¬
риод последнего крупного оледенения проходила значи¬
тельно севернее настоящего ее положения.
В Р. м. можно выделить четыре основные морфологи¬
ческ ие единицы: 1) внешняя окр аи н а шельфа
—
глубоко
лежащая терраса шельфа; 2) шельфовые депрессии
—
глубокие узкие впадины или желоба в пределах шельфа;
3) внутренний шельф
—
узкая мелководная
терраса,
отделяющая материк от впадины на шельфе, вытянутая
в
сторону берега; 4) моренные гряды (например, банка
Пеннела) на шельфе.
437

РЯБЬ
Впадины на шельфе, простирающиеся на Ю под лед я¬
ной барьер Росса и параллельно ему, граничат с краями
самой депрессии Росса. Эти впадины окаймляют бе¬
рега Р. м. с 3 и В. В них зафиксированы глубины до 1100—
1500 м.
Происхождение впадин не выяснено, по этому
поводу выдвинуты
лишь различные
гипотезы.
На дне Р. м. выявлен ряд подводных возвышенностей;
одни возвышенности направлены перпендикулярно, дру¬
гие параллельно береговой линии. Глубина над возвышен¬
ностями незначительна, всего 75 м. Поперечная гряда,
расположенная перед современным барьером Росса и пер¬
пендикулярно к впадинам шельфа, с обеих сторон покрыта
осадками из песка и глины; ясно, что она непосредственно
связана с современным положением шельфового ледника
Росса (рис. 1).
Возвышенность, идущая с С на Ю между паралле¬
лями 65 и 75° ю. вдоль меридиана 180°, выходит на по¬
верхность в виде о. Скотта (67° 20' ю. ш.). Эта возвышен¬
ность делит северный сектор Р. м.
на две части.
Геологическое строение дн а.
Р. м.
вх одит в район
большой депрессии, или грабена, который на 3 граничит
с трансантарктическими горами (горстом), включая горы ,
окаймляющие Р. м. на 3 и Ю. Гравитационные аномалии
Б>ге дают основание предположить,
что мощность земной
коры вдоль западной окраины Р. м.,
включая горы, на
10 км больше, чем на примыкающем участке (28—30 км)
в
пределах Р. м . Резкое изменение толщины коры наблю¬
дается у восточной границы Р. м. Предполагают,
что основ¬
ной разлом , проходит вдоль западного берега Р. м ., где
произошло заметное горизонтальное смещение. Наряду
с основным разломом произошли существенные горизон¬
тальные смещения. С основным разломом связаны и менее
крупные поперечные разломы, рассеянные неравномерно
по линии С—Ю вдоль Земли Виктории. Вдоль основного
района разлома в третичную и четвертичную эпохи про¬
являлся вулканизм. Этот вулканизм,
в отличие от
вулка¬
низма
к
В от депрессии, относится к «атлантическому»
типу. Во всей горной системе, граничащей с этим районом
(Земля Виктории), наблюдаются другие разломы, как
меридиональные (с С на Ю), так и связанные с ними ши¬
ротные (с В на 3). Восточные, южные и западные границы
депрессии очерчены целым рядом узких желобов, боль¬
шая часть которых, по-видимому, сбросового происхожде¬
ния, однако это еще не доказано.
Ложе Р. м . расположено на довольно большой глу¬
бине по сравнению
с аналогичными участками
в других
частях земного шара; глубина 350—550
м
часто
встре¬
чается
в
зоне
разло ма
ск лона,
отмечающего
границу
шельфа. Для объяснения происхождения шельфовой де¬
прессии выдвигалось множество гипотез. Одна из наибо¬
лее вероятных и принятых объясняет депрессию шельфа
изостатическим погружением под влиянием веса материко¬
вого ледяного щита.
Донные осадки. Данные по осадкообразованию в ан¬
тарктических водах весьма ограничены. Поэтому можно
дать лишь обобщенное представление о типах осадков.
Антарктида окружена поясом терригенных осадков с об¬
щими характеристиками, которые
обычно называют осад¬
ками ледниковых морей. Внешняя граница пояса осадков
хорошо согласуется с границей максимальной протяжен¬
ности морских льдов. Само Р. м. целиком расположено
в пределах пояса осадков ледниковых морей.
Осадки этого типа характеризуются преобладанием
материала суши, переносимого льдами либо с суши,
л ибо
из мелководных районов и выпадающего на дно по мере
таяния льдов. Для осадков этого типа характерно то,
что
они
плохо
сортированы,
ча стиц ы
—
от
гли ны
(0,004 мкм в диаметре) до галечника (2000 мкм). Наиболее
мелкая фракция состоит в основном из илистого, а не гли¬
ни стого ма териа ла, типичного для глубоководных океани ¬
ческих осадков; эти осадки чрезвычайно бедны карбона¬
та ми
и
о рган иче ски ми
вещ ест вам и.
Как правило, они
неслоистые, по виду напоминают валунную глину. Из ор¬
ганических
веществ
в них преобладают диатомовые об¬
ломки и раковины фораминифер.
Цвет этих осадков обычно меняется
от оливкового
и серого до желтовато-коричневого. Обычно частицы имеют
угловатую форму, переходящую в полуокатанную. На не¬
которых участках, особенно в зал.
Мак-Мердо и вблизи
м.
Адэр, преобладают вулканические материалы. Они
и становятся локально доминирующими в этих районах.
Осадки, по-видимому, откладываются в той же очеред¬
ности, в какой они освобождаются в процессе таяния
льда. Расстояние от шельфового ледника Росса и глубина
водного столба
могут лишь в незначительной степени
влиять на структуру осадков; обычно в них высоко про¬
центное содержание глины и коллоидов. На С терригенные
осадки (или, что более
правильно,
осадки
ледниковых
морей) переходят постепенно в диатомовые
илы .
Ярко
выраженной границы между ними не прослеживается.
Преобладающими минералами в осадочном
материале
являются полевой шпат и кварц, содержание последнего
особенно велико мористее южной части Земли Виктории.
Разнообразные скальные и минеральные частицы имеют
в осадочном материале второстепенное значение.
Среди тяжелых минералов основное место занимает
железисто-марганцевая группа. Химический состав всех
тяжелых минералов почти не изменился, что, без сомне¬
ния, следует отнести за счет их ледникового происхожде¬
ния. Наиболее высокий процент тяжелых минералов отме¬
чают вблизи м. Адэр в центральной части Р. м . Осадки
вдоль фронта современного шельфового ледника Росса
состоят в основном из песка, гравия и небольших облом¬
ков
породы. В центре северной части Р. м. имеется уча¬
сток, покрытый смешанными осадками ледниковых морей
и диатомовых илов. По шельфу Р. м. беспорядочно раз¬
бросаны участки, где осадки представлены глиной, песком
и смесью песка и обломков породы, а также участки мор¬
ского ложа, свободного от осадочного материала. Не уста¬
новлено связи с любым из известных текстурных пара¬
метров, прослеживаются
лишь весьма общие зависимости:
средний размер зерна немного уменьшается с глубиной
и
расстоянием от берега. Морские течения, по-видимому,
влияют на сортировку осадочного материала лишь в очень
малой степени.
Тип осадочного материала,
кольцом окружающего
Антарктиду, называемый осадками
ледниковых
морей,
уникален среди многочисленных
морских
образований
земных слоев.
ЭРНЕСТ И. АНЖИ НО, Л. К. ЛИПЛИ
Прим. ред.
1
См. «Атлас Антарктики». [В 2-х
т.]
(Советская антарктическая экспедиция).
[Т. ] 1. М.—Л., ГУГК, 1966.
[Т. ] 2. Л., Гидрометеоиздат, 1969.
РЯБЬ —
см.
Слики, рябь и полосы.

с
САВУ МОРЕ
С. м.
расположено между о-вами Сумбава, Флорес,
Солор, Ломблен, Пантар, Алор на С (вулканический ряд)
и Сумба, Саву, Роти, Тимор на Ю (ряд невулканического
происхождения). По данным Международного гидрогра¬
фического бюро, западная граница С. м. проходит от за¬
падной оконечности о. Сумба до южного берега о. Сум-
склонов, ни желобов. Максимальная глубина (3470 м)
зафиксирована в западной части к Ю от прол.
Пантар.
Вторая небольшая депрессия обнаружена в прол. Омбай,
ее глубина 3390 м. Большая часть дна представляет собой
абиссальную равнину, имеющую, по-видимому, неболь¬
шой наклон с С, где глубина уменьшается до 3380 м,
на Ю (рис. 1).
На Ю проливы Саву и Дао соединяют С. м . с Индий¬
ским океаном, глубины порогов соответственно 1160 и
120
122
124
О
100
200 км
|
I
О
ЮО
200 уст. миль
Рис.
1. Батиметрическая карта моря Саву.
Глубины
—
в
метрах.
бава (8° 53' ю. ш., 118° 30' в.
д.). Южная граница прохо¬
дит от восточной оконечности о. Сумба через о. Дана до
о. Роти и, таким образом, расположена южнее о. Саву.
Восточная граница проходит от восточной оконечности
о. Алор до северного побережья о. Тимор, т. е . по 125° в. д.
Площадь С. м . примерно 105 тыс. км2, средняя глубина
1701 м, объем воды 178 * 1012 м3.
Промерами экспедиции на «Снеллиусе» установлено,
что центральная и восточная части С. м . являются наибо¬
лее глубоководными; район, оконтуренный изобатой 3000 м,
называют
котловиной Саву,
площадь
ее
примерно
30 тыс. км2. В этом районе не обнаружено ни крутых
1140 м. Самый глубоководный порог (1260 м), соединяю¬
щий на С С. м . с морем Банда, проходит между о-вами
Алор и Камбинг. Другие северные проливы неглубокие;
глубина прол. Пантар всего около 600 м. Глубина проли¬
вов
Флорес и Боленг 200 м. Западный порог (в прол. Сумба)
имеет
глубину около 900 м, восточный (в прол. Омбай) —
1815 м. Восточный порог переходит в котловину Ветар,
а оттуда во впадину Банда (Вебер) в восточной части
моря Банда. Роль прол. Омбай, по-видимому, особенно
важна в обновлении придонных вод.
Первые измерения температуры и солености С. м.
производились еще в прошлом веке с немецкого океано-
439

САРГАССОВО
Рис. 2. Схематический профиль современной котловины Саву и складчатая
область Тимор (по Ван-Бемме*
лену, 1949).
1 — осадочный покров внутренней дуги, преобладают вулканические фации; 2 — осадочный покров внеш¬
н ей дуги,
преобладают морские фации,
с надвинутыми
структурами; 3 — сиалическая
кора, сложенная
до перм ским и
кристаллическими сланцами и консолидированными плутоническими интрузиями мезозойского
и третичного возраста; 4 —активные астенолиты с магматитовой фронтальной частью, корродирующие пере¬
крывающую кору (а
—
астенолит
под подводным хребтом Бату-Тара, относительно
небольшого р азм ер а;
6 — астенолит
под внутренней дугой, достаточно большой. Этот астенолит несколько раз уплотнялся и
почти достиг равновесия.
Поэтому он не имеет
изостатических
ан ома лий
силы
тяжести;
в — астенолит
под Тимором, самый крупный. Он впервые поднялся
в
пермский период и не достиг равновесия.
Он
вызывает отрицательные изостатические аномалии); 5=-сиаль, промежуточная первичная магма.
графического судна «Газелле» (1875) и позднее с судна
«Снеллиус» (1929). Потенциальная температура воды
у дна 3,1° С, соленость 34,49°/0о» содержание кислорода
1,67 см3/л (все данные относятся к глубинам более 3200 м).
рН в глубинных водах равно 7,8, у дна увеличивается
до 7,9—8,0, что соответствует резкому падению содержа¬
ния кислорода.
По данным Ван-Беммелена (1949), котловина Саву
—
недавнего образования (рис. 2). В конце третичного пе¬
риода
в
результате
ортогеосинклинальной депрессии
в
районе о. Тимор произошло гравитационное оползание
тектонического
покрова
в
Тиморскую геосинклиналь.
Кьюнен (1935) в соот ветст вии с предложенной им класси ¬
фикацией отнес котловину Саву ко второму
классу,
группе Ъйу т. е. к
ортогеосинклинали (в частности, к сре¬
динным впадинам эвгеосинклиналей).
Донные осадки, описанные Кьюненом и Нибом (1943)
по
данным,
собранным экспедицией на «Снеллиусе»,
имеют в основном характер терригенных
илов в
центре
и на ЮВ района (в сторону побережья о. Тимор и вокруг
о. Алор). На абиссальной равнине основным источником
отложений являются кислые вулканические породы
и ме¬
таморфические породы, дающие фистацит. Известково¬
щелочные вулканические осадочные породы встречаются
мористее
о-вов Сумба, Саву и Роти. Вдоль южных берегов
о-вов Флорес и Ломблен встречаются вулканические и тер-
ригенные илы на протяжении 50—100 км, у действующих
вулканов Флорес и Ломблен преобладает вулканический
материал. Глобигериновые илы встречаются вокруг о-вов
Сумба, Саву и Роти, коралловые илы —
мористее о-вов
Тимор и Саву. В проливах в основном жесткий (твердый)
грунт.
РОУДЗ У. ФЕЙРБРИДЖ
См. также Банда море; Тиморское море; Флорес море.
САРГАССОВО МОРЕ
С.
м.
—
застойный центр асимметричной замкнутой
антициклонической циркуляции в северной части Атлан¬
тического
о кеан а.
Асимметричная циркуляция типична
для субтропических морей. На 3 С. м .
проходит мощное
пограничное течение Гольфстрим, на В —
широкое Канар¬
ское течение, на С —
дрейфовое Северо-Атлантическое
тече ние
и н а Ю—‘Северное Пассатное течение (рис. 1).
Западная и северная границы С.
м.
хорошо прослежи¬
ваются благодаря большим градиентам скорости течений
(на рис. 1
—
сплошная линия), в отличие от восточной
и до некоторой степени южной границы, которые просле¬
живаются
менее
отчетливо
(на рис. 1
—
пунктирная
линия).
С.м.в
гидродинамическом отношении является акку¬
мулятором потенциальной энергии. Стоммел (1958) рас¬
считал, что С. м . хранит энергию, равную 3 -109 эрг/см2.
Такого количества энергии достаточно, чтобы поддержи¬
вать североатлантическую антициклоническую циркуля¬
цию в те чение
1700 дней даже при отсутствии ветра.
Ветер нагоняет легкие поверхностные воды в виде «линзы»,
плавающей на более холодной подстилающей водной массе.
Поверхность «линзы» возвышается над уровнем моря вдоль
восточного берега США почти на метр.
Слой теплой соленой воды, заполняющей С. м., до¬
статочно мощный. Это подтверждает карта Айслина (1936),
на которой приведена глубина изотермической поверх¬
ности 10° С. Если к 3 от Гольфстрима эта изотерма прохо¬
дит на глубине всего лишь нескольких сот метров, то
в С. м. она опускается на глубину 800—1000 м. Значитель¬
ная часть воды в этой «плавающей линзе» имеет темпера¬
туру 18° С. Соленость чаще всего превышает 36,5°/00,
а у восточной границы С. м. соленость повышается до
37°/ оо -
Сухой климат (величина испарения превышает коли¬
чество атмосферных осадков) в широтном
поясе («конские»
широты),
в котором расположено С. м., создает тип вод¬
440

САХУЛ
ной массы, характеризующейся высокой соленостью. Эти
воды уходят за пределы С. м. и распространяются
в
тр о¬
пической
части
Атлантического океана.
Они образуют
субтропическое глубинное течение, которое идет на глу¬
бинеот50до200м.
Биологическая продуктивность С.
м.
чрезвычайно
низка. Частично это объясняется устойчивым слоем скачка
температуры на глубине 400—500 м, ограничивающим
диффузию питательных вещ е с тв
вверх .
Сезонный
слой
скачка
температуры
на
глубине 100 м обусловливает
исключительно
низ кую продуктивность в летнее вре мя,
но зимой и в начале весны, когда слой скачка нарушается,
продуктивность
резко повышается ,
достигая
вел ичин ,
во много раз превышающих
летние.
В особо холодные
Рис.
1. Границы Сарга ссова мор я.
зимы сезонный слой скачка исчезает полностью, что
при¬
водит к увеличению продуктивности выше средней. Такое
повышение
продуктивности имело место зимой 1957-58 г.
Наиболее характ ерная раст ител ьнос ть С.
м.
—
пла-
в^чая бурая водоросль саргассы. Парр (1939) рассчитал,
чтовС.м.
и
на его
границах находится 4—11 млн. т
этой водоросли. Иногда водоросли располагаются линейно,
соответственно зонам конвергенции, возникающей под
влиянием
вертикальной
термической
конвекции
или
в
результате действия ветра. Водоросль саргассы имеет
небольшие поплавки, которые держат ее на поверхности.
Поплавки дали водоросли ее название (от португальского
заг^асо
—
«гроздь винограда»).
С. м . представляет собой динамическую и биологи¬
ческую океанографическую провинцию. Аналогичные усло¬
вия существуют и в других океанах, но там они не так
хорошо выражены.
АРНОЛЬД ГОРДОН
САХУЛ ШЕЛЬФ
Еще в 1845 г. было известно, что к С от Австралии
простирается обширная материковая отмель — Большая
Австралийская банка, которая, по мнению Ерла, была
аналогична
Большой Азиатской банке (см.
Зондский
шельф) мористее Малайи.
С. ш.
назван
так
Моленграафом и Вебером (1919).
Как иногда считают, С . ш. идет от м. Северо-Западный
в
Австралии через Арафурское море, зал.
Карпентария
до прол.
Торреса (рис. 1). Однако Моленграаф,
по-
видимому,
не знал,
что северо-восточная
част ь
района
еще в
1897 г.
была
названа
Крюммелем Арафурским
шельфом; это название лучше сохранить.
Центральную
и
юго-западную части Крюммель назвал Северо-Запад¬
ным
шельфом, но
поскольку
эт о на именов ание от носи тся
к
сл ишком
большому району, имеющему естественное
деление
(в виде
поднятия,
проходящего по 315° з. д .
от м. Левак), Фейрбридж (1953) предложил центральную
часть этого
шельфа назвать С. ш ., а
юго-западную
—
шель¬
фом Роули. Площадь шельфа Роули и С. ш .
примерно
300 тыс. км2, в то вре мя как площ адь Арафурского шельфа
930 тыс. км2. Арафурский шельф совпадает с мелковод¬
ной частью Арафурского моря и Карпентария зал. , С . ш.
с мелководной частью Тиморского моря, а шельф Роули
—
с северо-западным сектором самого Индийского океана.
Интересна геологическая история
этих
шельфов.
С помощью гравиметрических съемок, выполненных Ве-
нинг-Мейнесом, установлено материковое происхожде¬
ние
шельфа. На о-вах Ару обнаружено незначительное
количество материкового аркозового песчаника, что под¬
тверждает та кую трактов ку происхождения
С.ш.С.ш.,
по-видимому, является достаточно древней частью мате¬
рика, сложный рельеф которой сформировался в резуль¬
тате эрозии (рис. 2). Подробное изучение рельефа С. ш .
по зволил о
обнаружить на шельфе хребты, поднятия
и впадины (Роули, Браус, Бонапарт и Арафурская).
Структуры слагающих их пород соответствуют докембрий-
ским
структурам материка. На 3 каждой впадины рас¬
положена цепь разрозненных атоллов. Граница С. ш.
выражена нечетко, глубины у края 400—600 м, что за
пределами южных полярных широт весьма редко встре¬
чается. Кьюнен (1935) высказал предположение, что эти
глубины связаны с тектоническим опусканием в Тимор¬
ской впадине и с донными структурами соседних морей.
При этом следует понимать, что основные формы релье¬
фа С.
ш.
—
коралловые рифы и шельфовые атоллы —
не имеют
вулканической природы, как океанские атоллы ,
и, по-видимому, выросли
ш 8Цц в результате медленного
оседания края С. ш. Эти атоллы никогда не возникали
на
хребтах и поднятиях,
разделяющих шельфовые де¬
прессии.
_
Исследования последних лет в
районе впадины Бона¬
парт дали возможность Ван-Анделю и Виверсу (1965)
подготовить
подробные батиметрические карты этого
района (см. Тиморское море). Они пришли к выводу:
вп адина Бонапарт
—
замкнутая котловина, образование
которой можно объяснить недавним тектоническим осе¬
данием. Фейрбридж (1953) и позднее Ван-Андель и Вивере
(1965) показали, что поднятие Ван-Димен пересекает
сложная сеть плейстоценовых русел, которые доходят
до Тиморской впадины. Аналогичные долины пересекают
шельфы Арафурский и Зондский (много лет назад откры¬
тые Моленграафом), но дол ины
эти х
шельфов
—
более
заметные формы рельефа, так как они являются субаэраль-
ными каньонами, где глубина доходит до 183 м (рис. 3).
Дно каньонов неровное, с незначительным
наклоном
и волнистостью, поэтому каньоны не следует сравни¬
вать с хорошо известными подводными каньонами мате¬
рикового склона, их происхождение не связано с мутье-
выми потоками; возможным объяснением их природы
могут быть только субаэральные речные долины ледни¬
кового периода. Современную тектонику этих образова¬
ний могут характеризовать перекрывающие структурные
образования, которые отмечались уже
в
развитии погру¬
женных
кана лов о - во в Ару (см. Арафурское море).
Интересно, что эта возобн ов ляв ша яся тектоничес кая
активность структурного обрамления С. ш.
(см. грави¬
тационные профили на рис. 4) и соседних с ним шельфов
сильно затрагивала докембрийские породы, часть которых
образовалась 1 млрд, лет назад,
в
период регу ляр ных
441

Рис. 2. Особенности рельефа североавстралийских шельфов. На схеме показаны докембрийем-к хребты с внутри-
кратонными или паралическими впадинами между ними.
1—
атоллы; 2
докембрийские структуры; 3 = прибрежные поднятия.

святого
а)
ЮЗ
св -га
-40
о
В
О
5
«—
1
Мор.мили
40
Ю
-I
80
с аж.
Рис. 3 . Профили подводных каньонов (затопленная субаэраль-
ная речная система) на шельфе Сахул.
Некоторые русла, по-
видимому, углублены эрозионным действием течений (по Фейр-
бриджу, 1953).
а—в
зал .
Бигл;б-к3ото.
Батерст; в — к
3отм.
Ван-
Димен; г
—
кСЗотм.
Ван-Димен.
Отношение горизонтального
масштаба
к
вертикальному:
а
—
1;150,б
—
г
—
1;75.
мелкомасштабных
поднятий,
когда
образовывались
хребты и котловины. Эта активность отмечена морскими
трансгрессиями кембрийского, ордовикского, девонского,
каменноугольного, пермского, триасового, юрского, мело¬
в ого
и
третичного
периодов,
почти
всег да
в
довольно
мелководных неритовых фациях, хотя во впадине Фицрой
эти
пр оце ссы
осложн ялись
современными сбросовыми
явлениями; среднепалеозойская толща, по -видимому, об¬
разовалась частично в более глубоководных морях.
Можно отметить удивительное современное стру¬
ктурное сходство между С. ш.
и
Зондским шельфом,
но истории их образования совершенно различны, суще¬
ств енно от личаю тся и
со вре ме нны е клима тически е особен¬
ности
и
характер донных осадков.
РОУДЗ У. ФЕЙРБРИДЖ
СВОБОДНЫЕ КОЛЕБАНИЯ —
см.
Сей ши.
СВЯТОГО ЛАВРЕНТИЯ ЗАЛИВ
Св. Л. з.
расположен в устье р. Св.
Лаврентия (Во¬
сточная Канада). С С, 3 и В его окаймляют холмистые
и
гористые
берега Западного Ньюфаундленда, Лабра¬
дора, Квебека (провинция Канады) и
о. Кейп-Бретон,
а с Ю — низменные о-ва Принца Эдуарда и Ньк>Бран-
суика (провинция Канады).
По форме он почти треугольный,
с
полукруглой
южной частью. Площадь Св. Л. з. 150 тыс. км2, площадь
бассейна водосбора 1300 тыс. км2. С Северной Атланти-
+100'
а)
Рис 4 Дел гравитационных профиля, иллюстрирующих типичную материковую окраину шель¬
фа Сахул (по Венинг-Мейнесу,
1934).
а_
Море Банда
—
шельф Сахул; б — восточная часть о. Тимор.
I—по
Хейфорду-Бови; 2 —
по
Хейсканену; 3 — региональная аномалия.
«43

святого
кой Св. Л. з. соединяется через проливы Белл-Айл (между
п-овом Лабрадор и о.
Ньюфаундленд) и Кабота (между
о. Ньюфаундленд и о. Кейп-Бретон) [рис. 1, см.
так же
Материковая отмель
(шельф), рис. 2].
Глубины в Св. Л. з . различные: южная
часть —
почт и совершенно ровная, с глубинами около 60—80 м;
она
отделена
от
северной части с более
переменными
глубинами желобом Лоренс глубиной 400—500 м. Этот
желоб простирается от Квебека по дуге к краю шельфа
к ЮВ от прол. Кабота и соединяется с северным, более
ВСв.Л.з.
по вертикали
выделяют три слоя.
По¬
верхностный слой — наиболее
интересный
из
них —
однородный по температуре и солености.
Температура
воды в этом слое изменяется от —1,8 до 20° С, соленость
—
от 2 6 ,0 до 32,0°/00. Поверхностный слой подвержен се¬
зонным колебаниям. Летом он тоньше, около 18 м, и зна¬
чения солености наименьшие. Весной и осенью его нижняя
граница может достигать 54 м. Слой холодной проме¬
жуточной воды с температурой менее 0° С и соленостью
32—34°/00 также испытывает сезонные колебания; то л-
ме лксводкым желобом, который продолжается на
СВ
по направлению к прол. Белл-Айл.
Гидрологический режим.
Генеральное направление
циркуляции в Св. Л. з .
—
против часовой стрелки. Хо¬
лодные воды Лабрадорского течения попадают в Св. Л . з.
через прол. Белл-Айл. Течение Гаспе, вызванное стоком
.
Св. Лаврентия, движется в Св. Л . з . между п-овом
аспе и о. Антикости. Основной поток воды, так назы¬
ваемое
течение Кабота, соленость вод которого 28%0,
проходит через прол. Кабота в район Новошотландского
шельфа. Глубинное течение через прол. Кабота перено¬
сит в Св. Л . з. воды Лабрадорского течения, смешанные
с
водами
Новошотландского шельфа. Перенос через
прол. Кабота составляет 1,5-1013 м3/год.
444
щина слоя уменьшается
летом до 27 м. Его наибольшая
толщина около 54 м. Воды Новошотландского шельфа
и Лабрадорского течения, попадающие в Св. Л . з. через
прол. Кабота,
образуют слой более теплой глубинной
воды
—
температура ее 5,6 ° С, соленость более 34°/00.
Геология. На С Св. Л . з. граничит с провинцией Гран-
вилл, частью докембрийского Канадского щита. С Ю его
ограничивает
Аппалачская
горная
система,
имеющая
направление с ЮЗ на СВ от Нью-Брансуика к Ньюфаун¬
дленду (рис. 2). Она состоит из деформированных нижне¬
палеозойских скальных пород,
в которые вкраплены
девонские граниты и которые перекрываются менее де¬
формированными осадками каменноугольного, пермского
и триасового
возраста
и
вулканическими
породами.

святого
-44
Рис. 2 . Упрощенная тектоническая карта Аппалачской системы в Канаде (по Юингу, 1965).
1—
ультраосновные
породы; 2 —
ультращелочное внедрение; 3—изолинии осадков каменноугольного периода; 4—сей¬
смический профиль земной коры; 5 — изолинии 100 саженей; 6 —докембрийский щит и блоки; 7 —
породы, сложившиеся
в складки в ордовике; 8 —
складки пород, образовавшиеся в девоне; 9 — докембрийские складчатые породы, сложив¬
шиеся в
новые складки в ордовике и (или) в девоне,
и ордовикские складчатые
породы ,
сложившиеся в новые
складки
в
девоне; 10 — палеозойский осадочный покров в докембрийских и ордовикских зонах складчатости; 11 —осадочный по¬
кров каменноугольного периода в девонской и позднепалеозойской зонах складчатости.
ПРОЛИВ НОРТАМБЕРЛЕНД
Рис. 3. Профили отраженных волн, полученные в
прол. Нортамберленд, показывающие складчатость осадочных пород
каменноугольного
возраста.
На врезке
—
диаграмма уклонов.
445

СЕВЕРНОЕ
Аппалачская горная система имеет изгиб у Св. Л . з.; изме¬
нени е на пр авл ен ия пр остир ания приблизительно следует
очертаниям п-ова
Гаспе.
В верховьях р. Св. Лаврентия
главная зона деформации горной системы отделена от
северного форланда системой разломов, так называемой
«линией Логана» (рис. 3). Считают, что эта система разло¬
мов способствовала образованию желоба Лоренс, но для
этого нет достаточных оснований, так же как и для под¬
тверждения существования «линии Логана»
в западной
ча с ти Ньюфаундленда.
Геофизическими исследованиями было установлено,
что южная часть Св. Л . з. подстилается осадками камен¬
ноугольного возраста, имеющими сходство с осадками
на материке, а детальная съемка прол. Нортамберленд
позволила
определить
един ство
структуры пород,
сл а¬
гающих
о. Принца Эдуарда и п- ов
Новая Шотландия
(см. рис. 2). К С от желоба Лоренс Св. Л. з. подстилается,
по-видимому, осадочными породами меньшей мощности,
но
неизвестно,
относ ятся
ли
они
к
каменноугольному
периоду (как на ЮЗ о.
Ньюфаундленд) или к нижнему
палеозою (как на о. Антикости). Современная морфология
Св. Л. з.
восходит
к
плейстоценовому периоду с более
поздними модификациями доплейстоценового ландшафта,
обусловившего ее некоторые структурные особенности.
Рельеф дна желоба Лоренс подтверждает предположение
об изменениях, по-видимому,
в
плейстоцене из-за отло¬
жения обломков и их последующего перераспределения
под воздействием льда и о ледниковом воздействии на
современные
очертания
желоба.
Значительная
часть
Св. Л . з . покрывается льдом ежегодно с января по апрель.
Петрологические характеристики поверхностных осадков
обусловлены ледниковым периодом в плейстоцене и суб¬
арктическим климатом в настоящее время. Осадки мине¬
ралогически неразвитые,
их
основным
ист оч ник ом
яв¬
ляются породы, окружающие Св. Л . з.,
и
берега р. Св.
Лаврентия. В
этом
смысле Св. Л. з.
оче нь
от лич ае тся
от
Мексиканского зал.
и дельты р. Ориноко.
Геофизическая изученность. Сейсмические исследо¬
вания в Св. Л . з . показали, что земная кора здесь отли¬
чается от земной коры окружающих районов (табл. 1).
Таблица 1. Сопоставление структуры земной коры
атлантического побережья Новой Шотландии
и зал. Св. Лаврентия
Осадочные породы
Фундамент
Основной коровый слой
Промежуточный слой
Мантия
Зал.
Св. Лаврентия
Атлантическое
побережье
Новой
Шотландии
Л
л'в
•а
-5
*
35
н
о
Н
5е;
иЧ
3
н
о
нЛ«
о
5о
о
оо
§
о
ОО
§
X
сх
о
X
а
ш
о
о
2
оо х^
XО.35
о
2
оох^
*ад2
1“
Овяас
оЕя*
1,8
4,6
нет
8,4
5,9
2,1
5,3
21,2
6,3
30,5
6,1
14,9
7,2
нет?
—
—
8,5
—
8,1
Всего
46,3
32,6
В наименее деформированной части Аппалачской горной
системы и в районе со значительной гранитной интрузией
толщина земной коры около 35 км; по существу
это один
слой, в
ко тор ом скор ость продо льных
волн около 6,2 км/с,
т* е. меньше, чем в вышележащих слоях, где она дости¬
гает 8,1 км/с.
Однако в Св. Л . з . мощность земной коры около
45 км, и кора, видимо, состоит из слоев со скоростью про¬
дольных волн от 4,5 до 7,5 км/с.
Такие скорости характерны для осадочных
пород
каменноугольного возраста. В Св. Л . з .
породы карбона
лежат на поверхности, а более плотные горные породы
—
на глубине; последние, вероятно, связаны с центральной
частью
Аппалачской горной системы.
Эти
осадочные
структуры можно
сравнить
со
структурами
в
других
районах земного шара, где доказана сильнейшая текто¬
ническая активность в прошлом.
Специфически ультра-
основные породы, в которых отмечаются высокие скорости
продольных волн, выходят на поверхность п-ова Гаспе;
гравиметрические исследования
позволили
проследить
их расположение
в
районе Св. Л. з.
В Св. Л . з . под земной корой верхняя мантия может
быть аномальной, с кажущейся высокой скоростью про¬
дольных волн (около 8,5 км/с) благодаря либо большой
плотности материала, либо очень крутому падению поверх¬
ности
Мохоровичича. Так как Аппалачская система
у Св. Л . з . имеет изгиб, выбрать между этими двумя
причинами нелегко.
ШАРЛОТТА КИН, ДЖ. Е . БЛАНШАР, М. ДЖ. КИН
СЕВЕРНОЕ МОРЕ
С. м.
—
окраинное
море,
занимающее
шельфовый
район между Британскими о-вами с одной стороны,
и
Норвегией, Данией, ФРГ, Нидерландами и Бельгией —
с
другой. Согласно определению Международного гидро¬
графического бюро, юго-западная граница С. м . в прол.
Па-де-Кале проходит от м. Летеркот (Великобритания,
51° 10' с. ш.) до маяка Вальд (Франция, 1° 53'
в.
д.) .
На СЗ его граница
про ходит от м. Даннет-Хед (Вели¬
кобритания, 3° 22' з. д .) до Оркнейских и Шетлендских
о-вов, оттуда на С вдоль меридиана 0° 53' з. до парал¬
лели 61° 00' с. и далее к В по этой параллели до побе¬
режья Норвегии южнее Согне-фьорда. На В граница С.м .
с
прол. Скагеррак проходит по линии,
соединяющей
м. Ханстхольм (Дания) (57° 07' с. ш., 8° 36' в. д .) и Назе
(Линнеснес, Норвегия, 58° 07' в. д.).
По Коссина, площадь С. м. 575 тыс. км2, средняя
глубина 94 м, объем воды 54 тыс. км3 (границы незна¬
чительно отличаются от приведенных выше) *.
Рельеф дна. Дно С. м . имеет постоянный наклон с Ю
на С, за исключением центральной части С. м .,
кото рую
с В на 3 пересекает Доггер-банка. Глубина над Доггер-
банкой уменьшается до 13 м. В штормовую погоду мор¬
ские волны разбиваются о мелководный выступ банки
и
взмучивают поднятыми со дна осадками морскую воду.
К Ю от Доггер-банки находится широкая полоса резко
меняющихся глубин (остаточный ледниковый пояс мор ен
и промоин), где с С на Ю проходит ложбина глубиной
82 м, очевидно, ледниковая долина или промоина, изве¬
стная под названием Аутер-Силвер-Пит, которая ведет
во впадину Линн-Дипси в зал. Уош. Аналогичная впа¬
дина далее к В называется Сол-Пит. Юго-западная часть
С. м. подвергается очень сильному воздействию прилив¬
ных течений, которые приводят к образованию блуждаю¬
щих песчаных банок и подводных песчаных дюн, ори¬
ентированных большей частью по направлению течений
с СВ на ЮЗ, т. е . так же, как Гудмин-Санд
—
мел и
у бере¬
гов Кента, место многих
кораблекрушений. На крайнем С
имеется еще один мелководный район
—
банка Викинг.
Единственный крупный остров у берегов
—
Гельголанд — *
расположен в Гельголандской бухте.
446

СЕВЕРНОЕ
Особенностью шельфа на его норвежской стороне
является
глубоководный канал (Норвежский желоб),
который проходит вдоль
южного побережья Норвегии
от прол. Скагеррак до Норвежского моря. Глубины вдоль
желоба колеблются от 250 до 600 м. Одни исследователи
(Шепард) считают, что глубоководный .канал образовался
в
результате выпахивающей деятельности ледника, дру¬
гие (О.
и Г. Хольтедаль) считают, что канал имеет текто¬
ническое происхождение, т. е. является рифтом, протяги¬
вающимся от грабена Осло до Скандинавских разломов,
которые отделяют материк от Норвежской котловины .
шении
уровня моря
в тече ние
последних
10 тыс. ле т.
Можно также обнаружить следы болотистых
равнин,
на которых формировались торфяные отложения (рис. 1).
Доггер-банка является реликтом пояса ледниковых морен,
который простирался от Восточной Англии до Северной
Германии.
Климат. Средняя месячная температура воздуха над
С. м . минимальная в
феврале, максимальная в
августе
—
соответственно 6,5 и 14,5° С в северной части, 5 и 14,5° С —
в
южной. С . м.
расположено в юго-восточном районе
исландского минимума. Восточная часть, за исключением
Рис. 1 . Материковая отмель и ее «речная система»
в
Северном море и в
Ла-Манше
(по Термьеру, 1963).
Древние торфяные залежи (датируемые по радиоуглеродному
методу ранним голоценом) считаются районом
«затопленным» фландрской трансгрессией.
1в—
торфяные болота (затопленные); 2 — районы суши в вюрмское время, в настоящее время находятся на глу¬
бине 160 футов; 3 —• затопленные русла рек.
Меньшие трещины на Норвежском шельфе (и в других
местах) рассматриваются как разломы, образовавшиеся
под воздействием знакопеременных напряжений, возни¬
кавших в земной коре в связи с наступанием и отступа¬
нием ледников в Скандинавии в четвертичный период.
Ориентация трещин и каналов, главным образом парал¬
лельная берегам, а не перпендикулярная (как основные
ледники), заставляет многих ученых согласиться с теорией
Хольтедаля, однако следует признать, что такие рифтовые
долины, несомненно, подвергались вторичному леднико¬
вому выпахиванию.
На дне С. м . можно проследить систему речных русел
позднего оледенения, которые были затоплены при повы-
летнего периода, является областью интенсивного цикло¬
генеза. Штормы часто проходят с 3 на В, максимальная
их повторяемость
—
зимой. В течение года преобладают
ветры западного направления со средней силой 5 баллов
зимой и 3,5 балла летом .
Гидрологический режим. Средняя месячная темпера¬
тура поверхностных вод С. м . в
феврале (минимум) уве¬
личивается в северо-западном направлении от 2° С у бере¬
гов Дании до 7,5° С на С, а в августе (максимум) умень¬
шается соответственно от 18 до 13° С (рис. 2 и 3). Средняя
месяч ная
температура придонной воды в марте (минимум)
возрастает в северо-западном направлении от 3—7 до
7—8° С (центральная часть С. м .) . В августе (максимум)
447

СЕВЕРНОЕ
у берегов Европы температура придонной воды 16—17° С.
Годовые значения температуры поверхностных вод С. м .
колеблются от 15,5° С у датского берега до 6° С на С, тем¬
пература придонной воды
—
от 1,5—2° С в центральных
и
северных районах до 16° С у берегов Дании. Устойчи¬
вый термоклин с градиентом температуры более 0,2° С/м
появляется в июне к ЮВ и Ю от Норвегии. Большинство
северных и центральных районов имеют термоклин с ма¬
рке. 2. Распределение температуры (°С) поверхност¬
ного
сл оя
Северного моря зимой (февраль) (по
Брунсу, 1958).
ксимальным градиентом температуры 0,7° (Ум на глубине
30—40 м в июле и августе. У берегов Дании до прол.
Скагеррак на глубине 2,5—10 м образуется второй, верх¬
ний, термоклин. В октябре термоклины исчезают везде,
за
исключением
небольшого района
в
центральной
части С. м.
Соленость поверхностных вод в центральной части С. м.
колеблется от 34,8 до 35,1°/00, соленость придонных вод
—
от 35,0 до 35,1°/00. Соленость увеличивается по напра¬
влению к берегам Великобритании и к С. Галоклин наи¬
более заметен у побережья Норвегии на глубине 20—30 м,
где вертикальный градиент достигает 0,5%0/м.
Соленость вод у берегов ФРГ колеблется от 29°/оо
летом до 32%0 зимой. На северном разрезе, где северо-
448
атлантические воды поступают
в С. м., соленость поверх¬
ностных и
придонных вод летом достигает более 35,25°/00.
Плотность поверхностных вод зимой от 1,02600 у дат¬
ского берега до 1,02770 на С. Плотность поверхностных
вод летом возрастает в том же
направлении,
что и зимой,
от
1,02100 до 1,02650. Зимой распределение плотности
придонных
вод
почти
та кое
же,
как
на
поверхности,
и
характеризуется
небольшой
вертикальной устойчи-
1958).
востью.
Летом
в
северо-западном
районе на глубине
20—30 м появляется устойчивый пикноклин.
Цвет воды изменяется от светло-зеленого у берегов
ФРГ до светло-синего на С (8—12 по шкале цветности).
Максимальная условная прозрачность в центральных и
северных районах 15—17 м, а минимальная 7—8 м (зимой).
У Гельголанда условная
прозрачность
колеблется
от
2—5 м зимой до 7,7 м летом.
Максимальная величина насыщения кислородом в се¬
верной части С. м. 95—116% на поверхности и 83—102%
у дна. В некоторых районах Гельголандской бухты мини¬
мальное насыщение кислородом до 53%.
Циркуляция вследствие господствующих ветров и рас¬
пределения плотности имеет направление против часовой

СЕВЕРНОЕ
стрелки в верхних слоях и непостоянное
у дн а. Скорость
циркуляции изменяется локально и сезонно.
Скорость
тече ния
близ Шетлендских о-вов
меняется
о т 0,5—0,7
узла весной и летом до 0,25—0,35 узла осенью и зимой.
Скорость в центральной части С. м. меняется от 0,1—0,2
узла летом до 0 ,35 узла зимой.
По стратификации температуры и
солености
С. м.
можно
раздели ть
на
четыре
гидрологических
района
(рис. 4) (Дитрих, 1957). У берегов Норвегии (район А)
стратификация солености сохраняется круглый год, а го¬
довые изменения солености явно заметны в верхних слоях.
Несколько далее
параллельно району А расположен
Рис. 4 . Гидрологические районы Северного моря (по Левасту,
1963).
1 =- перемещение морских вод; 2 —
приток пресной воды.
район Б, где стратификация солености еще существует,
но годовые изменения солености нерегулярны
ив
верхне м
слое менее ярко выражены,
чем в
районе А. Центральная
часть С. м.
(район В) является гомохалинной круглый
год,
но
термически стратифицированной по сезонам.
Южная часть С. м .
(район Г) является гомохалинной
и гомотермичной круглый год. На рис.
4 также показаны
величина переноса воды через четыре пролива и
приток
пресной воды (в км3/год). 90% привноси воды в С. м.
происходит через пролив между Шетлендскими и Оркней¬
скими о-вами.
Волнение.
Наблюдения за волнами
в
С. м.
проводятся
нерегулярно,
исключая систематические на¬
блюдения на некоторых
плавучих
мая ка х.
Измерения
с
плавучего маяка «5-2» (54° 00' с. ш .,
3° 30'
в.
д.)
на Доггер-банке показали, что при силе ветра 10 баллов
длина волны 82 м, средняя высота волны 3,6 м, а макси¬
мальная —
4,5 м; измерения с плавучего
маяка «Амрум-
банк» (54° 30' с. ш .,
8° 00'
в.
д.) показали, что ветер
силой 7 баллов вызывает волну со средней высотой 3,8 м.
С плавучего маяка «Эльба-1» при скорости ветра 23,2 м/с
(10 баллов) были зарегистрированы волны высотой 4,5 м
при длине 120 м и периоде 9,8 с. У восточного берега
Шотландии были измерены волны высотой 8 м, длиной
150 м, тогда как максимальная высота до 10,7 м была
зарегистрирована при длине волны 150—215 м и периоде
13—17 с.
У Гельголанда волны изучались стереофотограмме-
трическим методом; при глубине 18 м и скорости ветра
18—20 м/с (8—9 баллов) высота волны 6 м, длина 157 м,
а у подножия скалы высота волны 8—9 м. В Нидерландах
во время шторма 31 января 1953 г. наложившиеся на
штормовой нагон (2,6 м) и совпавшие с высоким приливом
(свыше 2 м) 6—7-метровые волны вызвали свыше 400
повреждений дамбы, нанеся самый большой ущерб в совре¬
менной истории этой страны.
Приливы.
Приливы в С. м.
преимущественно
полусуточные,
и
отношение
суточных
составляющих
к
полусуточным у побережья 0,1—0,2, исключая районы
близ Ла-Манша и Оркнейских о-вов, где оно достигает 0,3
(рис. 5). Основная приливная волна поступает
в
С. м.
через его северный пролив. Небольшая часть приливной
во лны
проходит через проливы Скагеррак и Каттегат
в
Балтийское море. Приливная волна распространяется
на Ю, отражается от берега и интерферирует с меньшей
приливной волной, поступающей через прол. Па-де-Кале.
Котидальные линии располагаются
в направлении против
часовой
стрелки
вокруг
амфидромических
точек
на
55,8° с. ш., 5,3° в. д., к В от Доггер-банки и на 52,7° с. ш .,
3° в. д.,
к С от Дувра. Средние периоды между верхней
кульминацией Луны на гринвичском меридиане и полной
водой составляют 9—10 ч в северной части С. м .,
0—3 ч
в
центральной части и 6—7 ч
между двумя амфидромиче-
скими точками. Колебания величины сизигийного прилива
3—4,5 м у побережья Шотландии, 4—7 м у восточного
побережья Великобритании и в прол. Па-де-Кале, 2—3 м
в Гельголандской бухте и 0—1,5 м в большей части откры¬
того моря, в прол. Скагеррак и у норвежского побережья.
Скорость приливных течений в открытом море достигает
обычно 2—3 узлов. В некоторых районах близ проливов
скорость этих течений более высокая, например 3 узла
у Темзы, 5 узлов близ Куксхавена и в других местах
Гельголандской бухты и в прол. Па-де-Кале.
На уровень С. м. очень сильно влияют метеороло¬
гические факторы. Интенсивная циклоническая деятель¬
ность 8 января 1949 г. и 31 января 1953 г. вызвала экстре¬
мальный штормовой нагон. Во втором случае уровень
С. м . поднялся выше нормального прилива на 2—2,6 м
у берегов Нидерландов, на 0,8—2,4 м в Гельголандской
бухте и на 1,4—2,7 м на восточном побережье Велико¬
британии. Статистика показывает, что в создании анома¬
лий уровня в С. м. ветер, дующий с 3 или в обратном
направлении, в
десять
раз эффективнее, чем северный
или южный. Западные и северные ветры вызывают пони¬
жение уровня С. м.
у берегов Великобритании и повышение
его на побережье в юго-восточной части С. м .
Ледовые условия. Благодаря влиянию теп¬
лых и соленых вод Северо-Атлантического течения запад¬
ная
ча сть С.
м.
редко замерзает.
Вдоль восточного и
южного
побережий (Дания, ФРГ, Нидерланды) лед
—
обычное явление даже в мягкие зимы вследствие распрес-
нения поверхностных вод С.
м.
во дами , поступающими
из
рек и Балтийского моря. Самая большая площадь
льдов наблюдается в феврале (рис. 6). Среднее число
дней с ледяным покровом в суровые зимы около 60 у бере¬
гов ФРГ, 90—130 в ряде других районов и около 50 у дат¬
ского побережья. В апреле все С. м. очищается от льда.
Донные осадки и берега. Материал донных осадков
С. м . первоначально представлял собой
преимущественно
водно-ледниковые пески и галечники, часть из которых
в послеледниковое время была затоплена морем. Впо¬
следствии на мелководье в южной и юго-западной частях
15 Заказ 406
449

СЕВЕРНОЕ
наступления высокой воды в часах (сплошные линии) относительно прохождения
Луны через Гринвич;
а
эллипс
при ливного т ечен ия.
С.
м.
они
подвергались воздействию волн и течений,
в
результате чего происходило образование подводных
дюн и упомянутых
выше
блуждающих банок. Эпизоди¬
ческие эвстатические колебания в
период позднего оледе¬
нения и послеледникового повышения
уровня моря соз¬
дали
условия для развития торфяных болот. Сегодня
следы болот можно встретить
от Доггер-банки до нидер¬
ландского побережья (рис. I). Можно обнаружить также
и следы русел рек.
Их образование относится к эпохе
раннего
межледниковь я,
когда
потоки
талы х
вод
из
450
Северной Германии проникли в южную
ч асть С.
м.
и
прошли через
прол.
Ла-Манш.
На южных и юго-восточных
берегах С.
м.
(наве¬
тренные берега) ледниковые пески образуют цепь остро¬
вов и следующих одна за другой дюн, представляющих
собой естественный береговой барьер для защиты польде¬
ров Нидерландов и Северо-Западной Бельгии от зато¬
пления
морем.
Более
редкая
цепь
островов
час тич но
защищает от затопления илистые равнины Нидерландов
и
ФРГ, простирающиеся в Западную Данию. Многие

СЕВЕРНОЕ
5 =- открытые разводья вдоль берегов.
из островов являются объектом фундаментальных геоло¬
гических исследований природы мелководья и литораль¬
ной
с едим ентации.
Участки дна С.
м.,
покрытые
гравием,
находятся
в
районе максимальной динамики дна у берегов Нидер¬
ландов,
где
направление береговой линии меняется
с ССВ на ВСВ; разобщенные участки «твердого грунта»
с
гравием
или
ледниковыми
валунами обнаружены и
у западных берегов Дании, и у северо-восточных берегов
Великобритании.
Илистое дно встречается на средних глубинах в юго-
восточной части С.
м. западнее участков гравийного
дна, расположенных у западных берегов Дании, у восточ¬
ных берегов Великобритании, а также на более глубоко¬
водных участках севернее Доггер-банки и на самых глу¬
боководных участках Норвежского
желоба (рис.
7).
Кроме того, илистое дно обнаружено во многих неболь¬
ших закрытых котловинах, в
которых прежде были раз¬
виты морены. Ил, смываемый волнами у восточных бере¬
гов
Великобритании,
уносится в широкие эстуарии
в
устьях рек и там осаждается, образуя илистые равнины,
например
взал.Уоши
вокруг дельты р. Темзы. Подоб¬
ные равнины находятся в
эстуариях ледникового проис¬
хождения (в какой-то мере фиордового типа) в Шотландии
(Ферт-оф-Форт, Ферт-оф-Тей и зал.
Мари-Ферт), а также
на
Ю Фрисландских вадденов.
Восточные берега Великобритании (подветренные
берега, по Хармеру) отличаются от берегов Дании, ГДР,
ФРГ и Нидерландов низкими береговыми обрывами
во многих местах и относительно небольшой аккумуля¬
цией, исключая открытые бухты типа зал. Уош. В этих
районах развития рыхлых четвертичных отложений,
какина
клиффах Восточной Англии, скорость эрозии
береговых обрывов может быть довольно высокой, но
берега сохраняются там, где они сложены устойчивыми,
главным образом палеозойскими породами.
Данные о геологическом строении
и
наблюдения
по приборам за уровнем моря позволяют предположить,
что
са мы й край восточных берегов Великобритании,
Нидерландов, ФРГ и ГДР медленно опускается (0,1—
1,0 мм/год), тогда как берега Шотландии, Северной Дании
и
Норвегии испытывают в послеледниковое время
изо -
статическое поднятие.
Геотектоническое развитие котловины С. м . С. м. яв¬
ляется типичным эпиконтинентальным морем, для кото¬
рого характерна мощная материковая кора. Оно покры¬
вает
северную
часть структурного прогиба, окружающего
Балтийский щит, и занимает часть раннепалеозойской
Среднеевропейско-Балтийской геосинклинали. С . м . цели-
Рис. 7 . Батиметрическая
карта
и донные
осадки
Северного
моря (по Брунсу, 1958).
^
«в
ил;2а»песок;3—
гравий; 4 —
твердые породы (скалы
и
валуны).
451

СЕВЕРНОЕ
Рис. 8. Границы Северного моря в мезозое и кайнозое.
Они
указывают распространение
типичных
условий трансгрессий или регрессий (по Берри).
1—
позднепермская береговая
линия
(Цехштейновое
море); 2 —
среднетриасовая береговая
линия
(формация раковинных известняков); 3— позднеюрская береговая линия (коралловые слои); 4—средне-
эоценовая береговая линия (лютеций); 5 —
позднемиоценовая береговая линия (дьест); 6 —
современная
береговая линия; 7 —
северный край Брабантского массива — Восточно-Английское поднятие; 8 — ось
Артуа; 9 * южная
граница палео-Европы (северное окончание герцинских горных цепей).
ком расположено внутри геотектонической области палео-
Европы, а у
прол.
Па-де-Кале примыкает к гран ице
мезо-Европы. Геосинклинальные отложения были смяты
в складки и подняты каледонским орогенезом (постсилу¬
рийским) в горную цепь, а затем уничтожены эрозией.
В период герцинского (посткаменноугольного) орогенеза
внутренняя часть хребта превратилась в мелководный
эпиконтинентальный прогиб, южная часть которого была
рассечена вновь образовавшейся горной цепью, протя¬
нувшейся от Уэльса до Богемии (рис. 8, обозн. 9). Осталь-
452
ная часть прогиба в процессе развития
в мезозое и
т рети ч¬
ном
периоде располагалась на периферии Балтийского
(Фенно-Сарматского) щита, который ранее простирался
от Северной Атлантики до Урала. На Ю бассейн был
отделен от моря Тетис и развивающейся Атлантики серией
низких, временами исчезавших островов (Шотландско-
Пеннинский, Англо-Бельгийский и Богемский), являв¬
шихся корнями каледонских и герцинских горных цепей.
В позднепермскую эпоху Северо-Германская котло¬
вина и котловина С. м. соединились в одно целое (рис. 8,

СЕВЕРНЫЙ
обозн. /). Цехштейновое море,
заполнившее вновь обра¬
зовавшийся бассейн, отделялось на С от Норвежского
моря отмелью (возможно, барьером); окружающие участки
суши были знойной пустыней, явившейся источником
образования аллювиальных конусов выноса. Таким обра¬
зом, в прибрежной части Цехштейнового моря отлагались
известняки и доломиты, а на более глубоководных уча¬
ст ках
—
мощные комплексы чередующихся
пластов эвапо-
ритовых солей натрия и калия, в настоящее время слага¬
ющих крупные соляные купола на С ГДР, ФРГ, Дании
и
на
их
шельфах. Такие палеогеографические условия
сохранялись до раннего триаса,
но в среднем триасе
при более мягком климате море, где отлагался ракушеч¬
ник, распространилось от Тетиса до С. м. С возникно¬
вением
Срединно-Нидерландского хребта наблюдается
менее
интенсивное
отложение
ракуш ечни ка
в
Северо-
Германской котловине (рис. 8, обозн. 2), в других местах
ракушечник находится в лагунных фациях. В позднем
триасе при полуаридном континентальном климате соли
отлагались в районе оз.
Кейпер; в течение этой эпохи
продолжался
подъем Срединно-Нидерландского хребта
(рис. 8, обозн. 3).
В раннеюрскую эпоху С. м . снова вернулось к своей
типичной форме: существовала связь с Тетисом через Лин¬
кольншир, Южную Англию и Францию. Трансгрессия про¬
должалась до середины юрского периода, а в конце средней
юры наблюдалась главная регрессия и вся западная часть
С.
м.
покрылась дельтами
норвежских рек.
В поздней
юре снова произошла трансгрессия,
и
у берегов С.
м.
образовались коралловые рифы. На Срединно-Нидер¬
ландском хребте продолжались тектонические движения,
ик
концу юрского периода при общей регрессии южная
часть С. м. резко разделилась на
восточную
и
за падну ю
котловины,
пог ружа вшие ся
независимо
друг от друга.
В раннемеловую эпоху осн овн ые про лив ы
кЮиВ
были закрыты и С. м . стало заливом бореального океана,
нов
раннюю стадию сеноманской (раннемеловой) транс¬
грессии они снова открылись, что привело к затоплению
всей территории, показанной на карте (рис. 8).
После главной регрессии, закончившейся в мезозое,
в течение которой совершенно отсутствовала связь между
С.
м.
и
Тетисом, Северо-Германская котловина стала
терять свое значение
как район морской седиментации
(рис. 8, обозн. 4)\ однако на очень короткие отрезки вре¬
мени она иногда затоплялась (например, в палеоцене,
олигоцене,
среднем
миоцене). Современное Балтийское
море представляет собой последний реликт Северо-Герман¬
ского бассейна седиментации.
В позднем миоцене С. м.
постепенно
распадалось
на
изолированные бассейны,
такие,
как
Парижский бассейн, Лондонский бассейн
и Западно-Нидерландский бассейн (район дельты Рейна),
в который стала впадать р. Рейн.
От перми до эоцена южной границей С.
м.
служил
северный край Брабантского массива (рис. 8, обозн. 7).
Однако этот древний Англо-Бельгийский остров был за¬
топлен морем
в
среднем эоцене (рис. 8, обозн. 4), и ось
Артуа (рис. 8, обозн. 8) становится новой южной границей
[ось Артуа является северн ы м
крылом
антиклинали
Вильден (от мела д о эоцена)]. Последняя связь с А тлан ¬
тикой была в позднем миоцене в северной части Вилда;
до позднемиоценовой трансгрессии Дания была поднята
в виде барьера, вследствие чего море простиралось к В
не дальше, чем теперь, тогда как при олигоценовой транс¬
грессии оно доходило до Каспия.
Моря раннего плейстоцена затопили
небольшие
районы к С от Темзы (в Юго-Восточной Англии). В той
части раннего плейстоценового морского бассейна, который
располагался в районе нижнего Рейна, мощность нако¬
пившихся
осадков составила
несколько сотен
метров.
Скорость прогибания дна бассейна в этом районе по¬
стоянно увел ичивал ась
в течение плейстоцена. Поэтому
в настоящее время дельта Рейна является, по-видимому,
районом зарождающейся геосинклинали. Наконец, либо
в
миндельскую,
либо в
рисскую стадию оледенения прол.
Па-де-Кале сократился в размерах вследствие запружива¬
ния ледником рек Северной Европы, образующих «Ченнл-
Ривер», и в вюрме он снова восстановился.
Сухопутный
мост из Франции в Англию, существовавший в вюрме,
был окончательно уничтожен в результате эвстатического
подъема уровня моря около 11 тыс. лет назад (глубина
прол. Па-де-Кале свыше 50 м). С послеледниковым под¬
нятием земной коры
в Скандинавии и Шотландии связано
сопряженное прогибание вдоль южной части С. м .,
воз¬
можно, усиленное тенденцией прежнего
геосинклиналь-
ного развития этой части акватории.
РОУДЗ У. ФЕЙРБРИДЖ. ТАКАШИ ИЧИЕ, ДЖ• БЕРРИ
См.
также
Балтийское
море,
Ла-Манш
проливу
Норвежское море.
Прим. ред.
1
По современным данным площадь С. м.
549 тыс. км2, объем 53 тыс. км3, максимальная глубина
433 м, средняя
—
96 м (Литвин В. М., Емелья¬
нов а
Л. П. Площади Атлантического океана и его
частей.
—
Океанология, 1970, т .
10, вып. 4, с. 662
.'69).
СЕВЕРНЫЙ ЛЕДОВИТЫЙ ОКЕАН1
С.Л. о.
—
наименьший из океанов на земном шаре.
Его площадь 14 млн. км2. С. Л . о. является уникальным:
он почти окружен сушей; его расчленяют три подводных
хребта
—
хребет Альфа (хребет Менделеева с поднятие м
Альфа.
—
Ред.)у хребет Ломоносова и Срединно-океани¬
ческий хребет (хребет Гаккеля.
—
Ред.), являющийся
продолжением Срединно-Атлантического хребта; одна
треть его дна
—
материковая отмель; его поверхность
в течение всего года покрыта дрейфующим льдом.
Из-за удаленности, сурового климата и постоянного
ледяного покрова С. Л . о. оказался наименее
изуч енны м
из океанов. К концу 19 в. почти вся его береговая линия
была довольно подробно нанесена на карты, однако боль¬
шая часть самого океана оставалась неизученной. Северная
оконечность Гренландии и группа островов Канадского
Арктического архипелага были совершенно не исследованы.
Географы не имели единой точки зрения
в
отношении
распределения
суш и
и моря.
Некоторые ученые, в том
числе
немецкий географ Петерманн, считали,
что
Грен¬
ландия протянулась через Северный полюс к Земле Вран¬
геля
(теперь о.
Врангеля); другие полагали, что цен¬
тральный полярный район составл яют
многочисленные
острова , разделен ные мелководными учас тками .
Во время экспедиции на судне «Жаннетта» (1879—1881)
было установлено, что о.
Врангеля к Гренландии не
примыкает. В 1893—1896 гг. судно Нансена «Фрам» про¬
дрейфовало с многолетним льдом через Арктический бас¬
сейн (А. б .)
от Новосибирских о-вов
до Шпицбергена.
Анализ данных одиннадцати измерений глубин, выпол¬
ненных за этот дрейф, показал —
глубина А. б. на этом
участке колеблется от 3400 до 4000 м. Так впервые было
установлено, что по крайней мере часть А. б . занимает
глубоководная впадина.
Рельеф дна и геология. При рассмотрении рельефа дна
С. Л . о. (рис. 1) обнаруживается отсутствие единой номен¬
453

СЕВЕРНЫЙ
клатуры названий форм рельефа. Поэтому в изложении
применяются названия, данные при открытии и наиболее
употребительные.
С. Л . о. делится на два бассейна: Северо-Европейский
и Арктический (А. б.). До 1948 г.
считалось, что А. б.
включает один, вероятно, однородный бае сейш т. е .
не
имеет подводных хребтов. В 1948 г.
был открыт хребет
Ломоносова. Он разделяет А. б.
на
два суббассейна,
для
которых Остенсо (1962) предлагает названия Ги-
микрорельеф, который был недавно установлен на
шельфе
моря Бофорта и н а Чукотском поднятии.
Материковый
склон
на чин ае тся
обычно
на
глубине 200 м, за исключением шельфа Гренландского
моря, где резкое увеличение глубин наблюдается прибли¬
зительно на глубине 300 м.
Эта 300-метровая глубина,
вероятно, отражает изостатическое погружение, вызван¬
ное Гренландским ледяным щитом. К С от Аляски уклон
материкового склона близок к уклонам в других океанах
перборейский бассейн
(Амеразийский
суббассейн.
—
Ред.)
и бассейн Нансена (Евразийский
суббассейн.
—
Ред.).
Материковая
отмель
(шельф), окай¬
мляющая А. б., имеет различную ширину. Вблизи евра¬
зийского побережья шельф в несколько раз шире, чем
у североамериканского. Севернее Аляски и Гренландии
шельф имеет обычную ширину
—
100—200 км, ширина
Сибирского и Чукотского шельфов изменяется от 500
до 1700 км. Советские исследователи считают, что мате¬
риковое оледенение, вероятно, распространялось на всю
область шельфа к В от Таймырского п-ова, что и объясняет
и колеблется от 1,5 до 4°. Однако сообщалось об уклоне
материкового склона до 23°.
Известно несколько под¬
водных депрессий, рассекающих материковую отмель.
Самая большая из них
—
желоб Св. Анны, проходящий
к В от Земли Франца-Иосифа,
—
имеет
ширину 180 км
и
длину 500 км.
В соответствии с океанографической программой МГГ
сов етские
суда «Обь» и «Лена» провели детальную бати¬
метрическую съемку северной части Гренландского моря.
Результаты этой съемки опровергли мнение о том, что
Шпицбергенский хребет (порог Нансена) соединяет Грен¬
ландию
со
Шпицбергеном и препятствует водообмену
между Атлантическим океаном и А. б . Было установлено,
454

СЕВЕРНЫЙ
что порог Нансена
прорезан желобом Лены*, глубина
которого более 3000 м.
Хоуп (1959), Хизен и Юинг (1961)
рассматривают открытие этого желоба
к ак доказа тель¬
ство,
под твержд ающ ее
продолжен ие с ис т ем ы Срединно-
Атлантического хребта в С. Л . о.; желоб Лены предста¬
вляет собой срединную рифтовую долину. Последнее
заслуживает внимания, так как пояс эпицентров земле¬
трясений накладывается на желоб таким же образом, как
и
в до л ь Срединно-Атлантического рифта.
Название «поднятие Нансена» теперь
применяется
к восточному уступу порога Нансена, а название «отмель
Оби»**
—
к
меньшему
западному уступу. Материковую
отмель, примыкающую к северо-восточному
побережью
Гренландии, прорезают многочисленные каналы, которые,
по-видимому, являются затопленными ледниковыми доли¬
нами, образовавшимися во время наступлений ледников.
Чукотское поднятие. Выдвинутый в океан
выступ от Чукотского шельфа образует Чукотское подвод¬
ное поднятие шириной 200 км, круто поднимающееся
с глубокого океанического дна и имеющее усеченную
и расчлененную
вершину, по-видимому, выровненную
под воздействием прибоя или льда.
Канадская
котловина***
протянулась
примерно на 1100 км от
шельфа моря Бофорта до хребта
Альфа. Дно котловины находится
н а глубине порядка
3940 м; оно, по-видимому, очень ровное и только в некото¬
рых местах покрыто холмами. Хизен и Юинг (1961) счи¬
таю т,
что
поскольку
подводные
каньоны,
рассекающие
шельфы морей Бофорта и Чукотского, имеют, вероятно,
происхождение, сходное с обычными подводными каньо¬
нами, то абиссальные равнины должны располагаться
за пределами кромки материковой отмели. Далее, подвод¬
ные
конус ы
выно са,
аналогичные
конусам выноса рек
Миссисипи, Гудзона и Ганга, могут встречаться на дне
ок еаниче ских
ко тло вин
недалеко
от
устьев
главных
аркти чески х рек .
Доказательства существования таки х
конусов выноса были представлен ы геофизическими ис¬
следованиями, проведенными недавно с ледяного острова
Арлис II.
Менее глубокая котловина Бофорта (море Бофорта)
отделена
от
главной Канадской
котловины
широким
порогом,
поднимающимся
на
350 м над абиссальной
равниной. Так как этот порог низкий и до сих пор точно
не известно, полностью ли отделяются котловины Канад¬
ская и Бофорта, предложено название «Канадская котло¬
вина»
применять к обеим котловинам. Похожий на
полу¬
остров
участок
материковой отмели,
протянувшийся
от района о. Банкс на 3 в Канадскую котловину, назван
плато
Бофорта.
Многие геологи приняли без д оказ ател ьств
суще¬
ствование
докембрийского щита (Гиперборейской плат¬
формы), подстилающего Канадскую котловину, который
протянулся в восточном направлении
и
соединяется
с Канадским щитом. Однако, по данным посл едни х аэро¬
ма гнит ных
наблюдений, эта платформа ограничивается
районом западнее
котловины;
предполагают,
что
дно
Канадской котловины
покрывает мощный слой осадков,
отложившихся на кристаллическом фундаменте, погружа¬
ющемся в восточном направлении.
Хребет Альфа**** расположен в североамери¬
*
Хизен и Юинг (1961) назвали этот желоб прол. Нансена.
Предпочтение отдано советскому названию в силу приоритета.
**
П. А . Гордиенко и А. Ф. Лактионов (1960) назвали их
соответственно «плато Ермака» и «шельф Оби».
***
Канадский бассейн, Северный Канадский бассейн,
котловина Бофорта. Названия «Канадский бассейн» и «Северный
Канадский бассейн» обычно встречаются на
ка рта х Гидрогра¬
фического управления США и Океанографического управления
****
Хребет Альфа (Хизен и Юинг, 1961), Центральный
Арктический хребет (Дитц и Шамвей, 1961), хребет Менде¬
леева (Гордиенко и Лактионов, 1960; Трешников, 1961).
канской части А. б. Он субпараллелен хребту Ломоносова.
Минимальная глубина хребта Альфа около 1400 м, дли на
примерно 900 км, ширина
в значительной степени изме¬
няется. Хребет с обоих концов соединяется с материковой
отмелью посредством
широких треугольных
плато.
Его
прорезает широкое ущелье Альфа, которое имеет глубину
несколько менее 2000 м.
По сейсмическ им данным и
батиметрическим профи¬
лям, выполненным поперек гребня хребта, был определен
рельеф хребта, оказавшийся весьма изрезанным,
что
позволило Ханкинсу и др. (1962) сделать вывод: район
хребта
—
район сбросовой тектоники.
Склоны хребта
обрываются
крутыми уступами
высотой примерно 600 м, что, по-видимому, указывает
на
крупные сбросы. На склонах встречаются большие
неровности с перепадом до 1000 м. Нет никаких доказа¬
тельств
сейсмической
или
вулканической активности,
связанной с хребтом Альфа. Данные гравитационных
и
аэромагнитных съемок подтверждают предположение,
что
хребет, возможно,
представляет собой
горстовые
структуры *.
Хребет Ломоносова протянулся на 1800 км
о т материковой отмели севернее о. Элсмир к материковой
отме ли
у Новосибирских о-вов .
Глубина хребта, имею¬
щего ,
по-видимому,
сглаженный гребень, 950—1650 м;
средняя высота хребта над прилегающими участками
дна примерно 3000 м; ширина хребта 60—200 км. Уклон
склона по линии пересечения 13°, у северного склона уклон
меньше. Район с глубинами менее 3850 м имеет более
крутое падение, чем более глубоководные участки. По
данным наблюдений, ширина гребня хребта 26 км; он
в значительной степени плоский, что говорит об его усе¬
чении до глубины 1400 м относительно современного
уровня моря.
Между хребтами Ломоносова и Альфа находится
более низкий хребет Марвин, протянувшийся в котловину
Макарова. Эти три хребта являются асейсмичными и
соединяются вблизи 88° с. ш., 90° з. д., где они образуют
широкий шельф.
Советские геологи предполагают, что хребет Ломоно¬
сова в структурном отношении является связующим звеном
между мезозойской верхоянской складчатостью Сибири
и сбросовым поясом Франклина в северной части о. Эл¬
смир. Анализ последних аэромагнитных данных показал,
что магнитное поле на профилях, проходящих через
хребет Ломоносова,
менее
воз мущено
по
сравнению
с магнитным полем на профилях хребта Альфа,
что может
служить подтверждением теории советских исследовате¬
лей.
Котловина Макарова** находится между
хребтами Ломоносова, Альфа и Марвин. По эхограммам,
полученным на «Наутилусе», установлено, что дно котло¬
вины
ровное и плоское, глубина 4030 м (на 120 м глубже
Канадской котловины). Удивительно плоское д н о и резкий
контакт с
прилегающими хребтами говорят о том ,
что
кот ловина
выровнена мощным слоем осадков.
Евразийская
котловина
(Евразийский
суббассейн
—
Ред.). Советские исследователи определяют
бассейн, расположенный в европейском секторе А. б .
от
хребта Ломоносова до материкового склона, как изоли¬
рованную котловину, которую они назвали котловиной
Нансена ***. Однако Хизен и Юинг (1961), основываясь
на распределении эпицентров землетрясений и недавнем
*
Или, по
последним данным, даже срединный хребет,
прекративший свое разраст ание .
—
Прим. ред.
**
Центральный Арктический бассейн (Дитц и Шамвей,
1961), Сибирский бассейн (Хизен и Юинг, 1961). Предпочтение
ввиду приоритета отдается названию «котловина Макарова»
(Гордиенко и Лактионов, 1960; Трешников, 1961).
***
Европейский бассейн (Хоуп, 1959).
455

СЕВЕРНЫЙ
открытии желоба Лены, полагают, что этот бассейн раз¬
деляется продо лже ни ем Срединно-Атлантического хребта
(хребтом Гаккеля.
—
Ред.), протянувшимся через С Л. о .,
на две котловины.
Котловину, прилегающую к хребту
Ломоносова,
они
на звали
Евразийским суббассейном
(котловиной Нансена.
—
Ред.), а котловину, примыкаю¬
щую к Баренцеву и Карскому шельфам,
—
бассейном
Фрама (котловиной Амундсена.
—
Ред.) . Данные зондиро¬
ваний, выполненных на «Наутилусе», и аэромагнитных
наблюдений подтверждают гипотезу Хизена—Юинга.
Глубина Евразийской котловины 4290 м .
Северный
полюс расположен вблизи ее контакта с хребтом Ломоно¬
сова. Эхолотные промеры, проведенные с борта «Наути¬
луса», показали, что дно Евразийской котловины, подобно
другим абиссалям, ровное и плоское, но, по-видимому,
имеет пологий уклон в южном направлении.
Глубина
котловины
не
везде
о дин аков ая.
Так, разность между
глубинами у Срединно-океанического хребта и глубинами
в
районе контакта с хребтом Ломоносова составляет 410 м.
Дитц и Шамвей (1961) считают, что это понижение дна
может быть результатом прогиба земной коры под тяже¬
стью Срединно-океанического хребта (хребта Гаккеля.
—
Ред.), оно подобно понижению, наблюдавшемуся в районе
Гавайского хребта.
Срединно-океанический
хребет
(хребет Гаккеля.
—
Ред.). Хотя соответствующих данных
не
имеется,
можно,
однако,
допустить,
что Срединно¬
океанический хребет
*
сходен по
морфологии со Срединно-
Атлантическим хребтом, продолжением которого он,
по-видимому, является . Особенностью рельефа Срединно-
Атлантического хребта является рифтовая долина, образу¬
ющая глубокое ущелье вдоль оси хребта. Рифтовые горы
поднимаются до высоты 900—2700 м над дном долины.
Атлантические рифтовые горы в свою очередь ограничены
по
бокам
высокими
пла то,
рассеченными разломами.
Рифтовая долина и горная система в Атлантике имеют
ширину менее 200 км; ширина самой долины колеблется
от
40 до
150 км.
Подводные лодки США «Скейт» и «Наутилус» пере¬
секли
провинцию Срединно-океанического хребта.
По
эхограммам установлено, что этот район имеет изрезанный
рельеф с непрерывными цепями вершин различных высот
(максимальная высота около 1000 м). По эхолотным
профилям нельзя сказать, являются вершины кониче¬
скими подводными горами или поперечными разломами
хребта. Дитц и Шамвей (1961) рассматривают эту морфо¬
логическую провинцию как «район подводных гор» и
отмечают
сходство эхолотных
профилей в этом
районе
с
профилями, полученными при пересечении Срединно-
Атлантического хребта.
**
Котловина Фрама (котловина Амундсена.
—
Ред.) . Котловина Фрама
***
—
наим еньша я из
четырех
котловин, ее длина 950 км и ширина 350 км. Она является
наиболее глубокой (5180 м). К самой глубоководной
части
котловины
примыкают субокеанические
горные
поднятия, глубина над которыми 730 м.
На протяжении всего лишь 80 км изменения в подня¬
тии дна составляют около 4450 м. Подводная гора в 400 км
севернее Шпицбергена поднимается на высоту более 3000 м
над абиссальным дном с глубинами 4000 м. О котловине
Фрама очень мало сведений. Незначительная информация
позволяет предположить, что ее рельеф имеет сложный
характер.
Водные массы А. б . По данным (хотя и недостаточным
и в значительной мере разрозненным), собранным за
*
Хребет Нансена, или
^Кордильера».
**
Срединный гребет С. Л . о.
хорошо изучен советскими
исследователями (см. работы Рассохо, Деменицкой, Карасика).
—
Прим. ред.
***
Бассейн Фрама (Хизен и Юинг, 1961).
многие десятилетия и в течение всех сезонов,
выявлена
отчетливая закономерность в вертикальном распределении
температуры и солености вод А. б. в течение года. В по¬
верхностном слое воды наблюдаются заметные сезонные
изменения температуры и солености, вызванные таянием
и замерзанием пакового льда. Однако эти изменения
не распространяются на сколько-нибудь большие глубины,
так как плотность пресной талой воды меньше плотности
нижележащей
воды.
В холодных
арктических
водах
температура влияет
на
плотность
в
меньшей степени,
чем соленость,
а поэтому
вертикальное распределение
солености и плотности почти параллельно.
Признано, что А. б.
имеет
четыре типа
основных
водных масс.
Арктические поверхностные воды.
Поверхностный слой воды характеризуется наибольшими
колебаниями
температуры и солености.
Температура
изменяется от —1,4° С в конце лета до —1,7° С в конце
зимы,
соленость
—
о т 2 8 до 32°/00 соответственно.
При
летнем таянии теплая вода с низкой соленостью часто обра¬
зует под многолетним льдом распресненный слой толщиной
ме нее
1 м. Эта талая вода, опускаясь вниз, перемеши¬
вается и в конечном счете снова замерзает зимой. При¬
мерно ниже горизонта 50 м соленость резко увеличивается
с глубиной. На горизонтах около 100 м в бассейне Нан¬
сена и 150 м в Гиперборейском бассейне температура
также повышается.
Тихоокеанские
воды.
Под арктическими
поверхностными водами располагается тонкий промежу¬
точный слой теплых (—0,7° С) тихоокеанских вод. Эти
воды, попадающие в А. б .
через Берингов прол., переносят
типичный тихоокеанский планктон2,
погибающий
при
смешении тихоокеанских вод с более холодными
ниже¬
лежащими
водами
в
антициклонической
циркуляции
Гиперборейского бассейна.
Таблица 1. Водный, солевой и тепловой бюджет
Арктического бассейна (по Мосби, 1963)
*
О
о
сз
•
\
ч
О.
Сч
СЧ
о
Д
>>
VСЗ
Осо
РЗ
н
ь
н*
НX
о
и
О
яз
СХ
ч*
к
*
X
О
о
^
0)
с
О)^
«в
ч°
г
я^
н
,
§2
Пр ла
°
СО
Пч
Приток
Берингов пролив
1,20
Норвежское море (ат-
1,40
л ант ичес кие воды)
Норвежское море (при-
0,60
донные воды)
Атмосферные осадки
0,03
Материковый сток
0,12
Отток
Восточно-Гренландское
‘—2,00
течение
Проливы
Канадского —1,10
Арктического
архипе¬
лага
Лед
—0 ,04
Талая вода
— 0,10
Атлантические воды в
— 0,05
Баренцево море
Потери пресной воды на
— 0,02
испарение
Потери тепла на
испа¬
рение
Эффективное излучение
Радиация (поглощение)
Теплопроводность
че¬
рез лед
Тепловой
поток
через
дно
Ледообразование
Глетчерный лед
32,0
35,10
2,10
3,25
2,52
4,55
34,92
—
0,90
-
0,54
0,00
0,00
0,00
5,00
0,00
0,60
34,00
—
1,80 3,60
34,00
—
1,80 1,98
5,00
0,00
34,92
—
10,00
0,30
2,70
0,40
0,03
0,14
0,00
0,80
6,80
1,35
20,90
0,10
3,20
0,03
456

СЕВЕРНЫЙ
Рис. 2 . Течения Северного Ледовитого океана.
/■—поверхностные течения,
2—
подповерхностные течения, 3
—
зоны переменных течений.
Атлантические воды. Атлантические воды
находятся под слоем поверхностных вод и распростра¬
няются до глубины 900 м. Это самые теплые водные массы
с
температурой выше 0° С и в стрежне до +1°С. Соле¬
ность этих вод довольно постоянная, примерно порядка
34,92°/00.
Придонные воды. Ниже слоя атлантических
вод и до океанического дна находятся придонные воды,
имеющие почти постоянную
соленость (от 34,93 до 34,99°/о0)
и температуру. Однако придонные воды в бассейне Нансена
на 0,4° С холоднее (от —0,7 до —0,8° С), чем в Гипербо¬
рейском бассейне (от —0,3 до —0,4° С). Эта разница
температур в свое время натолкнула на
подтвердившееся
позднее предположение о разделении А. б . подводным
горным хребтом, который и препятствует обмену глубин¬
ными водами.3
Приток и отток тепла и тепловой бюджет. Водный ба¬
ланс А. б. уравновешивается притоком вод через Берин¬
гов прол. и Норвежское море,
.за
счет атмосферных осад¬
ков, тока с материков и оттока в Баренцево и
Гренланд¬
ское
м оря
и
через проливы Канадского Арктического
архипелага, а также за счет потерь при испарении. Под¬
считано, что в А. б . поступает через Норвежское море
почти в 2 раза
4 больше воды, че м
через Берингов прол.,
который в свою очередь пропускает в 10 раз больше воды,
чем ее
поступает за счет стока с прилегающих материков.
Поступление за счет осадков
незначительно —
0,01 %
общего количества. Две трети стока воды из А. б. выно¬
сится
Восточно-Гренландским течением (рис. 2).
К факторам, влияющим на тепловой бюджет, отно¬
сятся:
потеря тепла при испарении, за счет теплопровод¬
ности через лед и при выносе льда в С. Л. о., а также
457

СЕВЕРНЫЙ
приток тепла за счет инсоляции, геотермической тепло¬
проводности и скрытой теплоты ледообразования. Созна¬
вая
рискованность численных расчетов,
основанных
на
отр ывочных д а нн ых , М о сби (1963) тем не менее составил
еодный, солевой и тепловой бюджет А. б . (табл. 1).
Прим. ред.1 С. Л . о. включает
Северо-Европейский
бассейн (моря Гренландское, Норвежское, Баренцево
и Белое) и Арктический бассейн (околополюсная абис¬
саль,
ограниченная
материковым
склоном),
а также
арктические моря
—
Карское, Лаптевых, Восточно-Сибир¬
ское, Чукотское, Бофорта и Линкольна.
Рис 3. Изменения
ле дян ого
покрова Северного Ледовитого океана по сезонам.
1—
распределение льда в сентябре; 2 — распределение льда в апреле.
На рис.
3 приведены
сезонные изменения
ледяного
покрова. Общая толщина многолетнего льда колеблется
в
пределах 3
м, хотя за
счет
торошения
он бывает
местами значительно толще.
Многолетний лед находится
в постоянном движении из-за поверхностных течений и
ветра, постоянно меняющего направление.
Взаимосвязь
между ними сложная.
Согласно эмпирическому закону
Нансена, лед дрейфует со скоростью, составляющей при¬
мерно 1/50 скорости ветра, с отклонением вправо на 28°.5
НЕД Л. ОСТЕНСО
Арктический бассейн расчленен тремя трансокеани¬
ческими хребтами и поднятиями. Это —
хребет Ломоно¬
сова, хребет Менделеева, образующий вместе с подн я ти ем
Альфа единый порог, и срединно-океанический хребет
Гаккеля. Хребет Ломоносова разделяет Арктический
бассейн на д ва суббассейна: Амеразийский и Евразийский
(см. Трешников А. Ф.
и
др.
Географические
наименования основных частей рельефа дна Арктического
бассейна.
—
Проблемы Арктики и Антарктики, 1967,
т. 27, с. 5 —15).
458

СЕВЕРНЫЙ
По
последним
данным,
площадь
С. Л.
о.
14 788 тыс. км2, а вместе с островами 18 583 тыс. км2,
объем воды 16,7 млн. км3 и средняя глубина 1131 м (см.
Фролов
Ю.С . Новые фундаментальные данные
по
морфометрии Мирового океана.
—
«Вести. ЛГУ. Сер.
геология и география»,
1971, No б, вып. 1, с. 85 —90).
2
Исследования фауны и флоры А. б., в особенности
планктона, регулярно проводились с советских дрейфую¬
щих станций «Северный полюс» (см. Бродский К. А.
Жизнь в толще воды Полярного бассейна.
—
«Природа»,
1956, No 5, с. 41 —48; Бродский К. А . Фауна весло¬
ногих рачков (Са1апо1с1а) и зоогеографическое районирова¬
ние северной части Тихого океана и
сопредельных вод.
М.— Л ., Изд-во АН СССР, 1957).
3
На рис. 2 в статье изображена схема циркуляции
в А. б . арктических поверхностных
и атлантических вод.
На поверхности наблюдается хорошо выраженная область
антициклонического
круговорота
и
Трансарктическое
течение (от Чукотского моря до прол. Фрама). Эти главные
черты движения арктических поверхностных вод обуслов¬
ле ны
преобладающей системой ветров (см. Гудко-
вич
3. М.,
Никифоров Е. Г. Исследование при¬
роды циркуляции вод Арктического бассейна на модели.
—
«Океанология», 1965, т.
5, вып,
1, с. 73 —83).
Циркуляция атлантических вод в котловинах Нан¬
сена и
Амундсена имеет циклонический характер. О на¬
правлении движения
атлантических
вод
в
Канадской
котловине
существуют два противоположных мнения.
Согласно од но му
из
них, движение
атлантических
вод
со впадае т
с
направлением
перемещения
арктических
поверхностных
вод
(этому
представлению
отвечает
схема
Уортингтона движения
подповерхностных вод,
основанная
на
изучении температуры от поверхности
до горизонта 2000 м); согласно другому мнению, движение
атлантических
вод имеет противоположное направление
(см. схему). Горизонтальные плоскости пересекают воды
океана на глубинах 5, 500, 1000 и 2000 м.
Вертикальные
плоскости
изображают подводные хребты и возвышен¬
ности.
Направление горизонтальной и вертикальной
циркуляций указано стрелками.
В основу схемы циркуляции
положена модель Стом-
мела термохалинной циркуляции как внутренней формы
движения в океане. Согласно этой модели, в Евразийском
суббассейне должна преобладать двухслойная циркуляция
(придонные воды перемещаются
в
направлении, обратном
движению поверхностных и атлантических вод), а в Аме-
разийском
—
трехслойная (арктические поверхностные и
придонные воды образуют антициклоническую циркуля¬
цию, а атлантические
—
циклоническое противотечение).
«Цилиндры» изображают вихри, обусловленные ано¬
мал ия ми
плотности
различного происхождения:
‘
адвек¬
тивно-климатического и фрикционного.
Адвективно-климатические вихри вызваны аномали¬
ями плотности вод, возникающими в результате колебания
интенсивности источников и стоков плотности, и дальней¬
шим переносом аномалий от места их образования в другие
районы.
Поверхностные адвективно-климатические вихри свя¬
заны с
поверхностными
аномалиями
плотности
вод.
Они могут
иметь большие
горизонтальные размеры.
По вертикали их протяженность
не
превышает 100 м,
так как они формируются в основном процессами таяния
и
нарастания льдов. На схеме они изображены в виде
цилиндров,
распространяющихся от поверхности вниз,
но не достигающих горизонта 500 м.
Глубинные адвективно-климатические вихри обуслов¬
лен ы анома лиями плотности, ко тор ые формируются в с л ое
движения атлантических вод. При достаточной мощности
аномалий глубинные вихри пробиваются к поверхности
о кеа на. Один из таких вихрей изображен в лев ой части
схемы
в
виде
вертикального цилиндра, секущего все
четыре горизонтальные плоскости.
Совершенно
иную
природу имеют фрикционные
вихри. Они вызваны воздействием на поверхность океана
замкнутых квазистационарных барических систем. При¬
мером такого рода вихрей в Арктическом бассейне яв¬
ляется обширный антициклонический круговорот, возбуж¬
даемый арктическим антициклоном. Поперечно-вертикаль¬
ная циркуляция вызывает нагон более легких вод к цен¬
тру круговорота на поверхности и опускание их вдоль
его оси.
Поскольку антициклоническим движением вод здесь
охватывается почти вся толща океана, ось круговорота
отклоняется от вертикали (наклонный цилиндр на схеме).
Такое отклонение оси обеспе чивает сохран ение бал ан са
вихрей в любом вертикальном цилиндре воды, «вырезан¬
ном» в области антициклонической циркуляции вод. Поло¬
жение оси круговорота определяется как внешней силой —
фрикционным действием мигрирующего арктического
антициклона, так и «внутренней»
—
действием глубинных
459

СЕЙСМИЧЕСКОЕ
и
поверхностных аномалий плотности вод. Аналогичное
отклонение крупномасштабных океанических вихрей под¬
мечено и в других частях Мирового океана (см. Сте¬
панов В. Н . Планетарные процессы и изменения при¬
роды Земли. М ., «Знание», 1970; Трешников А. Ф.,
Баранов Г. И . Структура циркуляции вод Арктиче¬
ского б ас сей на . Л ., Гидрометеоиздат, 1972).
4
В пределах Северо-Европейского бассейна перенос
вод атлантического происхождения осуществляется Нор¬
веж ск им
течением
(продолжение Северо-Атлантического
течения,
распространяющееся
на
СВ вдоль
западных
берегов Норвегии), Западно-Шпицбергенским (ответвление
Норвежского течения, уходящее на С в А. б .)
и
Норд¬
капским (ветвь Норвежского течения, уходящая
в
Барен¬
цево море). По расчетам А. В. Янеса, А. О. Шпайхера
и В. Н . Морецкого,
в
Сверо-Европейский бассейн посту¬
пает в
среднем за год от 213 *103 до 298 -103 км3 атлан¬
тических вод, из них (96—150) -103 выносится в А. б .
и (60—70)-103 в Баренцево море.
Через Берингов прол.
и
Чукотское море в А. б .
поступает около 30-103 км3/год тихоокеанских вод. Сле¬
довательно, приток атлантических вод превышает приток
тихоокеанских в 3—4 раза. Материковый сток в С. Л. о.
около 4380 км3/год; следовательно, он примерно в 7 раз
меньше притока тихоокеанских вод (см. Антонов В. С.
Природа движения вод и льдов Северного Ледовитого
океана.
—
Тр. ААНИИ, 1968, т. 285, с. 148—177; Федо¬
рова 3. П., Я н к и н а 3. С . Поступление тихоокеан¬
ской воды через Берингов пролив в Чукотское море.
—
«Океанология», 1963, т. 3, вып. 5, с. 777 —784).
6
Н. Н . Зубов и М. М . Сомов на основании анализа
наблюдений за дрейфом станции «СП-1» и л/п «Георгий
Седов» установили, что в А. б. лед движется вдоль изобар
со
скоростью , прямо пропорциональной градиенту давле¬
ния атмосферы.
Исследования дрейфующих станций «Северный полюс»
и
воздушных высокоширотных экспедиций дали обширную
информацию о циркуляции вод и льдов А. б . Дрейф стан¬
ции «СП-2» привел
к
открытию обширной анти циклониче¬
ской циркуляции поверхностных вод и льдов в
Амера-
зийском суббассейне.
Последующие дрейфующие станции
и
экспедиции
уточнили основные характеристики Трансарктического
течения, берущего начало в
Чукотском море и выходя¬
щего из А. б. через пролив между Шпицбергеном и Грен¬
ландией (см. Тимофеев В. Т . Водные массы Аркти¬
ч е ского бассейна. Л., Гидрометеоиздат, 1960).
СЕЙСМИЧЕСКОЕ ПРОФИЛИРОВАНИЕ
МОРСКОГО ДНА МЕТОДОМ
ОТРАЖЕННЫХ ВОЛН
Принцип. При С. п . м . д. применяются те же сейсми¬
ческие методы, что и
при исследовании суши.
Упругий
сигнал отражается
от поверхностей, разделяющих слои
с
различной акустической плотностью. Методика С. п. м. д .
методом отраженных волн аналогична методике эхолоти-
рования. В обоих случаях используется частое повторе¬
ние
звуковых сигналов,
кото рые отражаются и з апи сы¬
ваются
графически в виде
профиля. Запись на ленте
эх олот а
представляет
собой профиль дна, а на ленте
профилографа
—
также
и
профиль коренных
пород,
подстилающих донные
осадки.
Аппаратура. Аппаратура состоит в основном из источ¬
ника
звуковых волн, принимающего гидрофона и само¬
писца.
Применяют разные источники звуковых волн: взрыв¬
ч а тые вещества; прямой электрический разряд («спаркер»);
электромеханические устройства; непосредственный вы ¬
пуск сжатого воздуха или взрыв газа
в воде (буммер,
или
пневматическая
пушка,
и
газовая
пушка) и элек¬
тромагнитные источники.
Взрывчатые вещества
выде¬
ляют большое количество энергии, однако они не обла¬
дают способностью давать взрывы
с такой частотой, как
другие
г енераторы.
После
начал ьного
импульса
все
источ ники
излучают
ряд
отчет лив ых
импульсов,
на¬
зываемы х
«пузырьковыми» (повторные удары).
Гидрофоны, применяемые при С.
п.
м.
д.
методом
отраженных волн, могут быть разных типов:
пьезокри¬
сталлические,
магнитострикционные
или
электромагни т¬
ные. Шум от движущегося корабля и буксируемого ги¬
дрофона во вр емя
записи
звуковых
импульсов должен
быть минимальным. Ослабление троса
—
один из эффек¬
тивных способов уменьшения уровня
шума;
он
состо ит
в том,
что трос гидрофона подтягивается между взры¬
вами и ослабляется во время
взрыва (т.
е.
во
время
записи). Другой способ снижения уровня
шума,
так
называемый «угорь», исключает необходимость ослабле¬
ния
троса; при этом способе
прием осуществляется не
одиночным гидрофоном,
а
группой с нейтральной плаву¬
чес тью.
Гидрофоны в группе располагаются так, чтобы
шумы,
производимые^буксировщиком, ослаблялись, а от¬
раженный сигнал усиливался.
Так
как
при
этом
спо¬
собе гидрофоны не нужно отпускать при каждом взрыве,
то
он
особенно
пригоден
при
частом
повторении
сигналов.
Самописцы применяются разных типов, но все они
дают, по существу, один и тот же вид записи.
На бара¬
банном самописце
отраженные
сигналы
фиксируются
отклонением пера от вертикальной линии. Эти отклонения
дают визуальное представление о строении пород ниже
дна бассейна в виде профиля. Так как перо движется
с постоянной скоростью и скорость вращения барабана
постоянна во время каждой записи, то соотношение вер¬
тикального и
горизонтального масштабов записи зависит
от скорости корабля. Увеличение частоты повторения
звукового импульса увеличивает разрешающую способ¬
ность записи форм рельефа.
Звуковые импульсы более низких частот проникают
в
толщу осадков на большую глубину; при подробной
записи мелких геологических структур лучше применять
более высокие частоты звуковых импульсов. Некоторые
профилографы снабжены различными фильтрами, усили¬
телями и самописцами, для того чтобы вести запись одно¬
временно при разных вариациях частот и усиления.
Работа. При глубине воды до 8000 м описанный метод
обеспечивает запись рельефа коренных пород под толщей
отложений мощностью до 5000 м, что соответствует вре¬
мени прохождения отраженной волны около 1,7 с.
Быстродействующие регистраторы звуковых импуль¬
сов
при группировании гидрофонов дают хорошие записи
при
скорости корабля до
12 узлов.
Данные непо¬
средствен но
записываются
графически и не
требуют
длительной трансформации вразрез,
как
это
не обхо ¬
димо делать при С. п . м . д . методом преломленных волн.
С 1961 по 1965 г. было
произведено С. п . м. д. методом
отраженных волн на
протяжении сотен тысяч миль.
Изу¬
чение
полученных профилей океанической земной коры
значительно способствовало
быстрому развитию на ш их
знаний о рельефе дна океанов.
ДЖ. ЮИНГ, Г. ЭДГАР
460

СЕЙШИ
СЕЙШИ
Любая система в
пр ироде, которая, будучи выведена
из
положения
равновесия,
может
вызвать
некоторую
внутреннюю силу для восстановления своего равновесия,
будет совершать свободные колебания после прекращения
действия этой вынуждающей силы.
Результирующие
колебания характеризуются свойствами системы, зависят
от начального воздействия вынуждающей силы и должны,
в конце концов, затихнуть под действием трения, по мере
того как система возвращается к покою. Такое свободное
колебание в случае жидкости в замкнутом или полузамкну¬
том бассейне называется С. Если средой является вода,
то колеблющаяся система характеризуется формой и
глубиной бассейна, в то время как восстанавливающая
сила, связанная
с
действием силы тяжести,
стремится
к сохранению горизонтальной поверхности воды.
Термин «С.» предположительно происходит от латин¬
ского слова «зксиз», означающего «сухой», «обнаженный»,
и
употребляется уже в течение столетий для описания
подъемов и спадов воды, которые происходят в|гемя от вре¬
мени в узком конце Женевского оз. Ритмический характер
этого
движения,
по-видимому,
впервые
отметил
Дюйе
(1730), хотя имеется упоми нание об ан ал оги чн ом я вл ен ии
на Боденском оз. в
Швейцарии в хронике Шультхайсса
(1549). Вошер (1803), по-видимому, первый отметил, что
это явление присуще многим озерам и что оно в какой-то
мере связано с атмосферными условиями. Исключительная
природа этого явления и происхождение его в
озе рах
были установлены Ф. Форелем в классической серии
статей (1869—1895), которые вдохновили многих исследо¬
вателей в начале
века
предпринять
г идродина миче ские
исследования и
соответствующие многочисленные наблюде¬
ния в различных
районах земного шара.
Возможно,
Кристэлу больше чем
кому-либо принадлежит заслуга раз¬
работки основных элементов гидродинамической теории С.;
важный вклад в
эту проблему внесли Гаррис, Праудмэн,
Дудсон, Штернек, Дефант, Голдсброу, Ламб, Хидака,
Эртель, Голдберг, Калой и др.
Особенности С.
в
замкнутых бассейнах и
озерах-
Узлы и
пучности. Форель установил, что явле¬
ние С. в своем самом элементарном виде обязано в дей¬
ствительности
двум
длинным
во лна м,
распространяю¬
щимся одновременно в
противо по ло жны х направлени ях,
причем длина каждой из них точно в два раза больше
длины озера. В результате вместо таких двух волн появ¬
ляется «стоячая» волна, которая характеризуется
в
случае
первоначального свободного колебания в чистом
ви де
движением
воды вверх
и
вниз
на
концах
озера таким
образом, что в то время как на одном конце отлив, на
другом
—
прилив. Между этими крайними положениями
уровень озера не изменяется в течение всего цикла колеба¬
ний. Линия (вертикальный разрез) по всей ширине озера,
на которой не происходит
вертикального
перемещения
поверхности, называется узловой линией, а С. называется^
одноузловой, если имеется только одна узловая линия,
или, как говорят, один узел по длине озера.
У узла движение воды происходит исключительно
в горизонтальном направлении,
и
неразрывность массы
воды требует, чтобы достаточное количество воды прошло
через сечение по узловой линии, когда происходит умень¬
шение объема на одном конце озера и увеличение объема —
на другом.
На рис.
1 а представлена
схематическая
ил¬
люстрация
одноузловой С.
в
простом прямоугольном
бассейне с одинаковой глубиной.
Формула Мериана для
периода С.
Дж. Р. Мериан (1828) разработал теорию свободного
колебания воды в прямоугольном бассейне длиной
и глубиной к и показал, что период С. Т определяется
формулой
2^
ГЩг
9
0)
где ^
—
ускорение свободного падения.
Форель,
по-видимому,
первый применил формулу
Мериана к объяснению С.
в
озерах, взяв среднюю глу¬
бину Я, чтобы обойти трудности, связанные с перемен¬
нос тью
глубины озер. Согласие между вычисленными
О)
1
4?
ггТ
д)
4»»
4*
Г
4»
Г
е)
Рис. 1. Семь гармонических видов колебания воды в прямо¬
угольном
бассейне
пос тоя нн ой
глубины (Ь=640м; Н=
=
13,7 м) (по Вильсону, 1961).
Сейши: а —
одноузловая, Тх
=
110с;б—
двухузловая, Т2 =
=
55с;в—
трехузловая, 73
=
37с;г—
четырехуз товая, Т4 =
=
57,6с,д—
пятиузловая, Ть
—
22с;е—
шестиузловая,
Тв
=
=
18,4 с; ж = семиузловая,
Т?—15,7с;з—■
вид в плане.
461

СЕЙШИ
и
наблюденными периодами часто
было
удивительно
хорошим, если принять во внимание
грубость приближе¬
ни я.
Лагранж (1781) показал, что скорость с длинной
волны в
море с постоянной глубиной к определяется
формулой
с=
VцН.
(2)
Таким образом, из уравнений (1) и (2) следует, что
2/
Т
—
и, следовательно, длина волны X
выражается
формулой X —
как и
обнаружено Форелем.
В таком случае С. может представляться отражаю¬
щейся длинной свободной гравитационной волной, длина
которой равна двум длинам озера, распространяющейся
в
продольном направлении озера. При отражении энергия
могла бы расти и, следовательно, амплитуда увеличивалась
бы до бесконечности, однако придонное течение и тур¬
булентная вязкость ограничивают эту тенденцию. По¬
скольку потеря энергии из-за трения часто бывает незна¬
чительной, то С., как только они возникают вследствие
какого-то начального возмущения, могут почти не меня¬
ться в течение долгого времени (табл. 1).
Формы колебания. Форель обнаружил, что
двухузловые, трехузловые и другие многоузловые С.
в
озерах часто сосуществовали с основной одноузловой С.
Эти типы колебаний могут рассматриваться как высшие
гармоники основной С.; двухузловая С.,
например, яв ¬
ляется второй гармоникой, характеризующейся наличием
двух узлов.
В пр осто м прямоугольном б асс ейне с пос тоян¬
ной глубиной ряды гармоник связываются с основной
способом, представленным на рис. 1 . Очевидно, период Тп
я-ной гармоники (п
—
целое число) дается путем обобще¬
ния формулы Мериана
Тп
—
ЧЬ
п
(3)
Однако для бассейна с
переменными глубиной и
шириной периоды свободного колебания не пропорцио¬
нальны
простому
гармоническому
ряду
1, 1/2, 1/3,
1/4,...,
1 /я, как вытекает из формулы (3), справедливой
только для прямоугольного бассейна с постоянной глуби¬
ной. Ни использование средней глубины к для озера,
как
сделал
Форель,
ни
использование
приближения
Дюбуа
Тп=
-
йх
V& (х)
‘
(4)
учитывающего зависимость от глубины к на расстоянии
х
от одного
конца озера до другого
вдоль линии точек
наибольшей глубины (линии «тальвега»), не устраняют
обычно наблюдаемого несоответствия периодов гармоник
с
рядом 1, 1/2, 1/3, 1/4, . . .
1/я.
^
Симметричные бассейны с простым
профилем глубин. Развивая гидродинамическую
теорию С., Кристэл (1904) преодолел эту трудность. Он
изучил не только влияние различной конфигурации дна,
допускающей аналитические решения
соответствующих
уравнений (например, параболические кривые), но пока¬
зал,
как
можно
определить характеристики колебания
озер любой произвольной формы и глубины. Результаты
показали, что формулы для профиля дна, описываемого
аналитической кривой (см. табл. 1), дают близкое прибли¬
жение
к
колебательному режиму множества озер,
так
как отношение периода Тп п-ной гармоники колебания
к
основному периоду ^ в озере с упомянутой конфигу¬
рацией дна будет
т
7
П
у
+<
‘2+
(5)
гдее—
безразмерная величина, зависящая от вогнутости
дна. Если п=2 и Гд/Гх известно из наблюдения, то по фор¬
муле (5) можно вычислить 8 для озера и, следовательно,
определить периоды высших
гармоник Тп (п > 2). Это
особенно полезный метод определения периодов гармоник,
так как основное колебание и вторая гармоника являются
преобладающими в уровенных колебаниях; их сочетание
наблюдалось Форелем и Кристэлом в натуре и названо
сНсЬго!е (двойным). Обычно бывает не очень трудно опо¬
знать периоды Т± и Т2 наложенного колебания.
Стоит отметить (см. табл. 1), что период третьей гар¬
моники в озере отмеченной конфигурации точно равен
половине основного периода; этот пример еще более под¬
черкивает отклонение от простой гармонической последо¬
вательности (1, х/2, 1/3, . .
.), следующей из формулы (3).
Наблюдаемые периоды первых трех видов колебания (7\,
Т2, Т3) для
Боденского
оз.
будут в отношениях
1 : 0,701 : 0,504, которые находятся в близком согласии
с отношениями 1 : 0,686 : 0,500 для озера с упомянутым
профилем дна (см. табл.
1).
Основные периоды и отношения периодов важных
высших гармоник к основному периоду, следующие из
гидродинамической теории, даны в табл. 1 для ряда бас¬
сейнов с простыми профилями глубин (и постоянной ши¬
риной). В табл. 2 для сравнения соответствующая инфор¬
мация приведена по данным наблюдений для ряда харак¬
терных озер различных районов земного шара.
Бассейны
с
различной
плановой
конфигурацией. Если соответствующим образом
учесть двухмерную (плановую) форму замкнутого бассейна,
то можно определить
связанные продольные и
поперечные
колебания. Это удобно показать на примере прямоуголь¬
ного бассейна с длиной Ь и шириной В, для которого
глубина к постоянна. Обобщение формулы Мериана (3)
имеет вид
(I) Ттп =
-Ц-
[а?т* +
(II)а=
(6)
гдетия,равные0,1,2,3,.. .,
—
числа, определяющие
сосуществующие гармоники
или число узлов в
попереч¬
ных и продольных направлениях. Формула (3) является
частным случаем (6), когда т = 0 . С другой стороны,
еслип=
0, поперечные колебания для прямоугольного
бассейна получаются
из формулы (6) в виде
Тпг
ЧВ
т V&Н
9
(7)
что, конечно, соответствует формуле (3), в которой Ь и п
заменены Вит. Когда ни т, ни п не равны нулю, фор¬
мула (6) дает период связанного колебания.
Интересный пример представлен на рис. 2, на котором
показаны изолинии мгновенного уровня водной поверх¬
ности с интервалами х/12 периода одного цикла колебания
в почти прямоугольном
и
поч ти
замкнутом бассейне
Данкан бухты Столовой (Тейбл-Бей) (Кейптаун, Южная
Африка). Эти измерения были выполнены в эксперимен¬
тах, моделирующих нагон в этой гавани.
Период волны
был выбран таким (1,65 мин), чтобы возникла заметная
поперечная С. в моделируемом бассейне. Из рис. 2 видно,
что сложное колебание в пределах бассейна в действитель¬
ности имело два узла
в
продольном направлении
и один
в поперечном.
Для этого вида {т~= 1, п —2) формула (6)
462

СЕЙШИ
Таблица /. Свободные колебания в бассейнах простой геометрической формы (ширина постоянная)
Тип бассейна
Уравнение профиля
Периоды свободного колебания
вид
размеры
*
основной
отношение периодов
п=1
п—2
п=3
п=4
Прямо¬
угольный
к (*)
=
к0
2Ь
!,000 0,500 0,333 0,250
, 000
0,686 0 ,500 0,388
Треугольный
(с прямым
углом)
к (х)
кгх
~ТГ
1,640
<11.
Уёь,
1,000 0,546 0,377 0 .288
Трапе¬
цеидальный
Прямо¬
угольный
с уступом
_
_
1
1-2
32
Г
°1
1
1
т,,.
и
4
^2
к (х)
—
к0+тх
©
•с
1
-4
II
&
1,000 0,546 0,377 0 ,288
ЬХ_
1
“
2
4^2
1,000
0,500
0,250
0,125
к (х)
=
кх (х< 0)
к (х) =к2(х> 0)
кх
1
к2
~
4
1.1
/-2
1
3
3,131,2
1^5л7
1,000 0,559 0,344 0,217
Ьх
1*2
_
1
~
4
2,73/,2
1,000
0,579
0,367
0,252
и
1*г
_
1
0
2,3112
1,000
0,525
0,371
0,279
х
Формулы не даются в тех случаях,
когда они сложны.
463

сгйши
Рис. 2 . Мгновенные уровни поверхности при интервалах в г/12 цикла (Т =1,65 мин) на модели бухты Столовой (Кейптаун,
Южная Африка), свидетельствующие о связанном виде колебания
(т
=
1;п=
2) в бассейне Данкан (по Вильсону, 1957).
1—
превышения выше среднего уровня; 2 *-
превышения ниже среднего уровня; 3— теоретические узловые линии; 4 —
истин¬
ные
узловые
линии .
да ет Тх,2
=
1,59 мин при размерах бассейна Ь = 1982,5 м,
а—
3,28, к — 12,2. Поправка на искажение модели,
влияющее на масштаб времени,
приводит период Т 1>2
=
=
1,64 мин в близкое согласие с периодом колебания на
модели. Некоторое отклонение от математического место¬
нахождения узлов
в бассейне может быть отнесено за счет
неровности юго-восточного конца бассейна и возбуждения,
возникающего на северо-западном конце.
Для бассейнов
переменного
поперечного
сечения
и неоднородной ширины и глубины, т. е. для реальных
озер (табл. 2), были разработаны различные методы рас¬
чета свободны< колебаний. Метод Кристэла (1904) дает
хорошие результаты для
сложных
озерных профилей,
однако и другие методы, разработанные Дефантом (1918),
Праудмэном (1914), Хидака (1932, 1936) и Голдбергом
(1949), не связаны с необходимостью подгонки продоль¬
ных
профилей для получения
аналитических
решений.
Дефант (1960) дает прекрасный обзор большей части
464
численных
методов,
а Платцман и Рао (1964) привели
хороший пример их применения
при расчете свободных
колебаний оз.
Эри с помощью современных вычислитель¬
ных машин.
Причины С.
в
озерах. Главные причины С.
в
озерах были весьма исчерпывающе изучены Форелем
и Кристэлом. Было установлено, что возмущения могут
быть вызваны механизмами различного вида, такими, как:
а)
высвобождение
сдерживаемой
воды
у
наве¬
тренного берега благодаря прекращению сильных ветров,
дувших на берег;
б) сильный дождь, снег или град над частью озера;
в) быстрое изменение атмосферного давления в р е¬
зультате прохождения шквала;
г) паводковый сток из рек на конце озера;
д) удары порывов ветра на
водную поверхность, свя¬
занные с изменениями скорости ветра и давления;

СЕЙШИ
Таблица 2. Сейши в типичных озерах; наблюдаемые моды колебаний
Озеро
Страна
Наблюдаемые периоды колебания
основн ой
Тг мин
п=2
отноше!
п=3
1ие периоде
п
—
4
’В
Тп1Т1
п=5
п—6
Женевское
На границе Франции и Швейцарии
74,0
0,480
Боденское
На границе Швейцарии, ФРГ и Австрии
55,8
0,700
0,503
Гарда
Италия
42,9
0,666
0,507
0,348
0,281
0,230
Лох-Эрн
Северная
Ирландия,
Великобритани я
14,5
0,557
0,414
0,275
0,244
0,198
Лох-Триг
Шотландия
9,2
0 560
Лох-Ней
Северная
Ирландия,
Великобритани я
96,0
0.718
0,468
Онтарио
США и Канада
289,0
Эри
Канада и США
858,0
0,632
0,409
0,292
Гурон
На границе США и Канады
2700,0
Мичиган
США
543,0
0,535
Верхнее
Канада и США
480,0
Танганьика
Африка
4,5
0,511
0,378
Химзе
ФРГ
41,0
Кёнигзе
ГДР
10,6
Веттерн
Швеция
179,0
0,542
Яманака
Япония
15,6
0,677
0,350
Чиузенджи
Япония
7,7
Байкал
СССР
278,2
Аральское море
СССР
1368,0
Азовское море
СССР
1470,0
0,603
0,522
Джордж
Австралия
131,0
Балтийское
море—
СССР, Финлянд ия
1636,0
Финский залив
е) небольшие колебания давления, иногда отожде¬
ствляемые с воздушными волнами, период которых при¬
близительно соответствует периодам С.;
ж) коренные нарушения озерного ложа в результате
тороидальных
и
сфероидальных колебаний во
время
сильных землетрясений.
Кристэл (1908) в прекрасном обзоре, составленном
на основании его исследований и исследований предше¬
ственников, показал, что механизм (е) был частым и явным
возбудителем озерных С. Возможность сейсмической при¬
чины (ж), обусловливающей озерные С. в районах зем¬
ного шара, отдаленных от источника землетрясений, была
признана только сравнительно недавно, хотя это явление
было отмечено еще в 1755 г. В тот год крупное Лиссабон¬
ское землетрясение возбудило удивительные С. во многих
озерах Шотландии и вызвало исключительные эффекты
в реках и водоемах по всей Европе. Недавним примером
такого рода является Аляскинское землетрясение 27 марта
1964 г. В озерах, водоемах и реках,
заливах и прибреж¬
ных районах береговой линии Мексиканского зал. (штаты
Техас и Луизиана) волны и С. возникали внезапно через
несколько минут после землетрясения и вызывали послед¬
ствия, удивительно сходные с теми, о которых сообщалось
в 1755 г. во время Лиссабонского
землетрясения. Однако
сейсмическую причину возникновения С. в
озе рах сл едует
считать редкой, и метеорологические возмущения остаются,
несомненно, главным видом возбуждения.
С. в частично замкнутых бассейнах. До сих пор рас¬
сматривались С. в полностью
замкнутых водоемах, однако
эта статья не будет полной, если не упомянуть о двух дру¬
гих важных видах С.: 1) С., возбуждаемые в полузамкну¬
тых бассейнах, которые открыты со стороны моря или
океана, и 2) внутренние С. в
озерах и внутриматериковых
морях, где изменения температуры приводят к стратифи¬
кации водных масс различной плотности. Сначала рас¬
смотрим первый вид.
Аналогия колебаний в море с озер¬
ными С. Эри (1878) и Форель (1879) предполагали соот¬
ветствие между С. в
озерах и прибрежными колебаниями
моря, которые возникают, в частности, в
фиордах, бухтах
и заливах. Это явление привлекло внимание математиков,
специалистов по приливам.
Однако только после того
как возникла настоятельная необходимость во время
вто¬
рой мировой войны и в послевоенный период, инженеры-
гидротехники и океанографы серьезно взялись за изуче¬
ние этого явления. Установлено, что действительно суще¬
ствует сходство между этими явлениями, но С. у побе¬
режья моря имеют значительно больше причин, возбу¬
ждающих их.
Модифицированная формула Ме-
риана для периода С. в
заливе. Из гидро¬
динамической теории следует, что полузамкнутые водоемы,
открывающиеся в сторону больших пространств воды,
например
в
сторону
моря,
подверженные ритмичным
приливам и отливам, будут реагировать на них в соответ¬
стви и
с формой и глубиной полузамкнутого бассейна.
В случае прямоугольного бассейна, имеющего длину Ь
и
постоянную глубину Ну закрытого на одном конце,
но открытого к морю на другом, доказано, что периоди¬
ческое вертикальное смещение уровня моря будет резони¬
ровать в бассейне, если период возбуждения дается фор¬
мулой
где5—
целые нечетные числа.
Самый низкий
тон
резонирующего
колебания (5 =
=
1) в противоположность колебанию,
происходящему в
замкнутом бассейне [формула (3)], теперь имеет узел,
лежащий около устья канала. Поэтому основное колеба¬
ние состоит только из половины стоячей волны (рис. 1 а)
и имеет противоположную фазу в вершине бассейна. Пе¬
риоды всех возможных форм колебаний имеют отноше¬
ния Т5/Тъ соответствующие ряду 1, 1/3, 1/5, . . .,
где 5
связано с числом
узлов п зависимостью п =($+ 1)/2
и один узел
всегда расположен у
вхо да.
Поправка на устье
и
влия ние то по¬
графии залива. В табл. 3
представлена поправка
для ука зан ного случая
и для ряда других частично зам¬
кнутых бассейнов.
Основные периоды 7\ находились
по формуле Мериана (1). Сравнение табл. 1
и
3 сразу
показывает, что основной период для прямоугольной
465

СЕЙШИ
Таблица 3. Свободные колебания в полузамкнутых бассейнах простой геометрической формы
(по Ламбу и Голдсброу)
Тип бассейна
Уравнение дна
вертикального
разреза
Периоды свободного колебания
вид в плане
вертикальный разрез
основной
отношение
7^/7^
^п
~
^
^
/г =1
|п
—
2
|/г=3
|п=4
Прямоугольный
Прямоугольный
Прямоугольный
Параболический
Ь(х)
ЪчХ
1.
А(х)*=
А*
1,308
2Ь
КёлГ
,00 0
0,435 0,278 0,203
Полуэллиптический
Параболоидный
Ь±/Ь=2
Ь\/Ь = 4/з
Ьг/ЬTM 1
2,220
-2^
1,000
0,707 0,578 0,378
0,554
0,493 0,323
0,447
0,468 0,264
0,317 0,455 0,185
466

СЕЙШИ
Продолжение табл. 3
Тип бассейна
Уравнение дна
вертикального
разреза
Периоды свободного колебания
вид в плане
вертикальный разрез
основной Тх
_
_
/
54"1\
отношение
Т&/Т^ |
п—
—-—|
п=1
|л=2
|п=3
| п=4
открытой бухты с горизонтальным
ложе м
в
два
раза
больше, чем период полностью замкнутого прямоуголь¬
ного бассейна равной длины и глубины. Это утверждение,
однако,
не совсем точно из-за необходимости введения
устьевой поправки Ьг/Ь, связывающей ширину бассейна
(у устья) с его длиной. Цель этой поправки
—
увеличить
эффективную длину бассейна; она становится очень важ*
ной, когда относительное удлинение Ъг/Ь приближается
к един ице,
как показал Рэлей (1904) при акустическом
исследовании резонанса в
органных трубках.
Корректирующий множитель (3 к формуле (8) для 5=1
получил Рэлей, а впоследствии Хонда, Терада и др.
(1908) и Нейман (1948); он применялся к волнам на воде:
Р=
[4—V —Ш^-].
(9)
где у (0,5772 . .
.)
—
постоянная Эйлера.
Таблица 3, основанная на результатах, представлен¬
ных Ламбом (1932) и Голдсброу (1930), не отражает каких-
либо устьевых поправок, которые могли бы быть
приме¬
нимы
к
показанным типам
бассейн ов.
Она предназна¬
чается специально для показа влияния различных кон¬
фигураций заливов и профилей дна простой геометрической
формы на резонирующие периоды колебания. Результаты,
относящиеся к заливу в форме полуэллипса, взяты из
работы Голдсброу (1930) и представляют основные виды
колебаний в одной из половин полностью замкнутого
эллиптического
бассейна. Второй тон (для п —
2) имеет
узел
поп ер ек
устья
залива
и
узел
под
прямым
углом вдоль оси Ох (табл. 3). Третий тон (п—3) имеет узел
поперек устья
залива и
узловую гиперболу внутри залива.
Четвертый тон (п = 4) включает узел у устья
и
полуэллип-
тический узел, концентричный с береговой чертой. Анало¬
гичные выводы имеют место для видов колебания в
полу¬
круглом открытом
заливе,
который является
частным
случаем
полуэллипса,
с устьевой поправкой Ьх/Ь = 2.
Влияние открытых частей границы
и затухания. Здесь невозможно подробно вдаваться
во все сложности, присущие колебательным характеристи¬
кам полузамкнутых бассейнов. Помимо эффекта устьевой
поправки, представляющей относительное удлинение Ьг1Ь>
имеется
еще
влияние
относительного
отверстия Ь/Ьх
(Ь — действительная
ширина
входного
канала). Это
влияни е было исследова но Нейманом (1948) и очень полно
пересмотрено Дефантом (1960). Нейман, в частности, пока¬
зал, как можно определить колебательные характеристики
связанных бассейнов.
Недавно Майлс и Манк (1961) исследовали влияние
характерных масштабов на внутреннюю реакцию прямо¬
угольного бассейна при внешнем возбуждении. Они ввели
важное понятие величины
для полузамкнутого бассейна;
эта величина применяется для
определения увеличения
резонансной амплитуды, по аналогии с открытым бассей¬
н ом,
который реагирует как линейная демпфирующая
колебательная система.
Обратная величина 1/(? дает коэффициент затухания
для бассейна; <2 можно также рассматривать как отноше¬
ние скорости, при которой общая энергия сохраняется
в колебании, к
скорости, при которой она рассеивается.
Парадоксальным результатом при этом было теоретиче¬
ское открытие, что величина 0 для гавани,
очев идно ,
имеет тенденцию увеличиваться
по мере сужения устья.
Однако Ле Мехаит (1962), Вильсон (1962) и Иппен и др.
(1963) показали, что этот парадокс исчезает по мере замы¬
кания бассейна (при учете эффектов трения и нелиней¬
ности) и что на практике величина <3 для бассейна все же
действительно уменьшается с уменьшением ширины входа.
В табл. 4
приводятся примеры наблюдаемых колеба¬
тельных характеристик для типичных бухт и морских за¬
ливов в различных местах земного шара. Попыток опреде¬
ления взаимосвязи периодичностей, наблюдаемых в каком-
либо особом фиорде, не делалось; вероятно, они будут
соответствовать табл. 3, если есть какое-либо сходство
топографии бухты с геометрическими формами,
пере¬
численными в табл. 3.
Взаимодействие
воздуха с водой.
С. в прибрежных районах моря могут зарождаться любым
путем, перечисленным для озерных С. Главный источник
возбуждения имеет метеорологический характер, но по¬
скольку метеорологические эффекты ветра и
давле ния
вызывают
возмущения в море, для которых береговая
линия является границей, явление прибрежной С.
во мно¬
гих
случаях является вынужденным резонирующим или
почти резонирующим колебанием. Важно осознать, что С.
в
прибрежных районах моря могут быть как свободными,
так и
вынужденными.
Если долгопериодная энергия волн
возбуждается в устье бухты или у входа в гавань, колеба¬
ние будет вынужденным. Когда поступление энергии пре¬
кращается, С. будет свободной и поддерживается до тех
пор, пока некоторая энергия сохраняется в пределах бас¬
сейна, до рассеяния ее вследствие трения у дна и эффектов
внутренней вязкости,
а также
радиационных
потерь
и турбулентности в устье бассейна.
Частой причиной ярко выраженных прибрежных С.
в
бухтах является непосредственное взаимодействие воз¬
духа и
воды
при
н алич ии
атмосферных возмущений;
по своей природе это то же самое явление, которое отме¬
чает Кристэл для случая озер. Это иллюстрируется рис. 3,
467

СЕЙШИ
Таблица 4. Сейши в прибрежных районах моря, в типичных заливах, бухтах и гаванях; наблюденные периоды колебания
Залив, бухта или гавань
Район
Наблюденные периоды колебаний (приблизительные), мин
Гавань Сент-Джон (зал. Фанди)
США и Канада
74
42
Бухта Наррагансетт
США, штат Род-Айленд
44
46
Залив Вермильон
США, штат Луизиана
180
120
Залив Галвестон
США, штат Техас
75
Бухта Сан-Педро
США, штат Калифорния
55—60
27—30
15
9—11
2—5
Залив Сан-Франциско
США, штат Калифорния
116
47
34—41
24—27
17—19
Залив Монтерей
США, штат Калифорния
60—66
36—38
28—32
22—24
16—20
10—15
Бухта Хило
Гавайские о-ва
20—25
10
7
Гуаяма
о. Пуэрто-Рико
45
Леруик
Шетлендские о-ва
28—30
Лейшойнш (аванпорт г. Порту)
Португалия
20—25
13—15
3—5
Неаполитанский зал.
Италия
48
17—18
Триестский зал.
Сев. часть Адриатического моря
210 —
60
40
10
5
240
Пролив
Эврипос (Талантский
Греция, между о. Эвбея и мате¬
105
60
зал.)
риком
Алжирская бухта
Алжир, Сев. Африка
20—26
Касабланка
Марокко, Сев. Африка
35—40
18—20
Бухта
Столовая
(Тейбл-Бей)
ЮАР
58—62
38—43
25—30
18—21
14—17
10—11
(Кейптаун)
Бухта Алгоа, Порт-Элизабет
ЮАР
69—75
57
42—52
35
20—25
16—17
Таматаве
Малагасийская Республика
15
8—10
1—2
Туттуккуди, Манарский зал.
Между Индией и о. Шри-Ланка
180
Бухта Хакодате
о. Хоккайдо, Япония
45—57
21—24
Бухта Аомори
о. Хонсю, Япония
295
103
23—36
Бухта Офунато
о. Хонсю, Япония
41—44
36—39
12—17
5-6
Бухта Нагасаки
о. Кюсю, Япония
69—72
54
44—45
40
32—38
22—25
Веллингтон
Новая Зеландия
28
?
?
Литтелтон
Новая Зеландия
156
?
?
4 и 5 б, на которых видно, что
барические колебания,
происходящие непосредственно над прибрежным районом,
часто могут возбуждать С.
в
бухте. Рисунок 4 особенно
интересен тем, что на нем показан необычный эффект
фронта атмосферного давления, движущегося на В через
северную часть Адриатического моря. В районе Венеции
он действовал как поршень, понижая
уровень моря,
и когда фронт достиг Триеста (на противоположной сто¬
роне Адриатического моря),
возникла поперечная С.
между Венецией и Триестом. При этом скорость фронта V
была почти равна скорости с, при которой длинная сво-
чине среднего уровня г]0, который имел бы место, если бы
барическое возмущение было стационарным, равно
Л_
Ло
с2—Г*
(10)
При отсутствии затухания (которое, конечно, в дей¬
ствительности
присутствует) это отношение становится
бесконечно большим, когда V
—
с, и это даст условие резо¬
нанса.
Рис. 3. Сейши в зал. Сан-Франциско, развившиеся в результате
колебаний
атмосферного давления 21 ноября 1910
г.;
сред¬
няя
ск орость
ветра
5
миль/ч,
ма ксимальн ая
10
миль/ч
(по Мармеру, 1926).
1—
уровень моря; 2
барометрическое давление.
Рис. 4. Сейши в Венецианском зал.,
вызванные фронтом
атмосферного давления, пересекавшим Адриатическое море
с3наВ(поГрекоидр.,
1957).
а—
мареограмма;
б — барограмма;
в—
анемограммы.
I—
Венеция; 2 — Триест.
468

СЕЙШИ
Резонансное взаимодействие атмосферы и
водной
поверхности явилось, таким
образом, механизмом, воз¬
будившим С.
от Венеции до Триеста. Греко, Калци и
Висиоли (1957) показали, что такие явления не являются
еди нст ве нны ми в сво ем род е. Праудмэн, вероятно, первый
объяснил необычное волновое явление, наблюдавшееся
20 июля 1929 г.
мористее берегов Великобритании, как
результат резонансного взаимодействия воздуха и воды,
и
некоторые другие необычные случаи подобного рода
объясняются тем же.
полустационарных фронтов циклонических метеорологи¬
ческих систем в Южной Атлантике. Картрайт (1960)
и Донн со своими сотрудниками (1960, 1964) сообщили
о
таки х
же
эффектах взаимодействия между воздухом
и водой в Леруике на Шетлендских о-вах, мористее побе¬
режья штата Нью-Йорк, в га ван и Сен-Джордж на Бер¬
мудских о- ва х .
Долгопериодные волны. Помимо взаимо¬
действия между воздухом и водой в данной месте другим
явным
источником,
посредством
которого
могут возбу-
^
а)
футы
Рис. 5. Сейши в бассейнах с открытым входом и их связь с метеорологическими причинами.
а —совместные
продольные и поперечные колебания в прямоугольном бассейне Данкан бухты Столовой; б — сейши бухты
Столовой, зарегистрированные в бассейне Данкан (по Вильсону, 1957).
а:
I—
мареограмма, 2 — барограмма,
3 — минимальная
скорость
ветра,
4 — максимальная
скорость
ветра,
5—
средняя
скорость
ветра,
6—
направление ветра; б:/—мареограмма,
2—барограмма*
3—
скорость ветра*
4—
направление
ветра.
МС — малая вода в сизигию. Время
—
южноафриканское стандартное.
Нарис.3и5бданыпримерыС. в
бухтах, вызванных
барическими колебаниями при отсутствии какого-либо
сильного ветра или очевидного фронта. С. в бухте Столовой
(Тейбл-Бей) возн ик ли в
ясную, почти
спокойную погоду.
Приблизительный гармонический анализ барограммы сви¬
детельствует о существовании составной серии атмосфер¬
ных волн с
периодами 130, 82, 66, 36 и 15 мин. Важно,
что скорость
и
направление ветра также
периодически
изменяются, и на
анемограмме очень ясно видна 36-ми¬
нутная периодичность. Кроме того, из табл. 4 видно, что
наблюдаемые периоды колебания водного пространства
в
бухте Столовой имеют по
крайней мере три вида, которые
близко соответствуют барическим колебаниям. Таким
образом,
и в этом случае явление следует отнести к резо¬
нансной связи между воздухом и водой. Многочисленные
аналогичные примеры были даны Уилсоном (1953), кото¬
рый указал на возможность связи этого явления с сово¬
купностью быстро движущихся и предшествующих им
ждаться прибрежные С., является, конечно, поступление
долгопериодных волн из открытого океана. В этом случае
материковая отмель, бухта или фиорд играют роль камер¬
тона для выбора тех частот в
спектре океанических волн,
которым они
наиболее созвучны.
Океанические
в олны
долгого периода могут возбуждаться, в сущности, тремя
путями: 1) напряжением ветра и колебаниями атмосфер¬
ного давления, 2) прибрежным явлением —
прибрежным
биением (зшТ Ьеа1$) и 3) сейсмическими возмущениями дна
океана, в
которые можно включить подводные взрывы,
как вулканические, так и
искусственные.
1) Колебания на материковой отмели. В действитель¬
ности не очень много известно о
зарождении долгопериод¬
ных волн
первого вида. Теоретически эта проблема была
рассмотрена Ламбом и другими. Крупные циклонические
возмущения над открытым океаном возбуждают длинные
волны, а также чисто ветровые волны. Не принимая
в
рас¬
чет хорошо известный эффект штормовых нагонов, вызван-
469

СЕЙШИ
ных ураганами, опознавание этих волн в энергетическом
спе ктре
в местах, близких к
берег}, затруднительно из- з а
нарушений, вызываемых сопутствующими прибрежными
биениями и С. в
прибрежье моря. Манк и его сотрудники
достигли значительных успехов в попытке
вне сти
раз¬
личие между теми формами колебаний, которые они назы¬
вают «захваченные в ловуш ку »
и «частично избежавшие
ловушки» моды длинноволновой деятельности. «Захва-
футы
8
6
I4
о
о
2
О
то
13.00
14.00 часы
А
_
В
ЛМ\л
г
и
'СЛ
1
иу\л/У
Л)вЁ—
Рис. 6. Поперечные и продольные сейши, измеренные 22 июля
1946 г. в точках А, В и Д в прямоугольном бассейне Данкан
бухты Столовой.
ченные в
ловушку» моды
—
это длинные краевые волны,
которые вследствие косого падения их на берег отражают
свою энергию вдоль берега без потери в открытое море.
«Частично избежавшие ловушки» моды, с другой стороны,
при углах падения более, чем критический «угол Бру-
стера», представляют собой колебания на материковой
отмели, у которых некоторая часть отраженной энергии
возвращается в открытый океан и теряется там. По-ви-
димому, имеются данные об этих обоих видах колебаний
на материковой отмели.
2) Прибрежные биения и С. в гаванях . Явление при¬
брежного биения, впервые описанное и названное так
Манком (1949), связано с механизмом зарождения длинных
волн, который в сочетании с биениями волн различных
частот является обычной чертой ветровых волн и зыби,
падающей на берег. Таккер (1950) подтвердил корреляцию
между зыбью и длиннопериодными волнами, а Лонге-
Хиггинс и Стюарт (1962) и Лундгрен (1963) в настоящее
время
объяснили
основные
особен ности
эт ого
явл ен ия
как эффекта «радиационного напряжения» или «волнового
сброса». Прибрежные биения имеют
периоды от
1до
5 мин, но все еще неясно, определяются ли ими полностью
частотные
характеристики
более
короткопериодных
С.
прибрежного моря и гаваней, возникающих в результате
штормов различных направлений.
Пример таких С .
приводится н а р ис.
5 а, на котором
даются одновременные мареограмма,
барограмма и а не¬
мограмма для станции вблизи юго-западного берега бас¬
сейна Данкан бухты Столовой (рис. 2). Частота записи
на мареограмме вызывается поперечными колебаниями
типа рис. 2, связанными с одноузловыми продольными
колебаниями для бассейна порта, период которых 5,6 мин.
Очевидная разница между С. в
бухте(рис.5б)иС. в га¬
вани (рис. 5 а) сразу видна. На рис. 6 более подробно
представлены типичные С.
гавани
в
бассейне Данкан.
Записи А и Д похожи, но отличаются по фазе на 180°
для колебаний с периодом около 1,8 мин, что соответствует
основному (т
=
1,п—
0) поперечному колебанию [фор¬
мула (6)]. Запись С дает очевидное доказательство нали¬
470
чия основного (т
=
0,п=
1) продольного колебания
в бассейне с периодом 5,6 мин.
3) Сейсмические морские волны, или цунами. Третий
тип долгопериодной волны возникает в результате под¬
водных землетрясений. Эти сейсмические морские волны,
называемые «цунами», могут иметь периоды, охватывающие
широкий диапазон (от минут до часов). Однако, как пра¬
вило, можно считать, что диапазон периодов составляет
примерно от 5 до 60 мин. Волны цунами являются диспер¬
гирующими
волнами,
возбуждающимися
от толчков,
и имеют
широкий частотный спектр. На эти волны оказы¬
вает влияние
эффект интерференции различных частот,
причем длины волн и периоды могут изменяться по мере
их распространения на большие расстояния.
Сильное вулканическое извержение на о. Кракатау
в
1883 г.
до сих пор
остается
единственным случаем,
когда возбужденная взрывом волна цунами прокатилась
через все океаны
мира. В таких отдаленных местах, как
Сан-Франциско, Гонолулу и Кейптаун, эта волна воз¬
будила С. широкого диапазона периодов. Хороший при¬
мер избирательной настройки, которую отдельные районы,
даже одного залива, могут иметь для волн сейсмического
происхождения, представлен на рис. 7, который показы¬
ва ет
реакцию уровня в
четырех точках в зал. Сан-Педро
(Калифорния) на цунами, зародившиеся у Алеутских о-вов
1 апреля 1946 г. Волны цунами, конечно,
’
обычно насту¬
пают на береговую линию как импульсные
волны одиноч¬
ного или псевдоодиночного типа и
могут вызвать большие
разрушения,
затопляя
береговые объекты прежде, чем
обозначится сейшевый характер
колебаний. Залив Сан-
Педро хорошо защищен от прямого воздействия цунами
благодаря своей южной перспективе и островам у запал-
н ого
берега, и поэтому энергия в основном диссипирова-
лась в сейшевых колебаниях.
Рис. 7. Сейши, возникающие в зал .
Сан-Педро,
в
га ванях
Лонг-Бич
и
Лос-Анджелес в результате
цунами,
вызванных
землетрясением
в
Алеутском желобе 1
апреля
1946 г.
(по Вильсону, 1957).
Опасность С. С . в бухтах, гаванях, озерах или вдоль
береговых линий материков и островов представляют опас¬
ность в
двух отношениях. Во-первых, С. в
бухтах с более
длинным периодом (рис. 3, 4 и 5 б) вызывают сильные
течения во входах в гавани, которые опасны для больших
судов, входящих в порт
или покидающих его. Во-вторых,
С. в гаванях, имеющие более короткие периоды (рис. 5 а),
неблагоприятно действуют на суда, с то ящ ие на якорях.

СЕЙШИ
к ак генераторы
колебаний при нелинейном упругом огра¬
ничении со стороны швартовных тросов. На рис. 1 пока¬
зано, как это происходит в случае с кораблем на якорной
стоянке (вид в плане). На рис. 1 б показано, что центр
корабля находится близко к местоположению одного из
узлов двухузлового
колебания между стенками в конце
портового
бассейна. Корабль, таким образом, подвер¬
гае тся
действию сильного горизонтального колебания
воды, которое проходит через узел. Аналогичные условия
создаются в случае пятиузловой С. (рис. 1 в) и несколько
облегченные — в
случае шестиузловой С. (рис. 1 е). Сле¬
довательно, правильно было бы заключить, что корабль
будет испытывать колебания под влиянием второго, пятого
(и шестого) видов многоузловых колебаний, которые могут
возникнуть. Основной тип (рис. 1 а) также, очевидно,
будет стремиться действовать на судно.
Известно, что
под
действием больших С. корабли разрывали швар-
товны, сталкивались
друг
с другом,
разрушали соору¬
жения дока,
получали
вмятины на обшивках
корпусов
и разбивали плавучие кранцы и доковую перегородку;
в
некоторых
портах
суда были
вынуждены
п окид ать
якорные стоянки и для безопасности оставаться на рейде.
Основной причиной этого являются С. в
интерва ле перио¬
довот20сдо2мин.
Внутренние С., или «температурные С.» . Рассмотрим
явление, называемое внутренней С., впервые наблюдав¬
шееся Мёрреем (1888) и Тулэ (1894) и объясненное Уотсо¬
ном (1904) для шотландских озер. Это явление связано
с тем,
что температурные градиенты в озерах и морях
стратифицированы, отсюда возникают градиенты плот¬
ности, которые бывают очень резкими у слоя скачка или
у поверхностей раздела, между стратифицированными
слоями воды различной плотности. Когда ветер дует в те¬
чение долгого времени над поверхностью озера, то поверх¬
ностные слои воды сгоняются к подветренному концу,
тем
самым
понижается
слой
скачка
н иже
его
уровня
в положении равновесия и повышается его уровень у на¬
ветренного конца. Отклонение слоя скачка сохраняется
до тех пор, пока на свободную поверхность озера действует
напряжение ветра. Как только оно прекращается, возни¬
кает внутренняя С.,
в
которой слой скачка колеблется
около своего
положения равновесия.
Уэддербёрн (1905—1912) провел тщательные наблю¬
дения этого явления и вместе с Янгом (1915) объяснил
его. З начи тель но ра ньше Стокс (1847) разработал теорию
внутренних волн на поверхности раздела между слоями
жидкости и показал
зависимость
периодов
от
глубины
и плотности слоев. Для прямоугольного озера длиной Ь
и глубиной к, верхний слой которого имеет глубину к±
и плотность р*, а нижний —
глубину к2 и плотность р2,
п е р и од люб ой я- ной формы колебания дается приближен¬
ной формулой
Тп
Г
Ра
кТ2
п
У&Нг I.
Р*
Р»
М
(И)
Этот результат получен так же Уотсоном (1904) и
Шмидтом (1908). Очевидно, э та формула дает период коле¬
бания, значительно больший периода колебания свобод¬
ной поверхности [формула (3) ]. Амплитуда внутренней С.
также значительно больше амплитуды колебания свобод¬
ной поверхности.
Мортимер (1952) распространил исследование вну¬
тренних С. на
случай многослойной стратификации в ц е¬
лом ряде экспериментов на моделях и в полевых наблю¬
дениях,
опираясь
на
теорию Лонге-Хиггинса (1952).
Поведение трехслойной системы показано на рис. 8 .
При умеренном ветре придонный слой не может быть
заметно нарушен отклонением верхнего слоя скачка,
однако с увеличением силы ветра нижняя поверхность
раздела также подвергается смещению, как показано
на рис. 8 б. Прекращение ветра приводит к образованию
двух внутренних С. внутри озера, а также одной С. на
поверхности, причем все С. имеют разные периоды
коле ¬
бания.
Полезные
эффекты
внутренних
волн. Системы течений, господствующие в озере,
в ко¬
тором возникают как обычные, так и внутренние^., бы¬
вают довольно сложными. В этом, однако, состоит боль¬
шое значение внутренних волн для экологии озер и вну-
триматериковых морей, так как они возбуждают турбу¬
лентность и перемешивание, распространяют
и переносят
теп ло, растворенный кислород и пита тел ьн ые
вещества
растений, которые поддерживают жизнь во всех озерных
водах.
о)
Рис. 8. Внутренние сейши в стратифицированном озере.
а—
смещение трехслойной системы умеренным ветром (стрелки);
б—
смещ ение
сильным
в етро м;
в—
трехчасовое наблюдение
за положением слоя в оз. Эрн (Шотландия) по данным наблю¬
дений Веддербёрна (по Мортимеру, 1952).
Петтерсен (1909) показал,
что
внутренние
волны
приливного характера преобладали в Скагерраке и что
их
пульсирование соответствовало приливному циклу
14 дней. Уэддербёрн (1909) смог показать, что это был
собственный период колебаний для внутренней С. в
бухте.
Это явление, следовательно, является резонансной вы¬
нужденной внутренней С. с амплитудой около 25 м. Бла¬
годаря уже упомянутому механизму диффузии эти вну¬
тренние С. должны были
иметь большое значение для
биологических процессов
в Балтийском море. Внутренние
стоячие волны, или С., могут в иных случаях возникать
в глубоких заливах, бухтах и фиордах, как показали
Свердруп (1939) и Манк (1941), и, несомненно, они способ¬
ствуют перемешиванию и подъему глубинных вод на
поверхность в таких районах, где эту роль не могут вы¬
полнить океанические течения.
Влияние вращения Земли на С. В очень больших озе¬
рах, морях и океанах основной механизм, рассмотренный
в предыдущих разделах, подвергается влиянию вращения
Земли, которое проявляется в том,
что
геострофическое
ускорение (являющееся результатом вращения Земли)
становится
довольно большим
и
должно
учитываться
наряду
с
другими типами
ускорений, возмущающих
частицы
воды.
Горизонтальные компоненты этого гео-
строфического ускорения впервые были приняты во вни¬
мание Лапласом (1775) в связи с приливами, однако этот
эффект сейчас обычно связывается с именем Кориолиса
(1835). Колебания воды на больших пространствах под-
471

СЕРАМ
вергаются
отклоняющему действию
силы
Кориолиса,
которая меняется с широтой
—
от нуля у экватора до
максимума у полюсов. Основной эффект этой силы, когда
она становится ощутимой, выражается в том, что нару¬
шается
местоположение
постоянных
узловых линий и
возникают узловые точки, или амфидромические центры
(см. Приливы). Колебание в таком случае совершается
около амфидромического центра в виде волны Кельвина
с амплитудами, увеличивающимися от нуля в центре до
существование прогиба, например, на о-вах Горонг и
Ватубела (прол. Серам), вокруг о. Мисол (на западном
краю шельфа Чендравасих), на о-вах Боо и на других
участках вдо ль Сульского отрога.
Между о- вами Б уру, Серам и Сула (рис. 1) находится
глубоководная впадина (глубина свыше 3000 м, площ адь
около 16 тыс. км2), известная как Бурская котловина. Ее
можно считать современной эвгеосинклиналью, заполняе¬
мой в настоящее время осадками, поступающими со стороны
Рис
1 Батиметрическая карта моря Серам.
Видна продолговатая
впадина (экзогеосинклиналь).
максимума на границе бассейна или моря; при этом в се¬
верном полушарии вращение прсисхолит против часовой
стрелки, а в южном
—
п о часовой стрел ке. Вообще говоря,
эффект Кориолиса не имеет существенного значения для С
не очень больших озер и бухт. Однако он является важной
особенностью приливов в морях и океанах (см. Приливы).
БЕЙС ИЛ У. УИЛСОН
СЕРАМ МОРЕ
С. м . расположено между внешней островной дугой
Банда —
о-ва ми Буру, Серам, Кай —
и
п- овом Чендра¬
васих (Новая Гвинея). Северную границу, согласно Меж¬
дународ но му гидрографическому бюро, можно пр овест и от
о. Танджонг-Селе (Г 26' ю. ш.,
130° 55' в. д.) у западной
оконечности Новой Гвинеи, через о.
Кофиау, о-ва Боо,
Писанг, Оби до прол. Мангали в о-вах Сула, западную
границу
—
от прол. Мангали на Ю через о. Санана до
о. Буру. Площадь С. м.
примерно 160 тыс. км2. Экспеди¬
ция на «Снеллиусе» назвала западную
часть С. м.
морем
Буру.
Структура С.
м.
определяется
молодым третичным
опогеничес ким
поя сом
дуги Банда (о-ва Буру, Серам,
Кай), расположенной по южной границе С. м . в
неву лка¬
нической внешней группе островов. В противоположность
ему п-ов Чендравасих, о-ва Оби и Сула являются частью
структурной области, лежащей впереди складчатой зоны,
выступа, названного Штилле «Сульским отрогом». Много¬
численные террасы
на о-вах Буру и Серам подтверждают
существование молодого поднятия, а столь же многочис¬
ленные
коралловые рифы с глубокими основаниями —
472
дуги Буру—Серам. Максимальная глубина, измеренная
здесь во время экспедиции на <чСнеллиусе», равна 4680 м.
Рельеф дна очень сложный: несколько зон разломов,
направленных на В и 3, а также несколько промежуточ-

СИАМСКИЙ
ных
хребтов. Тихоокеанская глубинная вода движется
из
Молуккского моря в Бурскую котловину через прол.
Лифаматола над порогом глубиной 1880 м. Этот порог
намного глубже порога, находящегося на границе между
С. м. и морем Хальмахера (восточнее о-вов Оби — около
800 м). Именно этим путем тихоокеанская глубинная
вода поступает почти во все котловины восточной части
Индонезии (рис. 2). Глубина порога на Ю С. м . , в
прол.
Ма-
юо
200
зоо
400
—*—
500
600км
море Серам
впадина Ару
Рис. 3 . Распределение потенциальной температуры на разрезе
между морем Серам и впадиной Ару (Арафурское
мо ре) (по
Ван-Рилю, 1934). Ясно выражено течение холодной тихоокеан¬
ской придонной воды с С на Ю (слева направо).
нип а
(между о-вами Буру и Серам), свыше 1000 м, глубина
порога в проливе между о-вами Санана
и
Буру свыше
3000 м.
Как показал Ван-Р иль (1934), глубинные воды Бур¬
ской котловины теплее , че м
глубинные воды Молуккского
моря; минимальная потенциальная температура придон¬
ных вод до 2,66° С (рис. 3). Здесь отмечается уменьшение
содержания
кислорода до 2,56 см3/л у дна; рН состав ¬
ляет 7,77.
РОУДЗ У. ФЕЙРБРИДЖ
СИАМСКИЙ ЗАЛИВ
С.
з.
является
мелководной частью Южно-Китай¬
ского моря.
Площадь его приблизительно 462 тыс.
км2,
средняя глубина 45,5 м. Восточная часть С. з . отличается
большей мелководностью и более сглаженным подводным
рельефом, чем западная
часть со скалистыми
крутыми
берегами. Максимальная глубина центральной депрессии,
распространяющейся до 12° с. ш.,
83 м. С. з. по границе
с Южно-Китайским морем имеет
ширину около 370 км,
однако
водообмен
с
Южно-Китайским
морем
осуще¬
ствляется на глубину более 50 м по желобу шириной
всего лишь 56 км. Этот желоб проходит между 30-метро¬
вым поднятием, отходящим на ЮЗ от м.
Камау, и 50-
метровым гребнем,
отходящим
на СВ от Кота-Бару
(6,3°
с. ш.,
103,2° в.
д.). В вершину С. з. впадают четыре
крупные реки, самой большой из которых является р. Ме¬
нам.
Кроме того, с обеих сторон в С. з. также впадают
несколько более мелких рек.
Гидрологический режим. С. з. можно
рассматривать
как
двухслойный мелководный эстуарий. В
верхнем
слое С. з. имеет место направленный в море поток мало¬
соленых
вод, распресненных
интенсивными
осадками
и речным стоком. Средняя соленость поверхностных вод
30,5—32,5°/0о зимой и 31,0—32°/0о летом.
Встречный
поток вод из Южно-Китайского моря проходит над поро¬
гом желоба (глубина 58 м). Эти воды имеют соленость
выше
34,0°/0о и относительно низкую температуру
—
ниже 27,0° С. Они заполняют глубоководную центральную
депрессию приблизительно ниже горизонта 50 м.
Летом в центральной части С. з .
дрейфовые течения
к ССВ от входа в С. з . обычно имеют скорость менее 0,5
узла и направление против часовой стрелки, но осенью
и зимой непосредственно у входа в С. з. их направление
южное, а в
центральной части С. з.
—
по часовой стрелке.
Однако ни северо-восточный, ни юго-западный муссон
(для зимы и лета соответственно) не являются в течение
сезона постоянными ни по скорости, ни по
напра влению .
Совместный эффект воздействия различных ветров,
приливных течений, пресноводного стока и обильных
атмосферных осадков
создает
вС.
з.
локализованные
зоны дивергенции и
конвергенции. В зонах дивергенции
происходит подъем глубинных вод, характеризующихся
низкой
температурой, высокой соленостью
и
низким
содержанием кислорода, тогда как в зонах конвергенции
происходит опускание поверхностных вод, характеризую¬
щихся
высокой температурой, низкой соленостью и
высоким содержанием кислорода. Анализ данных наблю¬
дений за 1959—1961 гг. показал, что наиболее интенсивный
подъем вод отмечался у западного побережья в
ав гус те
и
у северо-восточного побережья в октябре—ноябре, тогда
какврайонекЮот12°с. ш. и 101°в.д.былобнаружен
небольшой подъем вод в различные сезоны года. Темпе¬
ратура
поверхностных
вод
достигала
максимальных
значений в
апреле: более 31° С в восточной и 30—31° С
в
центральной и западной частях С.
з.*
самые низкие
температуры отмечались
в
январе.
Максимальная соле¬
ность вод центральной части С. з. наблюдалась в августе,
минимальная в октябре.
Продуктивность в С. з . выше, чем в восточной части
Южно-Китайского моря и в районе Филиппин и моря
Сулавеси. Продуктивность поверхностных слоев С.
з.
1—2 г С/(м2-сутки) в центральной части и 6 г С/(м2-сутки)
в
северной части,
тогда
как
остальной
акватории
—
менее 0,5 г С/(м2 -
сутки). Большая продуктивность вод С. з.
объясняется вертикальным перемешиванием
и подъемом
глубинных вод, содержащих питательные вещества.
Приливы
и
приливные
течения.
В Южно-Китайском море наблюдается
волна полусу¬
точного прилива, распространяющаяся
на
ЮЗ; время
ее
распространения
от
края Зондского шельфа до бе¬
рега п-ова Малакка около 8 ч.
Одна часть этой волны
входит в С. з.,
а другая идет на Ю к арх. Риау. Волна,
входящая
вС.
з.,
образует амфидромическую систему
с
це нтр ом
уо.
Панджанг (9° 18' с. ш .,
103° 28'
в. д.)
с
вращением
по
ча совой
стрелк е.
Амплитуды волны
в
районе амфидромии, который охватывает три четверти
южной части С. з.,
менее 80 см. В северной части С. з .
волна из
района амфидромии движется на С. Максималь¬
ные величины
прилива
—
82см—
наблюдаются у север¬
ного побережья С. з.
у устья р. Менам.
Волна суточного прилива, идущая на Ю в Южно-
Китайском море, имеет гораздо большую скорость, чем
вол на
полусуточн ого
при лив а.
Период ее распростра¬
нения от Зондского шельфа к побережью п-ова Малакка
лишь около 2—3 ч.
У п-ова Малакка эта волна разде¬
ляется на две части, так же как и
п олусуто чная волна.
Волна, входящая в С. з .,
образует амфидромическую
систему с центром у 8° с. ш., 102° в. д. с вращением против
ча сово й стре лки;
эта
амфидромия расположена западнее
точки амфидромии для полусуточного прилива. Ампли¬
туда этой волны в районе амфидромии, охватывающем
две трети южной части С. з., составляет менее 40 см и до¬
стигает максимальных значений (113 см) у устья р. Менам.
47а

СКОША
Типы приливов,
как
изв естн о,
классифицируются
по отношению суточного прилива к
полусуточному (Кг +
+ 01)/(М2+ $2). Для большей части С з. это соотно¬
шение составляет 1,5—3,0, что означает смешанный тип
прилива с преобладанием суточных приливов. В северо-
западной части С. з.
между 9 и 12° с. ш . это соотношение
с оста вля ет
более трех
—
здесь преобладает суточный
прилив.
Приливные течения С. з. относительно сильные, со
скоростью, во многих местах превышающей один узел.
Климат. Климат северной и южной частей С. з . не¬
одинаков. В северной части, в Бангкоке, общее годовое
количество осадков 1307 мм. Дождливый сезон длится
с мая по октябрь, с максимальным количеством осадков
(300 мм) в сентябре; для остальной части года характерно
небольшое количество осадков, с минимальным значением
(3 мм) в январе. Минимум влажности (70%) наблюдается
в
янва ре и
максимум (85%) —
в
сентябре. Температура
воздуха минимальна (26° С) в январе
и
максимальна
(30° С) в апреле. В южной части, в районе Куала-Трен-
гану (5,3° с. ш .,
103,2° в.
д.), годовое количество осадков
2826 мм, с максимальным месячным значением (760 мм)
в
ноябре и минимальным (110 мм) в
а пре ле. Дождливый
сезон длится с октября по январь. Влажность несколько
выше, чем в Бангкоке, с максимальным значением (88%)
в
ноябре и минимальным (82%) в июне .
Годовая ампли¬
туда температуры воздуха здесь меньше, чем в Бангкоке,
с
максимумом (27° С) в мае и
минимумом (25° С) в феврале.
Сила юго-западного муссона Южно-Китайского моря
с мая по сентябрь над С. з. менее 3 баллов. В октябре,
когда над Южно-Китайским морем начинает дуть северо-
восточный муссон, ветры над С. з. имеют южное и юго-
восточное направление и несут к берегам С. з . влажный
воздух.
В январе
и
феврале над северной частью С. з .
ветер дует с В и несет
сухой воздух, тогда как над южной
частью С.
з.
он
имеет северо-восточное
направление
и приносит влажный воздух. В апреле для приземного
ветра в южной части С. з. характерна дивергенция и
количество осадков здесь по сравнению с другими меся¬
цами незначительно.
ТА КАШ И ИЧИЕ
СКОША МОРЕ И ПРОЛИВ ДРЕЙКА
Пролив Дрейка
—
самая узкая часть Южного океана
между
Антарктическим п-овом
и
Южной
Америкой.
Ширина пролива примерно 1000 км, средняя глубина
3400 м, наибольшая глубина 4750 м. Через пролив про¬
ходит антарктическое циркумполярное течение. К В от
пролива расположено С. м.,
его границами являются
о. Южная Георгия, о-ва
Фолклендские (Мальвинские),
Южные Сандвичевы,
Южные Оркнейские и Южные
Шетлендские.
Рельеф дна. Доминирующей особенностью рельефа
в районе С. м.
—
прол. Дрейка является хребет Скоша,
который, соединяя о. Огненная Земля с Антарктическим
п-овом, дугой простирается на В на расстояние 4344 км,
огибая С. м . (рис. 1). Вдоль большей части этой дуги
высота хребта доходит до 1830 м. Небольшое поднятие,
которое находится между о-вами Южная Георгия и Юж¬
ными Оркнейскими, делит С. м. на две котловины: вос¬
точную и западную.
У изогнутого
восточного склона
хребта Скоша расположен Южно-Сандвичев желоб с наи¬
большей глубиной в пределах Южного океана (8270 м).
Хребет Скоша имеет три «седловины», где встре¬
чаются глубины до 2745 м и более. Первая из них, наи¬
474
более длинная
и
мелководная,
расположена
восточнее
банки
Бердвуд и к 3 от о. Южная Георгия; вторая нахо¬
дится между о-вами Южная Георгия и Южными Сандви¬
чевыми. Ось той части хребта, одна из вершин которого
образует о. Южная Георгия, направлена почти прямо
в восточную котловину С. м. за Южными Сандвичевыми
о-вами. Восточнее о. Южная Георгия расположена широ¬
кая подводная долина, глубина которой увеличивается
к В и переходит в самую глубоководную часть восточной
котловины С. м.
Третья «седловина» хребта Скоша нахо¬
дится между Южными Оркнейскими о-вами и западным
продолжением дуги Южных Сандвичевых о-вов.
Ширина
ее около 160 км. Она отделяет море Уэдделла от С. м .1
Гидрологический режим и климат. Над прол. Дрейка
проходят очень интенсивные барические депрессии, по¬
этому для противоположных частей пролива характерна
разность атмосферного давления, достигающая 12 мбар.
Эти быстро перемещающиеся атмосферные возмущения
благодаря обратному барометрическому эффекту могут
способствовать образованию быстро изменяющихся тече¬
ний.
В полосе между 40 и 60° ю. ш.
преобладают западные
ветры, которые вызывают дрейфовое течение и результи¬
рующий перенос поверхностных вод на С. По данным
метеорологических наблюдений известно, что самые силь¬
ные ветры наблюдаются между 50 и 60° ю. ш .,
следова¬
тельно, и перенос поверхностных вод на С в этой полосе
наибольший, к С же от 50° ю. ш . он сравнительно меньше.
Это и обусловливает образование зоны конвергенции.
Зона конвергенции антарктической (или полярный
фронт южного полушария) отделяет более тяжелые
и
более
холодные
антарктические
воды,
расположенные
к Ю, от более легких, но более соленых вод, располо¬
женных к С. Зона антарктической конвергенции проходит
посредине прол. Дрейка, примерно по 60° ю. ш
,
и
ее
положение изменяется в зависимости от сезона (рис. 2
и 3). Граница зоны антарктической конвергенции четко
выражена благодаря тому, что холодные антарктические
воды, как более плотные, резко погружаются под легкие
субантарктические воды и, не перемешиваясь с ними,
продолжают свое движение на С как антарктические
промежуточные воды.
По данным экспедиций на «Дисковери», температура
антарктических поверхностных вод в зоне конвергенции
меняется примерно от 0,5 до 3,0° С зимой и от 3,0 до 5,9° С
летом.
Границу распространения дрейфующих льдов на С
некоторые ученые принимали за
истинную границу между
Субантарктикой и Антарктикой. Однако не все исслед ов а¬
тели согласны с этим
определением.
Северная граница
дрейфующих льдов может иногда совпадать с зоной конвер¬
генции, но обычно она меняется в зависимости от времени
года. Летом, например, льдов может не быть на всем
протяжении, вплоть до берегов Антарктического мате¬
рика, а в конце зимы ледяной покров может простираться
от Антарктиды далеко на С, охватывая до 25% поверх¬
ности прол. Дрейка. Летом южного полушария дрей¬
фующие льды не доходят до прол. Дрейка. Зимой север¬
ная
граница дрейфующих льдов проходит через прол.
Дрейка до южной оконечности Южной Америки.
Основное течение антарктических по верхност ны х вод
в
п рол. Дрейка идет из моря Беллинсгаузена. Это течение
поворачивает на С у западных берегов Антарктического
п-ова и затем следует на СВ через прол. Дрейка. Распре¬
деление температуры на вертикальных разрезах, выпол¬
ненных в прол.
Дрейка, показывает, что это течение
наиболее интенсивно у
краев шельфа (именно здесь,
у Южных Шетлендских о-вов, зарегистрированы мини¬
мальные температуры воды).

СКОША
В западной части С. м .
н апра влен ие
течения сильно
зависит от рельефа дна. Через желоб между восточной
частью банки Бердвуд и западным побережьем о. Южная
Георгия в С.
м.
поступает большое количество
вод из
южной части Тихого океана и юго-западной Атлантики,
которые затем вовлекаются в движение по часовой стрелке,
характерное для циркуляции вод Южного океана. У этого
желоба течение поворачивает на С, а затем на 3 и часть
его вод проходит над глубоководной впадиной к С от
хребта; остальная часть вод движется на В через Атлан¬
тический океан.
Изменение направления
поверхностных
течений отражается
ив
очертании зоны антарктической
конвергенции вблизи 50° з. д .
Дрейка). По его расчетам общий перенос воды в слое
от
поверхности до
глубины 3000 м
в
этом
районе
90 млн. м3/с. Эта величина в 400 раз превышает объем
воды, переносимой Амазонкой, величайшей рекой в мире.
Однако по данным Корта расход воды через прол. Дрейка
150 млн. м3/с.
Согласно инструментальным измерениям
течений
в прол. Дрейка, выполненным недавно Аргентинской
гидрографической службой, скорость поверхностного тече¬
ния меняется от 2 узлов на С до 0,7 узла на ВСВ пролива.
Измерения
течений,
выполненные
на
56° 42'
ю. ш.,
66°0/ з. д., на
глубинах 7, 500 и 1000 м, дали соответ¬
ственно следующие скорости: 25, 20 и 17 см/с.
Генеральная схема циркуляции вод в
прол. Дрейка
и С. м. может быть
представлена в следующем виде: ант¬
арктические поверхностные воды, окружающие Антарк¬
тиду, распространяются на С примерно до 50-й параллели.
В зоне антарктической конвергенции они погружаются
под субантарктические поверхностные воды до глубины
400 м. Затем они
распространяются на С почти до зоны
субтропической конвергенции, где снова погружаются
до глубины 800 м и более. В зоне субтропической конвер¬
генции перемешанные воды опускаются и дальше следуют
на С как антарктическая промежуточная водная масса.
Опускание холодных, соленых и бедных кислородом вод
наблюдается также у материкового склона Антарктиды;
эти воды образуют антарктическую придонную водную
массу, которая тоже перемещается на С. Вынос на С
двух указанных водных масс компенсируется притоком
вод с Ю в слое от 2000 до 3000 м, которые поднимаются
к
поверхности на подходах
к
материковому
склону
и
отсюда распространяются на С в виде уже упомянутого
в ыше
поверхностного дрейфа. Воды, поднявшиеся с таких
больших глубин, чрезвычайно богаты биогенными эле¬
ментами. Как будет показано ниже, высокая продуктив¬
ность Южного океана объясняется особенностями цирку¬
ляции его вод.
Свердруп вычислил суммарный перенос воды с 3
на В между Антарктидой и Южной Америкой (прол.
Донные осадки. В районе С. м .
—
прол. Дрейка по
текстуре
и
генезису различают 5 типов осадков.
Песок с
прослойкой глины и гра¬
вия. Большая часть песчаной фракции представлена
обломками, среди которых преобладают экструзивные
вулканические породы, характерные для всего участка
вдоль Южно-Сандвичева хребта. Цвет песка меняется
от черного до серого
в зависимости от цвета обломков
породы и количества органических веществ.
Алеврит (ил)
песчаный. Среди частиц
песчаной размерности преобладают обломки пород, в мень¬
шем
количестве
присутствуют раковины фораминифер.
Алевритовая фракция состоит из гетерогенных
сме сей
гляциального диатомового пелита, раздробленных раковин
фораминифер, радиолярий, диатомовых и обломков
вулка¬
нического стекла
и
микромарганцевых
конкреций (?).
Вдоль хребта Скоша и в прол. Дрейка цвет донных осадков
меняется
от
желтовато-серого до бледно-оливкового
и
светлого серовато-коричневого.
Алеврито-глинистые
илы.
Основная
фракция
—
диатомовый
пе лит.
Количество отдельных
диатомовых частиц и радиолярий достаточно велико,
и илы становятся диатомитом. Часто встречаются вулка¬
ническое стекло и
микромарганцевые конкреции.
Цвет
осадков меняется от желтовато-серого до светло-оливко¬
вого и серого на всей площади дна С. м.
—
прол. Дрейка
475

СКОША
Рис. 2. Распределение температуры (°С) (а), солености (°/0о) (б), кислорода (мг/л) (в) на разрезе от о. Элефант до Фол¬
клендских о-вов,
ноябрь 1932 г. (по Дикону, 1937).
АК—
антарктическая
конвергенция.
Рис. 3. Распределение температуры (°С) (а) и солености (%о) (б) на разрезе через прол
Дрейка (по эль-Саиду и др.,
1964). Март,
1963 г.

СКОША
Рис. 4. Распределение фосфатов (мг-ат/л) (а), силикатов (мг/л) (б), растворенного кислорода (мг/л) (е) и
плотности
(г) на разрезе через прол. Дрейка (по эль-Саиду и др.,
1964).
и до светло-коричневого,
более типичного для «красной
глубоководной
глины»
на
ти хоокеанс кой
стороне
п рол.
Дрейка.
Фораминиферовые илы (известко¬
вые)
—
осадки, состоящие больше чем на 30% из раковин
форами нифер.
Диатомовые
илы
(кремнистые).
Осадки состоят примерно
на 30% или более из кремнистых
раковин диатомовых и обломков радиолярий. Эти осадки
обычно
имеют
спутанно-волокнистую структуру,
при¬
дающую им матовый вид.
Грубообломочные осадки
находят
вблизи Южной
Америки, о-вов Южн ая Георгия, Южных Сандвичевых
и
Антарктического п-ова .
К Ю и ЮВ от Огненной Земли полоса грубообло¬
мочных
осадков расширяется. Одна из причин этого
477

слики
явления —
локальные течения, которые на глубине 4000 м
еще достаточно сильные;
они
оставляют
на дне следы
струйчатости длиной 15—30
см.
Эти грубообломочные
осадки простираются дальше на В за м.
Горн; они покры¬
вают дно вблизи Фолклендских о-вов.
Количество
гравийно-галечных
осадков
увеличи¬
вается
в районе банки, большая их часть — это ледни¬
ково-морские
осадки.
В
некоторых
местах
имеется
большое количество раковин моллюсков и брахиопод.
Районы вблизи о.
Южная Георгия покрыты грубо¬
обломочными осадками до глубины 2745 м, кроме восточ¬
ной стороны острова, где песок и гравий обнаруживают
на
глубинах 3600 м.
Грубообломочные осадки
могут
перемещаться вниз по подводной долине, к В от о. Южная
Георгия и в северо-западную часть Южно-Сандвичева
желоба. Однако в колонках грунтовых проб, взятых
со дна в этой части впадины, обнаружены глинистые илы.
И последний участок, где имеются
грубообломочные
осадки,
—
это
район Антарктического п-ова;
полоса
осадков,
большая часть которых является ледниково¬
морскими, простирается на С и В от Южных Оркнейских
о-вов и заходит «языком» в море Уэдделла; на 3 эти осадки
простираются примерно до 900-метровой изобаты (край
шельфа), хотя случающиеся оползни могут унести мате¬
риал вниз по склону.
Колонки грунтовых проб, взятые
при
пересечении
зоны
известковых
и
кремнистых
илов,
показа ли,
что
слой этих отложений имеет
ли нзо видную форму и мощность
около 40 см в центре и 1—4 см по краям. Установлено,
что
скорость
ос адкон акопл ения
примерно
3—4
см
в
1000 лет. Это значит, что
верхняя линза илов имеет
возраст примерно 10 тыс. лет . На
поверхности слоя к или¬
стым осадкам примешаны песок и гравий, смытые с мате¬
риков; их количество увеличивается в
северном на прав¬
лении.
Поверхность дна в зоне известковых илов покрыта
марганцевыми конкрециями.
Гидрохимия и биология.
Благодаря многочисленным
экспедициям на «Дисковери» в Антарктике район С. м.
—
прол. Дрейка сейчас является одним из наиболее изу¬
ченных в химическом и биологическом отношении участков
Мирового океана.
Питательных солей (нитратов и силикатов) в антарк¬
тических
поверхностных
водах редко бывает меньше
зимнего максимума поверхностных вод умеренных широт.
Субантарктические поверхностные воды имеют меньшее
количество питательных веществ, но на более глубоких
горизонтах между северным потоком антарктической
промежуточной воды и южным потоком более соленых
глубинных вод фосфаты и нитр ат ы,
по-видимому, реге¬
нерируют, что объясняется, видимо, отмиранием погру¬
жающегося на глубину фитопланктона и подтверждается
мощными отложениями диатомового ила в этом
районе.
Этот распад обогащает глубинные, движущиеся к Ю воды;
в
антарктической области наибольшее содержание фос¬
фатов и
нитратов наблюдается в теплых
глубинных водах.
Силикатами особенно богаты придонные воды; большая
часть
силикатов, видимо, восстанавливается из взвеси
створок диатомовых у дна.
В прол. Дрейка существенно повышается содержание
силикатов
по
мере
пересечения
зоны
конвергенции,
т. е. с СнаЮ(от5,3до15,2мг/л).КЮотзоныконвер¬
генции содержание силикатов продолжает увеличиваться,
достигая больших значений (47,8 мг/л) у Южных Шетленд-
ских о-вов. Содержание фосфатов и нитратов в поверхно¬
стном слое выше к Ю от зоны конвергенции, чем к С от
нее, с заметным увеличением в зоне конвергенции.
Среднее содержание фосфатов (1,92 мг/л), нитратов
(15,7 мг/л) и силикатов (18,02 мг/л) приходится в прол.
Дрейка на март (рис. 4).
т
Концентрация растительных пигментов (в основном
хлорофилла а) и
14
С (как мера первичной органической
продукции) в прол. Дрейка уменьшается между Огненной
Землей и зоной антарктической конвергенции; к Ю от
зоны конвергенции концентрация их вновь постепенно
повышается
и
достигает максимальных значений
к
С
от Южных Шетлендских о-вов .
Средние значения хлоро¬
филла а и
14
С на поверхности
в проливе соответственно
следующие: 2,4 мг/м3 и 8,2 мг С/м3. По продуктивности
прол. Дрейка превосходит арктические воды.
Установлено, что зона антарктической конвергенции
оказывает
большое
влияние
на
распределение
флоры
и
фауны в прол. Дрейка и на их изобилие. Исследователи
обнаружили, что количество планктона изменяется не
только к Ю от зоны конвергенции, но и в самой этой
зоне также происходят изменения в составе фауны и флоры.
Таким образом, виды криля, который составляет важную
часть
рациона
голубых китов в Антарктике, исполь¬
зовались
морскими б иолога ми д ля определения
границ
между антарктическ ими
и
субантарктическими водами.
Если вблизи
зоны
конвергенции
в
планктонную сеть
попадают ЕирНавха тИепИт или Е. 1оп&1 овНву это яв¬
ляется
хорошим показателем нахождения судна в субант¬
арктических водах. С другой стороны, если в сети попа¬
дает Е.
а не оаИепИт и не 1оп§1 овНв, значит,
зона конвергенции уже пересечена.
САИД эль-сАИД
Прим. ред.
1
Последние, наиболее полные
карты
прол. Дрейка и С. м . помещены в «Атласе Антарктики»
(см. Атлас Антарктики. Т. 1. М. —Л., ГУГК, 1966).
СЛИКИ, РЯБЬ И ПОЛОСЫ
Слики (поверхностноактивные
пленки.
—
Ред.)
—
гладкие
зеркальные
пятна или полосы на волнистой
поверхности
океанов,
прибрежных вод,
вод бухт и
озер 1. При легком
бризе слики
имеют
вид пятен.
При ветре со скоростью, превышающей 7 узлов, слики
разбиваются на узкие короткие полосы, расположенные
значительно ближе друг к другу, чем пятна ,
при чем
их
длинные оси всегда ориентированы приблизительно
п о ветру.
Существует гипотеза, что слики возбуждаются вихре¬
вой структурой ветров. Однако это представление
в боль¬
шинстве случаев не оправдывается,
пос коль ку скорос ть
перемещения
сликов обычно значительно меньше скорости
вет ров
и
нап равл ение
перемещения
слико в
не связано
с направлением ветров. Отсутствие капиллярных сморщи¬
ваний в сликах показывает,
что
поверхности
слико в
загрязнены активными соединениями органического веще¬
ства, которые образуют мономолекулярные слои с пони¬
женным поверхностным натяжением. (Например, ампли¬
туды волн ряби с длинами около 2 см понижаются до 1/2)3
в
пределах 0,8 с.) Источниками органического вещества
являются промышленно-фекальные сточные воды близ
берегов, планктон, а также животные и растения, оби¬
тающие в открытом океане.
Считается, что пленка органического вещества форми¬
руется в виде пятен или полос двумя путями. При слабом
ветре
основной
причиной
накопления
органического
вещества
являются
внутренние волны,
при скорости
ветра выше 7 узлов (3 балла)
—
по-видимому, целлю-
лярная конвекция в поверхностном слое океана.

СОЛЕНОСТЬ
Простейшей
моделью внутренних
волн
является
волна типа Стокса. Как предполагается, эта волна возни¬
кает в жидкости,
верхний слой которой имеет ограни¬
ченную глубину и одинаковую плотность и лежит над
более мощным слоем с бесконечной глубиной и одинаковой
плотностью. Эта модель достаточно хорошо представляет
действительные внутренние волны, которые имеют отноше¬
ние
к
с ликам.
Теоретическая модель показывает,
что
конвергенция горизонтальной компоненты скорости
ча¬
стицы
на
поверхности
находится
над подошвой волны
в стоячих
волнах
и
над поднимающейся поверхностью
раздела между подошвой волны и гребнем в поступатель¬
ных волнах. Наблюдения Дж. Юинга (1950) с помощью
батитермографов, выполненные в воде с глубиной 15 м
близ Сан-Диего, показали, что слики были расположены
равномерно над подошвами слоя скачка,
который нахо¬
дился примерно
наглубине7мибыл
волнистым, с о
средними длинами волн около 300 м. Более тщательные
измерения Лафонда (1962) с помощью серии термисто¬
ров мористее Южной Калифорнии показали, что слики
были над опускающимся слоем скачка,
где-то
между
гребнем и следующей подошвой, в 85 из 105 случаев.
Первое систематическое исследование полос в поверх¬
ностном слое океанов и пресных водах было выполнено
Ленгмюром (в 1916—1917). По его наблюдениям, листья
и пена в оз. Джордж (США, штат Нью-Йорк) и длинные
линии
пелагических водорослей
—
саргассов
—
в Север¬
ной Атлантике были ориентированы по ветру. На осно¬
вании экспериментальных данных он пришел к выводу,
что
полосы вызываются сложной циркуляцией воды
—
спиралеобразными вихрями, у которых ход
спирали
направлен то влево, то вправо и оси которых ориентиро¬
ваны по направлению ветра. Такое движение воды часто
называют циркуляцией Ленгмюра. Слики, листья, пена
и саргассы, как считают, собираются при этом на линии
конвергенции поверхностного течения.
Вудкок показал,
что спиралеобразные вихри несимметричны.
Ленгмюр обнаружил, что расстояние между полосами
на оз. Джордж приблизительно пропорционально глубине
слоя скачка и
равно 5—10 м для неглубокого слоя скачка
в мае—июне и 15—20 м для глубокого слоя скачка в октя¬
бре—ноябре. Фоллер и В>дкок установили, что в Север¬
ной Атлантике это расстояние пропорционально скоро¬
сти ветра и колеблется от 20 м при скорости ветра 4 м/с
до 50 м при скорости ветра 12 м/с.
Веландер и Ичие (независимо друг от друга) пред¬
ложили динамическую теорию, согласно которой целлю-
лярная конвекция вызывается разностью поверхностных
напряжений ветра вследствие изменения шероховатости
морской поверхности.
Фоллер (1964) считал, что основной причиной целлю-
лярной конвекции во время
силь ного
ве тра
является
неустойчивость срезывающего усилия потока
в
поверх ¬
ностном слое
ветрового дрейфового течения в океане.
ТАКАШИ ИЧИЕ
Прим, ред.1 Другие свойства поверхностноактивных
пленок и их
роль
в жизни
моря
изложены В. В . Шу¬
лейкиным в книге
«Физика моря» (М.. Изд. АН СССР,
1968).
СОЛЕНОСТЬ МОРСКОЙ воды
Растворенные в морской воде вещества переносятся
в Мировом океане из одного района в другой благодаря
адвекции
и
диффузии, причем перемещаются они из
районов с большей концентрацией к районам с меньшей
концентрацией. Процессы диффузии и адвекции действуют
равным образом на все растворенные в воде вещества;
их
влияние
можно
установить,
изм ер яя
сод ержание
любого вещества в воде. При изучении циркуляции водных
масс растворенные
в морской воде вещества играют роль
указателей; при этом различают устойчивые и неустой¬
чивые
вещества.
Первые
—
это
неактивные
элементы,
распределение
которых
в
морской воде зависит лишь
от физических процессов; распределение вторых
—
биоло¬
гически и климатически активных элементов — в
резуль¬
та те
фракционирования может сильно отличаться от
начального распределения.
С. м. в . определяется как
суммарное количество всех
твердых минеральных растворенных веществ в
граммах,
содержащихся в 1
кг
морской воды, при условии, что
весь бром и иод
замещены эквивалентным
количеством
хлор а,
все углекислые соли
перев едены
в
окислы, а все
органические вещества сожжены при температуре 480 °С
(Ред.) .
Одной из основных особенностей химической и физи¬
ческой океанографии является
п оложение
о том,
что
морская
вода
имеет
постоянный
относитель ный
состав
основных
растворенных в ней веществ. Это положение,
основанное на данных анализа проб морской воды, взятых
Диттмаром во вр емя
э кспе диц ии
на
«Челленджере»
(1872—1876), не претерпело сколько-нибудь существенных
изменений и в настоящее время. Следовательно, считая,
что морская вода представляет собой водный раствор
более десяти неорганических веществ (табл. 1), опреде¬
лен ие
концентрации
одного
из
основных
ион ов
можно
использовать
как
меру
для
вычисления
содержания
других ионов и общей С.
м.
в.
Поскольку ионы хлора
составляют более 50% растворенных твердых веществ,
их
определение титрованием
с
помощью
азотнокислого
серебра стало стандартным методом определения С. м. в.
Таблица /. Состав главных ионов,
растворенных в океанической воде (в °/00)
(по Свердрупу и др.,
1942)
Ионы и
молекулы
Данные
Диттмара
Пересчитан¬
ные на атом¬
ные массы
(1940 г.)
Фактические
значения
(1940 г.)
С1=
=19°/оо
%
С1=
=197оо
%
С1=
=19°/оо
%
С1-
18,971
55,29 18 ,971
55,26
18,980 55,04
Вг-
0,065
0,19
0,065
0,19
0,065
0,19
ЗС)2-
2,639
7,69
2,635
7,68
2,649
7,68
1
с*
СО
О
О
0,071
0,21
0,071
0,21
—
нсо~
—
—
0,140
0,41
р-
0,001
0,00
н3во8
—
—
—
—
0,026
0,07
м§*+
1,278
3,72
1,292
3,76
1,272
3,69
Са2+
0,411
1,20
0,411
1,20
0,400
1,16
5г8+
—
—
—
—
0,013
0,04
К+
0,379
1,10
0,385
1,12
0,380
1,10
No+
10,497
30,59
10,498
30,58
10,556
30,61
Всего
34,311
34,328
34,482
по решению Международного совета по изучению моря
(Кнудсен, 1901). Хлорность (в граммах на 1 кг морской
воды) является суммой галогенов и численно тождественна
числу
г раммо в серебра, необходимого для осаждения
галогенов в 0,3285234 кг морской воды.
479

СОЛЕНОСТЬ
Эмпирическая зависимость между С. м. в . 5 и
хл ор-
ностью С1 следующая:
5 = 0,030 + 1,8050 С1.
При титровании
хорошей точностью
считается
±0,01°/00. В настоящее время большая часть опреде¬
лений С. м . в . выполняется с помощью измерения электро-
уменьшают ее. И, наконец, океанические течения и про¬
цессы перемешивания уменьшают различия С. м . в. в
раз¬
ных
районах поверхностного слоя океана и в его толще.
В табл. 3
перечислены процессы, которые могут увели¬
чивать или уменьшать
С. м. в. Замерзание и таяние не
меняют С. м. в. в большом масштабе, и в любом
сл учае
в
различные
сез оны
эти
два
процесса компенсируют
проводности. Зависимость электропроводности от соле¬
ности известна; измерения проверяются частым сравне¬
нием со стандартным образцом воды с известной хлор-
ностью. Приборы, измеряющие электропроводность, обес¬
печивают точность
±0,005°/00.
Горизонтальное распределение С. м. в . Экстремальные
значения С.
м.
в.
наблюдаются в прибрежных районах
и
некоторых
моря х,
характеризующихся ограниченным
водообменом с океаном. В Ботническом зал. С. м . в.
может быть всего лишь 5,0°/оо, в то время как в Красном
море она может
п ре вы ша ть 40,0°/00. Пределы изменения
солености в океане обычно от 33,0 до 37,0°/00. Средняя
С. м . в. около 3 5°/00. Распределение соленос ти в
поверх¬
ностном слое океана имеет зональный характер (рис. 1).
Наименьшие значения С. м. в . наблюдаются в полярных
районах, вторичный минимум прослеживается в узкой
экваториальной зоне. Максимальная С. м . в .
при ход ится
на
субтропические зоны, примерно между 30° с. ш. и
20—30° ю. ш. Эти максимумы наибольшие в Атлантическом
океане к С и к Ю от экватора; здесь С. м. в. превышает
37,0°/00. В табл. 2 приведены средние значения С. м . в.
поверхностного слоя для всех океанов и для Мирового
океана. Самые высокие значения С. м .
в.
наблюдаются
в
северном полушарии, где средняя величина С. м . в.
35,45°/00,
вто
время как средняя величина С. м . в. для
Мирового океана 34,73°/00.
Эти зональные различия являются результатом физи¬
ческих процессов, связанных с водным балансом океанов.
Ледообразование и испарение
увеличивают
С.
м.
в.,
вто
время как осадки, материковый сток и таяние льдов
480
Таблица 2, Средние значения солености (в °/оо)
поверхностного слоя в океанах
(по Вюсту, материалы не опубликованы)
Широта
(градусы)
Атланти¬
ческий
океан
Индийский
океан
Тихий
ок еан
Мировой
океан
90—80 с.
30,5
*
30,5
*
80—70
31,7
—
—
31,7
70—60
33,03
—
31,0
*
32,90
60—50
33,73
—
32,50
33,03
50—40
34,85
—
33,25
33,91
40—30
36,69
—
34,24
35,31
30—20
36,75
(38,24)
34,92
35,71
20—10
36,06
35,24
34,40
34,95
10—0
35,09
*
35,10
34,29
*
34,58
*
0—10 ю.
35,85
34,92
35,16
31,16
10—20
36,66
34,77
*
35,55
35,52
20-30
36,16
35,46
35,66
35,71
30-40
35,25
35,62
34,95
35,25
40—50
34,24
34,37
34,37
34,34
50—60
33,86
33,0
34,07
33,92
60—70
33,9
34,0
33,9
33,95
70—80
33,9
*
33,9
*
33,9
*
33,95
О
1
3
О
о
О
35,45
35,38
34,17
*
34,71
01оо
о
5
Е
35,31
34,84
*
35,03
35,03
90° с. ш.—
80° ю. ш.
34,87
34,87
34,58
*
34,73
Примечание. Звездочкой отмечен
максимум.
минимум, подчеркнут

СОЛЕНОСТЬ
Таблица 3. Процессы, способствующие
изменению солености (по Бюсту, 1961)
Процессы, повышающие
Процессы, уменьшающие
сол еность
соле ност ь
Испарение Е
Замерзание морской воды Р
Адвекция соленой воды тече¬
ниями С+
Вертикальное
перемешивание
с более
солеными
глубинными
водами (процессы турбулентно¬
сти
и
динамической
к онве к¬
ции) У+
Растворение
твердых
солей
у дна (Суэцкий канал, Аден¬
ский зал.) 5о
* 5Осадки Р
Таяние морских льдов М
Адвекция
распресненной
воды течениями С~
Вертикальное
перемешива¬
ние
с
менее
с олены ми
г лу¬
бинными вод ами
(процессы
турбулентной конвекции) У~
Материковый сток (речной,
ледниковый, грунтовые во¬
ды) #
друг друга. Речной сток является важным фактором
только в прибрежных районах. Поэтому процессы испа¬
рения и выпадение осадков, неразрывно связанные с пере¬
мешиванием,
сл едует
считать
основными
факторами,
регулирующими распределение С. м. в. в поверхностном
слое океана.
Вюст (1936) показал, что, если поверхностные воды
с соленостью 5 перемешиваются с водами с постоянной
сол ено ст ью
50, изменение в
результате перемеш ивания
будет пропорционально величине $0 — 5 . Изменение
С.
м.
в.
благодаря процессам испарения и выпадения
осадков должно быть пропорционально Е—Р . Поскольку
распределение С.
м.
в.
в
пове рхност ном слое ос т ае т ся
относительно постоянным, изменение С. м . в. во времени
следует считать равным нулю, т. е .
=
0=
а
(50—$)+&(Е—Р),
8=50+к(Е-Р).
(1)
Формула проверена эмпирически; получено среднее
значение 50
==
34,7°/00. Это близко соответствует среднему
значению промежуточного минимума С. м . в. на глубине
400—600 м и показывает значение вертикального переме¬
шивания для распределения С. м .
в.
в
поверхностном
слое. Тогда среднюю С. м. в .
поверхностного слоя можно
выразить уравнением
5=34,7+0,0137(Е—Р).
Среднее значение С. м. в.
различно
в
разных океанах,
но уравнение (1) применимо при условии, что постоян¬
ные
50 и к определяются эмпирически для каждого района.
Поверхностные течения в
этих
изменениях
не
учиты¬
ваются,
—
это указывает на то, что их
роль весь ма незна¬
чительна
в
изменении зонального распределения соле¬
ности поверхностных вод. Наиболее важны для распре¬
деления С. м. в . на поверхности испарение и осадки, т. е.
С. м . в. зависит от атмосферной циркуляции. На рис. 2
показано
распределение С.
м.
в.
поверхностного слоя
океана .
Из распределения С. м. в.
на
поверхности (рис. 1)
видно, что соленость вод Атлантического океана, особенно
северной его части, выше солености вод Тихого океана.
Причины этого, согласно Дитриху (1963), следующие:
1) пояс североатлантических пассатов проходит в Ти¬
хом океане через Панамский перешеек; пассаты сопрово¬
ждаются большим количеством осадков (более 7000 мм/год)
в районе Панамского зал.;
2) западные ветры из Тихого океана теряют свою
влагу в виде орографических осадков, проходя над Кор¬
дильерами, тем самым возвращая
всю
в лагу
в
Тихий
океан. Ни в Европе, ни в Африке не
существует та ко г о
мощного
горного барьера, как этот,
и,
следователь но,
влияние водяных паров, приносимых с Атлантики, гораздо
16 Заказ 406
шире, чем паров, приносимых с Тихого океана. Следова¬
тельно, для каждого океана существуют различные равно¬
весия между океанической циркуляцией (перемешиванием)
и
водообменом между атмосферой и
оке аном
(Е—Р),
что и
приводит
к
существующему распределению С. м . в.;
3) в северной части Тихого океана
нет
замкну тых
морей, таких,
как
Средиземное, Карибское, которые
поставляют высокосоленую воду на промежуточные глу¬
бины Атлантического океана.
Вертикальное распределение С. м . в. В трех основных
океанах промежуточный минимум С.
м.
в.
наблюдается
на
глубине примерно 700—800
м.
Эта антарктическая
промежуточная
вода
формируется
на
поверхности
в районе 45° ю. ш . Здесь водные массы с малой соленостью
и
ни зкой температурой погружаются вдоль
атланти-
Рис. 2 . Среднее меридиональное распределение
разности испарения и осадков
(Е—Р) и соле¬
но сти
по верх ност ного
сл оя
(5) для Мирового
оке ана
(по Дефанту, 1961).
ческого полярного фронта (антарктическая конвергенция).
Субантарктическая промежуточная вода распространяется
по всему Атлантическому океану между 45° ю. ш . и 20° с. ш.
и в Тихом и Индийском океанах между 45° ю. ш . и эква¬
тором.
Этот язык малосоленой воды показан на блок-
диаграмме рис.
3. В Тихом океане прослеживается та¬
кой же
минимум С. м . в . в промежуточном слое в северной
части океана, где он возникает под воздействием субаркти¬
ческой промежуточной воды, которая образуется в Берин¬
говом и Охотском морях. Распределение С. м. в. в подпо¬
верхностном слое в Тихом океане показано на рис.
4.
В большинстве океанов ниже промежуточного слоя
с
минимумом С. м. в.
содержание соли в морской воде
увеличивается с глубиной, при этом на глубинах между
1500 и 4000 м образуется максимум С. м.
в. Эта водная
масса называется глубинной водой. В Атлантическом
океане верхний слой этой водной массы находится под
сильным влиянием подповерхностного средиземноморского
стока, который приносит в Атлантику воды с относительно
высокой соленостью (см. рис. 4
в
статье
Средиземное
море).
Ниже уровня 4000 м в Атлантическом, Тихом и
Индийском океанах можно выделить водную массу антарк¬
тического происхождения с соленостью несколько мень¬
481

СОЛЕНОСТЬ
шей, чем соленость глубинных вод. Эта водная масса,
названная антарктической придонной водой, лучше всего
различается на разрезе через Атлантический океан (рис. 3).
Эта вода характеризуется не столько низкой соленостью,
сколько низкими
температурами.
Изменения С. м . в.
во времени.
Изменения С. м. в.
в
открытом океане незначительны. Было сделано несколько
измерений суточного изменения С. м. в . в
п овер хно стн ом
слое; анализ данных измерений показал, что амплитуда
регулярных суточных изменений не превышает 0,Ю°/00.
Годовые изменения в открытом океане зависят главным
образом от Е—Ру максимальное изменение дл я района
18—42° с . ш.
в северной части Атлантического океана
0,11°/00. В этом районе месячные изменения нерегулярны,
но в целом максимум С. м. в. в
пове рхно стно м слое для
Северной Атлантики приходится на март.
На глубинах
больше 1000 м годовое изменение С. м. в . настолько мало
(0,02—О,04°/00),что близко к допустимому порядку ошибок.
В субполярных районах годовые колебания С. м. в .
поверхностного
слоя
могут быть
относительно
велики,
максимум достигается незадолго до начала летнего таяния.
В зоне муссонов сезонные изменения в направлении
Рис 3. Схематическая блок-диаграмма глубинной циркуляции и поверхностных течений в Атланти¬
ч еско м океан е (по Дитриху, 1963).
СК—
субтропическая конвергенция; П —
полярный фронт. /
—
граница между областями холод¬
ных и теплых вод; 2 — области подъема глубинных вод; 3 — устойчивость течений (чем длиннее
стрелки, тем более устойчивые течения); 4 —
скорости течений (5—40 см/с, более
крупные
стрелки
40—150 см/с); 5 —
конвекция; 6 — течений нет.
ш

СОЛНЕЧНЫЕ
ветра и
соответствующее изменение
направления течений
совместно с резким изменением количества осадков объ¬
ясняют большие годовые изменения С. м. в . поверхностного
слоя. В Бенгальском зал. годовые колебания С. м . в.
доходят до 1,0—3,0°/оо.
Изменения распределения С. м . в., связанные с долго¬
периодными изменениями климата, изучены еще слабо,
поскольку нет достаточно длинных рядов климатических
и океанографических данных для анализа.
РОБЕРТ ГЕРАРД
Прим, ред.1 Приведенное уравнение связи между $°/00
и
С1°/00 применимо к океанической воде с соленостью,
близкой к 35°/00, и к морям, имеющим хороший водо¬
обмен с океаном. Для некоторых внутренних морей уста¬
новлены свои уравнения связи (см. А л е к и н О. А.
Химия океана. Л., Гидрометеоиздат, 1966).
СОЛНЕЧНЫЕ ПЯТНА И ИХ ВЛИЯНИЕ
НА ПРОЦЕССЫ ОСАДКОНАКОПЛЕНИЯ
Ритмические явления в природе известны человеку
с давних
пор. С самого начала деятельность человека
регулировал фактор смены времен года. В начале прошлого
столетия Кювье указал на циклический характер геоло¬
гических явлений. Но только за последние десятилетия
благодаря абсолютному датированию была установлена
связь между определенными явлениями в природе, наблю¬
даемыми на Земле, и процессами, происходящими в сол¬
нечной системе.
Явления природы имеют не только периодический
характер. Причины, которые влияют на ряд земных
явлений, разделяются на внутренние (эндогенные) и внеш¬
ние (экзогенные). Внешние факторы связаны с небесной
механикой (в основном с Солнцем и Луной), а внутрен¬
ние
—
с эволюцией вещества нашей планеты.
В статье рассматривается
вопрос о влиянии С.
п.
на образование осадков. Ниже дано краткое представление
о природе С. п.
С. п.
—
темные образования на поверхности Солнца —
были известны уже древним китайцам и наблюдались
Галилеем. С . п . появляются на один или несколько дней
(крупные С. п. могут существовать более месяца.
—
Ред.)
и
редко бывают единичными.
Гораздо чаще С. п . появ¬
ляются парами или в виде двух больших пятен в сопро¬
вождении
группы малых.
С.
п.
напоминают волокна,
форма которых изменяется в течение нескольких минут.
Остальная часть солнечной поверхности кажется состоящей
из
сверкающих зерен (гранул), имеющих диаметр в не¬
сколько сотен километров. Эта цифра остается такой же
и для диаметра малых С. п. Последние могут иметь пло¬
щадь
в сотни
и тысячи
квадратных километров.
Наи¬
большее по размерам С. п . наблюдалось в 1947 г.; его
площадь около 15Х 109 км2, что равно площади примерно
ста таких планет, как Земля.
Магнитные п оля
С.
п.
очень
сильные,
магнитные
поля
грануляции в десять и более раз слабее.
Солнечная поверхность находится в состоянии по¬
стоянной активности, которая выражается в непрерывном
перемещении раскаленных газов вверх и охлажденных
вниз. Эти движения рассматриваются как конвекционные
течения. В результате конвекционных течений под воз¬
действием магнитных
полей
образуются сравнительно
холодные зоны, которые с Земли выглядят как С. д .
Швабе и Дессау (1843) отметили цикличность во времени
и количестве возникновения С. п. Эта цикличность могла
быть предсказана еще в 1776 г.*, как указал Р. Вольф,
который аккуратно собирал данные по С.
п.
начиная
с
1745 г. Вольф также показал, что эти циклы имели
место еще в 1610 г.**
Промежуток времени от минимума
до максимума обычно бывает короче (5,2 года), чем от
максимума до минимума (6 лет). Средний интервал между
максимумами (или минимумами) составляет 11,2 года.
Однако бывают большие отклонения.
В начале 11-летнего цикла большинство пятен
распо¬
лагается на Солнце между 20 и 30° широты. Затем они
опускаются ниже, перемещаясь по кривой, при этом
о коло
экватора раскаленные массы движутся быстрее.
Вольф вывел уравнение,
которое
поз воли ло
ему
под¬
считать условную меру солнечной активности
—
число С. п.
и
построить хронологические таблицы чисел С.
п.
(так
называемое число Вольфа.
—
Ред.).
В 1908 г. с помощью эффекта Зеемана Хел открыл
существование магн итны х
полей С.
п.
Спектральные
наблюдения дали возможность
построить карту распре¬
деления этих полей в любой точке нахождения С.
п.
С 1917 г.
обсерватория Моунт-Вильсон издает материалы
по
магнитным
характеристикам С.
п.
Напряженность
магнитных полей самого большого С. п . может достигать
3000 гс.
Кроме того, вся солнечная система имеет свое маг¬
нитное
поле,
правда довольно слабое
и
практически
заметное
только
на
больших широтах.
Полярность,
измеренная в 1955 г., была положительной в северном
полушарии Солнца и отрицательной в южном,
что
как
раз противоположно магнитному полю Земли. В течение
1955—1956 гг. интенсивность поля, колеблясь, умень¬
шалась, пока в 1957 г. оно у Южного полюса не изменило
своей полярности на противоположную. В начале 1958 г.
Солнце обладало положительной полярностью в
обоих
полушариях, а осенью того же года в северном полушарии
поле также изменило знак на противоположный. Эта
перемена произошла через три года после минимума С. п.,
фактически незадолго до наступления очередного макси¬
мума.
Как выяснилось, полярности С. п. в обоих полуша¬
риях Солнца противоположны и в следующем цикле
полярности ведущих С. п . всегда изменяются на
п роти во¬
положные.
Следовательно, с точки зрения
магнитных
свойств период цикла С. п . следует считать равным не 11,
а 22 годам.
Примеры современных экзогенных процессов. Биологи
установили большое влияние С. п . на развитие растений.
Как хорошо известно, величина годичного роста деревьев
определяется по толщине колец роста, которые распола¬
гаются поперек среза ствола. А. Э . Дуглас по исследо¬
ва ниям
деревьев Англии, Норвегии, Швеции, Германии
и
Австрии за период
с 1830 по 1919 г.
установил,
что
максимумы кривой роста деревьев (толщина колец) по
вре мени
находятся
вблизи
максимумов С. п.,
а
бол ее
слабые вторичные максимумы располагаются примерно
посередине между ними. Наличие вторичных максимумов
объясняется различными причинами, например, атмосфер¬
ными осадками, которые имеют 2—3-летнюю, а иногда
5,5-летнюю периодичность.
Большинство специалистов
климатологов считают,
что С. п. оказывают влияние на погоду. Хотя в настоящее
время нет еще общей теории по этому вопросу,
но в коле¬
баниях
уровня озер заметна 11—22 -летняя периодичность.
*
Неопубликованная рукопись датского ученого Харре-
боу, который указал на возможность периодических изменений
С. п . Этой рукописью и воспользовался Р. Вольф.
—
Прим, ред.
**
Год изобретения телескопа Галилеем.
»
Прим. ред.
483

СОЛНЕЧНЫЕ
Действие С. п . сказывается также на аномалиях атмос¬
ферного давления
и
выпадении
атмосферных осадков.
Детальные исследования на р. Нигер и н а о з.
Виктория,
по-видимому, должны подтвердить гипотезу о том, что
наивысший уровень воды в реке и озере соответствовал
максимумам С. п. Кеппен на основании данных до 1923 г.
показал, что существует наилучшая корреляция между
средней годовой температурой в тропиках и числом Вольфа.
Однако после 1923 г. связь оказалась обратной, и тре¬
буется дальнейшее изучение этого явления (Брукс, 1949).
Есть довольно тесная
связь
между магнитными
бурями и полярными сияниями.
Рождаемость, значи¬
тельная смертность, частота неожиданных смертей, силь¬
ные эпидемии и т. д .
—
все это иногда связывают с С. п.1
Эрозия и седиментация. Хорошо известен циклический
характер многих процессов, особенно таких, как эрозия
и
седиментация.
Но по этим вопросам
нет
достаточно
исчерпывающих сведений, так как они являются вопро¬
с ами
новой сп еци али зации
ив
настоящее время суще¬
ствует еще очень
много гипотез.
Явление ритмичности остается тем не менее несом¬
ненн ым.
В начале этого столетия Ю. М. Шокальский
установил сезонность процесса осадконакопления Черного
моря. Скандинавские геологи первыми доказали цикли¬
ческий характер гляциальных отложений (особенно лен¬
точных
глин). Но только за последние
нес колько
лет
геологи смогли доказать'регулярность периодов усиления
и ослабления эрозии и осадконакопления.
В последнее время проводились детальные наблюдения
за седиментацией на побережье Гвианы (Франц.), где физи¬
ческие и географические условия особенно благоприятны.
Береговая линия Гвианского щита протянулась от устья
р. Амазонки до устья р. Ориноко на 2000 км. Южное
Пассатное течение, имеющее направление с ЮВ на СЗ,
размывает побережье и образует из твердых
частиц,
выносимых р. Амазонкой, суспензионный поток. Пассаты,
дующие в течение всего года в одном направлении (с СВ
и
В), способствуют выносу этого материала
на
берег.
В 1901 г.
Зубер высказал предположение,
что в устье
Орилоко происходит седиментация в виде флишей. Между
Ориноко и Амазонкой течет несколько мелких рек, кото¬
рые своими водами увеличивают общий объем выноса
ила в
суспензионных частицах. По наблюдениям с само¬
лета, эти осадки образуют вдоль побережья полосу шири¬
ной примерно 25 км; эта полоса сохраняется от размыва
за счет мангровых зарослей, которые задерживают и
закрепляют большое количество ила. Это явление имеет
определенную периодичность: заиление сменяется размы¬
вами,
отложение
осадков
—
эрозией. Эти периоды не
проходят одновременно по всему побережью. Выносимые
в
некоторых местах осадки переносятся дальше на 3
морскими течениями. Но часто этот поток задерживается
естественными преградами, как, например, устьями рек
или потоками на побережьях.
Район Кайенны,
являющийся
единственным ска¬
листым образованием между Гвианой (Франц.)
и Бра¬
зилией, представляет собой полуостров,
находящийся
между двумя реками. Докембрийская гряда отклоняет
течение
р. Маури к В и тем самым предохраняет бухту
Кайенна от большого скопления
аллювиальных осад¬
ко в.
Река Кайенна на западной стороне бухты имеет
небольшой сток, ее аллювиальные осадки большей частью
не достигают моря. Между Кайенной и Куру на протя¬
жении 50 км источников заиления
не обнаружено.
Заиление. За 17 лет непосредственных наблюдений
было зарегистрировано два случая размыва (максимальная
эрозия) и один непрерывный период накопления илов,
длившийся с 1946 по 1957 г. В архивах Гвианы (Франц.)
есть сообщения и публикации различных гражданских и
военных специалистов. В этих работах содержатся данные
484
начиная с 1750 г.,
ав
некоторых
слу чаях
и
с
1676 г.
Результаты архивных данных и выполненных наблюдений
представлены кривой III на рис.
1.
Пляж,
имеющий скалистое обрамление, довольно
отлого спускается в сторону моря.
Продолжающийся
процесс заиления подтверждается наличием отложений,
обнажающихся при отливах в период сизигийных прили¬
вов, когда колебания уровня воды превышают 3 м.
В период максимального заиления на наносах разви¬
вались мангровые заросли, которые несколько раз выру¬
бались муниципальным советом Кайенны в основном
в
целях
профилактического истребления насекомых.
После каждой инверсии заиления море постепенно размы¬
вало
илы,
ко торые
впоследствии отлагались
в
осадки.
Эти
осадки
выносились
быстрее,
чем
накапливались,
поэтому
кривая
на
рисунке
неско лько
асимметрична.
Периодичность С.
п.
совпадает
с
периодичностью
илообразования. Существует корреляция между макси¬
мумом
(седиментация) и минимумом (эрозия). Первый
происходит в то
время, когда магнитные полярности
Земли и Солнца не совпадают, а второй
—
когда поляр¬
ности совпадают (отрицательная в северном полушарии
и положит ельная в
южном). Процесс накопления и
раз¬
мыва
ила
длится
22 года,
что
соответствует
полному
22-летнему циклу магнитных свойств С.
п.
Естественно,
возникает
необходимость в
доказа¬
тельстве
такой корреляции между явлениями природы
на Земле и активностью С.
п.
На примере прибрежной
седиментации этот процесс полностью завершается в 22-
летний цикл, но
росту деревьев и развитию патогенных
зародышей соответствует именно И-летний цикл; первый
процесс связан с магнетизмом, а второй с космическими
лучами, которые проникают в земную атмосферу, вызывая
многочисленные атмосферные возмущения (ионосферные
бури).
Интересно было бы узнать, насколько сопоставимы
наблюдения в районе Гвианы (Франц.)
с другими
извест¬
ными данными
по образованию морских осадков.
Примеры экзогенных явлений прошлого.
Четвер¬
тичный
период. Отложение осадков ледниковых
озер и образование затопленных равнин во время четвер¬
тичного периода длительное время привлекало внимание
ученых той регулярностью, с которой регистрировались
изменения сезонных слоев. Особенно интересны глины
с тонкой сезонной слоистостью.
Изучение особенностей четвертичной седиментации
явилось
предметом
многочисленных
трудов;
наиболее
интересной можно считать работу Гира (1940), материал
для которой собирался по всему району Скандинавии.
Подобные работы проводились в США (Нью-Джерси
и Коннектикут), в Аргентине и Чили, в Сибири (аллю¬
виальные осадки в низовьях р. Лены), на Алтае, в
Чуйской
степ и
и
т. д.
Эти исследования
велись
Шостаковичем
(1939—1941), Лунгерсгаузеном (1940—1950), Наливкиным
(1955) и др.
Четвертичные осадки свидетельствуют о различных
временных циклах
—
2—3 года, 5 лет, 9—13, 20—25,
30—35 и даже 100—200 лет. Наиболее длительные изме¬
нения обусловливаются колебаниями эффективной солнеч¬
ной радиации,
связанными с колебаниями элементов
земной
орбиты (периодичности
порядка
тысячи
лет)
(Миланкович, 1938).
В целом ритм С. п. едва заметен, но следует отметить,
что интенсивность его связана не с максимальной, а с ми¬
нимальной толщиной осадков р. Лены. Максимальная
толщина
слоев
соответствует
климатическим
циклам
3—5 лет (кривая V).
Периодичность осадконакопления можно явно увидеть
по
континентальным
осадкам (реки, озера), в морских
осадках расшифровка периодичности значительно затруд¬

соломоново
няется, в чем можно было убедиться по соответствующим
явлениям в Гвиане (Франц.), где целый ряд дополнитель¬
ных факторов вызывает нарушение нормального процесса
седиментации вдоль берега.
Примеры дочетвертичного периода.
Другие примеры таких ритмических циклов восходят
к докембрийскому периоду. Наиболее постоянными яв¬
ляют ся
периоды в 2—3 года, 11 и 30—35 лет. Их детальное
изучение может стать более точным благодаря абсолют¬
ному датированию. Исследования проводились сначала
в
детритовых (обломочных), затем в карбонатных породах
верхнего докембрия (например, в верховьях р. Лены),
где темные разрушенные слои повторяются по пластам
циклов, проходящих через 11 лет.
Следует понять, что вопрос периодичности, связанной
сС.п.,
нельзя ставить под сомнение. Наличие такой
зависимости
доказывается
природными
явлениями
на
поверхности нашей планеты за период истории существо¬
вания
человека.
Также можно проследить эту
связь
в
четвертичный период. Большие трудности связаны
с расшифровкой периодичности в морских осадках, но ра¬
боты, проведенные в районе Гвианы (Франц.),
в достаточ¬
ной степени пролили свет и на этот вопрос. Чем древнее
отложения, тем более сложными являются диагенетические
Рис. 1. Периодичность максимумов солнечных пятен (/; по оси ординат
—
ч исла
Вольфа); магнитная
полярность Солнца и Земли (показано черным): совпадающие полярности (//); кривая осадконакопления и
эрозии, наблюденная на пляже Кайенна [Гвиана (Франц.)] между высокими и низкими уровнями прилива (III);
кривая роста деревьев в Великобритании, Норвегии, Швеции, ГДР, ФРГ, Австрии
—
максимумы связаны
с максимальным
к ол ичест во м ат мосферных осадков (циклы
±5и
±11 лет)
(IV); палеоклиматическая
кривая по осадконакоплениям Сибири; чередование аллювиальных и эоловых комплексов в районе р. Лены;
кроме 11-летних циклов, можно выделить и циклы в 3, 5 и 30 лет (V).
а затем в
каменноугольных отложениях, представленных
перемежающимися
обломо чным и
породами,
глинами
с угольными пластам и, карбонатами и сланцевыми мор¬
ск и м и осадками (Донбасс).
В течение долгого времени геологи старались понять
природу таких ритмических явлений, как флиш различ¬
ного возраста (в основном мелового и третичного). Стано¬
вится все более очевидным, что прежняя тектоническая
интерпретация
орогенической пульсации,
если
такая
вообще существует, не в состоянии объяснить такие
переменные явления. Изучение таких отложений прово¬
дилось в нескольких странах. Основная трудность заклю¬
чается в точном определении основного годичного или
сезонного цикла.
Некоторые простые минеральные разновидности часто
обнаруживают регулярно концентрические или мелкие
системы образований
—
агат или опал, которые заполняют
полости в лавах (Восточная Сибирь); предположительно
такие ритмы происходят в 5, 10, 20 и 25 лет. Системы,
содержащие железо в карбонатных породах, обнаруживают
такую же периодичность (Волга и т. д .).
Изучение белых известняков, связанных с термиче¬
скими
источниками
(Тарбагатай, Центральная Азия),
показывает такую же
периодичность
в слоях роста. То же
самое можно сказать о сталактитах Киргизских пещер,
тектонические и метаморфические явления, которые пре¬
пятствуют расшифровке этих периодов,
коротких
по
сравнению с геологическим временем.
БОРИС ХУБЕРТ
Прим. ред.1 Более подробно эти вопросы
в
отече¬
ственной
литературе освещены
в
с ледующих
трудах:
Эйгенсон
М. С . Очерки физико-географических
проявлений солнечной активности. Львов, Изд-во Львов¬
с кого
ун-та , 1957; Лунгерсгаузен Г. Ф . О пери¬
одичности геологических явлений' и изменении климатов
прошлых геологических эпох.
—
В кн.: «Проблемы плане¬
тарной геоло гии ».
М., Госгеолтехиздат, 1963, с.
7—49;
Рубашев Б. М. Проблемы солнечной активности.
М.—Л., «Наука», 1964.
СОЛОМОНОВО МОРЕ
С. м.
—
окраинное море юго-западной части Тихого
океана, расположенное к Ю от Соломоновых о-вов и о. Но¬
вая
Британия и к В от о. Новая Гвинея, По данным Меж¬
435

соломоново
дународного гидрографического бюро, южная граница
проходит от о. Гадо-Гадоа, мористее юго-восточной око¬
нечности
Новой Гвинеи (10° 38' ю. ш.,
150° 34' в. д.),
вдоль южной стороны арх. Луизиада, вдоль 200-метровой
изобаты, к Ю от рифа Улума (Саклинг) и рифа Лавик,
мористее о. Тагула, оттуда к южному мысу о. Реннелл
и далее до м.
Сюрвиль (восточная оконечность о. Сан-
Кристобаль). Северо-восточная граница проходит по крат¬
чайшему расстоянию между о-вами Бугенвиль, Шуазёль,
Санта-Исабель, Малаита и Сан-Кристобаль (Соломоновы
о~ва), так что о-ва
Нью-Джорджия и о.
Гуадалканал
находятся целиком в
пределах С. м. На Ю С. м.
граничит
2. Соломонова
котловина. Эта котловина
находится к ЮВ от хребта Вудларк и к С от
хребта Рен¬
не лл.
Низкий
порог отделяет ее от желоба Сан-Кристо¬
баль, который (с перерывами) продолжает Новобритан¬
ский желоб к Ю от Соломоновых о-вов. Местами котловина
имеет глубину более 7000 м, но часто глубина ее менее
5000 м.
Имеется и третья впадина (длинный узкий рифт)
—
желоб Санта-Исабель в районе, широко известном под
названием «желобок» (прол. Тэ-Слот), который отделяет
внешнюю
гряду Соломоновых о-вов
(Шуазёль, Санта-
Исабель, Малаита) от внутренней (Бугенвиль, Нью-
с
Коралловым морем, на СЗ — с Новогвинейским морем
инаСВ
—
с Тихим океаном. Координаты его границ
—
приблизительно 152—162° в. д . и 4,5—12° ю. ш., площадь
около 720 тыс. км2, объем примерно 1,4 -106 км3 [некото¬
рые авторы, например Брунс (1958), включают С.
м.
в
Коралловое море, однако в
структурном отношении это
совсем разные моря ] (рис. 1).
Рельеф дна. С. м . можно разделить на две большие
котловины, имеющие глубоководные впадины.
1. Новобританская
котловина.
Эта
котловина имеет глубины в основном более 4000 м и желоба
по краям:
а) желоб Новобританский—Бугенвиль к Ю от о-вов
Новая Британия и Бугенвиль [он назывался также Соло¬
моновым желобом на батиметрической карте Тихого океана
Тролла (1912) и желобом Бугенвиль
—
Новая Британия
на
карте Шотта (1935) ]. Его длина 500 км, повсюду он
глубже 5000 м.
Для удобства западную часть желоба
об ычно на зы в аю т Новобританским желобом, а восточную
часть — желобом Бугенвиль. В последнем находится наи¬
большая измеренная глубина (9140 м) —впадина «Пла¬
нет». Эта глубина больше, чем высота г. Эверест;
б) впадина Киривина (Тробриан). Это менее глубокий
рифт вдоль южной стороны котловины, к С от с-вов Тро¬
бриан и Муруа (Вудларк). Наибольшая измеренная глу¬
бина ее 5419 м.
Джорджия, Гуадалканал, Сан-Кристобаль). Длина его
около 600 км, а ширина только 50 км. Наибольшая изме¬
ренная глубина 4340 м.
Гидрологический режим и климат.
Средняя годовая
температура воздуха
над С.
м.
выше 27° С. Согласно
Дитриху (1950), это на 2° С выше
среднеширотного
зна¬
чения. Среднее годовое количество осадков более 2000 мм.
В периоды равноденствия (экваториальная зона затишья)
бывают два резко выраженных сезона дождей. Число дней
с облачностью составляет 220 в году. Испарение компен¬
сируется осадками, и поэтому соленость в поверхностном
слое несколько понижена (34,5%0). Летом южного полу¬
шария (январь—март) северо-восточные пассаты сливаются
с северо-западным муссоном и отклоняются в Северную
Австралию, а на Соломоновых о-вах дуют северные ветры.
Зимой (июль—сентябрь) господствуют юго-восточные пас¬
саты. Ураганы обычно возникают в южной части С. м.
и перемещаются на Ю, в
Коралловое море. Это зона тр о¬
пического фронта в марте (10—15° ю. ш.).
Ветвь Южного Пассатного течения зимой
входит
вС.м.сСизатем
расходится на два потока, движущихся
большей частью со скоростью менее 0,5 узла в юго-запад¬
ном и юго-восточном направлениях; летом южного полу¬
шария течение входит с ЮВ и распространяется на С.
Величина сизигийного прилива около 120 см. Для всего
района характерны суточные приливы.
486

СОСТОЯНИЕ
Донные осадки. На ЮВ С. м. на
глубоководных уча¬
стках
преобладают глобигериновые илы, вблизи бере¬
гов —
терригенные осадки. Острова С. м. почти все яв¬
ляются
вы соким и
материковыми
островами,
глубоко
эродированными тропическими ливнями, с обширными
пространствами латеритных почв (дающих каолинит).
На С (вблизи о. Рабаул и на о. Бугенвиль) имеются дей¬
ствующие подводные вулканы, так что вулканический
пепел и
туф покрывают большие участки дна С.
м., причем
их
распространению благоприятствуют северо-западный
муссон и господствующие поверхностные течения. Абис¬
сальная красная глина встречается в Новобританском
желобе и в желобе Сан-Кристобаль. Очень распространены
коралловые рифы, особенно вдоль южной границы С. м .
и около некоторых Соломоновых о-вов; поэтому большую
часть мелководных осадков составляют известковые ри¬
фовые илы и пески. Соломоновы о-ва, кроме того, очень
сейсмичны, и частые
землетрясения вызывают подводные
оползни и мутьевые потоки, которые заполняют осадками
глубоководные впадины,
и,
таким образом, создается
рельеф абиссальной равнины с ровным дном.
История формирования геологических
структур. С. м.
с геофизической точки зрения мало исследовано. На его
северной границе выделяются молодые ортогеосинклиналь-
ные пояса, а желоба Новобританский и Сан-Кристобаль,
по-видимому, являются современным аналогом. Можно
отметить, что ортогеосинклинальный пояс находится на
внутренней стороне молодой островной дуги, не обращен¬
ной в сторону Тихого океана подобно впадинам, распо¬
ложенным к СЗ, или желобам Тонга и Кермадек на Ю.
Прямолинейность и почти неразрывность пояса с разло¬
мами Меланезийской окраины, по-видимому, свидетель¬
ствуют о том, что
сектор системы желобов Бугенвиль
—
Сан-Кристобаль связан со сбросами горизонтального
смещения.
Северную окраину С. м. Мёррей назвал плато Соломо¬
новых о-вов, однако она более похожа на сложный хребет.
Подводный рифт, который отделяет внутренний ряд Соло¬
моновых о-вов от внешнего, также, по-видимому, является
крупным
сбросом горизонтального смещения.
Сброс
Санта-Исабель, являющийся причиной возни кновени я
узкого желоба Санта-Исабель, к СЗ образует длинный
уступ вдоль тихоокеанской стороны Новой Ирландии.
Эта линия отмечена многими мелкофокусными эпицен¬
трами землетрясений. Эпицентры средних по силе сейс¬
мических толчков расположены в 50—100 км на ЮЗ, т. е .
совпадают
с
желобами Бугенвиль и Сан-Кристобаль.
Очень любопытно отметить эту
перемену
направления
обычного
расположения
эпице нтров глубокофокусных
сейсмических толчков по отношению к впадине: по отно¬
шению к тихоокеанской окраине они находятся в нормаль¬
ном расположении, однако относительно впадины их рас¬
положение обратное. Такая связь несовместима с тео¬
рией сжатия и может рассматриваться как разлом.
Краузе (1965) описал третью, основную линию круп¬
ного
горизонтального смещения,
восточно-западную ли¬
нию, названную зоной сдвига Папуа—Соломон, соответ¬
ствующей впадине Киривина. Сейсмический толчок клас¬
са «а» имел место на ее западном конце. Краузе высказал
предположение,
что ей
соответствует другая
широтная
линия к Ю от арх. Луизиада. Глэсснер (1950) описал хре¬
бет Реннелл.
Он рассматривает южную окраину С. м .
как островную дугу Реннелл.
Подобно остальным окраинным морям западной части
Тихого океана котловины С. м., по-видимому, опустились
между
позднетретичным
и
четвертичным
периодами.
Выступившие из воды террасы на многих островах наблю¬
даются вплоть до нескольких сотен метров, что свидетель¬
ств ует
в
большинстве случаев
о
дифференцированном
перемещении,
На о.
Нью-Джорджия известен отчетливый барьер¬
ный коралловый риф, поднявшийся над уровнем моря
примерно на 50 м. Подводные горы и атоллы в основном
отсутствуют,
за
исключением
районов вдоль
главных
хребтов. Остров Реннелл с небольшим озером, реликтом
прежней лагуны, является поднявшимся атоллом. Комп¬
лекс барьерных коралловых рифов окружает арх. Луи¬
зиада (барьерный коралловый риф Тагула) с крупными
атоллами вдоль хребта Реннелл. Кроме того, еще один
барьерный комплекс простирается до о-вов Тробриан.
РОУДЗ У. ФЕЙРБРИДЖ
СОМАЛИЙСКОЕ ТЕЧЕНИЕ
С. т. является продолжением Южного Пассатного
течения в Индийском океане. Летом северного полушария,
при юго-западном муссоне, С. т. имеет направление на СВ.
Оно проходит около 1500 км вдоль берега Сомали (Восточ¬
ная Африка) и примерно около 6—10° с. ш. становится
муссонным течением, которое продолжает идти приблизи¬
тельно на В. Северо-восточный поток формируется в апреле,
когда муссон меняет направление с СВ на ЮЗ. В июле
и августе между 4° ю. ш. и 4° с. ш. в пределах полосы
шириной около 150 км максимальная скорость С. т . 4 узла,
а местами даже 7 узлов.
В сентябре, когда муссон начинает менять направ¬
ление, северо-восточный поток все еще бывает сильным
вблизи берега, однако мористее он ослабляется. В нойбре
поток часто меняет направление с северо-восточного
на
юго-западное, и наоборот. В январе и феврале поток на¬
правлен на ЮЗ при скорости на поверхности менее 2 узлов.
В марте поток вблизи берега снова направлен
на СВ,
в то время как часть потока, расположенная мористее,
имеет направление на СЗ. С. т.
—
это западное погранич¬
ное течение такого же типа, как
Гольфстрим. Однако зимой
северного полушария оно слабеет настолько, что стано¬
вится незаметным.
Основной поток С. т . (идущий на СВ) представлен на
поверхности полосой воды шириной 100—200
км
с от¬
носительно низкой температурой и соленостью.
Следуя
за течением, примерно на б—8° с. ш. эта полоса резко
поворачивает к В. Воды из Аденского зал. и Аравийского
моря с более высокой температурой и соленостью движутся
наЮи3и
ограничивают воды С. т. Во время юго-запад¬
н о го муссона
вследствие интенсивного подъема глубин¬
ных вод у побережья Сомали (около 9° с. ш .) температура
воды у поверхности понижается до 13—14° С. В подпо¬
верхностных слоях воды Персидского зал. (с соленостью
35,3—35,5°/00) и вод ы Аденского зал . (с соленос тью 35,2—
35,8°/00) текут на ЮВ мористее Сомали, соответственно
на глубинах 200—250 и 600—700 м. Ниже 2500 м движется
вода антарктического происхождения,
и
эта зона
в оды
шириной около 100 км с более низкой соленостью распро¬
страняется на СВ, как раз мористее материковой отмели,
между экватором и 10° с. ш ., где она поворачивает на В.
ТАКА ШИ, ИЧИЕ
СОСТОЯНИЕ МОРЯ
С. м.
—
это старый морской термин, который обозна¬
чает состояние поверхности моря (океана), т. е. степень
его
волнения.
Возможно, первоначально он появился
в судовых журналах в эпоху парусного флота. Во время
48/

СОСТОЯНИЕ
Первой морской международной метеорологической кон¬
ференции, созванной в Брюсселе в 1853 г . дл я обсуждения
вопроса об упорядочении наблюдений в море,
термин
«С. м.» был включен в перечень наблюдений, которые долж¬
ны были выполняться и записываться в «Метеорологиче¬
ском журнале » на борту судна.
Термин «С. м.» в общем смысле относится ко всему
внешнему
ви ду поверх ности
океана
и,
следова тельно,
включает волнение и зыбь, которые обычно существуют
вместе. В
строгом смысле слова термин «С. м.» относится
то лько к
мор ским
волнам.
Для записи волнения моря и зыби были разработаны
различные шкалы: Ф. Бофортом в 1805 г. и X. Дугласом
в
1921 г.
Так как волнение моря тесно связано с ветром, кото¬
рый является причиной возникновения волн, оценки силы
ветра, которые трудно сделать на
борту движущегося
судна, обычно давались по виду поверхности моря. Этот
метод был принят в международном масштабе на Между¬
народной метеорологической конференции, состоявшейся
в
Берлине в 1939 г.
Окончательное улучшение шкалы Дугласа было до¬
стигнуто, когда было собрано достаточное количество
данных наблюдений и фотоснимков С. м. К этому времени»
однако, Международная метеорологическая организация
(сейчас она называется Всемирной Метеорологической
Организацией) на конференции в Вашингтоне в 1947 г.
приняла единый код океанических волн только для наблю¬
дений и регистрации волн (табл. 1). Теперь ставится усло¬
вие для регистрации более одной серии или системы волн,
только если вторая система значительно отличается перио¬
дом волн или направлением. Код С. м.
сохраняется только
для включения в морские прогнозы, предназначенные для
судоходства.
Данные наблюдений за ветровыми волнами и зыбью,
получаемые из судовых сводок погоды, собираемые в бюро
погоды,
находят разнообразное применение в военных,
научных, промышленных целях и в судоходстве. Этими
данными занимаются, в частности, климатологи и океано¬
графы, которые разрабатывают анализы и составляют
карты,
ат ласы
и
другие материал ы,
часто
служащие
интересам других служб.
Например,
в атласах может быть представлена частота
появления характерных высот ветровых волн или зыби
в океанах. Максимальные частоты «очень сильных» волне¬
ний (С. м. 7 баллов и более) встречаются в тех частях
Таблица 1. Шкала Бофорта с соответствующими баллами состояния моря (по коду)
Шкала волнения Дугласа
Баллы
Бофорта
*
Скорость
ветра, м/с
Термин моряков
Термин бюро
погоды США
Признаки, наблюдаемые
в море
термин и высота
волн, м
баллы
по коду
0
0,0-0 ,2
Полный штиль
—
1
ОСО
СЛ
Маловетрие
Маловетрие
2
со
со
1
СО
Легкий бриз
&гя>
3
3,4-5,4
Слабый ветер
Слабый ветер
4
5,5—7,9
8,0
—
10,7
Умеренный
ветер
Свежий ветер
Умеренный
ветер
Свежий ветер
6
10,8
—
13,8
Сильный ветер
7
13,9
—
17,1
Крепкий ветер
Сильный ветер
8
17,2—20,7
Очень крепкий
ветер
9
20,8 —24 ,4
Шторм
Шторм
10
24,5—28,4
Сильный шторм
-
11
28,5 —32,6
Жестокий
шторм
Сильный шторм
12
13
14
15
16
17
32,7—36,9
1
37.0 - 41,4
41,5 —46,1
46,2—50,9
51.0 - 56,0
56.1 - 62,1
)
Ураганный
ветер
Ураганный
ветер
Зеркально-гладкое море
Рябь, небольшие чешуеобразные
волны, без пены
Короткие
волны,
небольшие;
гребни, опрокидываясь, образуют
стекловидную пену
Короткие
удлиненные
волны,
гребни
начинают
разбиваться;
местами видны барашки
Небольшие волны, становящиеся
длиннее; многочисленные барашки
Средние
волны,
принимающие
удлиненную форму; много бараш¬
ков; наблюдаются брызги
Начинают образовываться более
длинные волны; повсюду бараш¬
ки; много брызг
Волны громоздятся; белая пена
от разбивающихся волн начинает
ложиться полосами по ветру
Умеренно высокие волны боль¬
шей длины;
верхушки
гребней
начинают разбиваться в водяную
пыль, несомую ветром; пена рас¬
полагается по ветру хорошо за¬
метными полосами
Высокие волны; в море слышен
грохот;
плотные густые полосы
пены; брызги могут понизить ви¬
димость
Очень высокие волны с нависаю¬
щими гребнями; поверхность мо¬
ря становится белой, так как пена
ложится по ветру очень плотными
полосами; все заглушающий рев
моря и пониженная видимость
Исключительно высокие волны;
море покрыто пятнами белой пе¬
ны; видимость еще больше сни¬
зилась
Воздух наполнен
пеной;
море
совсем белое от гонимой водяной
пыли, видимость значительно сни¬
зилась
Совершенно
спо¬
койное море (0)
Слабое
волнение
(менее 0,3)
Легкое
волнение
(0,3—0,9)
Умеренное
волнение
(0,9 —1,5)
Крупное вол¬
нение (1,5—2,4)
Очень крупное вол¬
нение (2,4
—
3,7)
Сильное
во лне ние
(3,7—6,1)
Очень сильное вол¬
н ение (6,1—12 ,2)
Гороподобные вол¬
ны (12,2 и больше)
Волнение исключи¬
тельной силы
*
С 1 января 1955 г. на картах погоды скорость ветра условно обозначается в узлах, с интервалами 5 узлов, а не в баллах Бофорта.
488

СРЕДИЗЕМНОЕ
океанов, где бывают самые сильные штормы
в зимнее время
(средние широты), где перемещающиеся зоны понижен¬
ного атмосферного давления стремятся слиться, застояться
и
углубиться (барометрическое давление при этом пони¬
жается). Примерами таких районов являются исландска я
и
алеутская депрессии,
которые метеорологи
на зываю т
квазистационарными центрами низкого давления. Такие
очень сильные волнения, наиболее часто наблюдающиеся
в
средних широтах (зоны западного переноса), могут
встречаться повсюду в океанах.
Штормы в низких ш иротах,
называемые в Северной Атлантике «ураганами», вызывают
исключительно сильное волнение с
редкими интервалами,
обычно в западных частях океанов.
ДЖОН дж. ШУЛЕ -МЛ .
См. так же Океанические вол ны.
СРЕДИЗЕМНОЕ МОРЕ
С.
м.
расположено между Европой, Малой Азией
и
Африкой. Оно со всех сторон окружено сушей, за исклю¬
чением
двух узких
проливов
—
Гибралтарского прол.
(соединяет С. м . с Северной Атлантикой) и прол. Босфор
(соединяет С. м. с Черным морем)
—
и Суэцкого канала
(соединяет С. м . с Красным морем).
Площадь С.
м.
2965,5 тыс.
км2, средняя глубина
1500 м; наибольшую глубину (5092 м) имеет впади на И они ¬
ческого моря, расположенная к 3 от п-ова
Пелопоннес
(часть Эллинской впадины).
Мелководный порог Сицилийского прол.
и
узкий
Мессинский прол. делят С. м . на две части —
восточную
и западную (и соответственно на две котловины). Границы
морей, входящих в состав С. м ., установлены произвольно.
В западной части С. м . находятся моря Альборанское,
Балеарское, Лигурийское и Тирренское, в во ст оч но й
—
Адриатическое, Ионическое, Эгейское и Мраморное, рас¬
положенное между проливами Дарданеллы и Босфор.
Для С. м . характерны многочисленные небольшие
острова, особенно для Эгейского и Ионического морей.
Наиболее крупные острова: Сицилия, Сардиния, Кипр,
Корсика и Крит. Главные реки, впадающие
вС.
м.:
Рона, Нил и По. Воды рек, которые впадают в Черное
море, попадают в С. м .
через проливы Босфор и Дарда¬
неллы.
Рельеф дна. С . м . присущи многие морфологические
черты, характерные для океанического бассейна. Мате¬
риковые отмели довольно узкие (менее 25 миль), развиты
умеренно. Материковые склоны обычно
очень
крутые
и
прорезаны подводными каньонами. Каньоны у Лазур¬
ного
берега Франции и у западного берега Корсики отно¬
сятся к числу наиболее изученных.
На материковом подножии у больших дельт рек
Роны и По находятся конусы выноса. Конус выноса р. Ро¬
ны простирается в море по направлению к Балеарской
абиссальной равнине.
Эта абиссальная равнина пло¬
щадью свыше 78 тыс. км2 занимает большую часть запад¬
ной котловины (рис. 1).
Крутизна склонов этой равнины дает основания пред¬
полагать, что отложение осадков, приносимых мутьевыми
потоками из Роны,
в
значи тельно й с тепе ни
проис ходит
через каналы, прорезающие конус выноса. Однако на
Балеарскую абиссальную равнину осадочный материал
в какой-то мере поступает из каньонов Лазурного берега
и каньонов побережья Северной Африки (района Алжира).
В Тирренском море находится центральная абиссаль¬
ная равнина с несколькими небольшими плато, на
которой
самая высокая подводная гора поднимается на 2850 м над
дном моря (глубина над горой 743 м). В этом море имеется
много
других подводных гор; на
материковом склоне Сици¬
лии и Калабрии вершины некоторых из них поднимаются
Рис.
1 Расположение абиссальных равнин в Средиземном море.
2 = абиссальные равнины. Глубины
—
в
метрах.
489

СРЕДИЗЕМНОЕ
Рис. 2. Профили дна Средиземного моря (по В. Гончарову и О. Михайлову,
1964).
Отношение горизонтального масштаба к вертикальному 1 : 37
Рис. 3 . Схематическая блок-диаграмма вертикальной циркуляции вод и распределения солености в Средиземном море
зимой (по Бюсту, 1961).
1—
течения; 2 —
адвекция, конвекция.

СРЕДИЗЕМНОЕ
О
1000
2000
3000
О-
7000-
2000-
3000-
О'
1000.
2000-
5000*
0
/000
2000
3000
м
Рис. 4. Распределение температуры (°С) (а), солености (°/оо) (0), кислорода (мг/л) (б) и фосфатов (мг/л) (г) на широт¬
ных разрезах, апрель—май 1948 г.
(по Макгиллу, 1961).
а—
поступающие атлантические поверхностные воды не могут быть прослежены на температурном разрезе, по¬
скольку он сделан севернее основного потока; б — четко выраженный язык вод высокой солености находится на
самом восточном конце разреза; он отходит от поверхностного слоя восточного бассейна, где испарение значительно
превышает осадки; в —
самое
м алое
содержан ие
кислорода
встречается
в
глубинных водах крайней восточной
части Средиземного моря; г
—
на разрезе видно значительное содержание фосфатов на глубинах в обоих средизем¬
номорск их
бассейнах.

СРЕДИЗЕМНОЕ
над поверхностью моря
и
образуют острова. В к ол о н ка х
гр унт а,
взятых
на
центральной абиссальной равнине,
отчетливо видны слои пепла, которые соответствуют, исто¬
рическим вулканическим
и зве ржен иям
на
Апеннинском
п-ове .
Морфология дна восточной котловины С. м . заметно
отличается
от
морфологии дна
западной
котловины.
В западной котловине, кроме
небольшой абиссальной рав¬
нины в
центре Ионического
моря, других крупных площа¬
дей с
горизонтально
лежащими и недеформированными
терригенными осадками не обнаружено. Обширные уча¬
стки дна представляют собой либо сложно расчлененный
опустились более ч ем на 300 м и образовали грабеноподоб¬
ные
структуры,
другие поднялись,
и,
таким
образом,
теперь они изолир ованы
от осадков
мутьевых
потоков.
Весьма вероятно, что эти структурные деформации отно¬
сятся к тем ж е самым
процес сам, ко тор ые смяли и разло¬
мал и срединный хребет и образовали Эллинскую впадину.
По-видимому, в недалеком прошлом процесс отложения
осадков происходил медленнее тектонической деформации
крупных частей Восточного Средиземноморья.
Гидрологический режим. С. м . окружено странами
с теплым сухим климатом, в результате чего величина
испарения значительно превышает количество атмосфер-
Рис. 5. Основные течения и подводные каньоны в западной части Средиземного моря (по К. П . Эриксону).
1—
поверхностное течение; 2
промежуточное течение; 3 —
подводный каньон; 4 — речной водораздел; 5 * -
м есто
взятия
проб (шведская глубоководная экспедиция).
срединный хребет, либо серию обрушенных впадин, рас¬
положенных
по
дуге,
параллельной Эллинскому арх.
Глубоководные впадины тянутся от Ионических о-вов и
проходят южнее о-вов Крит и Родос в зал. Анталья (Эллин¬
ская впадина). Наибольшую глубину С. м .
—
5092м —
имеет одна из таких впадин с плоским дном (заполнена
осадками). Осадки стали заполнять и другую впадину
к Ю от о. Родос (глубина 4450 м).
На конусе выноса Нила имеются
хорошо развитые
кана лы,
которые образуют большую разветвленную си¬
стему. Каналы ведут к очень узкой абиссальной равнине,
находящейся у основания конус а в ынос а, в отличие от
западной котловины С. м., где конус выноса р. Роны питает
большую Балеарскую абиссальную равнину. В настоящее
время узкая абиссальная равнина у основания конуса
выноса
Нила активно деформируется; одни ее участки
492
ных осадков и сток рек. Возникающий дефицит воды вос¬
полняется через Гибралтарский прол. путем поступления
североатлантических поверхностных вод. Увеличение соле¬
ности воды вследствие испарения вызывает увеличение
ее плотности. Более плотная вода погружается на глубину;
таким образом, западная и восточная котловины запол¬
няются однородной и относительно теплой водной массой.
Температура и
сол енос ть
глубинных и промежуточных
вод колеблются в очень незначительных пределах: от 12,7
до 14,5° С и от 38,4 до 39°/00.
Циркуляция. Североатлантические поверхно¬
стные воды, входящие в С. м. через Гибралтарский прол.,
движутся вдоль берегов Северной Африки и постепенно
растекаются по поверхности С. м .; часть вод распростра¬
ня ется в
Лигурийское море, часть — в
Тирренское море.
Там, охлаждаясь вследствие испарения
и влияния сухих

СРЕДИЗЕМНОЕ
полярных воздушных масс,
поступающих
из
Европы,
воды погружаются, образуя определенный тип водной мас¬
сы западной части С. м .
Североатлантические воды через Сицилийский прол.
попадают также и в восточный сектор С. м., где часть их
отклоняется к С в Адриатическое море. В результате
испарения они и здесь также охлаждаются и погружаются
на
глубину. Североатлантические воды
спорадически
переливаются через порог прол. Отранто, образуя в восточ¬
ной части С. м . глубинную водную массу. Распределение
растворенного кислорода в глубинных водах Ионического
моря свидетельствует об их циркуляции против часовой
стрелки.
Оставшиеся на поверхности североатлантические воды,
теперь уже очень сильно измененные под воздействием
испарения, продолжают движение в восточном
направ¬
лении к о. Кипр, где в зимние месяцы они погружаются.
Североатлантические поверхностные воды, несущие боль¬
шое количество
растворенных солей, в конечном счете
должны возвращаться
в
Северную Атлантику, так как
соленость С .
м.
с течением
вр еме ни
не увеличивается.
Отток вод из С. м . происходит через порог Гибралтарского
прол.
на глубине ниже входящего потока (300 м). Среди¬
земноморская вода, выходящая из С. м. через Гибралтар¬
ский прол., несмотря на более
высокую температуру,
является значительно
более
соленой
и
плотной, чем
атлантическая, находящая ся н а то м же уровне.
В резуль¬
тате
средиземноморская вода, попав в Атлантический
океан, стекает вниз по материковому склону, пока, нако¬
нец, на глубине 1000 м не
встречает атлантическую глу¬
бинную воду той же плотности. Затем средиземноморская
вода поднимается и распространяется к С, Ю и 3, образуя
слой, который можно обнаружить в Атлантике на протя¬
жении нескольких тысяч миль.1
Биогенные элементы.
Воды С. м. бедны
биогенными элемен там и.
Фосфатов в них значительно
меньше, чем в водах Северной Атлантики. Объясняется
это тем, что воды из
Северной Атлантики поступают в С. м.
через мелководный порог, поэтому в С. м . проходят только
североатлантические поверхностные воды, которые уже
сами сильно истощены. Накоплению биогенных элементов
в глубинных водах препятствует также непрерывный
отток вод, возвращающихся назад через Гибралтарский
прол. Для полной вентиляции всего бассейна С. м . путем
переноса воды требуется около 75 лет.2
Приливы.
Приливы в С.
м.
преимущественно
полусуточные. Восточная и западная
котловины
имеют
обособ ленные
системы стоячих
волн.
В Адриатическом
море наблюдается прогрессивный (поступательный) при¬
лив величиной около 1 м, движущийся вокруг амфидроми-
ческой точки, находящейся близ центра С. м . В других
пунктах С. м . величина прилива около 30 см.
У. Б. Ф. РИАН
Донные осадки. Донные осадки у берегов включают
следующие компоненты: 1) карбонаты, состоящие главным
образом из кокколитофоридов,
а
также
фораминифер
и
птеропод; 2) детриты, переносимые ветром и течениями;
3) вулканогенные вещества и 4) конечные продукты выве¬
тривания пород суши, главным
образом глинистые мине¬
ралы. Среднее содержание углерода в колонках грун т а
восточной котловины С. м . около 40% и в колонках грунта
западной котловины около 30%. Содержание детритов
меняется от нуля до максимума; в целом оно выше в колон¬
ках
грунта западной котловины С. м . Иногда в колонках
грунта можно распознать песчаные горизонты и сопоста¬
вить их от
керна к керну. Вулканический пепел образует
более или менее отчетливые слои и встречается также в не¬
вулканическом
мат ери ал е.
Количество вулканических
продуктов невелико, исключая районы, близлежащие
к вулканам (Везувию и Этне).
Скорость осадконакопления у Леванто и в Ионическом
море небольшая, такая же, как и в
центральной части
Северной Атлантики; в западной части С. м. она в несколько
раз больше.
Восточная
котловина
С.
м.
Колонки
грунта, взятые в восточной котловине С. м ., состоят из
перемеж ающихся
слоев
оки сленных
и
восстано вленных
осадков, свидетельствующих о цикличности в
содержании
кислорода у дна.
Если бы глубинные и придонные воды не обновлялись,
примерно через 1000 лет у дна создались бы анаэробные
условия. Неполное обновление вод, а также отсутствие
Рис. 6. Распределение карбонатных осадков в колонках, взятых
в восточной части Средиземного моря, относительно временных
стратиграфических единиц.
Пики максимумов
карбонатных
осадков показывают застойные или квазизастойные фазы в вос¬
точной части Средиземного моря. Цифры базируются на кривых,
построенных по данным анализа 194 колонок грунтов, получен¬
ных шведской глубоководной экспедицией,
и
195 образцов,
собранных в Ионическом море.
кислорода
в течение
короткого периода не влияют на
жизнь и окислительные реакции
вблизи дна. Более дли¬
тельный период уменьшения или
прекращения вентиля¬
ции приводит к дефициту кислорода, органическое веще¬
ство рыхлых осадков слабо окисляется, диагенез усили¬
вается, кроме того, в придонном слое воды образуется
зона Н25. В такой замкнутой среде накапливается черный
сапропелевый ил .
Пики кривой содержания углерода
на рис. 6 показывают распределение сапропелевых илов
вС.м.в
верхнем плейстоцене. Наряду с сапропелевыми
и известковыми илами
встречаются серые, синие и желтые
илы. По
сравнению с окис ленн ыми о садк ами сапропел е¬
вые илы содержат
в 10—40 раз больше углерода (или 2—
8%), в 10—20 раз больше бария и молибдена и в 2—5 раз
больше никеля, вольфрама, кобальта, частично или цели¬
ком привнесенных
в
«рыхлое» органическое вещество и
связанных им. Вследствие постоянной растворимости мине¬
ралов (постоянства величины рН) содержание в них фос¬
фора одинаково.
Избыточный
приток вод в восточную часть С. м. с 3 ра¬
вен разности между испарением, с одной стороны,
и сто¬
ком рек, количеством атмосферных осадков и чистым при¬
током вод из Черного моря
—
с
другой. В период между
оледенениями,
при постоянном уровне моря (—100
м
и
ниже), приток и сток вод восточной части С. м. умень¬
шился вследствие того, что проливы были более узкими
и мелководными. Вероятно,
в этот
период чистый приток
вод уменьшился более значительно, чем испарение, а воз¬
можное
увеличение
ко лич ес тва
атмосферных осадков
и стока вод могло оказаться недостаточным, чтобы поме¬
шать увеличению солености в восточной части С. м. (соле¬
ность здесь больше, чем во всем море). Вероятно, имело
место также понижение температуры воды до 4° С. Все
это обусловило увеличение плотности поверхностных вод,
что
привело, таким образом, к возникновению окислитель¬
ной среды. При повышении уровня моря в восточную часть
493

СРЕДИЗЕМНОЕ
С. м.
поступали более пресные воды, образовавшиеся при
регрессии ледников, что привело к уменьшению
плот но¬
сти
поверхностных вод. При продолжающейся трансгрес¬
сии
(при положении уровня выше —50 м) роль чистого
притока увеличилась,
талая
вода
(низкой плотности)
стала поступать из Черного моря в большом количестве
(глубина порога в прол. Босфор 40 м), температура воды
повысилась. В позднеледниковый период
заметно увеличи¬
лось количество асмосферных осадков.
Указанные фак¬
торы понизили плотность поверхностных вод настолько,
что придонные воды стали более или менее застойными.
Застойная или квазизастойная фазы существовали до
В период определенных фаз застоя фауна форамини-
фер развивалась
необычно.
Фораминиферы,
которые,
как считают, были распространены на малых и на больших
глубинах, исчезли, тогда как фауна 01оЬщеппа 姧еп,
которая считается характерной для средних глубин, была
весьма обильной.
Донные осадки восточной котловины С. м. содержат
очень мало диатомей, что может быть следствием низкой
продуктивности бассейна. В течение фазы застоя, на гра¬
нице рисса и эема, диатомеи распространялись
в сапро¬
пелевых илах, образуя даже тонкий слой диатомового
ила.
Монако
хр. Балеарский
Алжир
Рис. 7. Профили
м. Нао (Испания)
—
Дюпле (Алжир) и г.
Монако — г. Алжир (по Эриксону).
тех пор, пока в последующее межл едни ковь е (послелед¬
никовая эпоха) не сформировалось новое равновесие.
В течение фаз застоя с теплыми зимами (температур¬
ный оптимум) возобновление вод могло быть неполным.
При очень высоком уровне моря, например в голоценовом
межледниковье (уровень моря около +30 м), уменьшение
солености
поверхностных вод по сравнению с расположен¬
ными ниже водными массами, вероятно, происходило до
тех
пор, пока не установилось новое равновесие. Усилен¬
ный
водообмен через проливы мог быть большим, чем
возможное увеличение испарения,
что вело к
уменьшению
плотности
поверхностных вод. Увеличение количества
атмосферных осадков в начале каждого оледенения (или
перед ним) тоже могло влиять на плотность поверхностных
вод.
Как видно на рис. 7 в самом начале земского оледенения
и
в
послеледниковое время +-'9000—5000 лет до н. э .)
преобладали застойные условия, причем в более ранние
периоды они были
выражены
более отчетливо. В период
таяния лед ник ов в
Черное море поступили большие массы
воды. В течение риссо-эемского времени соленость поверх¬
ностных вод восточной части С. м . была значительно ниже
солености атлантических вод, в
резул ьта те
чего направле¬
н ие течени й изм ени лось на
прот ивоположное
не только
в
Тунисском и Сицилийском проливах, но, вероятно,
и
в
Гибралтарском. Поступавшие атлантические воды,
насыщенные кислородом, вероятно,
наполнили большую
часть западной котловины С. м. Колонки грунта, взятые
в
Тирренском море, содержат слой осадков, богатых
органическим веществом, которые, возможно, относятся
к тому периоду, когда имелся недостаток кислорода.
В колонках грунта западной котловины С. м . более ран¬
няя фаза застоя не обнаружена. Не удалось получить
и пробы осадков, характеризующих всю земскую стадию.
Корреляция других фаз застоя с ледниковой хроно¬
логией и положением уровня моря условна, что затруд¬
няет определение точной причины (или причин) каждой
застойной или квазизастойной фазы.
494
На дне Адриатического моря преобладают серые и
синие илы. Шельфовые осадки в восточной части С. м.
состоят главным образом из известковых илов и песка.
Западная
котловина
С.
м.
Серый изве¬
стковый ил и серая
из ве стк ов ая глина
являются
здесь
доминирующими
осадками.
В колонках грунта
присут¬
ствуют эоловые слои; лёссовая формация относится пред¬
полож ительн о к
вюрмскому периоду. Другие слои и тон¬
кие
прослойки грубозернистых отложений являются,
возможно, осадками мутьевых потоков.
Граница вюрмского и современного слоев опр ед е¬
ляется по изменению в
распределении некоторых форами-
нифер. В ряде колонок грунта установлено заметное пони¬
жение
содержания фосфатов и увеличение содержания
карбонатов.
Более низкий участок шельфа покрыт главным обра¬
зом илом, перемешанным
с
зернами песка, который далее
распространяется до абиссальной равнины. Терригенные
и
ракушечные пески встречаются ближе к берегу.
Е. ОЛАУССОН
Структура земной коры. Анализ дан¬
ных сейсмических измерений методом преломленных волн,
выполненных в западной части С. м ., показал, что земная
кора здесь имеет «океаническую природу».
По всей Балеар¬
ской абиссальной равнине глубина поверхности Мохоро-
вичич а
менее 12 км от уровня моря. Эта величина возра¬
стает по направлению к материку и достигает более 50 км
под Приморскими Альпами, которые круто обрываются
у Лазурного берега.
В С. м. слой осадков (мощность 1—1,5 км) с малой
скоростью
продоль ных
волн
(1,7—2,5 км/с) подстилает
мощная толща пород
со средней скоростью продольных
волн (3,0—6,0 км/с). Осадки с малой скоростью
волн зна¬
чительно мощнее в западной котловине С. м .,
чем в воеюч-

СРЕДИННО
ной. Если слой с промежуточным значением скорости волн
отмечает подошву толщи осадков, то их мощность чрез¬
вычайно мала, принимая во внимание большую площадь,
на которую распространяется сток р. Роны. (В глубоковод¬
ной части Мексиканского зал. мощность осадков более
6 км.)
Однако если отражающий слой представлен консоли¬
диров анны ми
осадка ми
или
вулканическими
породами
внутри осадочной толщи, то он свидетельствует о значи¬
тельном
изм енении
в геологической истории этого бас¬
сейна.
Магнитное поле в С. м. удивительно однородно, осо¬
бенно в тектонически
ак тивно й
восточной котловине.
Тем не менее в Тирренском море над подводными горами
встречаются
сильные аномалии.
Рис. 8 . Материковые плато (/), «батиальная равнина» (район
основного осадкообразования) (2), предполагаемые разломы («?)
в западной половине Средиземного моря (по Буркару, 1960).
К центральной части Эллинской впадины приурочена
широкая
полоса
больших
отрицательных
гравитацион¬
ных аномалий Фая. Они связаны с большим опусканием
блоко в земной коры внутри этой впадины.
Сейсмическими
исследованиями
в
северной части
западной котловины С. м .
обнаружено его опускание отно¬
си те льн о Европейского материка на 3 км. Основная при¬
чина таких
крупных вертикальных движений недостаточно
изучена. Слабые гравитационные аномалии Фая в запад¬
ной части С. м.
свидетельствуют о том, что бассейн нахо¬
дится в изостатическом равновесии. Чрезвычайно трудно
представить, каким образом современная «океаническая»
земная кора могла сохранить прежнее поднятие без ка¬
кого-либо перераспределения плотности внутри глубокой
части коры или верхней мантии.
У. Б. Ф. РИАН
Геотектоническое развитие. С. м. является реликтовым
морем, остатком огромного водного бассейна, который
раньше простирался от Португалии до Тихого океана
(через Альпы, Юго-Восточную Европу, Турцию, Иран,
Гималаи, Юго-Восточную Азию). Считается, что он был
связан с Маорийской геосинклиналью в Новой Зеландии.
Этот древний морской бассейн Зюсс назвал морем Тетис.
Его история хорошо
известна с триаса, но даже в палеозое
за метны
сл еды
такой
связи,
и
мно гие
авторы
говорят
о прото-
или палео-Тетисе, Тетис отделял северные мате¬
рики (Евразию и, возможно, продолжение Северной Аме¬
рики, т. е. Лавразию) от южных материков, первоначально
объединенных в Гондвану.
Между двумя упомянутыми гигантскими материко¬
выми
блоками
пер вич ного «Протогена» существовало,
по-видимому,
посто янное
взаимодействие, по крайней
мере последние
полмиллиарда лет.
Различные авторы
представляют себе эти взаимосвязи по-разному. Сторон¬
ники дрейфа материков, например Арганд, Вегенер, счи¬
тают, что было постоянное сближение двух первоначаль¬
ных земных масс, которое привело
к прогибанию глубоко¬
водных впадин и в итоге к образованию альпийской склад¬
чатости,
возникшей
в
начале
позднемелового
периода
и возобновившейся в нескольких фазах третичного пе¬
риода.
По мнению других (например Штауб, Гланжо),
имели место так называемые «отливы и при ливы»,
т. е.
процессы сжатия и растяжения. Проблема никоим обра¬
зом не
решена .
РОУДЗ У. ФЕЙРБРИДЖ
Прим ред.1 Сведения о распространении средиземно¬
морской воды в Атлантике приведены в книге:
Ма-
маев
О. И . Г, 5-анализ вод Мирового океана.
Л.,
Г идрометеоиздат. 1970.
2
С конца 19 в.
русские ученые занимались изучением
фауны и флоры С. м. на биологических станциях в Неа¬
поле и
Виллафранке. Начиная с 1888 г. отд ель ные русские
экспедиции вели в С. м.
океанографические наблюдения
(например, экспедиция на «Витязе» под командованием
С. О . Макарова). В последние годы Институт биологии
южных
морей (Севастополь), Институт океанологии
АН СССР, Азовско-Черноморский научно-исследователь¬
ский институт морского рыбного хозяйства и
океано¬
графии и Морской гидрофизический институт АН УССР
ведут в С. м. регулярные исследования гидрологических
условий, биологической продуктивности, баланса органи¬
чес ко го веществ а.
СРЕДИННО-ОКЕАНИЧЕСКИЙ ХРЕБЕТ
(СИСТЕМА СРЕДИННО-ОКЕАНИЧЕСКИХ
ХРЕБТОВ.
—
Ред.)
С.-о.
х.
—
величайшая горная система на Земле.
Эта непрерывная
морфоструктура протянулась через
Арктический бассейн и Норвежское море, Атлантический,
Индийский и Южный океаны и южную часть Тихого океана
на расстояние свыше 35 000 миль (рис. 1 и 2). О существо¬
вании
С.-о.
х.
впервые
сделал
предположение
Кобер
(1928). С.-о. х. представляет собой широкое (во многих
местах более 1500 км),
в той или иной степени
расчленен¬
ное поднятие высотой до 1—3 км над прилегающим дном.
Границы С.- о . х . устанавливаются по первому резкому
уступу или по резкому изменению крутизны склона между
С. -о . х. и абиссальными холмами на дне океанического
бассейна.
Срединно-Атлантический хребет является той ча сть ю
системы С.- о . х., которая лежит в
пределах Атлантического
океана и занимает центральную треть последнего в виде
шир око го,
сильно
расчлененного срединного свода, или
вала. Его гребень почти совпадает с осевой линией океана,
а
боковые границы образованы наклонными поверхно¬
стями, расположенными вблизи осей максимальных
глу¬
бин восточного и западного бассейнов. Геоморфологиче-
495

СРЕДИННО
\Ш<
В* ЕЗ4 И' га» ШПШ' в* Е53»
Рис. 1. Основные тектонические структуры Земли.
Карат срединно-океанической
рифтовой долины является,
в сущности, схемой
расположения срединно-океанических
землетрясений. В каждом районе, рельеф которого
известен, эпицентры приурочены к гребню срединно-океанического хребта. Почти в каждом районе пояса эпицент¬
ров, где детально изучен рельеф, была обнаружена срединная рифтовая долина, за исключением некоторых райо¬
нов в южной части Тихого океана. На пересечениях рифтовой долины с подводной окраиной материка она соеди¬
няется либо с рифтом или грабеном (как в Восточной Африке и Исландии),
либо с крупными разломами (как
в Калифорнии и Новой Зеландии). Ось срединно-океанического хребта смещена зонами разломов в Атлантике,
Индийском океане и северо-восточной части Тихого океана. Вследствие плохой изученности рельефа дна океанов
нельзя сказать, существуют ли другие зоны разломов. Весьма дискуссионно существование некоторых зон разло¬
мов, особенно в южной части Тихого океана и в Норвежском море. Отметим, что срединно-океанический хребет
гораздо протяженнее, чем третичная горная система материков (по Хизену, 1962).
/—
третичная горная система; 2 —
щиты; 3 —
край материка; 4 —
срединно-океанический
хребет; 5 —
среднее
положение рифтовой долины; 6 — главные сдвиги; 7 — асейсмичные хребты; 8— вулканические линии; 9 — глубоко¬
водные желоба.
ские провинции Срединно-Атлантического хребта могут
быть разделены на провинции гребня и провинции склонов
(рис. 3). Провинции гребня, которые характеризуются
очень расчлененным рельефом, состоят из рифтовой до¬
лины, рифтовых гор и сильно расчлененного
плато. Рифто¬
вая долина
—
самая поразительная особенность попереч¬
ных
профилей через Срединно-Атлантический хребет
—
представляет собой глубокое ущелье или трещину в гребне
хребта. Дно долины лежит приблизительно на 2000 м
ниже
вершин рифтовых гор, а эти вершины в
среднем при¬
мерно на 2000 м ниже уровня моря. Ширина долины между
вершинами соседних гор колеблется от 15 до 30 миль.
Склоны рифтовых гор круто спускаются к сильно расчле¬
ненному плато, находящемуся на глубине 2900—3300 м.
496
По сторонам рифтовых гор распространен рельеф с отно¬
сительными превышениями более 700 м и расстояниями
между вершинами от 8 до 20 миль.
Между внешней
границей сильно расчлененного плато
и дном океанического бассейна расположен непрерывный
ряд параллельных
наклонных
поверхностей,
которые
с наружной стороны ограничены прерывистыми по про¬
стиранию обрывами различной высоты. Провинции скло¬
нов
имеют'умеренно расчлененный рельеф с вершинами
более 300—700 м, за исключением локальных межгорных
впадин с плоским дном, которые заполнены осадками.
В экваториальной области широтные зоны разломов
в виде серии левосторонних сдвигов сместили Срединно-
Атлантический хребет на 2000 миль. Величина смещения

СРЕДИННО
Рис. 2 . Восемь
типичных
профилей
срединно-океанического хребта в Северной
и Южной Атлантике,
Индийском
океане и
южной части Тихого океана. Пологий рельеф гребня срединно-океанического. хребта
в южной
части Тихого
океана
заметно
контрастирует с более пересеченным рельефом хребта в других океанах (по Хизену* 1962^.
Отношение вертикального масштаба к горизонтальному 100 ; 1.

СРЕДИННО
определяется по особенностям рельефа
—
изменениям
в
положении
оси
хребта. Крупнейшие зоны разломов
смещают Срединно-Атлантический хребет на 30° с.
ш.,
15° с. ш.,
11° с. ш.,
1°ю.ш.и2°ю.ш.
В Индийском океане Центральный Индийский хре¬
бет имеет рельеф и рифт, типичные для Срединно-Атлан¬
тического
хребта. Центральный Индийский хребет яв¬
ляется
прямым
п род ол жен ием Срединно-Атлантического
хребта. Не прерываясь, он простирается от Южной Атлан¬
тики до района о. Родригес, где раздваивается: часть
хребта идет на ЮВ к о. Маккуори, часть
—
в Аденский
зал., где соединяется с Восточно-Африканскими рифто-
выми долинами (см. рис. 1 .).
Несмотря на непрерывность,
С.-о . х. в юго-восточной
части
Тихого океана менее расчленен,
и,
кроме того,
здесь не так четко выражена центральная рифтовая до¬
лина. Восточно-Тихоокеанский хребет образует широкое
океане), состоящие из остатков диатомей и радиолярий,
и остаточные пески (около гребня хребта), состоящие из
минералов
м естного
происхождения,
а также обломков
коренных
и вулканогенных пород.
Сообщение об ордовикских породах на С .-о.
х. яв¬
ляется сомнительным. Самые древние породы, поднятые
с С. -о . х . драгами и грунтовыми трубками, относятся
к
миоцену. Определение возраста нескольких вулкани¬
ческих пород,
взятых с хребта, показало, что они моло¬
дые
—
менее 5 млн. лет; в
не кот оры х случ аях среди поду¬
шечных базальтов найдены миоценовые мергели.
Все сейсмические исследования методом отраженных
и преломленных волн, проведенные на Срединно-Атлан¬
тическом, Центральном Индийском и Восточно-Тихоокеан¬
ском хребтах, обнаружили очень тонкий слой осадков.
В зоне развития карбонатных осадков (менее 4600 м) их
мощность
в
среднем менее 100 м, исключая провинции
Рис. 3. Запись прецизионного самописца глубин, показывающая гребень и западный склон Срединно-Атлантического
хребта (по Хизену и др.,
1959).
/—средняя ступень; //—верхняя ступень; ///—сильно расчлененное плато; IV—рифтовые горы; V—рифтовая долина.
поднятие высотой 2—3 км и шириной 2000—4000 км (см.
рис. 2). В южной части Калифорнийского зал .
хребет
исчезает под материком. Область вблизи гребня Восточно-
Тихоокеанского хребта,
известн ая
как
Восточно-Тихо¬
океанское
под нят ие,
состоит
из
прерывистых хребтов
и
впад ин,
ориентированных параллельно оси С.- о.
х.
На склонах встречаются ступенчатые беспорядочно распо¬
ложенные смещения. В пределах склонов, ограничиваю¬
щих центральную область
поднятия,
широко развит
рельеф
с
большими
относительными
превышениями,
который характеризуется асимметричными грядами и впа¬
динами. Обнаружено несколько крупных разломов, сме¬
щающих гребень хребта, но необходимы дополнительные
данные, чтобы определить их амплитуду. У о. Пасхи
от Восточно-Тихоокеанского хребта отходит Чилийское
поднятие, простирающееся в направлении Чили. Чилий¬
ское поднятие отличается весьма расчлененным рельефом
с очень глубокими впадинами и асимметричными грядами
(см. рис. 2, профиль 8).
Донные осадки. Особенностью осадков на более высо¬
ких поднятиях С. -о. х.
(менее 4600 м) являетс я преоблада¬
ние
карбонатных илов, состоящих из остатков планктон¬
ных организмов (фораминифер и кокколитов). Броекер
и
др. (1958) подсчитали, что скорость накопления этих
осадков на Срединно-Атлантическом хребте была 2—4 см
за 1000 лет. На склонах С. -о . х.,
где глубины свыше
4600 м, карбонатные частицы растворены вследствие более
низкой температуры и более высокого давления. Основ¬
ными отложениями больших глубин являются красная
глина (менее 2 мкм). Скорость ее накопления была опре¬
делена разными исследователями примерно 1 мм за 1000 лет.
Реже на хребте встречаются кремнистые илы (в Южном
49$
гребня, в
которых они обычно отсутствуют. Аккумуляция
отложений, вероятно, контролируется крутизной локаль¬
ных склонов. В районах со спокойным рельефом карбо¬
натные осадки покрывают коренные породы. В провин¬
циях гребня, имеющих расчлененный рельеф, склоны и
вершины свободны от наносов и обнажены коренные
породы. Отложения накапливаются в прилегающих меж¬
горных впадинах с плоским дном. Ровное дно позволяет
предположить, что горизонтальные поверхности прои¬
зошли за счет переноса осадков в достаточно текучем
состоянии с близ расположенных вершин. Такой перенос
мог осуществляться как мутьевыми потоками, так и глу¬
бинными морскими течениями.
На фотографиях дна,
сделанных в провинциях гребня, видны знаки ряби, следы
размыва, галечники, неокатанные обломки и подушечные
лавы. В колонках грунта обнаружены остаточные пески,
ритмичная и косая слоистости. На склонах, где глубины
превышают 4600 м, красные глины, имеющие среднюю
мощность 50 м, перекрывают расчлененный погребенный
рельеф основания .
Нельзя считать, что значительная масса осадков пере¬
носится вниз по склонам С. -о . х ., поскольку нет заметного
увеличения мощности осадков в
направлении от
про ви н¬
ций гребня к окраинам С.- о. х.
Коренные породы. Петрология С.-о. х . основывается
на
петрологии ос тр о вн ых
груп п,
расположенных в его
пределах, драговых пробах и остаточных песках.
Породы
островов, представленные преимущественно щелочным ба¬
зальтом и его производными, обычно оливиновые, иногда
безоливиновые.
Единственным
исключением
явл яют ся
породы о. Сен-Поль, представленные серпентинизирован-
ны м и дунитами. Шенд (1949)г Куон и Элерс (1959) дали

СРЕДИННО
петрографическое описание десяти драговых проб, взя¬
тых с Срединно-Атлантического хребта около 30° с. ш .
Основн ые горные породы
—
серпентинит, габбро, мелко¬
зернистый базальт с оливином ,
иногда
без оливина.
После
изучения образцов с Срединно-Атлантического,
Центрального Индийского и Восточно-Тихоокеанского
хребтов А. и С. Энгели пришли к заключению, что погру¬
женная часть С.-о . х . состоит главным образом из толеи-
тов с небольшим содержанием калия, и лишь самые высо¬
кие части С.-о. х . сложены щелочными базальтами. По их
мнению, щелочные базальты произошли путем дифферен¬
циации материнской толеитовой магмы.
Николлс, Нол-
во лк
и
Хей с (1964) в результате исследования проб,
полученных при драгировании в Северной Атлантике,
сделали заключение, что
господствующим типом являются
породы от глиноземистого оливинового толеита до переход¬
ного
или
слабощелочного базальта. Остаточные
пески
в 24 колонках грунта, взятых вдоль гребня Срединно-
Атлантического хребта между 57° ю. ш. и 36° с. ш ., были
проанализированы Фоксом и Хизеном (1965); минераль¬
ный состав песков свидетельствует об их происхождении
за счет оливиновых толеитов.
Новейшая тектоническая активность. Еще до органи¬
зации сейсмических станций изучение моретрясений пока¬
зало, что Срединно-Атлантический хребет является сейс¬
мическ и ак тивным .
По мере рас шире ния мировой сети
сейсмических станций повторные наблюдения срединно¬
океанических
мелкофокусных землетрясений помогли
твердо установить сейсмичность Срединно-Атлантического
и Центрального Индийского хребтов. Интересно отметить,
что при ширине пояса эпицентров
в Северной Атлантике
не более 100 миль ширина самого Срединно-Атлантиче¬
ского хребта 1000—1200 миль. Тщательное изучение каж¬
дого профиля через гребень Срединно-Атлантического
хребта обнаруживает совпадение оси пояса эпицентров
с осью рифтовой долины. По мнению Хизена и Юинга
(1961), установленная в до ста то чно
хорошо изученных
районах Северной Атлантики связь сейсмического пояса
и
рельефа может быть распространена на менее исследо¬
ванные районы.
В Индийском океане имеется четко
очерченный пояс
эпице нтров ,
непрерывно
простирающийся от Южной
Атлантики до района о. Родригес, около которого сейс¬
миче ский
пояс
раздваивается:
одна
его
часть
продол¬
жается до о. Маккуори, а другая входит в Аденский зал.,
и пояс эпицентров С. -о . х. соединяется с сейсмическим
поясом
Восточно-Африканских рифтовых долин. Соеди¬
нение этих сейсмических поясов
и
их
морфологическое
сходство свидетельствуют об их структурной связи и ана¬
ло ги чно м п роисх ожде нии.
Сейсмический пояс продолжается
вдоль оси хребта
наЮВото.
Родригес, проходит вблизи о. Сен-Поль,
а затем
между Австралией и Антарктидой в район о. Мак¬
куори.
Здесь в направление Тасмании, Новой Зеландии
и
моря Росса отделяются сейсмически менее активные
хребты, с одним их которых, вероятно, связан Большой
альпийский разлом Новой Зеландии. От о. Маккуори
до о. Пасхи С.- о. х . менее изучен, но пояс землетрясений
все-таки прослеживается вдоль его оси.
Около
о.
Пасхи
пояс землетрясений разделяется:
одна часть идет в юго-восточном направлении к Южному
Чили, другая
—
на С к Калифорнийскому зал. вдоль оси
Восточно-Тихоокеанского хребта. Предсказанное на основе
распределения пояса землетрясений существование С.- о. х .
между о. Пасхи и Чили подтвердилось эхолотированием.
Вдоль Восточно-Тихоокеанского хребта, эпицентры, по-
видимому, более сконцентрированы в местах пересечения
поперечных сдвигов с гребнем хребта.
Пояс эпицентров, приуроченный к гребню Срединно-
Атлантического хребта* проходит на С через центральный
грабен Исландии в Норвежское море, где совпадает с си¬
стемой срединных хребтов.
Далее сейсмический пояс продолжается на С через
порог Нансена между Гренландией
и
Шпицбергеном
в
Арктический бассейн. Распространение системы С. - о. х.
в
Арктику обосновано главным образом продолжением
сейсмического пояса и несколькими эхограммами, полу¬
ченными на атомных подводных лодках.1
Строение земной коры. В результате сейсмических ис¬
следований методом отраженных волн установлено, что
на
Срединно-Атлантическом хребте, сохраняющем неров¬
ности своего рельефа от абиссальных холмов до провин¬
ций гребня хребта, рыхлые осадки перекрывают фунда¬
мент (в советской литературе «надбазальтовый», или «вто¬
рой», слой.
—
Ред.)у сложенный породами, возможно
похожими на базальт.
На С Срединно-Атлантического хребта мощность
фундамента меняется от 0,5—1 км на склонах до 2—3 км
в
провинциях гребня (рис. 4). Увеличение мощности со¬
провождается увеличением скорости сейсмических волн
от 4,5—5,0 км/с на склонах до 5,8 км/с в провинциях
гребня. Достаточно большое различие в скорости сейсми¬
ческих волн свидетельствует о горизонтальном изменении
физических свойств фундамента. Этот слой, имеющий
высокую скорость сейсмических волн, перекрывается тон¬
ким слоем со скоростью волн 3,4 км/с. Учитывая резуль¬
таты сейсмических исследований и результаты драгиро¬
вания, Хилл (1960) предположил, что вещество с низкой
скоростью волн является измененным базальтом. Однако
в экваториальной области, где Срединно-Атлантический
хребет много уже, чем на С, скорость волн в фундаменте
остается низкой (5 км/с), а мощность фундамента незна¬
читель но
изменяется
попере к
хребта. Менард (1960)
и Рейт (1956) установили, что, подобно экваториальной
области Атлантики, вкрест простирания Восточно-Тихо¬
океанского хребта мощность слоя фундамента и скорость
волн остаются постоянными.
Фундамент подстилается океаническим слоем (в совет¬
ской литературе «базальтовый» слой.
—
Ред.). На С Сре¬
динно-Атлантического хребта склоны хар ак тер изую тс я
мощностью свыше 5 км и
скоростью сейсмических волн
от 6,69 до 7,0 км/с. Океанический слой постепенно стано¬
вится тоньше в
направлении оси хребта и исчезает под
пр ови нц иям и гребня. Породы, подстилающие фундамент
под провинциями гребня, характеризуются скоростью
сейсмических волн 7,2—7,6 км/с (средняя между скоро¬
стями в океаническом слое и
верхней мантией). В северной
части Срединно-Атлантического хребта такая кор а
осе¬
вой зоны не наблюдалась на глубинах более 3,9 км. В его
экваториальной части океанический
слой
становится
тоньше, но не исчезает. Имеются некоторые данные, ука¬
зывающие на возможность залегания
в осевой зоне под
океанической корой вещества с аномальной скоростью
волн 7,2—7,6 км/с. Согласно Менарду (1960), под Восточно-
Тихоокеанским хребтом океаническая кора
становится
тоньше по направлению
к
гребню хребта и в осевой зоне
она тоже подстилается
веществом со скоростью сейсми¬
ческих волн 7,2—7,6 км/с.
Сейсмические исследования показали, что общая мощ¬
ность фундамента и океанического слоя
под С.- о.
х.
не
больше, чем
под
океа ническ ими
бассейнами. Скорости
волн в мантии под океанической корой на склонах хребта
тоже высокие (8,1—8,5 км/с), но уменьшаются под осевой
зоной (7,2—7,6 км/с).
Над Срединно-Атлантическим и Восточно-Тихоокеан¬
ски м хребтами проводились непрерывные измерения силы
тяжести.
Аномалии Фая над хребтом имеют небольшие
положительные значения и становятся отрицательными по
мере приближения к глубоководным океаническим бассей¬
нам
(рис. 5). Аномалии Буге отражают влияние подводных
т

СРЕДИННО
структур. Резкое понижение аномалий Буге над гребнем
С.-о. х. показывает, что
хребет изостатически скомпенси¬
рован.
Короткопериодные возмущения, выраженные на
кривой аномалии в свободном воздухе, исчезают на гра¬
фике аномалий Буге. Это указывает на то, что такие коле¬
бания вызваны плотностными неоднородностями, которые
непосредственно связаны с рельефом.
Любой структурный профиль, полученный сейсми¬
ческим методом отраженных
и преломленных волн , дол-
ломленных волн показали, что под океаническим слоем
находится
мантия
с
нормальной скоростью волн.
По
сейсмическим данным,
суммарная
мощность фундамента
и
океанического
слоя
под
склонами
хребта примерно
такая же, как под океаническими бассейнами.
Увеличе¬
ние
высоты
скло нов
без увеличения мощности коровых
пород с низкой плотностью, возможно, указывает на уве¬
личение массы, которое должно было вызвать существен¬
ную положительную аномалию в свободном воздухе.
О
4-
8-
12-
км
38°с. ш.
33°
33°
0°
4-
8-
0-
4-
8-
12-
0"
4-
8-
б)
1000
Е±Э 2
Е2з
ГТПТП 4
Е5Э 5
Рис. 4 . Сейсмические профили Срединно-Атлантического хребта (а) и Восточно-Тихоокеанского поднятия (б). Видно,
что вкрест простирания хребта мощность коры заметно не утолщается.
В осевой зоне кора подстилается слоем,
в котором скорость сейсмических волн является промежуточной между скоростями волн в слое коры океанического
типа и в нормальной верхней мантии (по Ле Пишону и др.,
1965).
I в*-
осадки;
2
фундамент;
3—
кора
океанического
типа; 4 —
мантия; 5 — слой со скоростью 7,3 км/с.
Отношение вертикального масштаба к горизонтальному 40 2 1~
жен согласовываться с
измерениями
силы тяжести. В
про¬
винциях гребня сейсмические исследования вышеназван¬
ным методом и гравиметрические наблюдения являются
дополняющими, а не
противоречащими друг другу. Сейсми¬
ческим методом обнаружен слой с аномальной скоростью
волн 7,3 км/с, но, поскольку не определен подстилающий
слой, мощность аномального слоя не выяснена. Такой
аномально легкой мантии достаточно для
объяснения
наблюденных значений силы тяжести. На основании рез¬
ких градиентов кривой аномалий Буге глубина залегания
водошвы аномального слоя оценивается приблизительно
в 30—35 км.
Под склонами С.-о.
х.
си туаци я
более сложная .
Сейсмические исследования
методом отраженных и пре-
Однако наблюдаемые аномалии Фая близки к нулю, что
отвечает изостатическому равновесию. Для склонов хребта
единственный путь обеспечения компенсации —
наличие
под склонами слоя с низкой скоростью волн (7,3 км/с).
Это не против оречит сейсмическим наблюдениям, так как
указанный слой залегает под слоем с более высокой ско¬
ростью волн и поэтому
не
обнаружен методом преломлен¬
ных волн (рис. 6). Выводы, аналогичные полученным для
Срединно-Атлантического хребта, могут быть сделаны
и д ля Восточно-Тихоокеанского хребта.
Хотя сейсмические исследования методами отражен¬
ных
и п рело млен ных
волн
и
изм ерен ия
си лы тяжести
выявили основные черты структуры С.- о. х ., этими мето¬
дами нельзя точно установить детали строения земной

СРЕДИННО
коры. Структура магнитных аномалий
позволяет судить
о
некоторых тонкостях строения С. -о. х.
Хизен и др. (1953), Юинг и др. (1957) заметили, что
рифтовые долины характеризуются крупной магнитной
аномалией. Позднее Кин (1963), Вайн и Метьюз (1963)
подтвердили результаты предыдущих исследований. Бул¬
лард (1954) первым обнаружил в рифтовой долине повышен¬
ные тепловые потоки. В Южной Атлантике Вакье и фон
Герцен (1964) нашли в районе большой магнитной аномалии
высокие величины теплового потока,
но не считали
их
связанными с рифтовой долиной.
1000 км, середина находится на оси С.-о. х . (рис. 7). Эта
спокойная зона прерывается
на ложен ной
на
нее
вдоль
о с и хребта осевой аномалией. Внешние границы осевой
зоны хребта устанавливаются по переходу к аномалиям
с большей амплитудой и большей длиной волны, которые
увеличиваются по амплитуде в направлении нижних
склонов хребта. При сопоставлении графика магнитного
поля с разрезом земной коры (рис. 8) видно, что границы
аномальной осевой зоны определяются мантией с низкой
скоростью волн и районом высоких скоростей в фунда¬
менте.
Рис. 5 . Наблюдаемые аномалии силы тяжести и сейсмические данные о структуре вкрест простирания северной части
Срединно-Атлантического хребта. Хребет компенсирован, так как аномалия Фая (II) над всем хребтом близка к нулю
( ±50 мгл), а аномалия Буге (/) достигает минимума над гребнем (по Тальвани и др.,
1965).
/
рыхлые осадки; 2 — фундамент; 3 — океанический слой; 4 — слой со скоростью 7,3 км/с; 5 — мантия .
Отношение вертикального масштаба к горизонтальному ~40 ; 1.
Профили аномалий полной магнитной напряженно¬
сти от 60° с. ш. до 42° ю. ш . показывают (рис. 7) характер¬
ную систему этих аномалий. По всем профилям над зоной
гребня хребта устанавливается протяженная линейная
магнитная аномалия. Она совпадает с рифтовой долиной
и поясом эпицентров землетрясений. Осевые аномалии
имеют две характерные формы. Севернее 20° ю. ш. долине
соответствует единичная изолированная аномалия (рис. 7),
а южнее 20° ю. ш. несколько больше аномалий с ампли¬
тудами, которые уменьшаются по мере удаления от оси
хребта. Поскольку аномалия прослеживается на таком
большом расстоянии, тело, создающее ее, должно иметь
почти одинаковое поперечное сечение и состоять из веще¬
ства с однородными магнитными свойствами.
Вторая характерная магнитная аномалия, приурочен¬
ная к С.- о. х., представляет собой широкую зону аномалий
с относительно низкими амплитудами, Ширина ее не менее
Характер осевой аномалии (резкий градиент, малая
длина волны) ограничивает глубину соответствующих ей
моделей земной коры.
Исследования Юинга,
Хизена
и
Хиршмана (1957), а т акже
Хертцлера и Ле Пишона
(1965) показали, что осевые аномалии к С от 20° ю. ш.
могут быть обусловлены интрузивным телом
шириной
10—15 км, залегающим на глубине 5—10
км
непосред¬
ственно под рифтовой долиной. Магнитная кривая соот¬
ветствует намагниченности не менее 0,01—0,015 ед. СГС .
Своеобразие рифтовой долины (характерная магнитная
аномалия, пояс землетрясений, высокий тепловой поток)
свидетельствует о ее в озни кнов ении
при заполнении тре¬
щин растяжения в земной коре сильно намагниченным
вулканическим материалом.
Сделанный вывод также объясняет характер осевой
аномалии к Ю от 20° ю. ш. Однако здесь вместо одного раз¬
лома,
по
которому
внедрились интрузии,
существует
501

СРЕДИННО
'/л*
ши4
Рис. 6 . Три возможные модели коры вкрест простирания северной части Срединно-Атлантического хребта, ко¬
торые удовлетворяют наблюдаемым аномалиям силы тяжести и сейсмическим данным, полученным методом
преломленных
волн.
Под гребнем хребта сейсмическими исследованиями обнаружена аномальная мантия и
предполагается, что она обеспечивает компенсацию склонов хребта, подстилая под ними нормальную мантию.
I — аномальная мантия имеет одинаковую плотность; II —плотность аномальной мантии внизу увеличивается;
III — плотность аномальной мантии уменьшается около оси хребта (по Тальвани
и др.,
1965).
I—
фундамент; 2 — океанический слой; 3 — аномальная мантия; 4 —
мантия.
Отношение вертикального масштаба к горизонтальному 10; 1.
много параллельных главному рифту сопутствующих раз¬
ломов, где имела место интрузивная деятельность.
По мнению Вайна (1936), последовательное внедрение
интрузий вдоль оси С.- о. х . могло
происходить, когда ма¬
гнитные
полюса менялись
местами
и,
таким образом,
интрузивные тела могут обладать меньшей, чем требуется,
магнитной восприимчивостью.
Важно отметить, что при многих пересечениях С. -о. х.
в других океанах обнаружены такие же две характерные
602
осевые магнитные аномалии,
как на
Срединно-Атланти¬
ческом хребте.
Наличие повышенного теплового потока на гребне
Восточно-Тихоокеанского хребта было впервые обнару¬
жено
Буллардом и др. (1956). Это подтвердил фон Гер¬
цен (1959), а в 1963 г.
фон Герцен и Уеда получили данные
о двух узких поясах повышенного теплового потока вдоль
гребня Восточно-Тихоокеанского хребта. Эти данные
до некоторой степени подтвердились измерениями,
про-

СРЕДИННО
7000
#6/
|Г
А
г
32°с .ш.
5
им
гаммы
1000
ииг-
о'-
Г
30°с .ш.
1000г в
20°ю. ш.
1ицуг-
01-
т5»-
км.
гаммы
1000 г-
01-
г
31°ю.ш .
39°ю.ш .
-т о.
|
- Ю00
- 500
0
1
500
1000
1500км
-I
1
I
Рис. 7 . Профили аномалии полного вектора магнитной интенсивности и рельефа фундамента на пяти характерных
пересечениях Срединно-Атлантического хребта.
Кривая ясно показывает приуроченность большой магнитной ано¬
малии к рифтовой долине (по Хертцлеру и Ле.Пишону, 19Ь5).

СРЕ ДИННО
веденными Лангсетом (1965). Все перечисленные исследо¬
вания показали, что
широкая сред няя
часть С.-о. х. ха¬
рактеризуется
тепловым
потоком
со
значениями
выше
среднего [2—3
•
10"
6
кал/(см2 с)]. Здесь же отмечаются
узкие зовы очень высоких значений
теплового
потока
[3—8
•
10"
6
кал/(см2 с)].
Исследования, проведенные поперек Срединно-Атлан¬
ти чес ког о хребта Буллардом (1954), Буллардом и Денем
(1961), Жераром и др. (1962), Нейсоном и Ли (1963), обна¬
ружили единственный узкий пик с высоким значением
теплового потока [3—6
•
10"
6
кал/(см2 -с)], связанный с риф-
товой зоной С.-о. х. На склонах последнего преобладают
низкие значения теплового потока [1 • 10"
6
кал/(см2
-
с)].
С.-о. х. являются, вероятно,
более древними и могли рас¬
ширяться с течением времени.
На основании упомянутых
выше
фактов большинство
ученых полагает, что С.- о. х. возник в результате растя¬
жения и вещество, поднимающееся из мантии под гребнем
хребта, образует новые горные породы
на дне рифтовой
долины.
Некоторые ученые (Хизен, |1959; Дитц, 1962;
Ранкорн, 1962) связывают это растяжение
с перемещением
м атер ико в. Другие (Юинг, Юинг и Тальвани, 1964), хотя
и
признают д ока зат ель ст ва современной тектонической
активности на С.- о. х.,
предпочитают объяснения, бази¬
рующиеся на постоянстве материков и океанических бас¬
сейнов. Главным образом вследствие недавних палеома-
Рис. 8 . Сводный профиль земной коры хребта (по Тальвани и др. ,
1965) и магнитный профиль. Видно, что гра¬
ницы аномалии осевой зоны определяются
мантией с низкой
скоростью
прохождения
во лн
(по Хертцлеру и Ле
Пишону, 1965).
^
рыхлые осадки; 2 — фундамент; 3 — океанический слой; 4 — слой со скоростью 7,3 км/с; 5 —
мантия.
Отношение вертикального масштаба к горизонтальному 10 ; 1.
Фон Герцен и Лангсет (1966) пришли к заключению,
что изменяющиеся в
широком диапазоне величины тепло¬
вого потока на Центральном Индийском хребте находятся
в
хорошем согласии с данными по другим С. -о. х .2
Характерные высокие значения теплового потока,
приуроченные к провинциям гребня С.-о. х., лучше всего
объясняются внедрением изверженных пород вдоль этих
провинций.
Происхождение С.-о . х .
Поскольку С. -о. х.
является
самой длинной горной цепью (35 000 миль) на поверхно¬
сти Земли и занимает площадь, почти равную площади
материков, вопросы его генезиса существенно важны при
рассмотрении происхождения и деформаций земной коры.
Поэтому предложено много теорий, пытающихся объяснить
возникновение С.-о. х . и его структурное значение.
Любая теория должна объяснить концентрацию оча¬
гов землетрясений
—
наличие тонкого
по крова
пелаги¬
ческих
отложений, повышенный тепловой поток вдоль
рифта и расчлененный рельеф. Указанные данные приводят
исследователя к выводу о существовании современной тек¬
тонической активности в С. -о . х. вдоль оси рифта. Склоны
5И
гнитных
исследований, убедительно доказавших переме¬
щение
материков,
большинство
специалистов
склонны
объяснять особенности дрейфа материков постепенным
расширением Атлантического, Индийского и южной части
Тихого океанов. Поэтому многие исследователи (Хизен,
1959; Дитц, 1962) считают, что, когда материки раздви¬
гались, под гребнем постепенно расширяющегося С.-о . х .
интрузии создали всю
океаническую кору или большую
часть ее.
Механизм таких перемещений непонятен и служит
предметом различных гипотез. Основная гипотеза заклю¬
чается
в том,
что термические
конвекционные течения,
которые поднимаются под С.-о. х., затем движутся от него
и где-то погружаются либо под окраины материков, либо
под
материки,
либо
под
какие-то
о тда лен ные
горны е
системы.
Не совсем ясно, достаточна ли
энергия
лате¬
рального конвекционного течения, чтобы служить причи¬
ной дрейфа материков. Тем не менее в любом случае нали¬
чие мантии с низкой скоростью волн под гребнем хребта
свидетельствует о восходящем потоке мантийного веще¬
ства (если вещество со скоростью волн 7,2 см/с действи¬

СРЕДНИЙ
тельно представляет
собой мантию). Предложенная гипо¬
теза предполагает непрерывное образование океанической
коры вдоль гребня хребта и постоянное
разрушение или
исчезновение такой же
коры, вероятно, под окраиной
материка. Альтернативная гипотеза относительно меха¬
низма перемещения материков, как, например, предло¬
женная Эдьедом, связана с представлением о постепенном
расширении внутренней части Земли без разрушения
коры, вследствие чего происходит перемещение материков
и увеличение океанических бассейнов.
БРЮС ХИЗЕН, ПАУЛЬ ДЖ. ФОКС
Прим,
ред.1 Приоритет обоснования продолжения
системы С.- о. х.
в
Арктический бассейн принадлежит
советскому ученому Я. Я. Гаккелю,
в
чест ь
которого
названа заходящая в Арктику часть С. - о . х .
2
Величина теплового потока над хребтом Гаккеля,
по данным советских ученых Р. М. Деменицкой, А. М . Ка¬
расика, Е. А . Любимовой и Г. А. Томара, 1,6—3,7Х
X 10~
6
кал/(см2 -с) (см. Любимова Е. А. и
др. Изм е¬
рение теплового потока через дно Северного Ледовитого
океана в области срединного хребта Гаккеля.
—
ДАН
СССР, 1969, т. 186, No б, с. 1318—1322).
СРЕДНИЙ УРОВЕНЬ МОРЯ
Высоты точек земной поверхности
отсчитывают отно¬
сительно С. у . м . В первом приближении поверхность моря
в каждой точке почти перпендикулярна
силе тяжести,
т. е.
представляет
со бой эквипотенциал ьную по верхност ь.
Для
геодезиста,
мореплавателя, инженера-порто-
строителя или океанографа первое приближение может
быть недостаточным.
Отклонения поверхности моря от
эквипотенциальной обнаруживаются как в пространстве,
так и во времени. Обычно они не превышают нескольких
метров, но в редких случаях становятся настолько боль¬
шими, что вызывают сильные наводнения и другие разру¬
шительные
последствия.
Даже небольшие наклоны по¬
верхности
в
открытом
океане
могут
вызвать
мощные
океанические течения и привести
в движение миллионы
то нн
воды
в секунду. Чтобы объяснить и описать эти
потоки,
необходимо знать:
1) средний наклон и форму
поверхности моря и 2) их изменения во времени.
В
настоящее время имеется только один прямой
способ определения возвышения точки на поверхност и
моря
—
путем измерения (с помощью визирных прибо¬
ров) разницы высот между береговым объектом с фикси¬
рованной высотой отметки и точкой на поверхности моря.
Чтобы найти надежный С. у. м. при наличии волн,
‘при¬
ливов и т. д., требуются длинные серии частых наблюде¬
ний (лучше всего записи самописцев уровня моря).
Однако с помощью береговых самописцев уровня моря
можно определить уровень моря только у берегов матери¬
ков и островов. Кроме того, нельзя сравнить данные изме¬
рений, сделанных в двух точках побережья,
исключая
места, где между этими точками имеется наземная связь.
Например,
нельзя
определить
фактическую разницу
в
уровне между Сан-Франциско и Гонолулу. Измерения
с внеземных объектов (искусственных спутников Земли,
Луны и т. д. помогут получить данные о действительной
форме поверхности моря. В настоящее время нет до¬
статочно точных способов определения небольших откло¬
нений поверхности моря от эквипотенциальной,
Некоторые сведения о региональных различиях С. у .м,
были получены из данных об удельном объеме воды.
Холодная или соленая вода занимает (на единицу массы)
меньший объем, чем теплая или менее соленая. Удельный
объем воды можно определить по ее температуре и солено¬
сти, затем может быть вычислена высота столба данной
массы (т. е.
фактически геометрическая высота). Чтобы
сделать расчет, допускаем, что на глубине нет горизон¬
тального
градиента давления. Данными о давлении, кото¬
рыми можно было бы проверить это допущение, мы не
располагаем. Однако оно согласуется с другими океано¬
графическими наблюдениями (небольшими температур¬
ными градиентами на глубине и т. д .).
Расчеты показывают, что поверхность моря является
неровной (даже при отсутствии на ней волн). В субтропи¬
ках находятся низкие «холмы», в Субарктике и Субантарк-
тике — отлогие «долины» и близ
экватора
—
направлен¬
ные к В и 3 «хребты» и «впадины». Однако неровности
эти очень невелики —
от вершины «холма» до дна «долины»
только 1 или 2 м, тогда как расстояние между ними со¬
ставляет несколько тысяч километров. Например, уровень
моря к ЮВ от Японии приблизительно на метр выше, чем
у берегов Алеутских о-вов .
Вычисления показывают также, что
уровень северной
части Тихого океана выше
уровня Северной Атлантики.
Воды Атлантики теплее, но воды Тихого океана значи¬
тельно менее соленые. В результате последние имеют
больший удельный объем и поверхность Тихого океана
расположена на 30—50 см выше, чем поверхность Атлан¬
тики
(рис. 1). Наличие разницы в уровнях впервые было
обнаружено при проведении нивелировок через Панам¬
ский перешеек и территорию США. Подобное различие
можно видеть также вдоль восточного побережья США
(рис. 2).
Уровень реального моря непрерывно меняется. Изме¬
нения во времени гораздо большие, чем изменения в про¬
стр анс тве. Некоторые характерные черты типичных изме ¬
нений уровня во
времени приведены
в табл.
1. Первые
три типа колебаний (ветровые волны, цунами, приливы)
рассматриваются в соответствующих статьях Энцикло¬
педии.
Штормовой
нагон
—
высокий уровень
воды, вызванный ветром, дующим в направлении берега,
с низк им
атмосферным давлением. Уровень моря повы¬
шается приблизительно на 10 мм при понижении атмосфер¬
ного давления на 1 мб. Штормовые нагоны бывают у всех
побережий, но действие их особенно заметно и разруши¬
тельно для сооружений, находящихся на низких берегах,
расположенных на путях центров циклонов. Город Гал¬
вестон (штат Техас, США) был затоплен штормовым
наго¬
ном воды . Береговые плотины Нидерландов разрушались
штормовыми нагонами, вызванными циклонами над Се¬
верным морем.
Годовые
колебания уровня обычно
невелики,
их
амплитуда 20—30 см (рис. 3). Имеется по крайней мере
шесть факторов, обусловливающих их возникновение:
1) изменения температуры воды от сезона к сезону,
кот ор ые
о тра жаю тся
на
изменениях
удельного объема
воды и, следовательно, на уровне моря;
2) изменения солености вследст вие
испарения
или
осадков, также изменяющих удельный объем воды;
3) изменения в распред елении атмосферного давления
над океаном (если давление увеличивается над всеми океа¬
нами, то изменений уровня моря не будет, так как морская
вода практически несжимаема);
4) годовые
и
полугодовые
приливы,
вызываемые
астрономическими причинами;
5) сезонные изменения общего количества воды в океа¬
нах. В
марте на материках больше воды, чем в
октябре,
главным образом в виде снега в
северном полушарии;
605

СРЕДНИЙ
Рис.
1.
Соленость
поверхностных
вод
Мирового
океана
Отклонение
от
среднеширотного
распределения
для
земного
шара,
покрытого
водой
(по
Дитриху,
1963).
I
—•
выше
средней,
2
—
средняя,
3
—
ниже
средней.

СРЕДНИЙ
6) муссоны и течения, которые нагоняют воду к бере¬
гам.
Годовые изменения С. у .
м.,
наблюдаемые между
45° с. ш. и 45° ю. ш., объясняются в основном изменениями
Рис. 2. Понижение среднего уровня моря с С на Ю вдоль вос¬
точного побережья Северной Америки. Уровень показан отно¬
сительно уровня моря у Флориды (по Свердрупу и др.,
1942.)
Таблица 1, Колебания среднего уровня моря
Тип колебаний
Период
*
Проявление
Величина
Ветровые
волны
Секунды
Фактически
непрерывные
До20м
Цунами
От минут
до часов
Редко
До10м
Приливы
12ч30 мин
Ежедневно
До20м
Штормовые
От дней
Редко
От1мдо
нагоны
до лет
нескольких
метров
Годов ые
колебания
Год
Ежегодно
До1м
Долгопериодн ые
изменения
Гео ло гич е¬
ское время
102 —107 лет
До200м
*
Определяется как интервал
времени
между
послед ователь -
ными высокими водами, но не все
периодическими.
эти явления являются строго
-10
-
+10 -
-10
-
о)
1 1 '11111111 1 1
11I11_.±
11II
1
1Ь
д)
1«1
ГГТТ^Г1
11-1 1
*
111
и)
11<1111—V—1II11
1111, 1-1—1
б)
в)
ПТГГ»11
л
гг
:\*I 1
-У
1
11
1
|__± 1
1
е)
•
'
11111(111
—1
11111.1
11
*>
-
У
^^1
1!"ГТ11
111111
т|-
1 1_Л
I
I
ж)
|11|11|1Г1
^
_1
111111—11—
Л)
1*1111111
-
Г111
~У
г)
и
—1—1—11 1 1 1
^
11
1111•11111.ь
-
з)
I»
''
111I±
1-1-1й1
•
Й11
м)
"
Г 11"1 1111111
1
III1 1 1 ^1,1,)■■ 1-1,
~
Рис. 3 . Годовые колебания среднего уровня моря (по Гилчеру, 1965). Время средних максимумов уровня для
группы станций
—
по
Е. Лисицыной.
а
—
от
Бреста до Антверпена; б — Рижский зал.; в —
Северо-Восточная Норвегия; г
—
Юго-Восточная и
Восточная Япония; д —
Тайвань; е
—
Гавайские о-ва; ж — Южная Аляска; з —Куба; и —
Юго-Западная
Австралия; к т- Новая Гвинея
—
Соломоновы о-ва; л = Перу; м = Ла-Плата.
607

СРЕДНИЙ
температуры воды. Изменение солености, хотя и не яв¬
ляетс я
важным
для
большинства
районов,
вы зыв ает
кое-где (например, в северной части Бенгальского зал.)
самые
большие годовые колебания С. у .
м. Большинство
наблюдаемых колебаний С. у .
м. кСот45°с.ш.и,воз¬
можно, южнее 45° ю. ш. объясняется изменением атмосфер¬
ного давления (рис. 4). Эффект воздействия некоторых
Рис. 4 . Отклонения средних годовых значений высоты уровня
моря по наблюдениям (^) и без учета метеорологических влияний
(2) (по Росситеру, 1963).
а — Хамина (Финляндия); б —
Оулу (Финляндия); в
—
Корсер
(Дания); г
—
Трегде (Норвегия); д — Эсбьерг (Дания); е — .
Хелдер (Нидерланды); ж =- Ньюлин (Великобритания).
факторов (см. выше п. 4 и 5) невелик — от одного до не¬
скольких
сантиметров.
О влиянии ветров и течений на
колебание С. у. м. известно только в отношен ии небольших
районов.
Долгопериодные изменения
С.у.м.
хорошо
обнаруживаются волноприбойными террасами,
которые заметны выше современного уровня полной воды,
а
также
некоторыми
особенност ями рельефа, которые
наблюдаются ниже С. у . м.
Регулирующими факторами
являются
главным образом оледенение и рельеф суши.
Считается, что в самые ранние и теплые межледниковые
508
и доледниковые периоды С. у .
м.
был приблизительно
на
100 м выше,
чем в
настоящее время. В ледниковый
период он был по крайней мере на 100 м ниже, чем сейчас.
В течение первой половины 20 в. С . у. м .медленно поднялся
приблизительно на 50 мм. Если ледяные шапки Гренлан¬
дии и Антарктиды полностью растают, С. у. м. поднимется
на75ми
море затопит большие города, находящиеся на
берегу.
ДЖУН ДЖ. ПАТТУЛЛО
Изменения С. у . м.
Изучение записей самописцев
уровня моря и геоморфологических данных показало, что
медленные («вековые») колебания уровня Мирового океана
за последние 70 лет
(1890—1960) относятся к гляцио-
эвс татически м,
т.
е.
они
связаны с таянием ледников,
зависящим в свою
очер едь
от повышения средней темпе¬
ратуры воздуха на земном шаре. Установлено что местные
колебания С. у . м . могут быть вызваны рядом факторов:
стерическими воздействиями (нагреванием и расширением
водных масс и т.
д.), циклическими изменениями среднего
атмосферного давления, связанными с ветровым режимом,
действием силы Кориолиса и изменениями
абсолютной
высоты пункта наблюдений над уровнем моря (уплотне¬
нием осадков вследствие геотектонических и геодезических
изменений, связанных с относительным смещением оси
вращения Земли).
В настоящее время можно попытаться объяснить изме¬
нения С. у. м., вызванные воздействием различных факто¬
ров, в любом районе Мирового океана, где уровень моря
наблюдался в теч ение по крайней мере нескольких лет .
Такой обоснованный количественный прогноз изменения
С. у . м . и, следовательно, прогноз потенциальных опас¬
ностей (затопления, заиления, береговой эрозии) важен
в экономическом отношении.
Расходы по восстановлению разрушений береговой
зоны, причиняемых колебаниями уровня моря, убеждают
в необходимости разработки методов предсказания
воз¬
можных
наступлений моря. В настоящее время по истори¬
ческим записям установлено, что сезонные и периодические
штормовые условия могут быть предсказаны
по крайней
мере в предел ах
статистической вероятности. Однако
существует два фактора, которые искажают подобные
прогнозы:
а) медленные («вековые») тектонические поперемен¬
ные поднятия и опускания берегов;
б) эвстатические изменения С. у. м . и стерические
воздействия.
Следствия относительного изменения С. у. м . Незави¬
симо от причины (тектонической, эвстатической и т. д .)
относительное изменение С. у . м ., определенное
по данным
годовых или других долгосрочных наблюдений, оказы¬
вает
предопределяющее влияние на распределение берего¬
вых осадков. В противоположность классическим пред¬
ставлениям о береговой эрозии, сформулированным, нап¬
ример, Джонсоном (1919). Бруун (1962) предложил коли¬
чественную теорию этого явления. Он отвергает перво¬
начал ьное
представление о том, что образующиеся при
размыве берега осадки равномерно распределяются
по
всему шельфу вниз в пределах распространения волнового
воздействия (приблизительно 200 м). Граница во лно во го
воздействия, обусловливающего движение песка, редко
превышает 10 м, что соответствует средней глубине раз¬
рушения волны. По высоте система волнового воздействия
имеет две границы: нижнюю — 10 м (граница волнового
воздействия для песка) и верхнюю
—
высота штормового
буруна; по протяженности границы
волнового воздействия
не
сто ль
определенны:
в
некоторых случаях берег
может быть длиной в несколько сотен километров, но

СРЕДНИЙ
в
других (более удобных для контрольного исследования)
берег может быть разделен
крутыми,
вы ступающи ми
в
море мысами или глубокими каналами на участки про¬
тяженностью от 100 до 1000 м.
Необходимо подчеркнуть, что хотя имеется тенден¬
ция рассматривать С. у .
м.
как
установившую ся
вели ¬
чину, фактически он изменяется во времени. Временный
С. у. м. может быть
определен
за какой-то период вре¬
мени, продолжительность которого зависит от ряда пере¬
ме нны х:
в
некоторых районах от летне-зимних сезонов,
о т муссо нов,
11-
и
22-летних циклов солнечных пятен
Кривая годового
хода среднего уровня Мирового
океана дает представление об еще более удивительных его
изменениях.
В 1875—1877 г. наблюдался общий подъем
уровня, достигший 70 мм.
Однако необходимо
подчер^-
кнуть, что эта цифра «сырая», поскольку является средней
для Мирового океана. Записи уровня на отдельных стан¬
циях показали намного большие величины. Такие подъемы
в значительной степени компенсировались понижениями
в
последующие годы.
В последнее время изучению С. у . м. уделяется зна¬
чительно больше внимания. Сначала самописцы устана-
Рис. 5. График среднего уровня Мирового океана, построенный по сглаженным средним данным за 5 лет и
сопоставленный с осредненными
максимумами
солнечных
пятен.
Существуют локальные отклонения (под
влиянием океанографических и метеорологических условий) (по Фейрбриджу и Кребсу, 1962).
а—
цикл солнечных пятен; б — 5 -летние средние уровни океанов (/
—
Мировой океан, 2 — Индийский
океан, 3 — Тихий океан,
4 — Атлантический
океан); в —
средние
годовые уровни Мирового океана;
г«=
5-летние средние уровни Мирового океана.
и т. д. Согласно Брууну, при подъеме С. у. м. верхний
пляж размывается до нового берегового профиля равно¬
весия с теми же
очертаниями и перемещается выше в сто¬
рону суши.
Колебания С. у .
м.
Изучение Гутенбергом (1941) запи ¬
сей самописцев уровня моря, сделанных
в
первой поло¬
вине 20 в., показало, что средний уровень Мирового океана
за этот
период повышался приблизительно на 1,1 [мм/год.
Дальнейшие исследования Валентина (1952), Манка и Ре-
велл а (1952), Лисицыной (1958), Фейрбриджа и Кребса
(1962) подтвердили эти вычисления. Последний результат
(1900—1950) — 1,2 мм/год. Однако это только средняя
цифра. Анализ кривой, построенной по значениям уровня,
осредненным по пятилетиям, показывает как понижения
уровня (например, около 1907, 1920, 1945 гг.), так и его
(очень быстрые) подъемы
(например, в 1946—1956 гг .
средняя скорость 5,5 мм/год).
влива лись в
крупных портах для повседневного обслу¬
живания
судоходства.
После того как были
выявлены
местные изменения уровня моря, большое число потен¬
циально ценных станций прекращало свою работу. В ре¬
зультате при изучении данных об уровне моря в каком-
либо районе обнаруживается, что как раз
в
критическое
десятилетие станция в этом районе бездействовала. В на¬
стоящее время систематические наблюдения за уровнем
моря координируются Комиссией по С. у.
м.
Междуна¬
родной ассоциации физической океанографии.
Записи самописцев уровня моря применяются для кон¬
троля основной геодезической сети, для контроля измере¬
ний тектонических движений земной коры. При измерении
вековых изменений уровня моря, привязанном к основ¬
ной геодезической сети, выяснилось, что многие участки
земн ой
коры,
считавшиеся
ранее тектонически «устой¬
чивыми», испытывают колебательные движения. Был* орга-
509

СРЕДНИЙ
низован специальный научный комитет: Комиссия по из¬
учению современных движений земной коры при Между¬
народной ассоциации геодезии (в рамках Международ¬
ного союза геодезии и геофизики) под председательством
советского географа Ю. А. Мещерякова. Доклады первого
заседания, состоявшегося в Лейпциге в 1962 г.,
были
опубликованы в т ом
же
году.
Рисунок 6 представляет попытку реконструкции дол¬
говременных изменений берегов; абсолютная датировка
Рис. 6. Схема колебаний уровня моря в четвертичном периоде.
А—
ледниковый геоид; Б—межледниковый геоид; В — после¬
ледниковый геоид; Г — эвстатическая
кривая.
1—
дунайское оледенение; 2 —
гюнц или неброска; 3 —
миндель
или Канзас;
4— рисе или иллинойс; 5 —
вюрм или висконсин
ранний; 6 —
вюрм или висконсин поздний; 7—кромерское меж¬
ледниковье; 8 — большое межледниковье хоксни; 9 — эемское
межледниковье; 10 — г отт вейг (ме жстадиал ориньяк); 11 —
си-
цилий; 12—милац; 13—-тиррен; 14 —
монастирий; 15 —
совре¬
менность, голоцен или фландрий.
дана лишь в опытном порядке. Международная ассоциа¬
ция четвертичных исследований имеет. Комиссию по изуче¬
нию берегов. Аннотированная библиография четвертичных
изменений береговой линии в мировом масштабе опубли¬
кована в 1965 г. Международная ассоциация четвертичных
исследований организовала Комиссию по неотектонике.
Для геоморфологов стало давно прив ычны м
относить
смещение береговой черты, находящейся в настоящее
время на аномальной высоте по отношению к ее располо¬
жению согласно генетической теории, «за счет изменения
уровня моря или колебаний земной коры».
Составляющие колебания С. у .
м.
Гляцио
-
эв-
статическ ие
изменения.
Известно действие
гидрологического несоответствия между мировым перено¬
сом влаги на материки (снег) и в океан
(талая вода).
Альман (1940) показал, что повышение средней годовой
температуры в районе небольших ледников
на 0,5° С
вызывает избыток таяния 6Х 106 м3/км2 в год.
Большие
ледники тают медленнее. Для подъема среднего уровня
Мирового океана на 1 мм необходимо растопить 0,36Х
X Ю12 м3 льда, или слой льда толщиной 36 см, покры¬
вающий 10б км2 поверхности. Автор пытался проанализи¬
ровать эвстатические колебания уровня моря из года в год
в свете данных о наступлении
и
отступлении ледников,
но без особого успеха. По-видимому, в рамках одного года
невозможно учесть многие противоположно направлен¬
ные процессы. Но, когда кривые уровня осреднены по
5—10-летним периодам, проявляется интересная связь
между солнечными пятнами, средними температурами
воздуха и средним уровнем моря.
Из осредненных данных по изменению температуры
воздуха за последнее столетие (Мёррей и Митчел, 1963)
установлено ее повышение за период с 1900 по 1960 г.
приблизительно на 1° С. Хотя температура, умноженная
на время, снятое по
кривой эвстатического изменения
уровня, подчинена закону нормального (Гаусса) распре¬
деления, средняя часть кривой соответствует упрощенной
610
формуле 1° С X год
=
1 мм (эвстатическое колебание).
Таким образом, изменение средней температуры атмосферы
за 50 лет на 1° С соответствует изменению уровня моря
на 50 мм (рис. 7). За последний ледниковый период паде¬
ние
температуры на 10° С за 10 000 лет вызвало понижение
уровня моря на 100 м.
Эвстатическое колебание является конечным «баро¬
метром» климатического изменения.
Абсолютная ампли¬
туда колебания составляет около 200 м, что соответствует
объему воды, равному 0,36Х 1012 м3, или 72Х106 км3.
Общий объем ледников мира в настоящее время около
ЗОХ 106 км3, а в ледниковый период он был больше на
40—45Х 106 км3. При ледовых максимумах отрицательные
регенерации остановили б ы
наступление ледников; дру¬
гими словами, на широте около 35—40° существовала бы
меридиональная граница продвижения льда, направлен¬
ная, к
экватору, вдоль которой поступление льдов пол¬
ностью компенсировалась бы таянием. В другой экстре¬
мальный период
—
неледниковый период низкого рельефа
и
отсутствия полярных областей —
ледников не существо¬
вало бы совсем. Этим двум экстремальным случаям соот¬
ветствует
кривая распределения Гаусса. Современный
С. у. м . близок к средней точке кривой. Это является
следствием того, что Антарктический материк в течение
каждой межледниковой фазы не может растаять более
чем на 10%.
Таким образом, «гляцио-эвстатическая теория»,
по-
видимому, доказана,
т. е.
доказано,
что
значительные
изменения
уровня моря могут быть количественно связаны
с таянием ледников. Однако в этом вопросе желательна
значительно большая точность.
Другие эвстатические
изменения.
По¬
мимо
гляциоэветазии,
на
колебания С. у.
м.
влияют
осадочно-эвстатические
изменения,
обусловленные накоплением осадков
в океанических ба с¬
сейнах (исключительно положительное перемещение),
и
тектоник о-э встатические
из менения ,
Рис. 7. Связь отношения температуры (°С) ко времени (в годах)
с гляцио-эвстатическим изменением (выражены в метрах выше
или ниже современного среднего уровня моря). Разбросанность
точек на графике частично отражает трудности в точном наблю¬
дении явления, а частично разницу запаздывания между замер¬
занием и таянием. Заметим, что, поскольку изменения объемов
воды и льда ограничены, кривая имеет синусоидальный характер.
обусловленные изменением формы океанических бассейнов
из-за
тектонической
активности
(положительной или
отрицательной по своему результату). Оба эти вида изме¬
нений связаны с размером водного резервуара, тогда как
гляцио-эветазия
связана
с
объемом воды. Изучение со¬
ставляющих изменения С. у .
м.
привело автора к выводу,
что ни тот, ни другой вид эвстатических изменений не
являются значительными в пределах геологической исто¬
рии Земли.
Стерические воздействия. Стерические
воздействия вызывают колебания температуры и соле¬

СРЕДНИЙ
ности
морской воды (а следовательно, и ее плотности).
Согласно Манку и Макдональду (1960), при повышении
температуры всей толщи воды Мирового океана (при сред¬
ней глубине 3800 м) на 1° С уровень моря поднялся бы на
600 мм. Как отметили Фейрбридж и Кребс (1962), долго¬
временные колебания средней температуры морской воды
очень незначительны, так как «круговорот» всей массы
воды Мирового океана занимает не одно ты сячелети е.
Однако сезонные повышения и понижения температуры
шельфовых и дельтовых вод в пределах верхнего 10-метро¬
вого слоя могут быть порядка 10° С, расчетный результат
стерического подъема и понижения уровня составляет
15,5 мм. Однако, используя данные наблюдений в Север¬
ном море за 19-летний период, Росситер (1962) не сумел
найти никакой связи между плотностью воды и С. у.
м.
С другой стороны, Гордон и Сатонс (1965) нашли порази¬
тельную связь между температурой воды и С. у. м.
Кроме того, усложняющим фактором является то,
что повышения температуры бывают обычно результатами
лет не го
воздействия, когда, как правило,
существу ют
метеорологические
влияния
(см. ниже), которые способ¬
ствуют перемещению С. у .
м.в
противоположном направ¬
лении. Тем не менее, исследования Патулло, Манка,
Ревелла и Стронга (1950) свидетельствуют о том,
что
наблюденные аномалии С. у. м .
обычно связаны больше
со стерическими,
чем
с
атмосферными воздействиями.
Относительная доля каждого фактора зависит от широты
(Лисицына и Патулло, 1961); в тропиках температуры
всегда довольно устойчивы, а атмосферное давление ме¬
няется, тогда как в более высоких широтах сезонные ко¬
лебания температуры значительны и по своей важности
превосходят суточные изменения атмосферного давления.
Метеорологические влияния. Хорошо
известным фактором атмосферного воздействия на С. у .
м.
я вля ется
так
называемый «метеорологический прилив».
При низком атмосферном давлении С. у. м. повышается
иногда до 1 м, а при высоком давлении С. у.
м. понижается.
Это явление можно хорошо проследить на примере какого-
либо изолированного центральнотихоокеанского коралло¬
вого атолла, где нормальная амплитуда изменения уровня
океана невелика, вероятно, только 10 см во время отли¬
вов; при высоком атмосферном давлении атолл обна¬
жается, центр низкого давления (при тайфуне) так повы¬
шает местный С. у. м ., что океанические волны, проходя¬
щие как раз над ним, могли бы нанести огромные раз¬
рушения на обычном берегу. Подобное явление в 1747 г.
впервые наблюдал Гисслер в бесприливном Ботническом
зал.
Он сделал
вывод,
что
С. у.
м.
действует подобно
«перевернутому барометру».
При анализе обычного ряда наблюдений подобные
атмосферные воздействия обычно сглаживаются и вызван¬
ные ими изменения С. у.
м. в ежегодных записях не про¬
являются.
Однако существуют более продолжительные
циклы изменения атмосферного давления. Очень продол¬
жительным и четким является «южное колебание» (Бер-
лаге, 1957). Изменение атмосферного давления сказывается
главным образом в зоне экваториальных и южных
широт.
Когда в
з ападн ом
полушарии («тихоокеанский узел»)
давление высокое,
в
восточном
(«индоокеанский узел»)
оно низкое; в
п осл едующие г оды пр оисх одит чередование.
Изменение давления на 1 мбар вызывает изменение
С. у.
м. приблизительно на 10 мм. Однако наши исследо¬
вания показали, что при изменении давления «южного ко¬
лебания» на 1 мбар С. у. м . изменяется на величину, зна¬
чительно превосходящую 10 мм; проверочное сравнение
для Бомбея показало, что этим объясняется только около
5% долговременных аномалий. Долговременные аномалии
давления,
такие
как
североатлантическое
ко лебани е
(11—'23-летние), которое долго изучалось Уиллетом и его
коллегами, могут играть важную, но еще не ясную роль.
Океанологические воздействия. Они
исключительно локальны или ограничиваются определен¬
ными районами, но их общее влияние может полностью
свести на нет те факторы, о которых говорилось выше.
Обычно они кратковременные и обусловливаются сезон¬
ны ми вариациями
и п рохо ждением штормов.
Их основные
компоненты следующие:
Эффект ветра, нагонное действие. Это явление ха¬
рактерно для мелководных шельфов и заливов. Аномалии
С. у. м.,
вызванные кратковременным эффектом ветра,
являются очень значительными и могут объяснить до 30%
годовых аномалий С. у . м.,
но за длительные периоды
(около 5 лет) имеют тенденцию пропадать, так как ветры,
дующие в направлении берега, часто связаны с пониже¬
нием атмосферного давления, и действие этих факторов
трудно разделить.
Рис. 8. Годовые колебания скорости течения на поверхности
моря (а) и градиент уровня воды (б) во Флоридском течении, а
также скорость ветра (в) (пассатные ветры).
а—
средние месячные скорости течений по наблюдениям в судо¬
вом журнале (по Ф. С . Фуглистеру, 1951); б —
разница уровня
воды между правой и левой сторонами Флоридского течения
(по Стоммелу, 1953); в —
средние месячные скорости ветра на В
от Малых Антильских о-вов.
Характерным сезонным колебанием
является
выс о¬
кий С. у . м ., з арегистрированный на станциях Индийского
океана
в
пери од ле тне го муссона.
Колебания среднего
годового С. у .
м. в Бомбее за 3—11-летние периоды пре¬
вышают 50 мм; большая часть их, вероятно, отражает
эффект ветра, зависящий от муссона и центральноазиат¬
ского поля давления.
Влияние устьев. О но заметно там, где в море впадают
большие реки. Колебания в синхронности и интенсив¬
ности региональных атмосферных осадков тесно связаны
с описанным выше
атмосферным давлением и воздействием
давления ветра; однако в каждом из них синхронность
и знак могут быть как одинаковыми, так и противополож¬
ными.
Действие гидравлического напора. Наблюдается в уз¬
ких проливах. В Флоридском прол. между Ки-Уест и
Майами существует постоянная разница в С. у .
м.
до
70 мм, но вековые вариации плотности, температуры или
скорости Гольфстрима могут ее изменить.
Влияние силы Кориолиса. Так как Гольфстрим дви¬
жется на С, сила Кориолиса, стремясь отклонить его
вправо, приводит к тому, что восточная сторона его ока¬
зывается
выше
(по измерениям у Багамских о-вов
на
590 мм выше, чем у Майами). Годовые колебания в этом
наклоне изменяются соответственно скорости Гольфстрима
(рис. 8). В течение 50 лет в колебаниях С. у .
м. на восточ¬
ном побережье США наблюдалась систематическая ано¬
малия, которая дает повышение С. у . м. около 3 мм/год,
т. е. больше среднего значения для все го Мирового океана
на 1,2 мм. Режим Мирового океана изучен недостаточно,
но тенденции С. у.
м.
и
температуры, по -видимому, под.
511

СРЕДНИЙ
тверждают наши выводы о том, что наблюдается вековое
уменьшение скорости Гольфстрима.
Влияние долгопериодных астрономических приливов.
Влияние 14-месячного полюсного прилива
и
18—62 -лет¬
него долгопериодного деклинационного прилива рассма¬
тр ивалос ь Росситером (1962), но результаты оказались
неубедительными. Необходимо исследовать (по предло¬
жению Петтерссона,
1964) еще более долгопериодные
астрономические приливы.
Тектонические движения земной коры.
Причинами
опускания берега, приводящего к аномальному подъему
С. у. м. и затоплению суши, могут быть как уплотнение
осадков, так и их разрушение вследствие удаления нефти
или
грунтовых вод. На небольших площадях эти причины
имеют основное значение (например, берег Мексиканского
зал., штат Техас), но более важными являются продолжи¬
тельные и широко распространенные тектонические дви¬
жения земной коры. Росситер (1962) называет такие дви¬
же ния
«изменениями
в
расстоянии
приливного репера
до центра Земли».
Благодаря измерениям со спутников постепенно вы¬
являются очень значительные неоднородности гравитаци¬
он ного
по ля
Земли и геодезические аномалии.
Другие
аномалии силы тяжести регионального масштаба в настоя¬
щее
вр емя
легко
распознаются,
но
кар тир ова ние
их
далеко
не
закончено.
Поскольку анизотропия Земли
стремится нейтрализоваться, согласно закону изостазии,
можно найти доказательства региональных вековых тен¬
денций к восстановлению равновесия главным образом
в
следующ их районах:
районы бывшего оледенения, где исчезновение льда
ведет к разгрузке, причем особенно быстрый подъем коры
происходит в средней части
площади,
ранее покрытой
льдом; таким образом, сейчас в Центральной Скандина¬
вии
и
Центральной Канаде скорость подъема С. у.
м.
превышает 10 мм/год. При максимальной ледовой нагрузке
перигляциальные краевые районы были изогнуты в «крае¬
вые поднятия»; эти поднятия в настоящее время исчезают
и
периферийная зона прогибания медленно перемещается
внутрь материка. В восточной части Северной Америки,
от Нью-Йорка до Ньюфаундленда, краевое погружение
достйгает 1—3 мм/год;
з
орогенические пояса,
в
которых определенные зоны
устойчиво отрицательны (опускающиеся),
а другие
—
положительны.
Последние теперь обычно соответствуют
складчатым горным поясам. Там, где они размываются
морем, встречаются изрезанные скалистые берега и де¬
сятки мареографов показывают, что берега повышаются
на 1—3 мм/год. В сейсмически активных районах, напри¬
мер в Неаполитанском зал., Токийском зал., в юго-восточ¬
ной части Аляски и южной части Чили, отмечены подвижки
по вертикали на 1 м и более;
бассейны осадконакопления с геологической точки
зрения рассматриваются как «современные геосинклинали»
различных классов. Геоморфологически они, как правило,
представлены длинными низкими песчаными берегами.
Последние, если пренебречь голоценовыми эвстатическими
колебаниями, нередко являются «затопленными берегами»,
хотя их очертания прямые и вдали от берега можно обна¬
ружить недавно поднявшиеся широкие прибрежные рав¬
нины. По данным глубоководного бурения очевидно, что
погружение этих бассейнов происходило с перерывами
в течение 106—109 лет. Однако скорости опускания часто
очень ма лы —
менее 0,1 мм/год;
дельтовые бассейны часто расположены внутри струк¬
туры большого бассейна, но вследствие более подвижной
зоны коры или
погруженного массива происходит быстрое
опускание и осадки поступают
в
депрессию с необыкновен¬
ной скоростью. Дельта Миссисипи опускается со скоростью
1—4 мм/год. Впервые в мире регистрация колебаний уровня
512
моря была начата в Амстердаме. На основании данных
этой регистрации удалось определить, что скорость погру¬
жения этого района с 1682 г. равна 0,7 мм/год (рис. 9).
Очевидно, если за последние 50 лет мировой эвста-
тический С. у . м . повышается несколько больше чем на
1 мм/год, у тех, кто изучает подобные дельты, может
создаться впечатление, что дельтовые бассейны являются
стабильными, как
и
С. у. м.;
районы широких структурных поднятий находятся
во многих частях земного шара, преимущественно близ
современного экваториального пояса. Они расположены
значительно выше средней высоты материковых массивов
и имеют сравнительно небольшие молодые деформации,
которые консолидировались главным образом в докем-
брийское время. Такие высокие, похожие на плато сег ¬
менты лучше всего выражены в центральной и южной
частях Африки и Бразилии, на п-ове Индостан и в Запад¬
ной Австралии.
Рис.
9. Средний уровень прилива
в Амстердаме е 1682 г.,
исправленный
для
среднего
погружения
района
(около
0,7 мм/год). Скорректированная эвстатическая кривая прибли¬
зительно отражает повышение и понижение средних мировых
температур (по Фейрбриджу, 1961).
1 — эвстатическая кривая; 2 —
предполагаемое среднее погру¬
жение; 3 —
кривая записи самописца уровня моря.
Периферийные пояса этих больших районов образуют
моно клинали
или
т еррасовид ные
ступенчатые
сбросы.
Иессен (1943) назвал эти
пояса «краевыми прогибами»,
а
Буркар (1952) — «континентальной флексурой».
Причина происхождения таких аномально высоких
регионов представляет интерес, но еще неизвестна. Однако
при этом не должны игнорироваться логические выводы
новы х
открытий в геомагнетизме.
Если справедливо, что
Северный полюс за последние 50-106 ле т пере мес ти лс я
по дуге около 20° из района близ Аляски до своего совре¬
менного положения, тогда должно было измениться и
положение экватора относительно материков. Поскольку
Земля является сжатым у полюсов сфероидом, у которого
полярная ось на 22 км короче экваториальной, перемеще¬
ние полюса будет немедленно уравновешено гидросферой
и
гораздо медленнее литосферой. Последнее приведет
к
тому, что экваториальная выпуклость Земли временно
останется очень высокой по сравнению с геоидом (С. у. м.).
Геодезические изменения С. у. м ., в от¬
личие от эвстатических, не учитывают объема водных масс,
а касаются толь ко отно ситель ных высо т. В то время как
некоторые участки земной коры ненормально высокие,
другие низкие или погружаются. Механизм и причины
таких изменений еще весьма проблематичны, но геологи¬
ческие доказательства
кажутся достаточно убедитель¬
ными. Важными могут быть и геоморфологические данные
о поднимающихся и
погружающихся берегах. Тем не менее
до тех пор, пока не
будут разработаны более удовлетвори¬
тельные методы датировки, многие из
указанных данных
останутся сравнительно неэффективными. Хотя возраст
более древних террас часто может быть примерно опреде¬

СУЛАВЕСИ
л е н п о окамене лостям и хар актеру отложений, датировки
в лу чшем случ а е очен ь приблизительны. Максимальные
скорости дифференцированных подвижек
коры
имеют
величину порядка 0,1 мм/год, но необходимо подчеркнуть,
что современный берег близок к нулевой точке отсчета
подвижек.
Наконец, имеются доказательства очень длительных
тектонических движений, связанных, возможно, с проги¬
банием коры в новых океанических бассейнах. Они при¬
вели к вековым понижениям «безледнинового» геоида в те¬
чение одного миллиона лет примерно на 100 м (рис. 10).
Рис. 10. Схема изменений параметров уровня моря в четвертич¬
но м периоде.
Фактический подъем уровня моря для любой ста¬
дии четвертичного
п ери ода
может
быть вычислен с помощью
формулы ТО —
—
\У.)
=
0,гдеТ—
в ремя (выраженное
в процентах от начала); О —
отрицательное эвстатическое дей¬
ствие геотектонических процессов (например, опускание океа¬
нических бассейнов, частично некомпенсированное между 200 и
50 м; предполагаемая величина 135 м);
—
общее кол ичество
воды,
изъятое из океана во время максимального оледенения,
отразившееся в эвстатическом
понижении (165 + 20 м); V?.
—
вода, в ерну вшая ся в океан в ме жледн иково е вре м я, выраженная
в эвстатическом повышении (75 —110 м),
причем наибольшая
из этих цифр относится к наиболее теплым межледниковым
периодам.
Кривая Ех (мировая эвстатическая кривая) может
быть построена предложенным способом (здесь только схема¬
тично). Пунктирная линия Е2 представляет эвстатическую кри¬
вую для Антарктики и Гренландии.
1—
послеледниковый геоид; 2 —
межледниковый геоид; 3 —
ледниковый геоид; 0 —
современный уровень моря.
Необходимо добавить, что различные геодезические
воздействия: небольшие нутации, прецессия и незначи¬
тельные колебания в скорости вращения Земли, влияют на
С.у.м.
разных районов (часто широтное изменение).
Эта взаимосвязь кратко обсуждалась Манком и Ревеллом
(1952), Манком и Макдональдом (1960), но не была еще
с исте мат ичес ки
изучена. Ирдли (1964) предположил, что
на С.у.
м.
оказывает
продолжительное
100 млн. лет)
влияние вращение Земли.
роудз у. фейрбридж
См. также Приливы.
Прим. ред.
1
См. также Мустафин Н. В . О фак
торах, формирующих сгонно-нагонные колебания уро! ня
арктических морей.—
Проблемы Арктики и Антарктики,
1970, вып.
34, с.
5—12.
2
См.
такж е
Максимов
И. В. Геофизические
силы и воды океана. Л ., Гидрометеоиздат, 1970; Макси¬
мов
И.В.,Саруханян
Э.И.,СмирновН.П.
17 Заказ 406
Океан и космос.
Л., Гидрометеоиздат, 1970; Буто¬
рин Н. В . Вековые изменения среднего уровня
Атлан¬
тического океана и их связь с циркуляцией атмосферы.
М. — Л., Изд. АН СССР, 1960.
3
На основании исследований Г. А . Баскакова и
А. О . Шпайхера установлено, что в современную геоло¬
гическую эпоху большая часть побережий Карского,
Лаптевых,
Восточно-Сибирского
и
Чукотского морей
испытывает
подня тие.
Скорость поднятия
возрастает
с 3 на В. Исследованиями М. В. Стоваса доказано, что
берега морей Баренцева и Белого также испытывают
поднятие (см. Баскаков Г. А ., Шпайхер А. О.
Современные вертикальные движения побережья арктиче¬
ских морей.— Тр. ДАНИИ, 1968, т. 285, с.
189—193).
СУБАРКТИЧЕСКОЕ ТЕЧЕНИЕ — с м. Алеутское течение
СУБПОЛЯРНАЯ КОНВЕРГЕНЦИЯ —
см.
Конвергенция
антарктическая.
СУЛАВЕСИ МОРЕ
С. м. расположено между о. Калимантан и Южными
Филиппинами
(центр
в
точке
3° с.
ш.,
122° в.
д.) .
Котловина С. м .
характеризуется быстрым падением глу¬
бин, симметричной конфигурацией, а также довольно
глубоким и ровным дном. На С С. м . ограничивается арх.
Сулу и юго-западным побережьем о. Минданао. На В гра¬
ни ца
проходит
вдоль
цепи
о-в ов
Сангихе, соединяю¬
щих Филиппины
и
о.
Сулавеси. На южной окраине
С. м. расположен ряд орогенических вулканов (взрывной
индекс которых, по Риттману, превышает 80), представля¬
ющих часть северного ответвления вулканических обра¬
зований Сулавеси (также орогенного происхождения),
и северный вход в Макасарский прол. На 3 С. м . огр ани¬
чено Северным Калимантаном (рис. 1). Площадь С. м.
280 тыс. км2. Самая глубоководная его часть (6220 м)
расположена к ЮЗ от о. Минданао. В точке примерно
4° с. ш.,
124° в. д . находится подводный действующий
вулкан.
Гидрологический режим.
Характеристики
глубинных вод
и
придонная
цирку¬
ляция
вод. Придонные воды С. м. формируются глу¬
бинной водой Тихого океана, которая проходит в С. м.
над порогом (глубина 1400 м) к Ю от о. Минданао. Из С. м .
через Макасарский прол.
в море Флорес выходит глубо¬
ководный поток, исследованный при изучении конфигу¬
рации бассейна и путем ср авнени я
характеристик
вод
внутри бассейна и вод на глубине порога и за его преде¬
лами
(табл. 1).
Характеристики
поверхностных
вод
и
климат.
Температуры поверхностного слоя
С. м. колеблются от 28°С в апреле до 27° С в феврале. Соле¬
ность поверхностного слоя в течение всего года составляет:
Декабрь— феврал ь
....
31—34°/оо (с ЮЗ на СВ)
Март—май
.. ... ..
32,8
—
33,9°/оо (с ЮЗ на СВ)
Июнь—август
34°/оо (с небольшим понижением
значений в центре)
Сентябрь—ноябрь
....
33,5
—
34,1°/оо (с СЗ на ЮВ)
Метеорологические условия С. м. за ви ся т о т муссонов.
Зимой северного полушария ветры с С и ССВ, сила 0,5—
2,4 балла, а летом направление ветров меняется на проти-
513

СУЛАВЕСИ
Рис. 1 . Батиметрическая
карта (заштрихованные участки
—
глубины более 5000 м), придонные течения (стрелки) и
донные осадки морей Сулавеси и Сулу (по данным экспедиции на «Снеллиусе»,
1929 —1930).
Т
терригенный
ил; О « глобигериновые илы; С
коралловые илы и пески;
УТ «=
вулканогенный и терригенный
илы;V—
вулканогенный ил.
воположное, и они становятся слабее (0,5—1,4 балла).
Давление в эти периоды соответственно 757 и 756 мм рт. ст.
Приливы и течения. Летом северного полу¬
шария поверхностные течения С. м. имеют направление
514
от о. Минданао к Макасарскому прол., скорость их дохо¬
дит до 15 миль/сутки. Скорость течений в проливах ме¬
няется от 5 до 15 миль/сутки. Зимой северного полушария
системы течений, имеющих направление на Ю и ЮЗ

СУЛУ
Таблица 1. Характеристики вод котловины Сулавеси
(по Ван-Рилю и др„ 1950)
*
Воды на глубине
Воды на глубине
5138 м в пределах
1440 м вне котло¬
котловины Сулаве¬
в и ны Сулавеси
си (станция 301
(станция 296
«Снеллиуса»)
«Снеллиуса»)
Температура,
°С
3,815
3,185
Соленость, %о
34,59
34,61
Кислород, см3/л
2,14
2,31
рН
7,78
7,81
Плотность
1027,50
1027,58
*
Граница
—
изобата 4000 м, площадь 260 тыс. км2.
(скорость 5—20 миль/сутки), распространяются на боль¬
шую часть С. м. Вдоль Северного Сулавеси и в проливах
о-вов Сангихе скорость
т е че н и й 15—25 миль/сутки. Вели¬
чина прилива
в Манадо (о. Сулавеси) 2,2 м.
О
500км
<
,
I
Рис. 2. Море Сулавеси. Гравиметрия, активные вул¬
каны и очаги землетрясений (точки
—
глубина ме¬
нее
100 км, точки с одной гатурой
—
100 — 199 км;
с двумя гатурами
—
200—299 км и т. д)..
Экспедиция на «Снеллиусе» проводила измерения те¬
чений на станции No 308а (рис. 2) в период с 29 июня по
1 июля
1930 г. Были получены следующие результаты:
Горизонт, м
..........
0
10 —100
150 250 — 400
Скорость, см/с
.
64
67
50
38
Направление, град.
.....
352
332
272
245
окружена подводными хребтами, островами и активными
вулканами) и,
возможно,
подводным оползанием этого
материала с преобладающих крутых склонов. Ниб (1943)
определил среднюю скорость отложения осадков 65 см
за 1000 лет для терригенных
илов в котловинах и желобах
Восточ ной Индонезии.
В открытых районах Тихого океана глубоководные
красные глины накапливаются на глубинах между 4000
и 6000 м. Заметное отсутствие этого типа осадков в более
глубоководных частях С. м. связано в первую очередь с не¬
достатком кислорода, который окисляет голубые и зеленые
терригенные илы во время
их накопления.
Геофизика и геологическое строение дна. Котловина
С. м. отличается положительной гравитационной анома¬
лией, колеблющейся от 50 до 100 мгл, при незначительном
увеличении значений в северо-восточной части .
Центры
сильных и слабых землетрясений расположены вдоль гра¬
ниц (особенно к Ю от о. Минданао и к С от о. Сулавеси),
Рис. 3 . Гравитационный профиль море Сулавеси
—
Молуккское
море
—
Тихий океан. Полученные значения по океанам: 1000 м,
10 мгл, а повсюду 2000 м, 20 мгл (по Венингу-Мейнесу).
Горизонтальный масштаб 1 : 5 000 000, отношение вертикаль¬
ного масштаба к горизонтальному 10 ; 1.
хотя они встречаются
и на территории
котловины. Глу¬
бина их увеличивается от Тихого океана к центральной
части С. м., т. е. от мелких очагов на В до глубин 620 км
в центральной части (рис. 3).
Прямолинейность границ, быстрое падение глубин,
довольно постоянная глубина дна и характерность мно¬
гочисленных мелких нарушений вдоль западной границы
—
все это говорит
о
сбросовом происхождении котловины
С. м.
Прогибание бассейна началось только в
период плио¬
цена—плейстоцена. Это предположение основано на струк¬
турной истории северо-восточной части о. Калимантан,
где поднятие произошло в тот же самый период. Сейсми¬
ческие и
гравитационные аномалии в этом районе подт¬
верждают предположение о его недавнем образовании.
Донные осадки. По данным съемки от о. Минданао
Д. ТИА
к северному входу Макасарского прол,, в северной части
С. м . расположена зона терригенных илов шириной при¬
мерно 70 км, в центре
—
терригенные и вулканические
гулу МОРЕ
илы, в восточной части около вулканов преобладают вул¬
канические илы. Остальная часть, около 1/з С. м., покрыта
терригенными илами с локальными концентрациями квар-
Центр С. м.
находится в точке 8° с. ш .,
121° в. д.;
цевых песков.
Глобигериновые илы (на 30% состоящие
С. м . почти ромбовидное по форме; оно ограничено о-вами
из карбоната кальция) находятся только над 2000-метро-
Калимантан, Палаван, Миндоро, Панай, Негрос, Мин-
вой изобатой в северной части хребта, разделяющего
данао (группа Филиппин) и прямым хребтом, прости-
С. м.
и
Молуккское море. Отсутствие глобигериновых
рающимся до арх. Сулу (см. рис. 1 к статье Сулавеси
илов в
других районах С. м. может быть объяснено высокой
море). Площадь С. м. 260 тыс. км2. Широкие шельфы
скоростью отложения терригенного материала (котловина
располагаются вдоль Северного Калимантана и вдо ль
515

СФЕРА
северо-западной границы С. м. Ряд банок с минимальной
глубиной менее 200 м расположен параллельно о. Палаван
и
арх. Сулу, разделяя С. м. на северо-западную и юго-
восточную котловины. Юго-восточная котловина (глубина
до 5580 м) ограничена изобатой 4000 м, площадь ее
46 тыс. км2, склоны линейные, крутые. На Ю есть проме¬
жуточная терраса на глубине 3000—5000 м. Границы
северо-западной котловины (глубина до 2141 м) более
изрезаны, а склоны более отлогие.
Гидрологический режим. Характеристики глу¬
бинных вод
и
придонная циркуляция
О
25
50
75 ни
Рие. 1 Распределение солености при входе в самый глубокий
пролив, соединяющий море Сулавеси с морем Сулу.
вод. Ван-Риль (1950) сообщает в отчетах (как и в других
сообщениях голландской океанографической экспедиции
на «Снеллиусе» 1929—1930 гг.) следующие данные, полу¬
ченные на станции No 64 (глубина наблюдений 4268 м)
вС.м.:
Температура,
°С
10,47
Соленость,
° /00
34,47
Содержание кислорода, см3/л ....
0,57
Плотность
1026,475
По различию
в характеристиках глубинных водных
масс в самом С. м . и за порогом (глубина 270 м), отделя¬
ющим С. м. от моря Сулавеси, было сделано заключение,
что этот порог не переходит никакое придонное течение,
идущее в С. м.
Рисунок 1 показывает различия
в соле¬
ности
при
входе в С. м.
из м оря Сулавеси через прол.,
Сибуту. Характеристики глубинных вод С. м .
хорошо
согласуются с предположением
о наличии порога на
глу¬
бине 400 м на СЗ, изолирующего более глубоководные
районы . Южно-Китайского моря.
Характеристики поверхностных вод
и
климат.
Температура поверхностного слоя С. м.
достигает максимального значения в мае (28,9° С) и мини¬
мального
в
феврале (26,9° С). Проведенные измерения
солености дали следующие результаты:
Март—май
34,2°/оо
Июнь—август
33,7°/оо (в среднем)
Сентябрь—ноябрь
... .
33,5°/оо (в среднем)
С декабря по февраль ветры имеют направление
с СВ и достигают силы 1,5—3,4 балла; с июня по август
ветер дует с Ю и ЮВ при силе 0,5—1,4 балла. Атмосфер¬
ное давление в эти
периоды 757 и 755,5 мм рт. ст . соответ¬
ственно.
Течения. Летом северного полушария поверхност¬
ные течения в С. м. обычно бывают южного направления
при скорости порядка 15 узлов. Зимой северного полуша¬
риявС.м.
существует система течений против часовой
стрелки; скорость их достигает 10—15 узлов на С, но по¬
нижается
на
Ю.
Донные осадки. В юго-восточной котловине С. м. экс¬
педицией на «Снеллиусе» были взяты образцы донных
осадков. В других местах колонки осадков были получены
экспедицией на «Рекордере». Большая часть района, где
проводился сбор образцов, покрыта глобигериновыми
илами
(содержание карбоната кальция 30%
и
выше),
которые простираются до глубин 4500 м. В северо-западной
котловине глобигериновые
илы
не
опускаются
ниже
2000 м. Аномалия, которая наблюдается в С. м ., возможно,
вызвана крайне низким содержанием кислорода (0,57 см3/л)
в
этом
бассейне. Низкое содержание кислорода объяс¬
няется наличием силевого потока (—400 м), который от¬
деляет более насыщенные, кислородом глубинные воды
Южно-Китайского
моря
и
препятствует
их
входу
вС.м.
Органическая жизнь С.
м.
при води т
к умень¬
ш ению
содержания
кис лорода
входящих
в
бассейн
поверхностных
вод Южно-Китайского
моря,
которые
сами по себе не очень богаты кислородом. Недостаток
кислорода мешает декальцинации известкового вещества,
отлагающегося в осадках С. м .
Дно С. м.
представляет
собой абиссальную равнину, иногда осложненную вто¬
ричными структурами.
Зона коралловых илов и песка
следует сразу же
за арх. Сулу. Только небольшая часть рассматриваемого
района покрыта терригенными и вулканическими илами,
как, например, район у берегов о. Минданао (см. рис. 1).
Геологическое строение дна. Крутые и обычно прямо¬
линейные окраины юго-восточной котловины С. м. дали
основание Кьюнену считать их происхождение сбросовым.
Северо-западная котловина С . м.
более продолго вата я,
с более отлогими краями. Она является результатом
как
сброса, так и складчатости.
По данным
геологических
работ в районе Северного Калимантана, опускание впа¬
дины С. м. можно отнести к плейстоцену. Поэтому кору
можно классифицировать как квазикратонную,
по терми¬
нологии Штилле; тип бассейна можно считать зевгогео-
синклинальным.
В С. м . не проводилось никаких гравитационных ра¬
бот. Однако, судя по его структуре, аналогичной морю
Сулавеси, находящемуся в непосредственной с ним бли¬
зости, С. м. также должно находиться в зоне положитель¬
ных
гравитационных аномалий порядка 50—100 мгл.
X. Д. ТИА.
СФЕРА ТЕПЛОЙ ВОДЫ — с м.
Тропосфера и стр а т о-
сфера в ок еане.
СФЕРА ХОЛОДНОЙ ВОДЫ — см
Тропосфера и стр а ¬
тосфера в океане.

т
ТАИЛАНДСКИЙ ЗАЛИВ — с м. Сиамский залив.
ТАСМАНОВО МОРЕ
Т. м.—
окраинное море в юго-западной части Тихого
океана, между Австралией и Новой Зеландией. На С его
ограничивают Большой Барьерный риф, плато Коралло¬
вого моря и плато Беллона. Согласно определению Между¬
народного гидрографического бюро, северная граница
Т. м.
идет от берегов Австралии по
параллели
30° ю.
до 159° 18' в. д.,
затем на Ю до скалы Саут-Ист (вблизи
о. Лорд-Хау), оттуда до северного мыса о-вов Три-Кингс
им.
Северный Новой Зеландии. Океанографы, однако,
северную границу проводят выше, по параллели 22° ю.,
по линии, проходящей приблизительно через риф Кейто
до о. Пен (Кунис) (южнее о. Новая Каледония).
В прол.
Басса
граница,
по
определению Между¬
народного гидрографического бюро, проходит от о. Габо
вблизи м.
Хау (37° 30' ю. ш.) до группы о-вов Флиндерс
и м. Эддистон на о. Тасмания (41° ю. ш.) . Однако океано¬
графы обычно включают прол.
Басса в Тихий океан и
границу Индийского океана проводят от м. Отуэй через
о. Кинг до м.
Грим и северо-западного мыса о. Тасмания.
Южная граница Т. м .
проходит от юго-восточного мыса
о.
Тасмания к о-вам Окленд (50° 55' ю. ш.,
166° в. д.)
и затем на С к о-вам Те-Снэрс, о. Стьюарт и м. Вайпапа
(168° 33' в. д.) на о. Южный (Новая Зеландия).
Поскольку морские геологи и океанографы обычно
отдают предпочтение структурным границам,
то локсо¬
дромия
Международного гидрографического бюро от
о. Тасмания до о-вов Окленд не очень удовлетворяет их,
и они
проводят южн ую г ра ницу ниже и по ломаной линии
вдоль гребня Тасманова хребта до хребта Маккуори.
Рельеф дна. Т. м.
примерно соответствует глубоко¬
водной котловине, оконтуренной изобатой 4000 м, широко
известной как Тасманова котловина. Так она была названа
Шоттом (1935), но в ранних работах ее называли по-раз¬
ному: впадиной Томсона в честь Уайвилла Томсона —
участника экспедиции
на
«Челленджере»,
котловиной
Томсона, желобом Томсона, Восточно-Австралийской кот¬
ловиной. Тасманова котловина представляет собой есте¬
ственный структурный и океанографический комплекс;
она простирается далеко на Ю до о. Маккуори
—
подня¬
тия Милл (Тасманова хребта) (глубина около 4500 м)
и на ЮВ до плато Кэмпбелл (рис. 1). На дне котловины
много подводных гор. Западная часть котловины, окай¬
мляющая побережье Австралии (штат Новый Южный
Уэльс), отмечена рядом небольших узких разломов,
но
их нельзя считать желобами или впадинами.
На С кот¬
ловины
находятся
крупные подводные горы (гайоты
Дервент-Хантер и Барку) и банка Таупо; они прости¬
раются в меридиональном направлении
на
350 км;
ана¬
логичный
ряд
широтного
направления
про ход ит через
о.
Болс-Пирамид, о.
Лорд-Хау, риф Элизабет и риф
Мидлтон.
На С Тасманова котловина заходит в южную часть
Кораллового моря. По определению Международного
Рис. 1. Батиметрическая карта Тасманова моря.
517

ТАСМАНОВО
гидрографического бюро, Т. м.
та кже
включает
юж ные
части
поднятия
Лорд-Хау, Новокаледонскую впадину
и хребет о. Норфолк (см. Коралловое море).
Восточной границей Тасмановой котлови ны я вл яетс я
Новозеландское плато, представляющее собой широкую
моря питают Восточно-Австралийское течение, которое
движется через Т. м. примерно от 20° ю. ш. на Ю над ма¬
териковым склоном Восточной Австралии. Это течение
достигает максимальной скорости между 25 и 30° ю. ш .
(вблизи м.
Байрон). Максимальная скорость (до 1,5 узла
на
картах средних течений, 2—3 узла на синоптических
картах) наблюдается в феврале. Более низкие скорос ти
наблюдаются зимой южного полушария, когда чаще дуют
южные ветры.
Восточно-Австралийское течение, по под-
Рис. 2. Профили шельфа и материкового
склона
Юго-Восточ-
Ри с.
3. Карта расположения морфоструктур Тасманова моря
ной Австралии (по Стандарту, 1961).
(по Стандарту, 1961).
платформу, оконтуренную изобатой 1000 м; в него входит
Новая Зеландия с ее фронтальными областями —
плато
Кэмпбелл, поднятием Чатем и т. д.
Поднятие Лорд-Хау образует северо-восточную гра¬
ницу Тасмановой котловины.
Это
1000—2000 -метровое
поднятие, простирающееся
от края Новозеландского плато
(около 40° ю. ш.)
наСЗко.Лорд-ХауинаСврайон
Кораллового моря. Оно имеет относительно ровный рельеф
с разбросанными небольшими подводными горами (менее
500 м глубиной). Его склон в сторону Тасмановой котло¬
в ин ы крутой с большим количеством мелких вертикальных
уступов и несколькими обратно направленными ^склонами
(антитетические ступени). Раскол вдоль поднятия (около
36°45' ю. ш.,
166° 30'
в.
д.) глубиной 1500 м Броуди
(1964) назвал ущельем
Беллона.
Гидрологический режим.
Приливы. Приливные
колебания Т. м. являются по характеру главным образом
лунными полусуточными и, по-видимому, обусловливаются
волной, идущей из Тихого океана, которая проходит через
Коралловое море и распространяется
на Ю между Австра¬
лией и Новой Зеландией, где соединяется с идущим на В
приливным колебанием Южного океана.
Циркуляция
в
поверхностном слое.
Южное Пассатное течение и пассатное течение Кораллового
Ш
о
6000
в
12000
18000
Рис. 4. Структурный профиль от юго-восточного берега Австра¬
лии до о. Лорд-Хау; меридиональный профиль гайотов и широт,
ный
профиль
поднятия
Лорд-Хау
(по
Стандарту,
1961).

ТАСМАНОВО
счетам, переносит около 30 млн. м3/с воды, т. е . значи ¬
тельно меньше, чем его аналоги в
северном полушарии
Гольфстрим и Куросио. Около широты Сиднея основной
поток Восточно-Австралийского течения поворачивает на
В, проходит к С от Новой Зеландии и покидает Т. м .
Между широтами Сиднея и Тасмании ряд крупных анти-
циклонических вихрей, по-видимому, уносится на Ю от
о ткло нивш егося
Восточно-Австралийского те че н и я .
На
картах средних течений они, по-видимому, образуют юж-
Е=3'Ш2ИПШ*Ш4ЕЗ5Ш*ЕЗ7Ш8Ш9
Рис. 5. Сезонные колебания общей циркуляции поверхностного
слоя в Тасмановом море (по Рошфорду, 1959).
Водные
массы:
1—
экваториальная; 2 —
воды Арафурского
моря; 3 —
воды Кораллового моря; 4 —
западная южнотихо¬
океанская; 5 —
воды прол. Басса; 6 —
воды центральной части
Тасманова
моря;
7—
воды
юго-западной
части
Тасманова
моря;
8=—
центральная
новозеландская; 9 = субантарктиче¬
ск ая.
ное
продолжение Восточно-Австралийского течения. Зимой
южного
полушария вдоль берегов Австралии движется
противотечение
на С.
В южной и центральной части Т. м.
по верхност ные
течения, по-видимому, относительно слабы и обычно на¬
правлены на СВ под действием господствующих западных
ветров.
Водные массы.
В Т.м. поверхностные воды
формируются в системе Восточно-Австралийского течения
из теплой, умеренно соленой экваториальной воды и более
холодной, более соленой субтропической воды. В южной
части Т, м, чувствуется влияние более холодных и менее
соленых
субантарктических вод, проникающих
вТ.м.
из Южного океана (рис. 5).
На большей части Т. м. на глубине 100—200 м нахо¬
дится слой воды с высокой соленостью. Этот субтропиче¬
ский нижний слой может быть прослежен до самого источ¬
ника его зарождения у поверхности в субтропическом
антициклоническом круговороте
вблизи о.
Пасхи.
Ниже максимума солености (около 35,9°/00) в стрежне
субтропического нижнего слоя соленость понижается и
достигает
минимума (около 34,5°/00) на глубине около
1000 м, где температура около 5° С. Этот минимум позво¬
ляет
определить местоположение стрежня антарктической
промежуточной воды.
Подобно придонной воде
котловины
Кораллового
моря придонная вода северной части Тасмановой котло¬
вины является глубинной водой, первичный очаг зарожде¬
ния
которой находился в глубинной воде Северной Атлан¬
тики
(см. Атлантический океан).
Г идрохимия. Отношение Р/О в промежуточных
антарктических водах (в слое, расположенном ниже эвфо-
тической зоны и выше глубинных вод) очень близко к от¬
ношению Р/О в других океанах.
В глубинных водах Т. м. содержание кислорода выше,
а фосфора ниже, чем содержание этих характеристик в по¬
верхностных водах. Более высокое содержание кислорода
в
промежуточных водах подтверждает их антарктическое
происхождение, в то
время как более высокая концентра¬
ция фосфора в поверхностных
водах
по казыв ает более
тесную связь их с тихоокеанскими водами, чем с атланти¬
ческими.
Донные осадки. По краям склоны Т. м .
прорезаны
подводными каньонами, по которым терригенные осадки
п ере но ся тся н а д но м оря. Терригенные осадки на глубине
приблизительно 1000—4500 м скрыты под мощным слоем
известковых органических осадков, состоящих главным
образом из фораминифер и кокколитов . В самых глубоко¬
водных частях Т. м .
осадки сост оят
из остаточной или
принесенной ветром красной и бурой глины.
Вулканические подводные горы
в центральном районе
Т. м. и поднятие Лорд-Хау были источником вулканиче¬
ского пепла в составе осадков.
В настоящее время скорость осадкообразования из
терригенных источников мала, и, хотя дно моря относи¬
тельно
ровное, это не настоящая абиссальная равнина.
Вдоль вершин хребтов осадки грубозернистые, встре¬
чаются
в улк ани чес кие
обломки
пород
и
галька.
НаС
подводные горы, высота
которых увеличивается, покрыты
кора ллов ыми рифами. Южная граница рифообразующих
кораллов здесь
совпадает приблизительно с широтой
о.
Лорд-Хау (32° ю . ш.).
Геологическое строение дна. Т.м. подстилается океани¬
ческой корой. Котловина возникла, вероятно, в
результате
образования новой коры и растяжения и смещения окай¬
мляющих материковых масс. Этот разлом, возможно,
начался уже в конце палеозоя. По мнению некоторых уче¬
ных, главный разлом начался только в миоцене. Вполне
возможно, что центральные подводные горы Тасмановой
котловины располагались вдоль рифта растяжения.
Поднятие Лорд-Хау
—
это
орогенный пояс,
почти
параллельный другим орогенным поясам, возникшим на
океанической коре и лежащим к В от Тасмановой котло¬
вины. Хотя подробных геофизических данных мало, можно
предположить, что геологическая история такой крупной
подводной структуры, как поднятие Лорд-Хау, была не
простой. Имеются некоторые данные, подтверждающие
складкообразование типа с ло жной антиклинали. На флан¬
гах хребта и его вершине находятся базальтовые вулканы,
как, например, о .
Лорд-Хау и отдель ные подводные горы.
На примыкающем плато Челленджер, соприкасающемся
со склоном Новой Зеландии, в вулканических агломератах
619

ТЕРМИЧЕСКАЯ
образовались почти горизонтальные плоскости, свидетель¬
ствующие
об
опускании.
Депрессия Т. м. часто рассматривается как опустив¬
шийся субконтинент, который Зюсмилх и Давид (1919)
назвали Тасмантидой по аналогии с Атлантидой. Палео¬
географические данные, особенно по материковым триасо¬
вым котловинам Восточной Австралии и мезозойским под¬
водным желобам Новой Зеландии, позволяют предполо¬
жить, что здесь находится какой-то очаг зарождения суши.
Если бы понадобилось перестроить этот район путем
сближения поднятия Лорд-Хау с Восточной Австралией
и Нов^й Зеландии с Тасмановым хребтом, то в собственно
Тасмановой котловине осталась бы кора океанического
типа (Стандарт, 1961).
РОУДЗ У. ФЕЙРБРИДЖ,
У. Д. М. ВАН ДЕР ЛИНДЕН
См. также Атлантический океан; Восточно-Австра¬
лийское
течение; Индийский
океан; Коралловое
море;
Тихий океан; Юго-западный сектор Тихого океана; Южный
океан.
ТЕРМИЧЕСКАЯ СТРУКТУРА В МОРЕ
Перенос тепла на поверхности. Пере¬
нос
э н е р ги и , определяющей нагревание морской поверх¬
ности, происходит в результате: 1) поглощения прямой и
рассеянной радиации; 2) конвективного пер еноса
тепла
из
атмосферы и 3) концентрации водяного пара. И, наобо¬
рот, охлаждение
морской поверхности обусловливают:
1) встречное излучение морской поверхности; 2) конвек¬
тивный перенос тепла в атмосферу и 3) испарение (рис. 1).
Вследствие избирательного поглощения
солнечной
радиации морской водой самые высокие температуры будут
вблизи поверхности, что приводит
к
отрицательным гра¬
диентам температуры.
В противоположность этому, уда¬
ление тепла из
моря приводит к положительным
градиен¬
там
температуры.
Движение воды. Адвективный перенос, кото¬
рый влияет на Т. м. в.,— это
перемещение
воды без
переноса тепла в атмосферу или из нее. Это перемещение
Температура морской воды (Т. м .
в.)
давно
уже
яв ля етс я самой распространенной измеряемой океаногра¬
фической переменной величиной: во-первых, потому что
ее легче измерять, чем другие океанографические перемен¬
ные величины, как, например, движение воды, плотность,
соленость, биологические популяции, и, во-вторых, из-за
ее очевидного влияния на жизнь моря и на химический
состав и физические свойства морской воды. Возрастающее
прикладное значение сделало Т. м . в. одним из главных
о бъ е кт ов океанографических исследований.
Измерение Т. м. в.
Т.м.в.
измеряется различными
приборами с различной степенью точности. Т . м . в.
по¬
верхностного слоя измеряется инерционными термометрами
с
кораблей или буксируемой цепочкой термисторов и с с а¬
молетов
—
с помощью инфракрасной аппаратуры. Т. м . в.
на
глубинах уже почти столетие измеряется
с помощью
опрокидывающихся термометров, которые все еще остаются
стандартными приборами для глубоководных измерений.
Для быстрой регистрации вертикальных изменений
Т.м.в.в
верхних слоях моря применяется батитермограф.
Совсем недавно были применены малоинерционные
цепочки термисторов. Они опускаются в воду
с
плавучих
или
неподвижных
платформ и могут
регистрировать
Т.м.в.
одновременно относительно либо времени, либо
места, либо того и другого.
Они особенно полезны
при
исследовании колебаний температуры, вызываемых вну¬
тренними волнами, проходящими мимо места измерения.
С помощью этой аппаратуры можно проводить непрерыв¬
ную регистрацию Т. м. в .
до глубины 250 м .Такие це¬
почки термисторов можно буксировать за кормой, а пока¬
зания датчиков с помощью специальных устройств могут
быть преобразованы так, чтобы печатать непосредственно
изотермы с указанием времени или расстояния.
Факторы, влияющие на Т. м. в. Т. м. в. и ее измене¬
ния во времени
и
пространстве зависят от многих
факторов
окружающей среды; особенно это касается Т. м. в . в по ¬
верхностном слое. Двумя главными причинами изменения
Т. м . в . и возникновения или исчезновения
вертикальных
градиентов температуры являются: 1) перенос энергии
на поверхности мор я и 2) адвективный перенос воды под
поверхностью моря.
520
Рис. 1 . Влияние переноса тепла на поверхности моря на терми¬
ческую структуру поверхностного слоя моря.
а
—
факторы, способствующие накоплению тепла морем (излу¬
чение, конвекция, конденсация); б —
факторы, способствующие
отдаче тепла морем (противоизлучение, конвекция, испарение).
выз ывает ся
внешними
и
внутренними
сил ам и,
такими,
как приливы, течения и
в ет р ы. Если Т. м. в., перемещен¬
ной в результате адвекции, отличается от Т. м . в.
окру¬
жающей ее новой среды, то
вертикальные
и
г ориз онт аль¬
ные
гради енты
температуры
соответственно
и змен ятс я.
При погружении поверхностных вод в зонах
конвер¬
генции кривая распределения Т. м. в. по глубине харак¬
теризует мощность перемешанного слоя над слоем скачка
температуры. Когда ветер гонит воду в сторону моря,
происходит подъем подповерхностной воды; в зоне подъема
воды температура ее ниже и градиенты меньше, чем дальше
от берега, в открытом
море (см. Апвеллинг).
Взаимодействие двух водных
масс
играет
важную
роль в создании градиентов температуры. На
границах,
или фронтах, перемешивание вод с различными темпера¬
турами создает неравномерные
и непостоянные
градиенты.
Сильные ветры также оказывают большое влияние.
Они перемешивают верхние слои, образуя изотермический
слой с подстилающим слоем скачка
температуры;
чем си ль¬
нее
ветер,
тем
глубже расположен перемешанный слой
(рис. 2).
Временные циклы Т. м. в . Многие факторы, которые
оказывают влияние на Т. м . в. , действуют одновременно,
и
трудно установить количественно действие какого-либо
одного.
Сезонный цикл. Самым очевидным временном
циклом является цикл, связанный с сезоном года и с ши¬
ротой.
В Северном Ледовитом океане к С от Берингова прол.
зимой море покрыто льдом и
потеря
тепла
морской по¬
верхностью приводит фактически к отсутствию вертикаль¬
ных
градиентов температуры. Весеннее и летнее таяние
этого льда приводит лишь к незначительным градиентам,
так как солнечная радиация затрачивается на таяние.
Однако дальнейшее нагревание обусловливает образова¬
ние характерного перемешанного слоя, слоя скачка тем-

ТЕРМИЧЕСКАЯ
пературы и
слоя
с постепенно
понижающейся Т. м . в.
н иже
слоя
ск ачк а.
Самый большой сезонный цикл в градиентах темпе¬
ратуры имеет место в умеренных широтах. Зимой здесь
а)
б)
>
1
ю
ТТЛ
г)
О
т
И
Рис. 2. Влияние
некоторых внешних
и внутренних факторов
окружающей
среды на термическую структуру по¬
верхностного слоя
моря.
а—
конвергенция; б—подъем глубин¬
ных вод к поверхности;
в—
фронты;
г
—
ветровое перемешивание.
максимума.
Подповерхностная Т. м . в.
достигает макси¬
мума через несколько часов после максимума на поверх¬
ности. После 15 ч поверхность моря начинает охлаждаться,
образуется изотермический слой над слоем со слабым отри¬
цательным градиентом температуры. Охлаждение про¬
должается до тех
пор,
пока
к
полуночи
верхний слой
снова не станет изотермическим. Колебания этого суточ¬
ного цикла зависят от района, силы ветра, температуры
воздуха и многих других факторов.
Приливный цикл. Приливообразующая сила
является причиной
важных температурных изменений
в море, так как она обусловливает приток воды с другой
температурой
или
вызывает
вертикальные
колебания
Т. м . в . На рис. 5 представлен график, построенный по
данным для района центральной части Тихого океана, на
Рис
3. Годовой цикл наблюденных изотерм (Р) в Тихом океане (49° с. ш . )
наблюдается мощный перемешанный слой ссГ слабым вер¬
ти каль ным
градиентом
температуры.
С
наступлением
весеннего сезона
мощность слоя со слабым градиентом
температуры постепенно уменьшается за счет
прогреван ия
с поверхности. Летом между прогретыми поверхностными
водами и холодными
—
зимними
образуется слой скачка.
С наступлением осеннего охлаждения Т. м . в. в поверх¬
ностном
слое
понижается,
поверхностный слой стано¬
вится перемешанным
и постепенно более мощным и слой
скачка температуры снова наблюдается на большой глу¬
бине (рис. 3).
Суточный цикл. Те же самые факторы, кото¬
рые влияют на сезонный цикл Т. м. в.,
действуют и во
время суточного цикла; однако в данном случае
влияние
этих
факторов ме н ее значит ельно, та к ка к
период нагре¬
вания и
ох лаж де ния
непродолжителен. Наиболее ярко
выраженное
суточное
нагревание
наблюдается
летом
в средних широтах.
Суточный цикл температуры представлен на рис. 4.
Поскольку суточное нагревание и охлаждение в основном
происходит в верхних 10 м, изменения Т. м. в . в этом слое
и показаны на рисунке.
Вследствие ночного охлаждения вода часто бывает
гомотермической вблизи поверхности в 0 ч (полночь);
к3ч
градиенты температуры становятся положительными
и при дальнейшем охлаждении к 6 ч достигают максимума.
К 9 ч нагревание создает гомотермическое состояние,
а к полудню уже появляются
отр ица тел ьные градиенты
температуры: к 15 ч поверхностное нагревание достигает
Рис. 4. Схе матическое представление суточного цикла
тер ми¬
ческой структуры в поверхностных слоях м<*ря.
521

ТЕРМИЧЕСКАЯ
котором нанесена Т. м. в . через каждые 100 футов, начиная
с горизонта 400 и до 900 футов в зависимости от времени
и приливных явлений. Сглаженные линии, проведенные
через эти точки, явно устанавливают влияние прилив¬
ных явлений на структуру Т. м. в.,
в особенности около
горизонтов 600 и 700 футов, где градиент температуры
достигает максимума. Многие другие вертикальные коле¬
банияТ.м.в.с
периодами приливов, называемых внут¬
ренними приливами, наблюдались в различных районах
Мирового океана.
показан на рис. 6 . По автоматически записанной струк¬
туре Т. м. в. определены многочисленные небольшие волны
в момент их прохождения мимо станции измерения по
направлению к мелководью. Период их около 10 мин.
На этом примере видно также общее понижение всех
изотерм, вызванное суточным ветровым циклом, благо¬
даря которому поверхностная вода попеременно направ¬
лена то к
берегу, то от него. Слой скачка температуры
достигает максимальной глубины в 18 ч, а затем подни¬
мается и примерно около 8 ч достигает минимальной глубины.
Рис. 5. Колебания температур (Р) на глубинах от 400 до 900 футов (122—275 м), полученные путем
повторных наблюдений с помощью батитермографа за период 40 ч вблизи атолла Бикини
показывающие
колебания температур, связанные с приливными
ци кла ми.
ПВ
полная
вода;
МВ
мала я
вод а.
Короткопериодные колебания. Зна¬
чительные термические колебания, вызываемые коротко¬
периодными внутренними волнами, наблюдаются в преде¬
лах периода волн от 2 мин до 2 ч. Они состоят из быстрых
изменений Т. м. в . со временем, обусловленных главным
образом вертикальными движениями в слое скачка тем¬
пературы. Хотя данные относительно их распределения
в Мировом океане, происхождения, высоты, периода
и
направления распространения
этих
внутренних
волн
ограничены,
можно с уверенностью предположить,
что
такие волны являются повсеместными (см. Внутренние
волны).
Характерный пример короткопериодных внутренних
волн на мелководье мористее
пля жа Мишен (Калифорния)
522
Структура Т. м . в . в двух измерениях. Вертикальная
и
горизонтальная структура Т. м . в . может быть получена
погружением в море до определенной глубины троса с под¬
вешенными датчиками, которые затем буксируются в гори¬
зонтальном направлении (рис. 7). Этот метод был успешно
применен для получения графиков распределения Т. м. в .
по горизонтали и вертикали
в
верхних 250 м моря
с по¬
м о щ ью специального приспособления, изобретенного в Ла¬
боратории электроники ВМС США.
Общая
структура.
Представленные
на
рис.
8—10 измеренные термические структуры назы¬
ваются «тонкими структурами». Так как такие структуры
представляют
собой
подробные термические картины,
рассмотрим рис. 8—10 по возможности полнее.

термическая
Тонкая термическая структура, характерная для
океана, представлена
на рис. 8 (вертикальный масштаб
рис. 8 увеличен в 100 раз в сравнении с горизонтальным,
так что изотермы выглядят более крутыми, чем в действи¬
тельности; средний уклон изотерм фактически был около
0° 16'). Имеется верхний слой (а), который является почти
изотермическим. Время от времени
поя вляется незнач и¬
тельный подповерхностный градиент, вызываемый полу¬
денным нагреванием поверхности (б). Термоклин
—
это
тот участок, где Т. м . в. изменяется очень быстро с глуби-
Термический гребень. Представленный на
рис.
9 образец записи, сделанной во время буксирования
в северном направлении
в
открытом море мористее Нижней
Калифорнии в Мексике, характеризуется общим подъемом
в
основном
термоклине, который может быть назван
гребнем, или куполом.
Более холодная вода наблюдается в точке, где изо¬
термы
пересекают
поверхность.
Максимальный
изгиб
этих изотерм наблюдается на гребне, но некоторое изгиба¬
ние
простирается до глубины 500 футов. Верхние изотермы
13. 00
14. 00
15. 00
Время
Рис. 6 . Запись
короткопериодных
изменений
температуры, вызванных
в нутр енни ми волн ами
в
неглубокой воде мористее
пляжа
Мишен (Калифорния).
ной или, в этой записи, где изотермы ближе всего под¬
ходят друг к другу (в). Иногда верхняя изотерма термо¬
клина отклоняется вверх, в почти перемешанный слой (г).
Более слабый термоклин, где изотермы находятся значи¬
тельно дальше друг от друга (б), обычно обнаруживается
ниже основного термоклина.
Самой удивительной особенностью рис. 8 является
волнистость изотерм. Изотермы 20, 13 и 12° отклоняются
от среднего положения на 30 м на расстоянии б—8 миль.
Вероятно, они соответствуют долгопериодным внутрен¬
ним волнам. Другие вертикальные колебания обнаружи¬
вают ряд длинных волн, причем наиболее заметные имеют
длины волн 1/4—х/2 мили.
Такие колебания появляются
почти на всех
изотермах
и обычно находятся в
фазе друг
с другом по всему термоклину, однако на некотором рас¬
стоянии от основного термоклина они
могут не совпадать
по фазе. Внутренние волны связаны с частотой Вяйсяля
любого данного градиента плотности.
имеют высоту гребня около 150 футов. Эта структура
является
результатом
подъема воды.
По характеру подъема и частоте более мелких внутрен¬
них волн по обеим
сторонам
его можно с дела ть некот орые
выводы относительно циркуляции.
Например, изотермы
на южной (левой) стороне этого разреза более ровные
и
изображают внутренние волны более низкой частоты (Н),
чем
изотермы
в
северной (правой) части (В). Это означает,
что в более ранней, или южной, части разреза корабль
двигался
в
направлении
распространения
внутренних
волн, вызывая эффект Допплера. В последней, или север¬
ной, части разреза направление было противоположно
распространению волн.
Фронтальный раздел.
На вертикальном
разрезе, выполненном в 100 милях к ЮВ от Калифорний¬
ского зал.,
отчетливо наблюдалась граница между двумя
водными массами и термический фронт с более холодной
поверхностной водой в северной част и
разреза и более
523

ТЕРМИЧЕСКАЯ
Рис. 7. Двухмерная термическая структура, полученная бук¬
сируемыми датчиками.
теплой водой в южной части. На границе температура по¬
верхностного слоя изменялась на 2° С. Более эффектным
явился
почти вертикальный сдвиг по глубине изотерм;
этот сдвиг обнаруживался до 400 футов. Кроме того, на
150 футах имелся «выгнутый», или 5-образный, термоклин,
из чего следует, что теплая южная вода надвигалась на
холодную. Однако на глубине 70 футов структура меня¬
лась на обратную, имея 2-образный вид и указывая на
вторжение
в
середине
слоя. В этом случае мелкомасштаб¬
ные высокочастотные волны по обеим сторонам фронта
были почти одинаковы.
Но вертикальные
градиенты
в
термоклине были слабы к С и сильны к Ю.
Инверсии. На рис. 10 представлена запись мо¬
ристее Нижней Калифорнии. Здесь верхняя толща воды
холоднее и более глубоко расположенные изотермы суще¬
ственно отличаются от изотерм на предыдущих разрезах.
В южной (левой) части поверхностный слой является
перемешанным до глубины 150 футов; в северной (правой)
части
име ется
слабый
градиент,
причем
од на
изотерма
находится
выше
основного
термоклина.
Необ ычн ой особенност ью зд есь яв ля ет ся
температур¬
ная
ин верси я
ниже основного термоклина. Так как поверх¬
ност ное теч ение и
поверхностный слой движутся на Ю,
т. е.
справа
налево,
некоторая часть воды в
термоклине
также движется на Ю и
перекрывает более глубоководные
слои.
Это создает слабый сдвиг,
или
температурную
инверсию, на
кото рую ук азывае т 5 -о
11 и 12° С. Инверсии слабы (около
занимают 150—200 футов.
Основной термоклин, который находится между 150
и
300 футами, содержит,
как
и
все
термоклины, более
мелкие внутренние волны. Этот термоклин не
является
резким скачком, который затухает с глубиной. Он ровный,
затем внезапно переходит в большие инверсии. Этот вид
термоклина типичен для границ сдвига.
бразный вид изотерм
1° С) и по вертикали
Рис. 8 . Пример двухмерной термической структуры по наблюдениям буксируемыми датчиками со скоростью 0 .у
а
—
перемешанный слой; 6 —
нагревание вблизи поверхности; в — главный термоклин;
г — колебания вер;
термоклина; д — слабый
термоклин.
Температура * = в градусах Цельсия. Отношение вертикального масштаба к горизонтальному 100 ; 1.
ЗЛОБ.
хнего
524

ТЕРМИЧЕСКАЯ
Рис. 9 . Пример двухмерной термической структуры через
термический гребень или купол
Н — низкочастотные волны; В — высокочастотные волны .
Температура
—
в
градусах Цельсия.
Рис.
10. Пример двухмерной термической структуры через температурные инверсии.
Температура
—
в
градусах Цельсия.
Энергетический спектр. Вертикальные
колебания
Т.м.в.
широко меняются в зависимости от местоположе
ни я,
времени
и направления буксирования
прибора.
Диапазон длин волн этих колебаний велик. Некоторые
волны
имеют длину 600—900 футов, другие
—
почти
1 милю, но большинство из них 0,5--0,3 мили. Одним из
методов
представления
колебаний
является
энергетиче ¬
ский
спек тр с целью выделен ия преобладающих частот.
Для такого анализа желательно иметь более длинные ряды
данных .
Как можно видеть из рис. 8—10, выбор изотермы или
местоположения
разреза может изменить распределение
525

ТЕРМОКЛИН
проявившихся максимумов энергетического спектра. По
максимумам энергетического спектра
и
термической
структуре можно установить,
какие динамические про¬
цессы происходят
в
мо ре.
Э. Ч. ЛАФОНД
ТЕРМОКЛИН
Т.—
это слой воды с большим вертикальным градиен¬
том температуры,
чем в выше- или нижележащих слоях.
В океанах Т. обычно разделяет поверхностные воды и про¬
межуточные
и
глубинные. Т .
изменяется
по
глубине,
толщине, протяженности
и по площади. Существование
любого Т. определяется притоком или отдачей тепла на
Рис. 1. Озерный термоклин (по Ч. Мортимеру, 1956). Сплош¬
ные линии — сезонный цикл температурных условий в оз. Мен-
дота (США, штат Висконсин). Цифры
—
содержание кислорода.
Анаэробные условия
(выделено
точками) развиваются
ниже
термоклина в летний период.
поверхности вместе с процессами перемешивания, которые
изменяю т
температуру на глубинах (рис. 1).
На Т. могут оказывать воздействие практически все
физические процессы, протекающие в
озерах
и
морях
(т. е. волны, течения и т. д.), и
метеорологические про¬
цессы над поверхностью (т. е. ветер, радиация и т.
д.).
Т. в свою
очередь оказывает действие на различные свой¬
ства воды, как, например, передачу звука, прозрачность.
Постоянный Т. Обычно это бывает самый глубокий Т.
в
море, верхняя граница которого находится от 100 до
700 м ниже поверхности моря. Определение «постоянный»
применяется потому, что его изменения, по-видимому,,
не связаны с сезонными или более короткими периодами.
Такой Т.
имеет тенденцию быть симметричным
относи¬
тельно экватора, причем вблизи экватора он расположен
на
небольшой глубине, имеет среднюю толщину
и
до¬
вол ьно
интенс ивен;
в
средних широтах он
становится
тоньше, расположен глубже и менее интенсивен; и, на¬
конец, вблизи 50—60° с. и ю. ш . он поднимается к поверх¬
ности и становится более интенсивным (рис. 2). Обычно
считают, что Т. образуется благодаря потоку холодной
глубинной воды,
идущему от полюсов к экватору, и
потоку теплой поверхностной воды, идущему от экватора
к полюсам.
Сезонный Т. Так называется Т.,
изменяющийся по
сезонам. Он возникает весной, становится интенсивнее
с наступлением лета и исчезает осенью и зимой. Он нахо¬
дится ближе к поверхности моря, чем постоянный Т.,
и более четко выражен в тех
районах, где сезонные раз¬
личия достаточно заметны. Особенно хорошо развит се¬
зонный Т. в умеренных широтах. Весной вода почти изо¬
термична. По мере нагревания поверхностная вода полу¬
чает больше тепла, чем она отдает в воздух, и становится
теплее. Ветер вызывает перемешивание этой поверхност¬
ной воды с нижележащей. По мере того как тепла посту¬
пает больше и
ветер продолжает перемешивание до еще
большей глубины, слой Т. перемещается дальше в глубь
от поверхности. Максимальные глубины и интенсивность Т.
будут зависеть от силы и продолжительности воздействия
ветра и от количества полученной солнечной радиации.
Суточный Т. Т. могут иметь и меньшие масштабы.
Суточный Т., возможно, является наименьшим по разме¬
рам Т., образуется очень близко к поверхности
в тече ние
дня и исчезает ночью. На интенсивность Т. могут влиять
та кие факторы,
как облачность и разность между темпе¬
ратурами моря
и воздуха.
526
Рис. 2. Распределение температуры (°С) на разрезе в западной части Атлантического океана.
Наиболее развитый
термоклин находится между изотермами 15- и -
. 25°-С (между 15° с. ш. и 15° ю. ш.) (по Свердрупу и др.,
1942).

ТИМОРСКОЕ
В последние годы уделялось большое внимание влия¬
нию Т.
на
характеристики
океана.
Робинсон, Стоммел и Веландер разработали две мо¬
дели термохалинной циркуляции,
в
которых учитывается
зависимость между циркуляцией и Т.1
НОЭЛЬ ПЛУТЧАК
Прим, ред.1 Упомянутые автором работы Робинсона^,
Стоммела и Веландера относятся к теории термохалинной
циркуляции и главного (или постоянного, по терминоло¬
гии Энциклопедии) Т. Они важны с точки зрения учета
термохалинных факторов в моделях океанической цирку¬
ляции. Важной чертой этих моделей является введение
упрощенных вариантов уравнения турбулентной диффузии
плотности
—
уравнения, впервые предложенного П. С. Ли-
нейкиным (Л и н е й к и н П. С. Об определении толщины
бароклинного слоя моря. —
ДАН СССР, 1955, т. 101, No 3,
с.
461—464). Теория сезонного Т., основанная на гипотезе
об «автомодельности» нестационарного вертикального про¬
филя температуры, описана в книге С. А . Китайгород¬
ского
«Фи зика
взаимодействия атмосферы и
оке ана»
(Л., Гидрометеоиздат, 1970).
В 1971 г.
изданы сборник статей «Формирование,
структура и флуктуации верхнего термоклина в океане»
(Л., Гидрометеоиздат), а также книга Р. Джеймса «Прогноз
термической структуры океана» (Л.,
Гидрометеоиздат),
отражающие достижения зарубежных ученых.
ТИМОРСКОЕ МОРЕ
Т. м. расположено между о. Тимор и северо-западным
берегом Австралии, между м. Дон (131° 46' в. д.)
и м. Лон¬
дондерри. По определению Международного гидрографи¬
ческого бюро, Т. м. на В граничит с Арафурским морем
(по линии, соединяющей о. Селару и м.
Дон), на 3
—
с Индийским океаном (по линии, соединяющей о. Роти
и м. Лондондерри). Площадь Т. м.
примерно 450 тыс. км2.
Рельеф дна. В Т . м . можно выделить две морфологи¬
ческие провинции: Тиморскую впадину на СЗ и шельф
Сахул на ЮВ.
Площадь Тиморской впадины равна приблизительно
30 тыс. км2, максимальная глубина 3200 м. На ЮЗ впа¬
дина закрыта порогом глубиной приблизительно 1800 м,
на В отделяется от впадины Ару порогом глубиной 1400 м.
Тиморская впадина имеет сложную структуру. Она со¬
стоит из нескольких котловин, вытянутых вдоль оси, ко¬
торые отделяются друг от друга неглубокими порогами,
и
ряда довольно крупных, поперечно расположенных кот¬
ловин на северном склоне. Юго-восточный склон впадины
вплоть до шельфа Сахул пологий, ровный и, очевидно, сло¬
жен осадочными породами; северо-западный склон, на¬
оборот, крутой, скалистый и
оч ень
неровный (рис. 1).
Рельеф шельфа Сахул заметно отличается от плоской,
полого спускающейся к морю равнины, которая харак¬
терна для большинства шельфов. На шельфе Сахул имеется
крупная центральная депрессия, впадина Бонапарт, макси¬
мальная глубина которой 140 м. Она окружена широкими
поднятиями с гребнями, поднимающимися до глубин 20—
50 м. Длинная, узкая долина, с максимальной глубиной
200 м, соединяет впадину Бонапарт с Тиморской. Этот
региональный рельеф дополняет сложная система плоско¬
вершинных банок, террас и глубоких, узких каналов. По¬
добный рельеф удивительно на пом инает рельеф субаэраль-
ных эрозионных равнин,
развившихся на прилегающей
суше со времени позднего мела#
На СЗ шельф Сахул постепенно понижается до 110—
130 м, затем об ы чн о отм ечается резкий обрыв шельфа,
переходящего в материковый склон, на верхней част и
которого (глубина 200—350 м) расположены многочислен¬
ные банки, имеющие крутые склоны и плоские вершины
глубиной 20—25 м (рис. 2). За цепью банок шельф обычно
ровный, гладкий. На 3 шельф Сахул не имеет ясно выра¬
женного внешнего края; шельф полого спускается к морю
до максимальной глубины, вероятно, около 600 м. Много¬
численные банки
и
несколько атоллов
поднимаются за
линией внешнего края шельфа.
Климат и гидрологический режим. Т. м. находится на
границе между пассатами (юго-восточными) и муссонами
(юго-восточными
с апрел я
п о ноябрь и северо-западными
с декабря по март). С апреля по ноябрь муссоны и пассаты
усиливают друг друга. В сезон дождей, с декабря по март,
вследствие взаимодействия между пассатами и муссонами
ветры ослабевают. С декабря по апрель
часто бывают тро¬
пические циклоны.
Рис. 1 . Тиморское
море.
Топографические разрезы шельф
Сахул
—
Тиморская впадина (а); банка на краю шельфа (б) и
шельфовые банки и каналы (в).
Поверхностные те че н ия .
Юго-западное
поверхностное течение Т. м .,
которое обычно имеет боль¬
шую скорость (0,5—1 узел), преобладает в течение всего
года. Большую часть года ось течения находится близко
от берега о. Тимор. С апреля по сентябрь это течение под¬
ходит близко к берегам Австралии, а скорость его умень¬
шается. С октября по март юго-западные ветры создают
слабое течение к СВ от берегов Австралии. Во время пол¬
ного развития юго-восточного муссона поверхностное те¬
чение Т. м . питают воды Арафурского моря и моря Банда.
За весь год течение переносит на 3 от 1 • 106 до 1,5 -106 м3/с
воды.
Температура и соленость. Температура
и
сол ено сть
вод
Т. м.
в теч ение
года меняются
мало.
Самая высокая температура наблюдалась в апреле 1961 г.
в зал.
Жозеф-Бонапарт (31,3° С) и вбли зи ю го -в ост оч но го
побережья о.
Тимор (28,7° С). Минимальная средняя ме¬
сячн ая
температура для августа в зал. Жозеф-Бонапарт
23° С; максимальная температура с ноября по февраль
превышает 29° С. Соленость в поверхностном
слое колеб¬
лется в пределах 34,7—34,5°/00.
Стратификация. Над большей частью шельфа
Сахул вода хорошо перемешана до дна; ниже 40 м в Т.м. ьа-
ходится более холодная водная масса с более низким содер¬
жанием растворенного кислорода. Глубинная вода Индий¬
ского океана поступает в Тиморскую впадину через юго-
западный порог. Минимум температуры наблюдается не¬
много ниже
глубины порога, содержание растворенного
кислорода относительно высокое. Минимальное содержа¬
ние е го , о коло 2 мл/л, наблюдается приблизительно с 500—
627

ТИХИЙ
1200 м* Ниже глубины порога вода изотермична и
содер¬
жание
кислорода в ней постоянно.
П р и л и в ы. В Т. м. преобладают полусуточные при¬
ливы Индийского океана. На шельфе величина прилива
достигает более 20С см, а максимальная величина (900 см)
бывает в прол. Куинс. У г. Дарвин величина прилива
равна 600 см. Эти приливы образуют сильные течения
в
эстуариях (до 7 узлов в эстуарии р. Виктории).
Донные осадки. Осадки Т. м., в особенности осадки
шельфа Сахул, являются сильно известковыми. Вообще,
между размером зерен и количеством карбонатов имее тс я
Рис . 2. Гравиметр ия Тиморского моря (заштр ихованные уча¬
стки —
п ояс отрицатель ных аномалий). Очаги землетрясений;
точки —
глубины менее 100 км, треугольники
—
более 100 км,
обратна? зависимость.
Пески и более грубозернистые
осадки почти целиком состоят из частиц карбонатов, за
исключением участков кварцевого песка близ побережья
Австралии,
в то время как глины и илистые глины имеют
довольно низкое содержание карбонатов.
На шельфе Сахул тонкозернистые осадки, содержащие
25—50% карбонатов в основном в виде обломков скелетов,
распространены до глубоководных участков впадины Бо¬
напарт и многочисленных эстуариев. Поднятия, внешний
край шельфа, банки и литораль покрыты более грубозер¬
нистыми осадками, размер зерен которых имеет крупность
песка и больше. Эти осадки состоят главным образом из
фораминифер, известковых водорослей, обломков корал¬
лов, раковин и мшанок. Последние позволяют отличить
осадки шельфа Сахул от большинства
осадков других
известковых шельфов мира. Характерные осадки, изоби¬
лующие кораллиновой водорослью НаПтес1а, обнаружены
на банках, расположенных за внешним краем шельфа Са¬
хул (глубина 200—350 м); грубозернистые осадки покры¬
вают неглубокие вершины банок и поднятий. Нескелет¬
ные карбонаты, как, например, оолиты и грейпстоны, столь
характерные для осадков Большой Багамской банки, на
шельфе Сахул отсутствуют. Глауконит широко распростра¬
нен в более грубозернистых осадках на глубинах шельфа,
не превышающих 100 м; значительная часть осадочного
материала (в основном обломки скелетов) частично гла-
уконизирована.
Многие из этих осадков, вероятно,
яв¬
ляют ся реликтовыми
и относятся к периоду более низкого
уровня моря эпохи плейстоцена.
Осадки Тиморской впадины обычно состоят из или¬
стых глин, которые иногда переслаиваются известковыми
528
песками, состоящими в основном из
фораминифер. Содер¬
жание карбонатов в илистых глинах понижается от 50%
и более вблизи внешнего края шельфа Сахул до 25% и
менее вблизи побережья о. Тимор.
На большей части шельфа Сахул мощность слоя осад¬
ков,
вероятно,
небольшая.
Слой современных осадков
более 15 м был найден только в глубоководных частях
впадины Бонапарт. Мощные современные отложения мо¬
г ут встр етит ься та к же в за л. Жозеф-Бонапарт. Необходимо
отметить, что Тиморская впадина, в особенности ее юго-
восточный склон, в течение долгого времени, вероятно,
являлась основным районом осадконакопления.
Геофизика и геологическое строение дна.
Тиморская
впадина находится в краевой зоне пояса сильных отри¬
цательных
гравитационных
аномалий, который открыл
Венинг-Мейнес. Этот пояс проходит через о. Тимор, внеш¬
нюю дугу о-вов Банда, Серам и Буру (рис. 2). Для Т. м .
характерны лишь мелкофокусные землетрясения. Сбросо¬
вая деятельность
отчетливо
наблюдается вдоль северо-
западного
склона
Тиморской впадины;
вдоль
склона
шельфа Сахул наблюдается мощный осадочный слой, но
более изрезанный локальный рельеф свидетельствует о на¬
личии
сбросовых уступов. Широкая зона пояса положи¬
тельной гравитационной аномалии на внешнем крае
шельфа Сахул и на юго-восточном
материковом склоне
свидетельствует о неглубоком фундаменте, круто спускаю¬
щемся по направлению к оси Тиморской впадины и более
постепенно к побережью Австралии.
Банки у внешнего края шельфа Сахул возникли в виде
полосы краевых рифов, образующихся на мелководье и
медленно растущих вверх, позднее сам шельф Сахул опу¬
стился.
Кьюнен (1950) на основе аномалии силы тяжести и по¬
ложения Тиморской впадины в Индонезийской ортогео-
синклинальной системе отнес ее к окраинным впадинам.
Абсолютный возраст впадины неизвестен, но , вероятно,
она образовалась не позднее позднетретичного
периода,
о чем свидетельствуют: 1) параллелизм желоба с поздне¬
третичными геоантиклинальными дугами Банда; 2) парал¬
лелизм с современным поясом отрицательных аномалий
силы тяжести; 3) наличие поднятых плио-плейстоценовых
коралловых рифов, которые вблизи о. Тимор достигают
высоты 1283 м, и 4) морфологические данные и коралловые
атоллы,
подтверждающие недавнее погружение шельфа
Сахул после длительной материковой эрозии. Тектониче¬
ские движения, являющиеся причиной возникновения Ти¬
морской впадины, вероятно, все еще активны.
Т. X. ВАН АНЦЕЛЬ, X. Д. ТИА
См. также Арафурское море; Банда море\ Сахул шельф.
ТИХИЙ ОКЕАН
Т. о . является наибольшим по размерам океаном с наи-
большей средней и максимальной измеренной глубинами.
В окраинные моря Т.
о.
входят: Берингово, Охотское,
Японское, Восточно-Китайскоеу Филлиппинское, Южно-
Китайское-,
Коралловое и Тасманово у
а
также
другие,
менее крупные моря Индонезии, моря Новогвинейское и
Соломоново. В Энциклопедии Арафурское и Тиморское моря
(Международное гидрографическое бюро рассматривает их
как тихоокеанские) относятся к морям Индийского океана,
а Скоша море (также иногда включаемое в Т. о .)
—
к мо¬
рям Южного океана. Фид кн море включено в описание
юго-западного сектора Т. о .

тихий
По определению Международного гидрографического
бюро, границей между северной и южной частями Т. о.
является экватор; о-ва Галапагос и Гилберта, располо¬
же нные
на экваторе,
о тнос ятся
к
южной
части Т .
о.
Вюст (1936) предложил деление Т. о. на ряд «естественных
районов» в соответствии с природными условиями морей
центральной и южной частей Т. о.,
морей северной части
Т. о., Гватемалы, Перу, Южного Чили и Антарктиды.
Кроме окраинных морей, Международное гидрографичес¬
кое бюро различает отдельные окраинные воды: зал. Аляска
(1533 тыс .
км2), Королевы Шарлотты, Калифорнийский
зал. (160 тыс. км2) и прол.
Басса (70 тыс. км2).
Т. о.
простирается на 15 500 км от Берингова прол.
до м.
Адэр и на 17 200 км от Панамы до о. Минданао или же
на 24 тыс. км, если эту линию продолжить до Таиланд¬
ского зал. Площадь Т. о. (вместе с окраинными морями)
179,7 -106 км2, средняя глубина 4028 м, объем 723,7 X
X 106 км3.1 Без окраинных морей эти цифры соответственно
165,2-10® км2, 4282 м и 707,5-10® км3. Т. о. можно разде¬
лить
на
северную часть (70,8-10® км2, 4753 м, 336,7 X
X 10® км3) и южную (94,4
•
10® км2, 3928 м и 370,8
•
10® км3).
Границы.
Западная
граница.
Западная
граница проходит по меридиану от Сингапура до о. Су¬
матра (Малаккский прол.) (согласно Коссина) или по
северной окраине Малаккского прол. (согласно Между¬
народному гидрографическому бюро), или по линии к СЗ
от п-ва Педро (согласно Мерчисону); затем граница идет
по линии о. Суматра
—
о.
Ява
—
о.
Роти —
о.
Тимор
(согласно многим авторам). Разделяются мнения,
сле¬
дует ли относить Тиморское и Арафурское моря и зал.
Карпентария к бассейну Индийского океана или же к бас¬
сейну Т. о. Международное гидрографическое бюро от-
н осит их к бассейну Т. о . Комитет Мерчисона причисляет
Т иморское море к Индийскому океану, а Арафурское море
и зал. Карпентария
—
к
Тихому. Если считать Арафур¬
ское море окраинным морем Индийского океана, то гра¬
ница проходит через
прол. Торреса и от Новой Гвинеи
к о-вам Ару и о. Тимор. Такое деление, которое обычно
поддерживают геологи, было предложено Шоттом в 1935 г.
в его известной работе по географии Индийского океана.
К Ю от Австралии граница, по предложению Крюм-
меля и Коссина, проходит по западной части прол. Басса
(Шотт же проводит эту границу по восточной части про¬
лива). К Ю от о. Тасмания Комитет Мерчисона и Между¬
народное гидрографическое бюро выбрали граничной ли ¬
нией 147° в. д . Шотт и большинство ученых предпочитают
проводить границу по подводному хребту, идущему вдоль
поднятия Милл через о. Маккуори и о-ва Баллени к м.
Адэр.
Восточная граница. Все специалисты со-
гласны в определении
м.
Горн как граничной точки.
Дальше граница идет по
меридиану 68°04' з. к
Антаркти¬
ческому п-ову (по мнению Комитета Мерчисона, Между¬
народного гидрографического бюро и многих других) или
вдоль структурной линии Шотта, нанесенной вдоль всей
дуги Скоша (по мнению других специалистов).
Северная
граница. Хотя Комитет Мерчи¬
сона и
Международное гидрографическое бюро проводят
границу в Беринговом прол.
по линии Северного поляр¬
ного
круга (62° 30' с. ш .), большинство ученых предпочи¬
тают границу с Чукотским морем.
РОУДЗ У. ФЕЙРБРИДЖ
Климат.
В северном полушарии
зимой в Т. о.
по
сравнению с другими океанами наблюдается наибольшая
зональная устойчивость атмосферных процессов, что опре¬
деляется почти симметричным расположением
основных
центров давления в обоих полушариях. Кроме того, в Т. о .
располагаются зона субтропической конвергенции с широ¬
ким поясом
экваториальных штилей и два полуперманент-
ных антициклона: северотихоокеанский, или гавайский,
и
южнотихоокеанский. Летом северного полушария эти
антициклоны усиливаются
и
центры их находятся у 40° с.ш .
и 30°ю. ш. соответственно . Зимой северного полушария се¬
веротихоокеанский антициклон ослабляется и сдвигается
Рис.
1. Атмосферное давление над Тихим океаном.
а — зимой северного полушария (январь); б — летом (июнь)-
несколько на ЮВ. Южнотихоокеанский антидиклон зимой
южного полушария не изменяется (рис. 1).
Из-за очень холодного Перуанского течения на В и
повышения температуры под действием муссонов в районе
Австралии и Соломоновых о-вов на 3
происходит смеще¬
ние южнотихоокеанского антициклона на В.
Пассатные ветры распространяются по обе стороны
от экватора до 25°, юго-восточные пассатные ветры летом
южного полушария смещаются несколько к С от
экватора,
в этом же направлении наблюдается незначительное пере-
мещедие термического экватора. Пассатные ветры в Т. о .
529

ТИХИЙ
менее постоянны и обычно слабее пассатных ветров в дру¬
гих океанах. В восточных частях Т. о. пассатные ветры
сильнее и более заметны. Термический экватор лежит при¬
мерно на 5° с. ш., причем на этой параллели наблюдаются
очень сильные дожди (рис. 2).
Муссоны довольно значительны как в северо-западной,
так и в юго-западной части Т. о. В северо-западной части
>2000
У//А 2000-1500
|\\\1 1500-500
[ \<500мм/год
Рис. 2. Атмосферные осадки над Тихим океаном и прилегаю¬
щими районами, контролирующие перенос эоловой тропосферной
пыли, выпадающей вместе с дождем. Скорость выпадения атмо¬
сферных осадков в районах открытого океана экстраполируется
в море и по измерениям на островных и материковых станциях.
Прослеживается связь между зонами выпадения осадков
и зонами переноса тропосферной пыли,
распространяющейся
в направлении ветра со стороны пустынь Сонора, Атакама и
пустынь Австралии. Далее интересно отметить наличие меридио¬
нальной зоны обильных осадков мористее берегов Азии в сред¬
них широтах северного полушария. Осадки в этой зоне, воз¬
можно, являются причиной выпадения из атмосферы большого
количества тропосферной пыли, которая сильными западными
ветрами переносится из Азии в зону, расположенную примерно
на 40° с. ш. (по Шотту и Аррениусу).
летом се верного полушария юго-вос точный муссон о ка¬
зывает влияние на всю
Юго-Восточную Азию, большую
часть Китая и окраинные моря Т. о. вплоть до 145° в. д .
(Марианские о-ва) и даже на Ю до экватора, где тот же
самый воздушный поток расширяется юго-восточными пас¬
сатными ветрами и австралийский антициклон становится
юго-восточным муссоном Восточной Индии. Юго-западная
часть Т. о. летом южного полушария подвержена действию
северо-западного
муссона,
оказывающего влияние
на
климат Новой Гвинеи, Северной Австралии, Соломоно¬
вых о-вов, Новой Каледонии и в меньшей степени о-вов
Фиджи.
В то время как над большей частью восточной поло¬
вины Т. о . наблюдается совсем незначительное сезонное
смещение границ пассатных ветров,
в западной половине
происходит изменение направления ветра на 180°. Это наи¬
более заметно в северо-западной части Т. о .,
потому что
630
зимой северного полушария развитие сибирского анти¬
циклона прив од ит
к сильному оттоку очень холодного су¬
хого северо-западного воздуха, что создает в Северо-Во¬
сточном Китае климат, похожий на климат северо-восточ¬
ных
районов США. Но климат этот более суров, поскольку
канадский антициклон только в редких случаях бывает
таким же сильным, как сибирский.
В высоких широтах северной части Т. о.
полуперма-
нентный алеутский циклон (более сильный зимой) связан
с полярным фронтом, который часто идет от Японии до
Аляски, а западные ветры усиливаются сильным зимним
стоком холодных воздушных масс из Сибири. Летом эти
условия меняются из-за циклона над Сибирью и алеутский
циклон движется на С и становится гораздо слабее.
В тех же широтах южной части Т. о. австралийский
антициклон не блокирует, как правило, западные возму¬
щения, потому
что полярные фронты проходят в основном
над Южным океаном, в то время как над Юго-Восточной
Австралией и о-вами Новая Зеландия выпадают сильные
зимние дожди. Между о-вами Новая Зеландия и побе¬
режьем Южного Чили в основном поясе западных ветров
нет ни одного острова на расстоянии 8000 км.
Гидрологический режим.
Течения.
Поверхност¬
ные течения Т. о . возникают в результате пассатных и за¬
падных ветров.
Поверхностный поток в основном имеет
западное направление
в низких широтах
и восточное в вы¬
соких. У материков зональные потоки отклоняются на С
и Ю и образуют течения по восточной и западной грани¬
цам Т. о . Вдоль экватора образуется система циклониче¬
ских и антициклонических круговоротов.
На рис. 4 изображен поток на поверхности океана.
Здесь представлен только один геострофический поток от¬
носительно поверхности 1000 дбар, поле потоков неполное,
и надо представить себе достаточный по величине и по¬
перечный к изолиниям лоток,
чтобы не переходить гра¬
ницы материков и сбалансировать видимую конвергенцию
на экваторе.
В средних широтах преобладают крупные субтропи¬
ческие антициклоническйе циркуляции: западные погра¬
ничные течения (Куросио на С и Восточно-Австралийское
на Ю), части течения западного ветрового дрейфа, восточ¬
ные пограничные течения (Калифорнийское течение на С,
Перуанское на Ю), Северное и Южное Пассатные течения,
имеющие западное направление, располагающиеся на не¬
ско лько
градусов к С и к Ю от экватора.
В более высоких широтах
южного
полушария
на¬
ходится Циркумполярное антарктическое течение, идущее

тихий
Рис. 4 . Поверхностные течения Тихого океана (динамическая топография относительно поверхности ЮООдбар, в динамических
метрах).
на В вокруг Антарктиды, и в северном полушарии
—
суб¬
арктическая круговая циркуляция, состоящая из Аляскин*
ского течения,
Курильского течения (Оясио), идущего
на ЮЗ вдоль Камчатки и Курильских о-вов, и части Северо-
Тихоокеанского течения.
В районе экватора идут на 3 Северное и Южное Пас¬
сатные течения, а между ними в полосе 5—10° с. ш. на
В ид ет Межпассатн ое пр отивотеч ение.
Наибольшая скорость наблюдается в течении Куросио
(более 150 см/с). Скорости до 50 см/с наблюдаются в запад ¬
ном потоке около
экватора и в Циркумполярном антарк¬
тическом течении. Скорости от 10 до 40 см/с бывают на во¬
сточной границе Калифорнийского и Перуанского течений.
Подповерхностные противотечения обнаружены под
восточными пограничными течениями и вдоль
экв ато ра.
Под Калифорнийским и Перуанским течениями рас¬
полагаются течения шириной 50—150 км, направленные
К полюсу
и
распространяющиеся от горизонта 150 м вниз
на несколько сотен метров.
В системе Калифорнийского
течения противотечение появляется на поверхности также
и в зимние месяцы.
&31

здхий
Рис. 5. Перенос вод и течения в северной экваториальной части Тихого океана (по Свердрупу, Джонсону и Флемингу,
1942).
Линии со стрелками указывают примерное направление переноса водных масс выше 1500 м.
Цифры—перенос воды
в миллионах кубических метров в секунду. Пунктирные линии —
холодные течения,
сплошные—теплые течения.
Межпассатное
подповерхностное
противотечение
[см. Пассатные (экваториальные) течения] представляет
собой узкий (шириной 300 км), быстрый поток (до 150 см/с),
идущий на экваторе в восточном направлении под запад¬
ным поверхностным
течением. Это течение находится при¬
мерно на глубине 50—100 м и распространяется от 160°
в. д. до о-вов Галапагос (90° з. д.).
Перенос различными течениями (рис. 5) приведен
в следующей таблице:
Течение
Перенос, 10е м*/с
Куросио
65
Северо-Тихоокеанское
Калифорнийское
35
15
Северное Пассатное
45
Мсжпассатное противотечение
25
Циркумполярное антарктическое
100
Перуанское
18
Мсжпассатное подповерхностное противо¬
течение
40
Характеристики поверхностных вод.
Температура поверхностного слоя изменяется от точки
замерзания в высоких широтах до 28° С и более в низких
широтах в зимнее время. Изотермы не везде направлены
по широте, так как некоторые течения (Куросио, Восточно-
Австралийское, Аляскинское) несут более теплую воду
в направлении высоких широт, а другие течения (Кали¬
форнийское, Перуанское, Курильское) несут холодные
воды в сторону экватора. Более того, подъем холодной
глубинной воды в восточных пограничных течениях и на
экваторе также влияет на распределение тепла.
Соленость воды поверхностного слоя достигает макси¬
мума в средних широтах, где испарение превышает выпа¬
дение осадков. Наибольшие значения солености несколько
выше 35,5 и 36,5°/00 соответственно в северной и южной
субтропических антициклонических
циркуляциях.
На¬
много ниже соленость воды в высоких и низких широтах,
Рис. 6. Распределение температуры,
солености
и
кислорода
на станции «Дана» No 3751, типичное для западной эквато¬
риальной части Тихого океана.
Шкала глубин
—
в
логарифмическом масштабе.
где осадки превышают испарение. Соленость вод открытого
океана 32,5°/00 на С и 33,8°/00 на Ю (около Антарктиды).
У экватора самые низкие значения еолености(менее 33,5°/00)
отмечаются в восточной части Т. о .
532

ТИХИЙ
Под влиянием циркуляции
п роис ход ит
пер ера спр е¬
деление солености. Калифорнийское и Перуанское течения
несут воды низкой солености из высоких широт в сторону
экватора, а Куросио уносит воды высокой солености из
района экватора в сторону полюса; субтропические зам¬
кнутые циркуляции оказываются как бы линзами воды
высокой солености, окруженными водами низкой соле¬
ности.
Концентрация кислорода в поверхностном слое всегда
очень близка к насыщению, поскольку верхние слои^-на-
ходятся в контакте с атмосферой.
Величина насыщения зависит и от температуры,
иот
солености, но роль температуры намного больше, и общее
распределение кислорода нд поверхности в значительной
степен и отражает
распределение
температуры?' Концен¬
трация кислорода оказывается высокой в холодных водах
высоких широт
и низкой в теплых экваториальных водах
(рис. 6). На больших глубинах концентрация кислорода
понижается. Степень насыщения кислородом используется
как показатель «возраста» воды
—
времени, прошедшего
с момента последнего соприкосновения воды с атмосферой.
Подповерхностная
циркуляция.
Циркуляция верхних слоев воды происходит под действием
ветра. Адаптация подя плотности к геострофическому
равновесию,
а т акже конв ергенция
и дивергенция, вызван¬
ные ветром, приводят к формированию глубинных пото¬
ков, совершенно
отличных от поверхностных. На больших
глубинах, где циркуляция
в основном термохалинная, раз¬
личия еще большие (см. рис. 7 а и б).
В субтропических антициклонических циркуляциях,
вызванных Еетром, существует конвергенция поверхност¬
ных вод, и накопление вод приводит
к образованию пере¬
мешанного слоя (толщиной до 300 м в западной части Т. о.
в зимнее время). Подобно этому дивергенция поверхност¬
ных вод в высокоширотных циклонических циркуляциях
приводит
к подъему глубинных вод к поверхности, а потом
к их распространению
к
периферии циклонов. Вдоль бере¬
гов Северной и Южной Америки в средних широтах ветры,
направленные в сторону экватора, заставляют поверхност¬
ные воды двигаться от берега, вследствие чего происходит
подъем на поверхность глубинных вод. На экваторе за¬
падные ветры и вращение Земли приводят к тому, что по¬
верхностные воды движутся от экватора как на Ю, так и
на С, что также приводит к подъему глубинных вод.
Геострофическое равновесие сопровождается адапта¬
цией поля плотности к полю скоростей. Если смотреть
вниз по течению, то в
северном полушарии менее плотная
вода будет справа, а в южном —
с л е ва . Антициклонические
циркуляции, таким образом, являются большими линзами
менее плотной воды. Они
под держивают ся конвергенцией
вод, вызванной ветром, а также нагреванием с испарением.
В субтропиках Т.
о.
эти
линзы теплой
соленой
воды
(рис. 7 а и б) распространяются вниз на глубину более
500 м.
Циклонические циркуляции высоких шир от, на¬
против, поддерживаются дивергенцией, вызванной ветром,
а также охлаждением и выпадением осадков. В
результате
здесь формируются линзы холодной воды невысокой со¬
лености. Аналогичная картина, хотя и в меньшей степени,
характерна для приэкваториального района.
Характеристики
водных
масс
и
глубинная, циркуляция. Распределение
и
характер водных масс Т. о. показаны на рис. 8. В высоких
широтах северной части Т. о .
поверхностные воды на¬
столько малосоленые, что даже охлаждение до точки за¬
мерзания
не дает им достаточной плотности, чтобы опу¬
ститься глубже горизонта 200 м.
Глубинные воды северной
части Т. о. приходят из южной части Т. о . (так как водо¬
о б м ен с Северным Ледовитым океаном невелик).
Эти глубинные воды, образующиеся в море Уэдделла
в Северной Атлантике (где определенное соотношение
температуры и солености формирует на поверхности очень
плотную воду), постоянно пополняются. Процесс подъема
глубинных вод в северной части Т. о. был впервые замечен
примерно сто лет назад, а Т. о . описывался иногда как
огромный эстуарий с оттоком из северной части малосо¬
леных поверхностных вод (текущих обратно в районы по¬
гружения в Атлантике), в котором происходит перемеши¬
вание с глубинными солеными водами, проникающими на
некоторой глубине через южную часть Т. о .
Кислород поступает в поверхностные воды океана из
атмосферы. Воды, погружающиеся в море Уэдделла и
в
Северной Атлантике, богаты кислородом, и о ни п и т аю т
кислородом глубинные воды Т. о. при своем продвижении
на С. По сравнению с высоким содержанием кислорода на
поверхности и у дна содержание кислорода на промежуточ¬
ных глубинах намного ниже, а в некоторых частях суб¬
тропической северной части Т. о . кислорода почти совсем
нет (см. рис. 7 в).
Распределение биогенных элементов в Т. о. зависит
от системы
циркуляции
вод.
Неорганические фосфаты
потребляются при росте растений на поверхности и регене¬
рируют на больших глубинах при погружении и разло¬
жении растений. В результате биогенных элементов обычно
бывает больше на глубинах от 1 до 2 км, чем на поверх¬
ности. Глубинные воды Т. о. по сравнению с водами Ат¬
лантики богаче фосфатами. Так как отток вод из Т.
о.
происходит в основном за счет
поверхностных вод, которые
беднее фосфатямй, фосфаты аккумулируются в Т. о.,
и
средняя концентрация их примерно в два раза выше, чем
в
Атлантике.
ДЖОЗЕФ Л. РЕЙД-МЛ .
Донные осадки. Наши знания о донных осадках Т. о .
основаны на довольно незначительном количестве образ¬
цов грунта.
Наиболее длинные колонки осадков, взятые со дна
Т. о.,
достигали 30 м, но большая часть колонок
—
не
более 10 м.
Экспериментальное глубоководное бурение
в
двух
районах
—
вблизи Сан-Диего (Калифорния) и
вблизи о. Гуадалупе
—
позволило значительно увеличить
глубину исследования.
Общая мощность отложений в Т. о . неизвестна.Однако
по геофизическим данным слой неконсолидированных осад¬
ков примерно 300 м. Под этим слоем располагается второй
слой толщиной около 1 км, который представлен консоли¬
дированными осадками и
вулканическими породами,
но
более полное представление об^этих двух слоях можно по¬
лучит ь
тол ько в р езуль тате глубоководного бурения. При
бурении по проекту Мохол вблизи побережья Южной
Калифорнии под 200-метровым слоем осадков был обна¬
ружен базальт.
Состав донных осадков (рис. 9). Компо¬
ненты донных осадков имеют различное происхождение.
Некоторые минералы представляют собой продукты выве¬
тривания, главным образом материковых пород, перене¬
сенные в океан водными потоками и
ветром. Типичными для
этой группы являются кварц, слюдистые глинистые мине¬
ралы,
хлорит,
каолинит
и
н еко то рые метаморфические
минералы. Источником некоторых компонент, например
вулканического стекла, высокотемпературных щелочных
полевых шпатов и плагиоклазов, авгита, горнблендита,
биотита и магнетита,
являются
продукты вулканической
деятельности или в океаническом бассейне, или на его
533

О)
80°ю.ш. 70
60
50
40
30
20
10
*
-/5
I
*
I
I
I
I
I
О
200 -
0
10
20
30
40
50° с.ш.
1
I
I
I
I
I
:2в-^Л,
б)

тихий
в)
а—
температура (°С); б — соленость (%о); в —
концентрация растворенного кислорода (мл/л).
Рис. 8. Основные водные массы Тихого океана (по Свердрупу,
Джонсону и Флемингу* 1942).
побережье. Осадки, имеющие органическое происхожде¬
ние, состоят из твердых остатков организмов, обитавших
в поверхностных водах, а после отмирания опустившихся
на дно. Наиболее важными являются кальцит из форами-
нифер и наннопланктона, кремний из радиолярий и диа-
томей и апатит из твердых частей скелетов рыб. Апатит
может присутствовать и в виде конкреций; источником
арагонита и кальцита могут также являться коралловые
рифы. В процессе погребения осадков образуется еще одна
важная группа минералов в результате кристаллизации
из
морских вод и
поровых растворов или при взаимодей¬
ствии с ними.
Существенными компонентами этой группы
являются монтмориллонит (глинистый минерал) и филлип-
сит (цеолит). Наиболее часто они
образуются в результате
изменения вулканических осадков, причем монтморилло¬
нит, по-видимому, образуется быстрее филлипсита. Кли-
ноптилолит, другой представитель цеолитов, также встре¬
чается в некоторых районах. Местами в глубоководных
осадках встречаются небольшие количества доломита. Це-
лестобарит обычно присутствует в виде небольших кри¬
сталлов. В районах, где донные осадки богаты кислородом,
в небольших количествах кристаллизуются окислы и гидро¬
окислы железа, которые пропитывают другие минералы
или отлагаются на них в виде корочек. В темных анаэроб¬
ных осадках, довольно редко встречающихся в Т. о .,
535

ТИХИЙ
железистые
сульфиды представлены либо тетрагональным
пирротином, либо пиритом. На большей части океаниче¬
ского дна ферромарганцевые минералы образуют корки,
вкрапленники или конкреции.
Поровые растворы в осадках являются морской (по¬
гребенной) водой, в различной степени измененной хим и¬
ческими реакциями с минералами.
По сравнению с морской
водой они обычно более насыщены натрием
и
калием,
особенно растворы,
отобранные из цеолитовых осадков.
Рис. 9. Донные осадки Тихого океана.
1—
красная глина (тип северной части океана); 2 —
красная
глина (тип южной части океана); 3 — известковый
ил;4—
кремнистый ил.
Органическими веществами наиболее обогащены анаэроб¬
ные осадки, но небольшое количество их присутствует даже
в осадках, образовавшихся в окислительной среде.
Менее важная, но интересная компонента глубоковод¬
ных осадков
—
космическая пыль. Обычно она представ¬
лена небольшими никелево-железными шариками, покры¬
тыми корочкой окислов. Эти металлические шарики пред¬
ставляют собой только обедненную силикатными мине¬
ралами часть космической пыли.
Привнос вещества в глу¬
боководные осадки
из
подстилающих
их
образований
(в виде растворов,
вытесняемых из
уплотняющихся осад¬
ков, и эманаций, связанных с глубинными магматическими
процессами) и даже непосредственно из мантии, несом¬
ненно, имеет место, но оценить его значительно труднее.
Имеются данные о наличии эрозии и переотложения
осадков.
В результате различных сочетаний основных осадоч¬
ных компонент образуется ограниченное число домини¬
рующих осадочных пород. Обычно различают пелагиче¬
ские осадки, образующиеся
в
открытом океане далеко
от суши путем осаждения частиц или продуктов химиче¬
ск их реакций из массы океанической воды, и
терригенные
осадки, т. е. осадки, которые имеют значительное коли¬
чество алеврита и песчаного материала, принесенного не¬
посредственно с суши.
Пелагические глины (в основном крас¬
ные
глины) (рис. 10). В Т. о. пелагические глины
имеют
окраску от коричневой до красно-коричневой и рас¬
полагаются на глубинах обычно более 4500 м. Наиболее
существенным признаком, отличающим пелагические глины
от осадков на меньших глубинах, является отсутствие каль¬
цита биологического происхождения.
На большой глу¬
бине карбонат кальция растворяется, и остаются только
труднорастворимые вещества —
силикаты, апатиты, ме¬
таллические обломки внеземного происхождения, гидрат-
ная окись и гидроокись железа и окиси марганца, которые
накапливаются в виде пелагических глин. Даже опаловые
скелетные обломки, по-видимому, растворяются в некото¬
рых осадках. Кроме того, некоторые организмы и хими¬
ческие осадки, такие, как окись железа и гидроокиси,
играют роль «химических абсорбентов», которые погло¬
щают рассеянные в морской воде элементы и переносят
их на дно моря.
Впоследствии такие элеме нт ы
могут
концентрирова ться в осадка х .
Существует градация между пелагическими глинами,
состоящими из тонкозернистого материала (например,
кварц, слюдистая глина и другие минералы, выпавшие из
верхних слоев водных масс океана, куда они были при¬
несены с суши), и глинами, состоящими из аутигенных
минералов, которые кристаллизовались или в большой
степени преобразовались на участке осадконакопления.
Рис. 10. Провинции глинистых минералов,
названные в зави¬
симости от содержания наиболее важного минерала (по Гриф¬
фину и Голдбергу, 1964).
I■
монтмориллонит; II —
хлорит; III — иллит .
Эти аутигенные минералы представляют собой в основном
филлипсит и монтмориллонит; они образовались из видо¬
измененного вулканического материала.
Пелагические глины очень мелкозернистые, со сред¬
ним диаметром зерен менее 1 мк, но иногда встречается
значительное
количество
более крупнозернистого
мате¬
риала, особенно в осадках, содержащих обломки вулкано¬
генных пород или аутигенных цеолитов. Кристаллы или
536

ТИХИЙ
фенокристы из обломков вулканогенных пород могут со¬
храняться в виде крупных зерен или обломков даже после
того, ка к мелкозернистый или стекловатый цемент пол¬
ностью
видоизменился.
Осколки и обломки
стекла
ча¬
стично сохраняют свою форму, даже будучи сильно из¬
мененными.
Карбонатные илы.
Карбонатные осадки на¬
копились более чем на одной трети дна Т. о., причем в ос¬
новном южнее 10° с. ш. Карбонатные илы распространены
на относительно небольшой глубине, где скорость раство¬
рения, вероятно, низкая, а также в экваториальной зоне
восточной части Т. о., где растворение
может происходить
быстрее, но уравновешивается более или менее высоким
содержанием
органических
веществ.
На большей части
северной половины Т. о .
глубины превышают 4000 м, и
продукция кальценофильного планктона на значительных
площадях сравнительно низкая, что объясняется низким
содержанием карбонатов в этих местах.
Причины отсут¬
ствия карбонатных осадков в
современных
и позднетре¬
тичных отложениях к С от экваториальной зоны диверген¬
ции (примерно 8° с. ш.) еще в полной мере не ясны.
Резкое уменьшение СаС03 происходит на глубине
примерно 500 м,
а уровень карбонатной ком пе нсации
обычно колеблется от 4500 до 5000 м.
Концентрация кальцита в восточной части экватори¬
альной зоны Т. о. достигает наивысшего уровня в зоне
дивергенции (примерно 75%) и уменьшается на С и на Ю
за счет снижающейся продуктивности. В колонках осад¬
ков, взятых с помощью поршневого трубоотборника Кул-
ленберга, содержание карбонатов меняется в определенном
порядк е.
Было показано,
что максимальное количество
карбонатных осадков образовалось в ледниковые эпохи,
а минимальное
—
в межледниковые периоды. Минималь¬
ное количество карбонатов отражает эпохи фрагментации
большей части известкового вещества (фораминифер) или
его ра створе ния,
когда сохранились только толстостен¬
ные фораминиферы, представители групп 01оЬого{аИа тепа -
гсШ-ЫтШа и РиИетаНпа, а во время ледниковых периодов
растворение
и
фрагментация фораминифер и другого извест¬
кового вещества было менее интенсивным. Фораминиферы
рода 61оЫ§еппа растворяются намного быстрее, чем выше¬
упомянутые фораминиферы. Численное и процентное уве¬
личение глобигерин в ледниковые периоды, вероятно, от¬
ражает пониженную растворяющую способность придон¬
ных вод. Усиленный перенос карбонатов из других участ¬
ков
(см. Атлантический океан) обусловил увеличение
интенсивности накопления карбонатов в восточной части
экваториальной зоны Т. о .
Цикличное распространение карбонатов наблюдается
в
районе примерно от 8° с. ш . до 10° ю. ш. в восточной
части
Т.
о.
По колонкам осадков,
взятым с Восточно-
Тихоокеанского поднятия (13—15° ю.
ш.), и колонкам
из
центральной части экваториальной зоны Т. о ., можно
заключить, что распределение карбонатов не зависит от
климатических изменений. По колонкам осадков, взятым
в
центральной и восточной частях экваториальной зоны
Т. о., установлено, что раст воряющая сп ос обн ос ть при¬
донных вод,
определенная,
например,
по
содержанию
глобигерин или общему количеству фораминифер на еди¬
ницу объема, одна и та же.
Известковые илы с Южно-Тихоокеанского хребта и из
юго-западной части Т. о . обычно имеют очень высокое
содержание карбонатов (до 90% СаС03). Высокая концен¬
трация карбонатов
—
результат низкой степени растворе¬
ния, а не высокой продуктивности. Содержание карбона¬
тов, таким образом, может быть выше в
олиготрофных рай¬
онах, чем в более продуктивных районах, благодаря не¬
большому количеству кремнистых органических остатков
и обычно большому расстоянию до источников терригенного
материала. Накопление в областях антициклонов проис¬
ходит очень медленно.
Район, покрытый карбонатными илами, был более
обширным в третичный период, 2 частности до миоцена.
В колонках осадков наблюдается переход от карбонатов
к
радиоляриевым илам и красным глинам. При этом надо
отметить, что первые фациальные изменения происходят
в
продуктивных районах под зоной дивергенции, а даль¬
нейшие фациальные изменения —
в
олиготрофных райо¬
нах. Третичные карбонатные илы имеют сравнительно вы¬
сокое содержание кокколитофорид, особенно в колонках,
вз ятых с
участков ниже области современных антицикло¬
нов. Явно кокколитовые илы позднемиоценового возраста
Ш’ Шг
Рис. 11. Органическая продуктивность в поверхностных водах
Тихого океана, определенная по концентрации опалового крем¬
незема (в основном диатомовых и в какой-то степени из радио¬
лярий в поверхностном пласте донных осадков) (по Бонтти и Ар¬
рениусу).
1—20%;2—20—50%;5=60%.
обнаружены в западной части центрального района Т. о.,
где довольно много выходов третичных пород, особенно
на поднятиях. В нижней части двух колонок на рис. 10,
взятых в восточной части экваториальной зоны Т.
о.,
наблюдаются расхождения. Выше определенного гори¬
зонта
они
исчезают.
Фораминиферы встречаются чаще
в плейстоценовых отложениях, чем в третичных.
Кремнистые илы .
Вдоль северной границы
экваториальной зоны дивергенци и
происходит накопле¬
ни е радиоляриевых и лов.
Известковое вещество раство¬
ряется, что приводит к повышенному содержанию
оста т¬
ков
кремнистой органики по ср авнени ю
с
другими состав¬
л яющ ими. Северная граница накопления радиоляриевых
илов фиксируется уменьшением содержания к С. Местами
имеются выходы дочетвертичных радиоляриевых илов.
Диатомовые илы распространяются к Ю от зоны антар¬
ктической конвергенции, где образование органического
вещества довольно значительно, а отложения карбонатов
незначительные
(рис, И). КС от зоны конвергенции обра¬
537

ТИХИЙ
зование органического
в ещества уменьшается,
темпера¬
тура увеличивается и происходит
н ако пление карбонат¬
ных илов. Южная граница диатомового ила проходит
по
линии, скрытой ледниковым наносным материалом. Диа¬
томовые осадки соответствуют зонам подъема глубинных
вод у побережий Перу и Калифорнийского зал. Диатомо¬
вые
водоросли часто встречаются в осадках восточной части
экваториальной зоны дивергенции.
В северной части Т. о. под субарктическими водными
массами образуются также диатомовые илы, содержащие
большое количество ледниково-обломочного материала.
Границы их определяются теми же факторами,
что и гра¬
ницы диатомовых илов в южной части Т. о. Из-за более
высо кой
степ ени
разбавления терригенным материалом
диатомовых илов в северной части Т. о . относительное
содержание диатомовых
в
южной части океана выше,
чем в
северной.
Аррениус сделал гранулометрический анализ остат¬
ков СозсшосНзсиз побпШег. Количество больших обломков
оказалось
вы ше
в
осадках
ледниковых
периодов,
чем
в осадках межледниковых. Эта тенденция менее очевидна
в дотольштейнской стадии.
Терригенные осадки. Осадки на большей
части
окраин материков отличаются от пелагических осад¬
ков
открытого океана тем, что в них содержится большое
количество минералов в виде
грубозернистых илов и
песка, принесенных с суши. Там, где скорость привноса
материала с суши достаточно велика, скелетный детрит,
типичный для районов более медленного осадконакопле-
ния, в значительной степени разбавлен,
так как из-за
быстрого поступления терригенного материала аутиген-
ные фазы на поверхности не образовывались.
В некоторых случаях привнос материала на участок
осадконакопления, вероятно, происходит быстро и эпи¬
зодически
в виде потока суспензионной взвеси
час тиц.
Осадки на материковых
склонах содержат
слои песка,
которые, вероятно, сформировались вышеописанным обра¬
зом. Подводные конусы выноса, подобные тем, которые об¬
наружены у берегов Центральной Калифорнии,
—
яркий
пример транспортировки (водными потоками) терриген¬
н ого
материала в район глубоководных океанических
осадков. Еще не совсем ясно, насколько плотными должны
быть такие мутьевые потоки для переноса осадков. До¬
вольно разбавленные взвеси могут переноситься на боль¬
шие
расстояния.
Более того, некоторые осадки из таких
потоков, возможно, смешиваются с окружающими водными
массами и
переносятся в окончательный район отложения
постоянными потоками
морской воды; такие осадки яв¬
ляются пелагическими. В районах, где впадины примы¬
кают к окраинам материков, осадки, распространяющиеся
по дну, попадают во впадины, и зерна крупностью более
10 мк отлагаются
во впадинах.
Ледниковые отложения^
образованные осаждением
материала, переносимого
пла¬
вучим льдом, при его таянии — это особый и весьма важ¬
ный способ транспортировки материала
с суши.
Пелагические
глины
характеризуются
коричнево¬
красным цветом, а терригенные осадки, в отличие от них,
обычно бывают от серо-голубого до серо-зеленого цвета.
Синий и зеленый оттенки придают
такие составляющие
минералов,
как слюдистые и хлоритовые материалы,
ам¬
фиболы и в незна чител ьном ко ли чес тв е сульфиды железа
(рис. 12). Вода в осадках также влияет на их цвет. Боль¬
шие
скорости осадконакопления, глубины осадконакопле¬
ния, на которых водные массы относительно бедны кисло¬
родом
по
сравнению с придонными водами открытого оке¬
ана, и усиленное размножение организмов благодаря подъ¬
ему глубинных вод к поверх ности
вблизи мат ерик ов
—
все это вместе повышает содержание органических веществ
и
создает умеренно
во сста нови тель ную
среду,
об ычно
характерную для осадков близ материков*
Ш
Красно-коричневый цвет окисленных осадков обус¬
ловлен
наличием в них
гидроокислов и гидроокисного
железа в виде тонких пленок на поверхности зерен
мине¬
ралов и кристаллов или в виде вкраплений между облом-
Рис. 12. Распределение концентраций слюды на поверхности
осадочной толщи дна Тихого океана.
Рис. 13 . Продуктивность поверхностных вод Тихого океана,
установленная по наблюдениям за планктонными организмами,
(по Свердрупу, 1954).
На участках без штриховки
—
до50особейна1л,
с редкой
штриховкой
—
до 50—100 особей на 1 л, с густой штриховкой-^
более 100 особей иа X л*

ТИХИЙ
нами.
Тонкий поверхностный слой коричневых осадков
обычно
перекрывает осадки, отложившиеся в
умеренно
восстановительной среде.
Железомарганцевые
конкреции.
Железомарганцевые минералы образуют конкреции и
черные
покрытия на вулканогенных породах, пемзе
и
обломках слабо консолидированных осадков. Микрокон¬
креции (диаметром 50—100 мк) довольно часто встречаются
в пелагических глинах, сходных по своему составу с гли¬
нами
вулканогенных
пород и характеризующихся пре¬
обладанием аутигенных минералов, таких, как филлипсит.
Большие конкреции (диаметром 5—20 см) концентри¬
руются на поверхности осадков, так что в
некоторых райо¬
нах дно практически полностью покрыто ими. Слои, на¬
сыщенные конкрециями, могут быть и погребенными; от¬
дельные конкреции обнаружены в нижних частях колонок
осадков. Особенно многочисленны такие конкреции в райо¬
нах
медленного
осадконакопления,
как,
например,
на
вершинах подводных гор, а также в
районах медленного
привноса биогенного и обломочного материала. Обычно
конкреции бывают диаметром от 1 до 25 см, но встречаются
и более
крупные, а по фотографиям дна видно, что марган¬
цевые оболочки распространены
ина
коренных донных по¬
родах. Конкреции обычно имеют слоистую структуру роста
и содержат включения минералов, характерных для мест¬
ных осадков. По фотографиям дна видно, что конкреции
расположены симметрично по отношению друг к другу, что
свидетельствует о зависимости роста одной конкреции от
других, расположенных рядом. Кроме основных компо¬
нент — окиси марганца и железа,
—
в таких конкрециях
есть иногда значительные количества меди, никеля, ко¬
бальта, молибдена и цин ка. Рост покрытий таких конкре¬
ций происходит очень медл енн о.
Вулканические осадки. В некоторых районах Т. о .
встречаются
слои осадков, почти полностью состоящие из
обломков неизмененных вулканогенных пород. Такой мате¬
риал может распространяться на большой площади в случае
надводных извержений. При подводных извержениях пло¬
щадь распространения таких осадков будет гораздо меньше.
Подводное изменение вулканогенного ила и смешение его
с другими осадками приводит к образованию непрерыв¬
ного ряда промежуточных разновидностей осадков сме¬
шанного происхождения. Для вулканогенных осадков
материнскими являются лавы типа андезитов и риолитов*
потому что их извержение носит взрывной характер и они
достаточно устойчивы к вторичным' изменениям. Осадки
около Индонезии, Центральной Америки и в зал. Аляска
содержат значительное количество такого рода материала.
Базальтовые вулканические осадки
встречаются
ло¬
кально, в связи с тем что вулканический материал основ¬
ного состава по
сравнению с кислым быстро разлагается
с
образованием аутигенных минералов. Изменение стек¬
ловатых
обломков относится к
наиболее важным реак¬
циям, в
результате которых образуются алюмосиликаты,
встречающиеся в приповерхностных осадках океанов.
Коралловые рифы.
Коралловые рифы яв¬
ляются
устойчивыми к действию волн экологическими
элементами, состоящими в основном из
герматипных ко¬
раллов и известковых водорослей. Коралловые рифы окай¬
мля ют
ма терики и
острова Т. о. в
районах, где температура
не менее 18° С. В осадках рифовых лагун встречаются
обломки кораллов, фораминиферы и тонкозернистый кар¬
бонатный ил. Обломки рифов распространяются по краям
океанических
остр овов до аби ссал ьных глубин, где они
подвергаются тем же
процессам растворения, что и карбо¬
нат
кальция фораминифер. На некоторых коралловых
островах на
определенной глубине обнаружен доломит.
Он также
встречается в абиссальных осадках около ко¬
ралловых островов и образуется, вероятно, из поступав¬
шего с них
карбоната кальция, который растворяется на
глубоководных участках. В районах, где дождей выпадает
мало, коралловые породы в результате реакции с фос¬
фатом из гуано видоизменяются в фосфатные, состоящие
из апатита. На гайоте Сильвания была найдена нижне-
эоценовая фосфотизированная фауна. Происходят также
реакции карбоната кальция с фосфатами, растворенными
в
морской воде; на гайоте Сильвания была найдена ранне-
эоценовая фосфатизированная фауна.
Распределение
осадочного
мате¬
риала
и
стратиграфия
поверхност¬
ных
пород. На любом участке океана состав осадков
представляет собой смесь различных
компонент осадоч¬
ных
пород, распределение которых определяется рядом
не связанных между собой процессов.
В зоне биологически продуктивных течений, таких,
как
Субарктическое, пассатные (экваториальные) и За¬
падных Ветров, преобладают осадки, богатые ископаемыми
организмами; по своему составу они меняются от почти
чистого углекислого кальция до опаловидного кремне¬
зема* Скорость накопления осадков относительно велика.
Подъем глубинных вод на поверхность, вертикальное пере¬
мешивание вблизи
крупных систем течений —
все это
при¬
водит к тому,
что на
поверхность, где солнечная радиация
достаточно велика, поднимаются воды, богатые питатель¬
ными веществами, что
обусловливает высокую биологи¬
ческую продуктивность в этих районах. В районах,
ха¬
рактеризующихся низкой продуктивностью, таких, как
район Восточно-Тихоокеанского поднятия между 15 и
40° ю. ш ., острова и подводные горы на Ю и С централь¬
но го
сектора Т. о ., расположенных на глубинах, меньших,
чем уровень, на котором происходит разрушение угле¬
кислого кальция, преобладают известковые илы. До на¬
стоящего времени еще не выяснен до конца механизм вы¬
н оса
углекислого
кальция
из
глубоководных осадков.
Характер границы между участками, занятыми кар¬
бонатными осадками, и участками, где они отсутствуют,
достаточно не изучен. На глубинах, больших уровня от¬
ложения и сохранения карбонатных осадков,
где
на¬
блюдается низкая биологическая продуктивность, преоб¬
ладают пелагические глины, для районов с высокой био¬
логической продуктивностью характерны осадки, содержа¬
щие большое количество опаловидного скелетного детрита.
Широкая полоса пелагических «красных»
глин
пере¬
секает почти весь
Т. о.
примерно между 20 и 40° с. ш;
эта полоса захватывает покрытые карбонатными осадками
острова
и подводные горы вулканического происхождения.
Терригенные осадки представлены кварцем
и иллитом,
за
исключением пояса
кремнезема шириной в несколько сотен
миль, окружающего Гавайские о-ва . Богатый кремнеземом
участок, но гораздо
меньших
размеров, расположен к В
от Австралии. Привнос материала материкового проис¬
хождения в океан связывают с процессами атмосферного
переноса из степей Азии в
северном полушарии и из арид¬
ных
районов Австралии в южном полушарии. Кроме того,
по-видимому,
в
северо-восточном секторе Т. о . происходит
транспортировка осадочного материала придонными тече¬
ниями от берегов Северной Америки. В этой части Т. о .
прерывается почти сплошной пояс глубоководных жело¬
бов, окаймляющих материки; здесь же отмечается почти
непрерывный уклон океанического дна от
к ра я материка
до центральной части Т. о .
В северной половине Т. о .
большая часть этого пояса терригенных осадков находится
на достаточно больших глубинах
и
поэтому содержит
весьма мало
карбонатного материала; вблизи побережья
Австралии имеются районы с большим количеством
кар¬
бонатных осадков. Обломки вулканогенных
пород из
источников, находящихся в Тихоокеанском бассейне, да¬
леко не разносятся. Преобладающим типом вулканоген¬
ных
пород является базальт, но в отдельных местах встре¬
чаются породы промежуточного и кислого состава. В юж¬
539

тихий
ной части Восточно-Тихоокеанского поднятия в неболь-
ших количествах встречаются обломки щелочного риолита.
Вдоль гребня Восточно-Тихоокеанского поднятия имеются
пр и з на к и современной базальтовой активности; на не¬
которых участках вдоль гребня прослеживается увеличе¬
ние содержания железа в осадках, что можно считать по¬
верхностным проявлением магматической активности на
глубине. Вдоль поднятия обнаружен мощный тепловой
поток. Известно, что обломки вулканогенных пород рас¬
пределяются по периметру Т. о., могут пересекать глубоко¬
водные впадины, обычно располагающиеся в океане близ
районов вулканической активности. Глинистые минералы
довольно широко распространены;
из н и х основными яв¬
ляются иллит, хлорит
и
монтмориллонит. Главные источ¬
ники иллита расположены на суше. Хлорит
—
основная
компонента в осадках на крайнем севере южной части Т. о.;
он
образуется в результате выветривания пород в холод¬
ном
к лим ате.
В остальной части бассейна преобладает
монтмориллонит; имеется три источника монтморилло¬
нита: 1)эоловая эрозия материковых пород, как, напри¬
мер, на участке к Ю от
Калифорнии; 2) прямой продукт
быстрого преобразования из обломков вулканогенных
по¬
род, например
на участке
вблизи Гавайских о-вов, на не¬
которых участках гребня Восточно-Тихоокеанского под¬
нятия и в
районе цепи вулканов, окаймляющих Т. о.;
3) совместное с филлипситом образование.
Распределение филлипсита тесно связано со скоростью
осадконакопления.
Малые скорости
накопления
оса доч¬
ного
ма териал а
и даже размыв способствуют увеличению
содержания филлипсита на поверхности слоя осадков или
близко к ней. Филлипсит наиболее распространен
в таких
районах, которые можно рассматривать как окна в оса¬
дочном покров е,
сложенном
другими осад кам и. Боль шой
район центральной части океана, наиболее удаленный от
материков, расположенный к Ю от 20° с. ш ., характери¬
зуется чрезвычайно малыми скоростями накопления тер-
ригенного материала. Этот район в широтном направле¬
нии пересекается экваториальной зоной, характеризую¬
щейся высокой биологической продуктивностью. С восточ¬
ной стороны центральная часть ограничена Восточно-
Тихоокеанским поднятием, где накапливаются карбонаты,
а с Западной стороны
—
районм сложной седиментации,
обусловленной близостью Австралии. Много филлипсита
обнаружено и в этом районе; в некоторых местах, ближе
к его
границам, он
погребен под слоем осадков, например
к ЮВ от Гавайских о-вов. Филлипсит также распространен
к В от Восточно-Тихоокеанского поднятия, где осадко-
накопление весьма незначительно, так как поступлению
осадочного материала со стороны Южной Америки'пре¬
пятствуют преобладающие в данном районе ветры и система
глубоководных впадин. Скорость образования филлипсита
неизвестна, однако есть основания предполагать, что фил¬
липсит
образуется медленнее, чем монтмориллонит, ко¬
торый является продуктом разложения базальтовых вулка¬
ногенных
по род
в
верхнем
слое осадков. Весьма вероятно,
что большая часть филлипсита, находящегося в осадках,
третичного возраста. В связи с незначительным поступле¬
нием терригенного материала и продуктов биологического
распада создавались благоприятные условия для накопле¬
ния тонкозернистых осадков, состоящих из обломков вул¬
каногенных пород, что в свою очередь способствовало обра¬
зованию филлипсита. Можно предположить, что в третич¬
ное время вулканизм
в Т. о . был распространен гораздо
шире.
При малых скоростях
осадконакопления
прои с¬
ходит переотложение за счет
орг аниз мов
и течений и в этой
связи можно считать кристаллы филлипсита обломочным
материалом. Микроорганические остатки также были пере¬
работаны и переотложены.
Данные о стратиграфии были получены с помощью
геофизических методов исследования: таких, например,
640
как непрерывное эхолокационное профилирование, а также
с помощью
микропалеонтологического анализа образцов
грунта и радиоизотопного анализа, причем наиболее пер¬
спективным является калий-аргоновое датирование мине¬
ралов вулканогенных и диагенетических образований.
Определение скоростей осадконакопления
затрудняется
из-за
переработки минеральных зерен и органических
остатков в
п роц ес се химич еског о преобразования осадков.
Не всегда можно установить, относится ли возраст, опре¬
деленный палеонтологическими методами или с помощью
радиоактивных изотопов, к периоду осадконакопления или
ко времени вторичного преобразования материала, сла¬
гающего осадки.
Используемые в настоящ ее время ме¬
тоды дают различные результаты, однако вряд ли скорость
накопления
пелагических
осадков,
равная
0,5
—
10,0 мм/1000 лет, будет очень неточной. Некоторые районы
характеризуются отсутствием осадконакопления или даже
размывом
ранее
накопившегося
материала.
Сложность
структуры повсеместно увеличивается с глубиной, что
указывает на непрерывный сглаживающий эффект седи¬
ментации.
В экваториальных, биологически продуктивных райо¬
нах
фаунистически охарактеризованные осадки накапли¬
ваются настолько быстро, что нормальный четвертичный
профиль, представленный карбонатно-кремнистыми илами,
имеет мощность больше 10 м. А в соседних районах, где
скорость накопления осадков меньше, но где осадки до¬
статочно богаты органическими остатками, для их биостра-
тиграфического изучения довольно часто извлекают ко¬
лонки, в
которых наряду с четвертичными осадками пред¬
ставлены и
третичные отложения. Колонки осадков ранне¬
третичного возраста извлекают довольно редко,
но эти
колонки
указывают на наличие размывов,
оползней либо
отсутствие седиментации на том участке, где они взяты.
Высказывались различные теории
относительно распре¬
деления водных масс в
третичную эпоху, вследствие ко¬
торого произошло смещение северной границы системы
пассатных течений в олигоцене
и в большей степени в эо¬
цене. Довольно часто в северной части Т. о. под обогащен¬
ным
кварцем слоем осадков мощностью в несколько метров
находят отложения, типичные для верхнего слоя осадков
южной части Т. о . Это дает возможность предположить,
что
условия в северной части Т. о . в
третичную эпоху были
сходны с условиями в южной части в четвертичную эпоху.
Меньшее содержание кварца в третичных осадках северной
части Т. о. вызвано тектоническими или климатическими
изменениями на окружающих океан материках.
В северной части Т. о. по сравнению с южной наиболее
распространены обломочные осадки, а пирокластические
и
марганцевые конкреции встречаются реже, что указы¬
вает на более высокую скорость осадконакопления. В се¬
верной части Т. о . скорость накопления красных глин
также большая, что объясняется меньшим, чем на Ю, рас¬
стоянием до источников сноса на суше. На Ю участок на¬
копления красных глин отделен от Южной Америки си¬
стемой подводных хребтов и глубоководных впадин, ко¬
торые препятствуют распространению осадков мутьевых
потоков с материковой отмели Южной Америки. Красные
глин ы
северной части Т.
о.,
по-видимому,
аналогичны
красным глинам Атлантического океана.
Соотношение железа и марганца
в
конкрециях раз¬
лично в зависимости от
района. В конкрециях северной
части океана оказывается больше железа и меньше
мар¬
ганца, чем в
конкрециях южной части.
Установлено, что под слоем красных
глин в
северной
части Т. о . на глубине несколько метров
имее т место
пере¬
рыв в накоплении осадков. Глины, залегающие ниже по¬
верхности несогласия, сходны с
современными
глинами юж¬
ной части Т. о . Более древние глины принято
считать тре¬
тичными. Эти наблюдения свидетельствуют о том,
что в по¬

тихий
слетретичное время поступление терригенного материала
в
северную часть Т. о . нарастало.
Гляциально-морские
отложения
накапливаются
во¬
круг Антарктиды и на крайнем С Т. о. Современные айс¬
берги не проникают южнее Алеутских о-вов .
Айсберги
плейстоцена переносили терригенные осадки
гораздо
дальше на Ю, южной границей их ра спростра нения
можно
считать линию Хоккайдо —
Ванкувер (зал. Аляска). И в
южной части Т. о . айсберги в плейстоцене достигали более
низких широт, чем в наши дни; можно
предположить, что
Ва/А1
Рис. 14. Распределение бария по профилю Восточно-Тихоокеан¬
ского поднятия на
широте
12° ю.
На графике показано со¬
дер ж ан ие относительно алюм иния . Содержание элементов опре¬
делено с помощью рентгеноспектроскопии.
1
профиль поднятия.
они доходили до 10° с. ш ., причем дрейф айсбергов был
более интенсивным в юго-восточном
секторе.
Фосфоритовые конкреции находят во многих местах
на материковой отмели и в Атлантическом океане в таких
условиях, где другие осадки
не
образуются. Обширные
отложения
фосфатов обнаружены на некотором удалении
от
побережья Южной Калифорнии. Еще одним интересным
аутигенным минералом
в осадках Т. о . является барит
(рис. 14).
ЭРИК ОЛАУССЕН, М. И. А. ПЕТЕРСОН
Тектоническое строение. История развития Т. о . Вот
уже более ста лет ученые пытаются решить одну из вели¬
чайших загадок геологии — восстановить тектоническую
историю Т. о . По своим размерам, строению, палеогеогра¬
фии Т. о. отличается от всех остальных океанов земного
шара.
Т. о.
—
самый большой океан на земле, на его дне
гораздо больше вулканов, подводных гор и атоллов, чем
во всех остальных океанах, вместе взятых. Т . о. со всех
сторон окружен длиннейшими сплошными поясами склад¬
чатых гор, изобилующих действующими вулканами, где
землетрясения происходят чаще, чем в любом другом рай¬
оне земного
шара. Распространение сейсмических волн
под корой Т. о. происходит на меньшей глубине от по¬
верхности и с большей скоростью, чем в других океанах.
Дно центральной части океана покрыто более тонким слоем
осадков, чем в других океанах, поэтому здесь можно лучше
изучать особенности подстилающей коры. Всех перечислен¬
ных
особенностей достаточно, чтобы показать, почему
геологи и геофизики считают Т. о . уникальным в геотекто¬
ниче ском отношении.
Геотектоническое районирование.
В пределах Т. о. четко различаются две физико-геогра¬
фические провинции: 1) главная, или центральная, Тихо¬
океанская котловина и 2) окраинные моря с расположен¬
ными в их пределах многочисленными хребтами и впади¬
нами
второго порядка.
1) Тихоокеанская котловина. В целом дно Т. о. пред¬
ставляет собой полого-волнистую абиссальную равнину;
ее отдельные части исключительно выровнены на десятки,
а иногда и сотни километров. Средняя ее глубина 5000 м.
Эту равнину пересекают многочисленные подводные горы
или вулканические хребты и несчетное количество воз¬
вышенностей от небольших холмов до довольно массив¬
ных (конической формы) подводных гор.
Восточно-Тихоокеанское поднятие, являющееся про¬
должением срединно-океанического хребта, простирается
от
Антарктиды до южной оконечности Новой Зеландии,
захватывая Тихоокеанско-Антарктический хребет (на со¬
ветских
картах
Южно-Тихоокеанское поднятие.
—
Ред),
поднятие о. Пасхи и Галапагосское поднятие,
и оканчи¬
вается у Америки в Калифорнийском зал. По своим гео¬
морфологическим особенностям это поднятие схоже с дру¬
г ими
срединно-ок еаническими
хребтами Атлантического
и Индийского океанов, но по своей форме оно удивительно
асимметрично и заметно отклоняется в сторону Американ¬
ск ого
мат ери ка. Мелкие формы его рельефа такие же , ка к
и у других подводных хребтов этого типа. Гребень марки¬
руется узким рифтом или рядом грабеновых структур,
а большинство склонов осложнено неправильными (про¬
стирающимися примерно на 1000 км) грядами и желобами,
расположенными параллельно оси под ня ти я. Средняя вы¬
со та этих
хребтов 2000—3000 м от уровня дна центральной
части Т. о .; кроме того, сюда же входят локальные скопле¬
ния небольших вулканических островов и подводных гор.
Можно предполагать,
что
хребет Хуан-де-Фука у о. Ван¬
кувер является продолжением главного хребта.
Подводные конусы выноса и абиссальные равнины.
Почти вдоль всего северо-восточного края океана распо¬
ложены многочисленные конусы выноса, довольно круп¬
ные, которые в отдельных местах
переходят
в абиссальные
равнины. Однако число последних в Т. о. невелико, так как
обычно узкие океанические желоба выполняют роль «ло¬
вушек» для осадочного материала, препятствуя дальней¬
шему движению мутьевых потоков.
Архипелаги западного и
центрального районов Т. о.
с вулканическими островами, подводными поднятиями и
атоллами. Для этой области характерны прямолинейные
субпараллельные пояса вулканических островов, подвод¬
ных
хребтов и атоллов. Веерообразно от подножий этих
подводных хребтов расходятся конусы выноса осадков,
которые везде образуют слегка наклонные склоны, посте ¬
пенно
сли ваю щие ся
с
дном океана
(примерно 5000—
6000 м). Интересной особенностью большинства подводных
хребтов (примером может служить хребет, вершины ко¬
торого представлены Гавайскими о-вами) является нали¬
чие мелководных депрессий, почти полностью окружающих
островные склоны. Архипелаги центральной части Т. о .
занимают 13,7% его площади. Высота
островов различная.
Примером высоких островов является цепь Таити,
вто
время как параллельная ей цепь Туамоту находится под
водой и на
поверхности представлена только атоллами.
Основная равнина с низким рельефом. Она занимает
большую часть Т. о . на глубине 5000—6000 м. Эта равнина
чрезвычайно ровная,
и здесь нет типичных для абиссаль¬
ных равнин пологих склонов, направленных в одну сто¬
рону. Рельеф равнины имеет скорее волнистый характер
и представляет собой систему сопряженных невысоких
гряд и неглубоких впадин с превышениями порядка 300 м
и расстояниями между вершинами гряд около 200 км. В не¬
которых районах максимальное относительное превыше¬
ниенедостигаети60м,ав
других оно может доходить
до 500 м и более. Над поверхностью равнины изредка
541

тихий
1000
2000-
3000
ш
мор.
О
20 мил“
/У„ЛА А/\. А
о
1000
2000
3000
сз
юв
/АЛ А
1000
2000
3000
Алеутский желоб
/АЛ А
Рис. 15 . Структурные особенности океанического ложа в северо-
восточной части Тихого океана (по Гильхеру).
а—
профиль гайота и менее выраженной подводной горы;
б—
предполагаемая эволюция провинций подводных гор зал.
Аляска (по Менарду и Дитцу, 1961); в — восточная часть раз¬
лома Мендосино (по Менарду и Дитцу, 1952).
Глубины
—
в морс ких са женях .
1=
впадина.
воз выш ают ся от дельны е
подводные хребты, но их число
невелик о,
за
исклю чение м
определенных
участков
•—
островных дуг или таких специфических провинций, как
зал. Ал яска
(рис. 15).
Зоны разломов (линейные уступы) (рис. 16). Зоны круп¬
ных
разломов тянутся на большие расстояния (до 2000 км),
они
пересекают равнины низкого рельефа северо-восточ¬
ного сектора Т. о . и Восточно-Тихоокеанское поднятие.
Главные зоны разломов в северо-восточной части следую¬
щие (с С на Ю): Мендосино, Мёррей, Кларион, Клиппер-
тон. Разница уровней поверхностей равнин по обе
сто роны
уступа обычно незначительная (100—300 м), но амплитуда
сброса может достигать 500 м и более, так как склоны
расходятся выше и ниже уступа.
Периферийная зона островных дуг и желобов. Границы
основной части Тихоокеанского бассейна фиксируются,
как
правило, зоной глубоководных желобов; со стороны
материков эти желоба окаймлены скалистыми горами или
дугами островов, связанных с одним или несколькими под¬
водными хребтами. В западной части Т. о. эти островные
дуги и желоба
изолированы
и отделены от материков про¬
межуточными впадинами, вследствие чего поступление
осадков в желобе незначительно,
и
они в большинстве
своем остаются не заполненными осадками. Эти западные
желоба чрезвычайно узки, дно их плоское вследствие не¬
большого привноса осадков. Склоны обрывистые* кру¬
тизна 25—45°*
Вдоль восточного кр ая Т. о. прибрежные Кордильеры
прорезаны крупными реками, несущими во впадины боль¬
шое количество осадочного материала, в
некоторых случаях
полностью заполняя их. Сами островные дуги располо¬
жены на двойном хребте; внешние острова по своей при¬
роде
невулканические или по крайней мере не являются
действующими вулканами, в т о
время как во внутренней
зоне
расположено множество активных либо совсем не¬
давно потухших вулканов. Это так называемый знамени¬
тый «огненный пояс» Т. о .
2) Окраинные моря. Они располагаются лишь в за¬
падной части Т. о . и отделяют
островные дуги от мате¬
рика.
Имеется несколько вторичных внутренних морей,
в
ширину они достигают 500—1000
км
и
примерно
столько же в длину. Рельеф дна этих морей исключительно
разнообразен, и, подобно основному бассейну, отражает
их тектоническую историю и существующие
источники
сноса.
По данным зондирования различают следующие основ¬
ные типы рельефа.
Вулканические холмы —
исключительно
беспорядоч¬
ное
нагромождение холмов с крутыми обрывистыми скло¬
нами, похожими на вулканические конусы, которые пол¬
ностью покрывают дно более отдаленных впадин, таких,
например, как впадина Пандора.
Абиссальные равнины
—
плоские, ровные или слабо¬
наклонные равнины, покрытые осадками, принесенными
быстрыми придонными потоками, например
мутьевыми.
Трудно представить себе, как иначе могли образоваться
такие равнины. Кроме того, поверхность такого типа всегда
несколько выше (50—100 м) в том месте, где в
мо ре пос ту¬
пают отложения с материка. Так, например, Тасманова
котловина немного мельче на СЗ, как раз напротив рек
Сидней, Хоксбери и Хантер, которые в нее впадают. По¬
добное мелководье имеется на СВ моря Фиджи, где в него
впадает Рева (мощный тропический поток), изливающаяся
с о-вов Фиджи. Самая большая из котловин такого типа
имеет глубину до 5000 м, меньшие по величине котловины
542

ТИХИЙ
характеризуются и меньшими глубинами
—
от
2000 до
4000 м.
Области «микроконтинентальных блоков» встречаются
на многочисленных участках; они представляют
собой на¬
громождение квазикратонных
глыб больших и малых раз¬
меров,
иногда между этими районами расстояние всего
в несколько километров, но чаще они отстоят друг от друга
на сотни километров. Меланезийское плато является комп¬
лексом т аког о типа .
Подводн ые пл ато
широко распространены
вТ.о.на
малых или
средних глубинах. Плато отделены от матери¬
ков. Типичные
примеры:
плато
Кораллового моря, плато
Беллона в юго-западной части Т. о . Обычная глубина
их
500—2000 м; с поверхности плато поднимаются многочис¬
ленные коралловые атоллы.
Хребты и поднятия переходной зоны.
Весь регион
пересечен положительными
структурами:
либо широкими
куполовидными поднятиями, либо узкими, сильно рассе¬
ч енн ыми
хребтами. К этим структурам приурочены не¬
большие вулканы, по дв од ны е горы
и иногда атоллы. Основ¬
н ая линия
хребтов почти сплошная и проходит почти парал¬
лельно основному периферийному поясу островных дуг
и желобов.
Некоторые из них заканчиваются на поверх¬
ности такими островами, как Японские, Филиппинские,
Новая Гвинея, Новая Каледония, Новая Зеландия и др.
Желоба и глубоководные впадины переходной зоны
обычно
с вяз аны
с
вышеупомянут ыми
положительными
формами рельефа. Они обычно встречаются парами, т. е .
крупному поднятию обычно соответствует не менее круп¬
ная
параллельная депрессия. Интересно, что желоб или
впадина
обычно располагается
с
материковой стороны
хребта на дне средиземного или окраинного моря, т. е.
они имеют
совершенно противоположную ориентацию, чем
периферический пояс центральной части Т. о.
Особенности строения Т. о . Т. о . во мно¬
гих отношениях отличается от остальных океанов земного
шара. Он дал название трем понятиям: тихоокеанские бере¬
говые линии,
тихоокеанский вулканизм, тихоокеанский
тип
коры.
Тихоокеанские береговые линии. Зюсс, великий мастер
«глобального взгляда», считает, что различные типы бере¬
гов отражают соответствующую геотектоническую исто¬
рию. Характерная особенность побережий атла нт и ческо го
типа заключается в том, что береговая линия срезает текто¬
нические
структуры
материка; это связано с разломами,
простирающимися вдоль берегов с проседанием отдельных
крупных тектонических блоков или, вообще говоря, с на¬
рушениями непрерывных структур, протягивавшихся пер¬
воначально с материка в океан.
В отличие от атлантического, тихоокеанский тип по¬
бережий отражает непрерывные, сплошные л инейные
про¬
стирания тихоокеанских систем складчатых гор, остров¬
ных дуг и примыкающих к ним
краевых впадин. Зюсс счи¬
тает, что Т. о. является затопленным
форландом, на ко¬
тором нагромождаются периферические складчатые пояса.
Основная отличительная особенность тихоокеанского типа
побережий
—
параллелизм, т. е. горы, побережья, пляжи,
рифы, желоба стремятся сохранить линейность и находятся
на
периферии относительно
центральной части Т. о .
Грегори (1912) выступил против этой (по его мнению,
слиш ком
упрощенной) теории. Он предлагает различать
«первичный тихоокеанский» тип берегов (следуя определе¬
нию
Зюсса) и «вторичный», или «субтихоокеанский», при
котором «строение суши не имеет сколько-нибудь опре¬
деленной связи со структурами берега». Он отмечает це¬
лый ряд секторов, особенно в Восточной Австралии и сек¬
тор Земли Виктории в Антарктиде, где горные хребты
резко обрываются в море так же, как и на побережье
Атлантического океана. Здесь следует заметить, что этот
«неопределенный», или «вторичный», тип побережья гра¬
ничит не с центральной частью Т. о ., а с окраинными
морями.
Вдоль основной линии берега тихоокеанского типа
проходят параллельные древние террасы различной вы¬
соты; иногда в пределах нескольких километров высота
меняется на 1000 м.
Основная тенденция рельефа поло¬
жительная. Вторичные террасы тихоокеанского типа менее
активны, но и их высота неустойчива, плиоценовые тер¬
расы Юго-Восточной Австралии могут достигать высоты
2000 м (южная часть Нового Южного Уэльса). Однако
большая часть береговой линии вторичного
типа харак¬
теризуется сбросами, преобладают отрицательные формы
рельефа.
Тихоокеанский вулканизм. Понятие о региональных
петрографических
комплексах
сложи лось
более полу ¬
века назад (Бек, 1903); затем понятие было уточнено Хар-
кером. Выделено два типа — атлантический и тихоокеан¬
ский; Пол Нигли (1923) добавил третий тип
—
средиземно¬
морский. Тихоокеанский тип (анаперийский, по Дженсену,
1908) характеризуется известково-щелочными лавами и
типичными поясами горных сооружений и поднятий. Тихо¬
океанские лавы в основном
приурочены
к поясам циркум-
т ихоо кеа нской складчатос ти, а не центральной части Т . о .
Основные породы
—
андезиты, риолиты и оливиновые ба¬
зальты.
Атлантический тип вулканизма (катаперийский,
по
Дженсену, 1908) характеризуется щелочными лавами; он
регионально связан с зонами растяжения
или смятия.
Обычные породы
—
безоливиновые базальты с фельд-
шпатойдами. Такие типы характерны для срединно-океа¬
нических хребтов (талассократоны), равно как и для древ¬
них материковых глыб (эпейрократоны).
Тихоокеанская кора. На основании геофизическйх ис¬
следований земной коры в последнее десятилетие установ¬
лено, что характер коры Т. о. несколько специфичен, хотя
ив
других океанах имеются участки с подобными струк¬
турами.
Около 40 лет назад Венинг-Мейнес произвел грави¬
метрическую съемку Мирового океана на подводной лодке.
Он обнаружил, что существует незначительная положи¬
тельная
аномалия
силы
тяжести
над большей
час тью
центрального с ект ора Т. о. и в
не ко т ор ых районах других
океанов. Наиболее существенные колебания значений силы
тяжести
Венинг-Мейнес зафиксировал над перифериче¬
ски ми
дугами.
На основании полученных
им
данных
можно
предположить, что вдоль желобов существует не¬
компенсированный дефицит массы и излишек массы под
островными дугами. Срединно-океанические хребты харак¬
теризуются наличием более легкого материала в мощных
«корнях».
Анализ сейсмических данных о землетрясениях
и дан¬
ных
зондирования показывает, что под слоем воды тол¬
щиной 5—6 км в центральной части Т. о. лежит слой осад¬
ков мощностью 0,5—1,0 км
—
«второй слой» (скорость рас¬
пространения волн сжатия 4 —6 км/с). Второй слой —
это, по-видимому, водосодержащие изверженные породы
типа серпентинита; правда, некоторые геологи считают,
что этот слой образуют консолидированные осадки. Второй
слой залегает
на
разделе
поверхности
Мохоровичича
(скорость продольных волн 8,1 км/с). Профили сейсмиче¬
ско го
зондирования, полученные в последние годы, часто
п оказ ыва ют
хорошую стратификацию слоев осадков,
но
другие участки могут быть сейсмически «прозрачными»,
т. е . в этих районах нет-достаточно хороших отражающих
горизонтов.
Систематические съемки с помощью буксируемого
магнитометра в северо-восточном секторе Т. о . показали
наличие
чередующихся
сил ьно
и
слабо
намагниченных
горных пород, ориентированных с С на Ю, .которые имели
боковое смещение, обусловленное большими широтными
543

тихий
разломами. Было высказано предположение (не встретив¬
шее, однако, единодушного одобрения), что зоны разломов
Мендосино, Пайонир и Мёррей имеют боковое смещение
соответственно н а 120 0, 150 и 150 км .
Измерение интенсивности теплового потока в океане
зондом ,
сконструированным Буллардом, показало,
что
средняя интенсивность теплового потока Т. о . составляет
1,1 мккал/(см2 с), но в отдельных частях Восточно-Тихо¬
океанского поднятия (центральная рифтовая зона) вели¬
чина теплового потока в 2—8 раз превосходит
е г о среднее
значение и, наоборот, на внешних склонах
хребта пока¬
зан ия
прибора Булларда аномально малы
(0,14—
0,97 мккал/(см2 с).
Кора промежуточного типа в за¬
падной части Т.о. Широкая зона окраинных морей,
простирающихся вдоль западных границ Т. о . от Берин¬
гова
и Охотского до Кораллового и Тасманова морей,
едва ли не одна из интереснейших особенностей Т. о . И
в
других океанах имеются окраинные моря,
но ни в одном
океане эти
моря не имеют таких больших размеров и не
так многочисленны; кроме того, нигде, кроме Т. о ., они
не располагаются вдоль западной границы..
Совершенно ясно, что общая геология этих окраинных
морей в западной части Т. о .
коренным образом отличается
от геологии
центральной части Т. о . Самые последние по
времени нарушения земной коры намечают границу зоны,
в
пределах которой лавы
циркумтихоокеанских
склад¬
чатых поясов относятся к известково-щелочным.
Линия
между этими двумя провинциями
в западной части Т. о .
разделяет также и два огромных физико-географических
региона: центральную часть Т. о . и западные окраинные
моря.
Маршалл, новозеландский геолог, назвал эту гра¬
ницу андезитовой линией. Аксел Борн (1933) и Брайан
(1944) назвали ее линией Маршалла.
Многие считали, что эти окраинные моря
—
не что
иное, как древние погруженные
части материков,
но анализ
записей длинных волн землетрясений в этом районе не
показал погруженных блоков материковой коры. Однако
с помощью этого геофизического метода нельзя обнаружить
тонкие или фрагментарные участки коры. На основании
данцых регистрации коротких волн землетрясений в Брис¬
бене в желобе' Тонга установлено наличие измененной
коры в Коралловом море, хотя
таких данных
нет для
района Тасманова моря между Австралией и Но в ой Зе¬
ландией.
Более полную информацию дают результаты сейсми¬
ческого зондирования; первые сейсмические съемки были
выполнены в 1952 г. экспедицией Скриппсовского океано¬
графического института на судне «Кэприкорн» (в ней уча¬
ствовал автор данной статьи). Слой осадков располагается
на различных глубинах, под хребтами этот слой обнару¬
жива ется на глубине 5—6 км. Мощность «второго слоя»
промежуточных скоростей резко увеличивается под жело¬
бами, граничащими на 3 с внутренней частью Т. о ., и до¬
сти гает
10—15 к м
в Меланезии.
Необходимо было провести гравиметрические измере¬
ния в данном районе, поэтому автор предложил проект
совместных работ с участием Австралийской академии
наук. Работы проводились гравиметром Венинг-Мейнеса
с борта британской подводной лодки «Телемахус» сотруд¬
н ик ами Колумбийского университета. Маршрут проходил
от
Австралии к Новой Зеландии, затем к желобу Тонга,
о-вам Фиджи и обратно. Анализ данных выполненной
съемки подтвердил, что должны быть значительные из¬
менения в толщине коры, как и предполагалось. Ван-
Беммелен (1931) назвал такой тип земной коры полукра-
тонным; Стилл (1940) предложил новый термин «квази-
кратонный», который вскоре был принят для определения
промежуточного типа коры [между материковым (30—
544
40 км)
—
«эпейрократонным» и
океа ническим
(5км—
«талассократоыным» ].
Глубоководные
желоба
и
остров¬
ные дуги. Основная часть Т. о. имеет еще одну суще¬
ственную особенность: вдоль цепи островных дуг с океа¬
нической стороны
и
береговой Кордильерой проходит почти
сплошной пояс желобов или рвов. Подобные формы рельефа
существуют локально и в других океанах, но они там не
образуют периферического пояса.
Этим поясам соответ¬
ствуют сильные отрицательные гравитационные аномалии
(часто превышающие —100 мгл). За этими поясами с мате¬
риковой стороны проходит пояс положительных гравита¬
ционных аномалий. Подобные пояса положительных и от¬
рицательных аномалий встречаются
и в других океанах,
новТ.о.они
распространены особенно широко.
Следует выделить несколько важных моментов в рас¬
пределении тихоокеанских островных дуг.
Островные дуги обнаружены только в западной час ти
Т.о.,наВим
соответствует береговая Кордильера. Таким
образом, обе эти формы аналогичны в геотектоническом
смысле, однако они не идентичны, так как имеются окраин¬
ные моря, которые располагаются между материками
и
островными дугами. Такие моря имеются и
внутри дуг
Антильской и Скоша, являющимися квазитихоокеанскими
структурами,
выдвинутыми
в
сторону
Атлант ического
океана.
Островные дуги обычно состоят из двух рядов остро¬
вов, причем внешняя линия— это острова
в основном не ¬
вулканического происхождения, в то время как острова
внутренней линии —
это в осно вном вулканы.
На внешней
дуге встречаются дислоцированные
и
разбитые сбросами
осадки мезозойского возраста. Между рядами расстояние
обычно 50—150 км.
В некоторых случаях вулканы на
одной из дуг полностью отсутствуют. «Огненный пояс» Т. о.
не везде сплошной.
Островные дуги, как видно из самого названия, имеют
форму полукруга. Радиус изгиба меняется от 200 до
2000 км. Однако в некоторых случаях, например желоба
Тонга и Кермадек, оба ряда островов прямолинейны (не¬
которые авторы считают, что они проходят по дуге).
Глубоководные желоба и дуги сложно взаимосвязаны
с сейсмической зоной, относящейся к наиболее интенсив¬
ным сейсмическим поясам земного шара. Гутенберг и Рих¬
тер (1950) выделили три категории землетрясений: мелко-,
средне-
и
глубокофокусные
—
от
мелкофокусных близ
желоба до глубокофокусных на расстоянии 200—400 км
от берега. Бениофф (1955) объяснил это явление возды¬
мающейся поверхностью разлома (примерно под углом
45°) вдоль океанической окраины коры полукратонного
типа.
Кришнан (1961) высказал предположени е, ч то в с я
азиатско-австралийская кратонная кора была сдвинута
в океан в виде плиты
—
новый вариант гипотезы Вегенера.
След так называемой воздымающейся поверхности раз¬
лома в целом представляет собой равномерное распределе¬
ние очагов
землетрясений вдоль простой плоскости, но
эпицентры, как их классифицировали Гутенберг и Рихтер,
на самом деле не отражают отчетливо уровней толчков
землетрясений. Некоторые геологи считают,
что толчки
землетрясений сопровождаются сбросами и многие боль¬
шие зоны желобов западной части Т. о. теперь хорошо
коррелируются
со сбросами горизонтального смещения.
Этот вывод особенно хорошо подтверждается данными на¬
блюдений вдоль линии желобов Тонга—Кермадек, так
как на Ю она отчетливо проявляется
и
проходит через
всю Новую Зеландию в виде Большого Альпийского раз¬
лома, огромного, хорошо известного горизонтального сме¬
щения. Общая протяженность этой зоны несколько превы¬
шает 5000 км. Смещение представляет собой боковой (пра¬
восторонний) сдвиг на несколько сотен километров. Пьер

тихий
Сент-Аман (1959) высказал предположение, что вся окраина
Т. о. была захвачена аналогичными надвигами; сюда же
он относит знаменитый разлом Сан-Андреас (Калифорния),
который как бы разворачивает Т. о. против часовой стрелки
на несколько сотен километров.
Стабильность Т.
о.
Вопрос о постоянстве
мат ерик ов
и океанов относится к
философскому аспекту
геологии. Он был
выдвинут на обсуждение в прошлом веке,
но до сих пор еще не решен. Этот вопрос рассматривается
с трех точек зрения: 1) биогеографической, 2) геохимиче¬
ской и геофизической, 3) геотектонической. Каждая из
этих точек зрения нуждается в тщательном анализе.
Биогеографические трансокеанические связи.
На Тихо¬
океанском конгрессе в 1961 г. в
Гонолулу большое число
биогеографов настойчиво отстаивали идею Полинезийского
материка, соглашаясь по меньшей мере лишь на широкие
сухопутные
мосты
между совершенно
изо лированн ыми
в настоящее время островами.
Идея древнего материка
в Т. о. не нова. Биогеографы особенно отстаивают в своих
теориях о миграции
высокоширотной горной фауны и
флоры между такими основными группами островов, как
Гавайские, Галапагос и Фиджи, якобы существовавшую
в
древности землю. Пилсбери (1900), основываясь на дан¬
ных многолетнего изучения пресноводных моллюсков тихо¬
океанских островов, высказал предположение, что весь
этот район ранее был материком, который впоследствии
разделился на многочисленные группы островов; первыми
отделились Гавайские о-ва. В процессе глубинного бурения
центральной части тихоокеанских атоллов были обнару¬
жены типичные наземные улитки на уровнях, относящихся
к
различным эпохам, до миоцена по крайней мере (напри¬
мер, на уровнях 251 и 552 м).
Существовавшие в древние времена «островные сту¬
пени», которые встречаются и в настоящее время, способ¬
ствовали миграции отдельных видов с острова на остров.
Концепция Пилсбери имела приверженцев, но для объяс¬
нения собранных фактов совсем не обязательно существо¬
вание какого-то огромного материка, так как улитки (или
их яйца) могли бы с таким же успехом быть перенесены
плавучими растениями.
Для решения этой проблемы
необходимо привлечь батиметрические данные. Острова
Галапагос поднимаются на пересечении Восточно-Тихо¬
океанского поднятия и коротких вторичных хребтов,
ведущих к Центральной и Южной Америке. Бор (1897)
досконально изучил комплекс организмов (биоту) этого
района и для
подтверждения полученных данных подо¬
гн ал
идею наличия «материка».
Шведский ботаник Скоттсберг посвятил свою жизнь
изучению флоры тихоокеанских островов; на основании
данных наблюдений он пришел к выводу, что когда-то
была тихоокеанская флора, автохтонная (местная), ма¬
териковая, не связанная ни с флорой Северной Америки,
ни с флорой какого-либо другого соседнего материка.
Существующие формы рельефа в районе Новой Гвинеи,
Новой Зеландии, Филиппинских о-вов и о-вов Фиджи
являются
хорошим доказательством наличия связей между
материками (сюда можно отнести неглубокие подводные
хребты и платформы); кроме того, имеются хорошие гео¬
логические данные. Но Скоттсберг (1929) включил в эту
группу
и
такие
совершенно
изолированные
острова,
как
Хуан-Фернандес (остров «Робинзона Крузо») в 500 км
к 3 от Чили, о. Пасхи и др., которые не только не подтвер¬
жд аю т существование связей между материковыми мас¬
сивами, а наоборот, отрицают ее.
Вопрос краевых материковых участков долгое время
занимал
палеогеографов Южной и Северной Америки,
но
изучение седиментации и геологического
строения
(см. ниже) показало, что полученные данные могут оп¬
равдать существование лишь небольших краевых остров¬
ных хребтов.
18 Заказ 406
Теория существования материкового моста или пере*
шейка хорошо подходит для объяснения краевых мигра¬
ций по всей периферии Т. о.
через Алеутские о-ва до Бе¬
рингова прол., через Антильские о-ва и от Южной Аме¬
рики до Австралии и Новой Зеландии. Геотектоника в боль¬
шинстве случаев не находится в противоречии с наличием
та ких с вяз ей. При объяснении миграции по трансантар¬
ктической линии возникают
два
серье зных
вопроса:
1) район между морем Росса и Новой Зеландией.
Тектонические структуры Южной Америки, простираю¬
щиеся через дугу Скоша, соединяются с мезозойскими
складками Западной Антарктиды, но затем резко обры¬
ваются у моря Росса. От моря Росса к Новой Зеландии
или к Австралии не отходит ни один хребет. Здесь, по-
видимому, имело место отделение коры;
2) проблема климата. Любая миграция высших жи¬
вотных или любого типа флоры вдоль этой линии исклю¬
чена, если принять во внимание современный климат Ан¬
тарктиды. Однако в климатической истории Антарктиды
(кроме непродолжительного оледенения в пермскую эпоху)
больше оледенений не зафиксировано. Палеоэкология
большинства ископаемых органических остатков, обна¬
руженных в раннетретичных и мезозойских отложениях,
позволяет предположить, что в Антарктиде был теплый
или умеренный климат. Высказывались предположения,
что сумчатые животные южного полушария и некоторые
хвойные растения,
такие,
как
араукария,
пересекли
Т. о. через Антарктиду. Палеоботаникам миграция флоры
из Южной Америки в Новую Зеландию через Антарктиду
необходима, так как преобладающие в этой части земного
шара ветры
и
океанические течения
не способствовали
океани ческой миграции (с помощью плавающих организ¬
мов). Хукер, Дарвин, Рютимейер, Хаттон, Хедли и
дру¬
гие
высказывались за
существование материковых свя¬
зей в южной части Т. о. или в его пределах.
Геотектоническое подтверждение стабильности Т. о.
Еще в 1842 г . Ч. Дарвин первым высказал предположение
об умеренном «затоплении» для объяснения роста корал¬
ловых атоллов, но он нигде не говорит о «затопленном»
материке. Дж. Д. Дана, геолог
американской антаркти¬
ческой экспедиции Уилкса, в своем классическом обзоре
(1863) рельефа Т. о .
перечисляет 15 субпараллельных
гряд вулканических островов (с простиранием в основном
с ЗСЗ на ВЮВ), но Тихоокеанский бассейн он считает веч¬
ным (неизменным). Новая точка зрения была высказана
впе рвые З юс сом (1900); он назвал эти гряды « оке ан ида ми» ,
тем самым он явно отстаивал свою точку зрения о склад¬
чатом характере «альпид», «герцинид», «каледонид» и т. д .
Он предполагает, что это зарождающиеся орогенные пояса,
но не придерживается
того
мнения, что Т. о. вечно был
впадиной. Действительно, Т. о. является обширным щито¬
образным (кратонным) форландом относительно окружаю¬
щих островных дуг.
Однако никаких следов материка в предела х централь¬
ной части Т. о. найдено не было.
Включения в жерлах
вулканов обычно содержат обломки перидотита мантии,
однако полностью
отсутствуют образцы палеозойских
или мезозойских эпиконтинентальных
пород. В Т. о.
в отличие от Атлантического и Индийского океанов со¬
храня ется общее направление структур.
Отсутствие образцов глубоководных осадков древнее
позднемезозойских
—
еще
одна
нерешенная
проблема.
Не является ли тихоокеанская кора новым образованием?
В соответствии с одной из новых гипотез разрастающейся
коры земного шара в палеозое тихоокеанской депрессии
не существовало, и поэтому все дно должно подстилаться
новой океанической корой. Окраинные моря, их неболь¬
шие впадины, сложенные «новой» океанической корой,
а также много данных, свидетельствующих о погружении
морских платформ, говорят об опускании и растяжении.
545

ТРОПОСФЕРА
Уменьшение толщины бывшей материковой коры под ними
н азыв ают
«океанизацией», «базификацией» или «ба зал ь-
тификацией» (Белоусов и др.) . Однако петрологическая
и геохимическая природа этих процессов не получила еще
достаточно удовлетворительного объяснения. Стилл гово¬
рил о «регенерации» квазикратонной коры, но не пред¬
ложил
вероятного
механизма.
«Потерянные материки»
окраинных участков давно уже привлекли внимание гео¬
логов и стали для них настолько реальными, что даже
получили название —
это Тасмантида (в районе Тасманова
моря), Архео-Фиджия (в море Фиджи), материк Мелане¬
зия (в основном в Коралловом море), Эквиноктия (эква¬
ториальная суша в районе Индонезии). Шухерт пишет
о Каскадии (на СВ), а Дон Хюн предположил существо¬
вание
материкового массива у берегов Южной Америки.
Однако существование этих двух
последних
предпола¬
гаемых
материков
обосновано
менее
убедительно,
чем
существование материков на западной границе впадины.
Орогенные пояса
т ихоо кеанской
складчатости
уже
с палеозоя имеют
параллельную ориентацию по отноше¬
нию к границам основной впадины.
Некоторые данные
указывают на рост этих поясов с внешней стороны и на
их
разрушение под действием глыбовой тектоники и по¬
добных нарушений на внутренней стороне (Восточная
Австралия, Большие Зондские о-ва,
Южно-Китайское
море и Восточная Азия). Нет никаких данных по истории
окраинных морей в докембрии.
РОУДЗ У. ФЕЙРБРИДЖ
См. также Алеутское течение; Восточно-Австралий¬
с кое
течение;
Калифорнийское течение; Куросио тече¬
ние;
Пассатные (экваториальные) течения; Перуанское
течение; Южный океан.
Прим, ред.1 По последним данным, площадь Т. о .
182 631 тыс. км2, средняя глубина 3957 м (см. Фро¬
лов Ю. С . Новые фундаментальные данные по морфо¬
метрии Мирового океана.
—
Вести. ЛГУ . Сер. геология
и
география, 1971, No 6, вып. 1, с. 85—90).
Более подробные сведения о режиме Тихого океана,
соответствующие разделам энциклопедии,
можно
найти
в
серии монографий «Тихий океан», подготовленной кол ¬
лективом
авторов Института океанологии АН СССР:
т.
1—Метеорологические условия над Тихим океаном
(М., 1966); т.
2—
Гидрология Тихого океана (М., 1968);
т.
3 — Химия Тихого океана (М.,
1966); т. 4
—
Берега
Тихого океана (М.,
1967); т.
5 — Удинцев Г. Б.
Геоморфология и тектоника дна Тихого океана (М.,
1972); т. 6
—
Осадкообразование в Тихом океане (кн. 1
и 2. М., 1970); т.
7 — Биология Тихого океана (кн. 1.
Планктон. М ., 1967; кн. 2. Глубоководная донная фауна.
Плейстон. М., 1969; кн. 3. Рыбы
открытых вод. М ., 1967);
т.8
—
Микрофлора и микрофауна в современных осадках
Тихого океана (М., 1969).
ТРОПОСФЕРА И СТРАТОСФЕРА В ОКЕАНЕ
По аналогии с классификацией атмосферы толща
океана была разделена А. Дефантом (1928) на две части:
океаническую Т.
и
океаническую С. Они еще известны
как сфера теплой воды и сфера холодной воды соответ¬
ственно. Дефант называет их «двумя главными океаниче¬
скими
подпространствами».
Внутри каждой сферы свой
циркуляция, хотя, разумеется, существуют взаимодействие
и
перемешивание между ними.
Океаническая Т. в
средних и низких широтах харак¬
теризуется теплыми верхними слоями воды, сильными
и изменч ивыми т ече ни ями и
атмосферными воздействиями.
Океаническая Т. во многом аналогична нижней атмосфере
(тропосфере) с ее сильным термодинамическим перемеши¬
ванием, поверхностным трением и т. д . Согласно Дефанту,
наиболее важной особенностью океанической Т. является
значительное уменьшение температуры и резкое увели¬
чение плотности с глубиной. Толщина Т. увеличивается
к С: от 400 м в тропиках до 500—900 м в средних широтах
(табл. 1). Т. исчезает в
субполярных зонах, где океани¬
ческий полярный фронт отделяет теплую воду Т. от хо¬
лодных вод Арктики и Антарктики, которые являются
источниками воды океанической С. (см. Атлантический
океан). На рис. 1 изображена схема тропической цирку¬
ляции над слоем скачка температуры.
Океаническая Т. может быть подразделена на три
части. Самая верхняя часть, до 100 м, подвержена пря¬
мому атмосферному воздействию (слой поверхностных
возмущений), и характеристики воды в ней однородны.
Ниже этого слоя лежит слой воды с максимальными верти¬
кальными градиентами температуры порядка 5° С/100 м
и плотности. Этот слой играет роль барьера для вертикаль¬
ных движений и перемешивания. Самая нижняя часть
океанической Т. (ниже слоя скачка) называется субтро¬
посферой.
Субтропосфера состоит из поч т и однородной и почти
неподвижной воды. Границу между субтропосферой и
океанической С. провести трудно из-за отсутствия
какого-
либо характерного горизонта. В качестве приближенной
границы
может быть использован горизонт промежу-
Таблица /. Предельные глубины тропосферы в Атлантическом океане (Дефант, 1961)
Район
50°
45°
О
О
1
СОсл
о
30°
25°
ЮО
о
15°
10е
5°
Экватор
Западная
гс
(1000)
850
830
820
770
550
280 *
350
часть
1Ю
—
400
500
550
600 ф
580
450
300
280 *
гНД/
Центральная
1с
450
790
770
830
880 ф
870
680
470
380
330
часть
1Ю
—
(100)
320
500
600 ф
580
550
420
300 *
400
чии
Вос точн ая
Iс
(900)
(900)
(900)
(900) *
(250)
820
680
(550)
520
400
350 *
часть
1ю
—
300
470
530 +
510
450
380
300 *
390
400
примечание. С
—
северное полушарие; Ю — южное полушарие;
*—
минимальные величины;
^
—
макс имал ьные вели чины
546

ТУРБУЛЕНТНОСТЬ
точного слоя кислородного минимума.
Вюст (1936) по¬
казал, что
на этом
г ориз онте
практически
отсутствует
движение воды, однако данное мнение некоторые океа¬
нографы не поддержив ают.
Океаническая С. состоит из поч ти однородных масс
холодной глубинной воды и придонной воды. Градиенты
температуры очень малы; тем не ме н ее распределение Тем-
20*ю.ш.15
10
5
0
5
10
15
20
25*с. ш.
Рис.
1. Схема
зональной
и
мериди ональной
составляющих
скорости циркуляции
тропосферы
в
Атлантическом
океане
(по Дефанту,
1961).
Рис. 2 . Схематическое изображение гидросферы как вращаю¬
щегося вихря. Зоны течений и положение основных поверхно¬
стей раздела и изобарических поверхностей (в сильно увеличен¬
ном вертикальном масштабе) (по Дефанту, 1961).
3—
западное течение; В — восточное течение .
1—
полярное течение; 2 — полярный фронт; 3 — западный
ветровой дрейф; 4 —
субтропическая конвергенция северного
полушария; 5 — Северное Пассатное течение; 6 — Южное Пас¬
сатное течение; 7 —
субтропическая конвергенция южного полу¬
шария;
8 — течение Западных Ветров; 9 —
полярный фронт;
10 = полярное течение; П ^стратосфера.
пературы с глубиной является
анотермическим.
Гра¬
диент
температуры
ниже
1000 м
уменьшается
до
0,4° С/100 м, ниже 2000 м —
до 0,1° С/100 м и ниже
3000м—
до 0,05° С/100 м. Только в отдельных районах
существуют слабые температурные инверсии, обусловлен¬
ные мощными геострофическими течениями и их вихрями.
Если рассматривать (по Бьеркнесу) гидросферу как
свободный планетарный вихрь относительно земной оси,
идеальное движение воды будет зональным (на В или 3),
подверженным влиянию планетарных
ветров
и
разниц е
прогрева С и Ю Земли (рис. 2). Действительная физиче¬
ская поверхность моря
находится также под влиянием
мериди ональны х
компонент,
обусловленных экманов-
скими переносами
и береговыми барьерами, так что бла¬
годаря пассатам и западным потокам уровень моря будет
ниже
у экватора
и
выше
в
поясе
вы сокого
давления
(около 30° с. и ю. ш.). С другой стороны, на границе океа¬
нической С. будут иметь место противоположные гра¬
диенты, образование которых, вероятно, связано с ком¬
пенсацией градиента давления, возникающего в резуль¬
тате этого наклона уровня моря. В этом случае на боль¬
ших глубинах в океане отсутствуют заметные горизон¬
тальные движения.
Как показали Свердруп и др. (1942), аналогия с ат¬
мосферой, включающая понятия Т. и С.,
является
не
полной и не все явления находят свои прообразы в этой
ана логи и.
Поэтому эти понятия следует использовать
с осторожностью.1
РОУДЗ У. ФЕЙРБРИДЖ
Прим, ред.1 Вопрос о тропосфере и стратосфере океана
рассматривался В. К . Агеноровым в книге «Об основных
водных массах в гидросфере» (М., Гидрометеоиздат, 1944).
ТУРБУЛЕНТНОСТЬ В ОКЕАНЕ
Турбулентная вязкость и путь смешения. Движение
жидкости имеет два режима: регулярный стационарный
ламинарный и нерегулярный нестационарный турбулент¬
ный. Если силы вязкости преобладают над инерционными
силами, то поток называется ламинарным; в
противополож¬
ном
случае
—
турбулентным. Критерием перехода от
ламинарного движения
к турбулентному является без¬
размерное число Рейнольдса, превосходящее определен¬
ную критическую величину. Это число, пропорциональ¬
ное
характерной скорости, умноженной на масштаб длины
и деленной на вязкость, характеризует отношение инер¬
ционных сил к силам вязкости.
Движения в океане в большинстве случаев являются
турбулентными благодаря большим масштабам, хотя их
скорости обычно малы. Поэтому в обычном смысле слова
движения в океане
—
ветровые, геострофические и при¬
ливные течения —
можно
рассматривать
как
осреднен-
ные
по
пространству
или
по
врем ени.
Осредненные
уравнения движения жидкости описывают поведение сред¬
него потока. Эти уравнения отличаются от уравнений
для мгновенных движений тем, что содержат добавочные
члены, называемые напряжениями Рейнольдса, которые
появляются
при
осреднении произведений мгновенных
значений компонент скорости.
Напряжения Рейнольдса
характеризуют влияние нерегулярностей в поле скорости,
или турбулентности, в среднем движении. Во многих слу¬
чаях
океани ческих
движений турбулентность приводит
к
выравниванию распределения импульса между средними
547

ТУРБУЛЕНТНОСТЬ
потоками, подобно тому, как это имеет место при неодно¬
родном движении
газовых молекул,
которое генерирует
вязкие
напряжения,
пропорциональные простран стве н¬
ным
производным макроскопических скоростей. По ана¬
логии с этими вязкими напряжениями напряжения Рей¬
нольдса
считаются
пропорциональными
п рос тра нств ен¬
ным
производным скоростей среднего движения, причем
множитель пропорциональности в отличие от молекуляр¬
ной вязкости называется турбулентной вязкостью.
Идея турбулентной вязкости с определенным успехом
была использована Экманом в 1905 г. при описании дрей¬
фовых течений. Если учитывается только молекулярная
вязкость, то для того чтобы ветер силой 20 м/с генери¬
ровал в океане течение со
скоростью 1 м/с до глубины
100 м, потребовалось бы несколько сот лет. В то же время
такое же течение может быть генерировано за несколько
дней, если принять в расчет действие турбулентной вяз¬
кости. Коэффициент турбулентной вязкости много больше
коэффициента молекулярной вязкости: в зависимости от
масштаба среднего движения он может быть в 100—1010 раз
больше вел ичин ы молекулярной вяз кос т и. В действитель¬
ности
коэффициент турбулентной вязкости
не является
физической константой, он представляет собой характери¬
стику турбулентности, присутствующей в рассматривае¬
мом движении.
Гипотеза пути смешения является дальнейшим раз¬
витием концепции турбулентной вязкости и была развита
и
применена
к
различным задачам динамики
жидкости
Прандтлем и его преемниками начиная
с
1925 г. Путь
смешения определяется по аналогии со средней длиной
свободного пробега молекул газа как среднее расстояние,
которое вихри в турбулентном потоке могут пройти, не
смешиваясь с окружающей средой. Таким образом, тур¬
булентная вязкость
в
турбулентном потоке со сдвигом
скорости, характеризующая перенос импульса вихрями,
представляется как квадрат пути смешения, умноженный
на градиент скорости. Прандтль предположил, что путь
смешения пропорционален расстоянию от границы и ввел
поня тие
параметра шероховатости, который нужно до¬
бавлять к фактическому расстоянию, если граничная по¬
верхность не гладкая.
Россби и Монтгомери испо льзовали
гипотезу пути
смешения при выводе выражений для профилей скорости
в
пограничных слоях океана и атмосферы. Они получили
логарифмическое распределение скорости ветра с высотой
над землей и
морем и степенное распределение скорости
течения в мелком море, а также провели сравнение полу¬
ченных результатов с наблюденными значениями. Россби
и Монтгомери пересмотрели теорию дрейфовых ветровых
течений Экмана, введя планетарный пограничный слой
толщиной в несколько сот метров, который они поместили
ниже слоя трения толщиной в несколько метров, распо¬
ложив последний вблизи поверхности моря. Путь сме¬
шения увеличивается в слое трения и уменьшается с глу¬
биной в пограничном слое.
Экспериментальное определение турбулентной вязкости
в океане. Так как турбулентная вязкость зависит от струк¬
туры потока, существует много исследований, пытающихся
выразить ее эмпирически через характерные переменные
пот ок а.
Вертикальная турбулентная вязкость, обуслов¬
ливающая перенос импульса вихрями в вертикальном
направлении, связана с различными механизмами пере¬
носа. Доброклонский, Китайгородский и другие выра¬
зили вертикальную турбулентную вязкость, порождае¬
мую ветровыми волнами, через их преобладающие ампли¬
туды, длины и
периоды.
В верхнем слое океана турбулент¬
ность генерируется напряжением ветра. Поэтому верти¬
кал ьная турбулентная вязкость, определенная по дан¬
ным наблюдений в этом слое, оказывается пропорцио¬
нальной квадрату скорости ветра. Влияние устойчивой
548
плотностной стратификации приводит к уменьшению ин¬
тенсивности
турбулентности, в то
время как градиент ско¬
рости среднего течения стремится увеличить ее интенсив¬
ность. Безразмерное число Ричардсона определяется как
отношение параметра устойчивости к квадрату градиента
скорости.
Таким образом, вертикальная турбулентная
вязкость
в
стратифицированном потоке
уменьшается
с увеличением числа Ричардсона, причем функциональная
св язь
меж ду ними дан а Россби и Монтгомери, Манком,
Андерсоном и Мамаевым.
Методы определения коэффициентов турбулентной
вязкости (горизонтальной и вертикальной) в зависимости
от
используемых данных наблюдений подразделяются
на две категории: по данным о распределении средней
скорости и по данным пульсационных измерений напря¬
жений Рейнольдса. Первый метод широко использовался
до 1950 г. в различных частях океана. Коэффициенты
вертикальной и горизонтальной турбулентной вязкости,
определенные этим методом, изменяются соответственно
в пределах 0,1—103 и 102—109 см2/с. Коэффициент верти¬
кальной турбулентной вязкости зависит от изменения глу¬
бины, устойчивости, ветра и волнения, тогда как коэф¬
фициент горизонтальной турбулентной вязкости —
от
масштаба движения. Наибольшие значения
коэффициента
горизонтальной турбулентной вязкости соответствуют об¬
щей циркуляции океана.
Второй метод требует привлечения сложной аппара¬
туры, с помощью которой можно
измерить
пульсации
скорости. Коэффициент турбулентной вязкости может быть
определен как отношение напряжения Рейнольдса к гра¬
диенту
средней скорости. Вертикальные компоненты
напряжений Рейнольдса и коэффициент вертикальной
турбулентной вязкости были
определены Бауденом и
Фейрберном в 1956
г.
в
Ирландском море, а начиная
с 1958 г.
—сов етск ими
исследователями в других морях,
включая Черное и Каспийское, полярные моря и Южный
океан.1 Горизонтальные компоненты напряжений Рей¬
нольдса были определены Стоммелом по данным буев во
Флоридском прол., Вебстером по данным геомагнитных
электрокинетографов (ГЭК) в различных частях Гольф¬
стрима и Ичие по таким же данным в Куросио. Эти из¬
мерения показали, что коэффициент горизонтальной турбу¬
лентной вязкости имеет порядок 106 — 107 см2/с. Однако
Ичие и Вебстер обнаружили, что на обращенных к берегу
краях Куросио и Гольфстрима, в отличие от обычного
турбулентного потока, имеет место перенос энергии от
вихрей к среднему потоку и поэтому формально отсюда
следуют отрицательные значения коэффициента горизон¬
тальной турбулентной вязкости.
Статистическая теория турбулентности и ее примене¬
ние в океане.
Энергия турбулентности распределена среди
вихрей различных размеров. Энергетический спектр пред¬
ставляет собой распределение турбулентной энергии по
вихрям различных размеров или волновых чисел. Хотя
скорости в турбулентном движении имеют случайную при¬
роду, энергетический спектр турбулентности подчиняется
определенному правилу
в статистическом смысле, так
как движение жидкости описывается уравнениями дви¬
жения.
Вид
статистического
энергетического
спектра
(в зависимости от волновых чисел) определялся многими
исследователями, включая Тэйлора, Колмогорова и Бэт¬
челора, начиная с 1935 г.
В частности, были получены
аналитические выражения для спектра в случае изотроп¬
ных
вихрей, т.
е.
ког да ди нам ич ес кие св ойств а вихрей
статистически одинаковы во всех направлениях. Инерцион¬
ные члены в
уравнениях движения указывают,
что вихри
больших
масштабов,
разрушаясь,
трансформируются
в
вихри
меньших масштабов, и что энергия переносится
от больших вихрей (малые волновые числа) к малым вих¬
рям (большие волновые числа); исключением являются

ТУРБУЛЕНТНОСТЬ
очгнь крупномасштабные движения. Когда размеры вих¬
рей становятся очень маленькими, энергия вихрей под
влиянием сил вязкости диссипирует в тепло. Для области
вихрей промежуточных размеров,
в
которой скорость
переноса энергии от больших вихрей к меньшим остается
постоянной, Колмогоров нашел, что энергетический спектр
пропорционален к~
,
гдек—
волновое число.
Коэффициент турбулентной вязкости
может
быть
определен как произведение пути смешения на величину
турбулентной скорости, осредненной по вихрям,
мень¬
шим, чем масштаб среднего потока.
Путь смешения про¬
порционален масштабу вихрей (или к”х),
в то время как
энергетический спектр, проинтегрированный по волновым
чи слам,
—
квадрату турбулентных скоростей, осредненных
в пределах интегрирования волновых чисел. Поэтому при
использовании спектра турбулентности Колмогорова коэф¬
фициент турбулентной вязкости оказывается пропорцио¬
нальным
или масштабу среднего движения в сте¬
пени 4/3. Стоммел показал, что коэффициенты горизон¬
тальной и вертикальной турбулентной вязкости, определен¬
ные экспериментально в океане, удовлетворяют этому
закону.
Энергетический спектр турбулентности мо же т б ы ть
определен
по данным измерений пространственных или
времени &х корреляций пульсационных компонент ско¬
ростей. Бауден определил турбулентный энергетический
спектр в приливных течениях Ирландского моря в диа¬
пазоне к от 10“4 до 2 НО”2 см”1. Его результаты пока¬
зывают, что энергетический спектр
не
является
изо¬
тропным и при малых волновых числах горизонтальные
компоненты содержат больше энергии, чем вертикальные
компоненты. С другой стороны, Грант, Моильет и Стюарт
измерили пульсации приливных течений в прол. Дис-
ковери (Канада) и определили энергетический спектр
для диапазона волновых чисел от 0,02 до 1 см”1. В этом
диапазоне волновых чисел, большем, чем тот, который изу¬
чен Бауденом, спектр оказался пропорциональным кГь/ь,
как и следовало ожидать в соответствии с
теорией Колмо¬
горова, основанной на предп оложени и об изотропнос ти.
ТАКАШИ ИЧИЕ
Прим. ред.1 Сводку советских исследований можно
найти в книге Р. В. Озмидова «Горизонтальная турбулент¬
ность
и
турбулентный обмен в океане» (М., «Наука»,
1968) и в монографии А. С . Монина и А. М. Яглома «Ста¬
тистическая
гидромеханика.
Механика
турбулентности».
(Ч. 1—2 . М ., «Наука», 1965-1967).

У
УЛЬТРААБИССАЛЬНАЯ ЗОНА — см.
Хадальная зона.
УРОВЕНЬ КАРБОНАТНОЙ КОМПЕНСАЦИИ
Со времени экспедиции
на
судне «Челленджер»
(1872—1876) хорошо известно, что пелагический планктон,
который содержит карбонат кальция, не встречается на
больших глубинах океана . Географические пределы' рас¬
пространения глобигеринового ила, например, опреде¬
лялись критическими глубинами, за исключением суб¬
полярных районов, в которых вода слишком холодна и
где организмы не обитают.
Рис. 1. Среднее содержание СаС03 в глубоководных осадках
как
функция глубины в Атлантическом
океане
(Пайе, 1933)
в
с равн ении
с
северной и южной частями Тихого
океан а
(по
Ревеллу, 1944; из Дитриха, 1957).
1 — Тихий океан, 0
—
50° с. ш.; 2 — Тихий океан, 50° ю. ш.
10° с. ш.; 3 — Атлантический океан.
У. к . к . называют глубину, ниже которой скорость
растворения карбоната кальция превышает скорость его
отложения.1 Она примерно равна 4000—5000 м в Тихом
океане и несколько больше в Атлантическом и Индийском
океанах (рис. 1). Эта глубина намного меньше в районах
подъема глубинных вод и полярного фронта (результат
более холодных вод и скорой гибели организмов). Это
функция давления, температуры и давления /?С02 дон¬
ных
вод. Растворимость СаС03 (в противоположность
большинству солей) повышается с понижением темпера¬
туры воды. Далее, растворимость СаС03 связана с /?С02,
которое увеличивается с глубиной (увеличение давления,
сопровождаемое уменьшением температуры). Это явление
частично связано с генезисом придонной воды, которая
поступает
обычно из
холодных,
полярных бассейнов,
где рС02 воды и рС02 атмосферы находятся в равновесии.
Как отмечал Бюст (1938), распределение красной глины
в океане (в основном свободной от карбонатов) свидетель¬
ствует о тесной корреляции с характером субполярных
придонных течений, в основном приходящих из Южного
океана
(рис. 2). Эти придонные течения,
несомненно,
охватывают самые глубоководные районы.
Влияние увеличения гидростатического давления
с глубиной особенно важно в экваториальных широтах
(в полярных районах оно менее существенно по сравне¬
нию с
температурой). Повышение давления увеличивает
диссоциацию СаС03 и С02 в морской воде. Оно также из¬
меняет щелочность А1к, которая повышает рН, но оно
так же
повышает
и
общее количество С02 на единицу
объема, что снижает рН. Фактически наблюдалось, что
рН в тропических районах океана может уменьшаться
от 8,2 на поверхности до 7,6 на глубине 5000 м. Тот факт,
что отношение АЩС1°/00 повышается с глубиной, является
доказательством того,
что
карбонаты в данном
случае
действительно растворяются. Расчет, показывающий, что
отношение произведения растворимости карбоната каль¬
ция по кальциту увеличится с 1,0 на поверхности до 6,5
на глубине 10 000 м при теоретической температуре 25° С,
требует еще экспериментального доказательства при дан¬
ных температурах и давлении.
Произведение
активности
а Са -а С03= ^СаСОз
в морской воде с обычными характеристиками теорети¬
чески исследовал Бернер (1965). Тропические поверхност¬
ные воды при 25° С и давлении 1 ат. дают
1СаСОз
=
=
12,5 -10“9. Произведения растворимости
карбоната
кальция
составляют:
АКальцит
=
4,5ПО"9, /(арагонит
=
=
7,1-10”9. Таким образом, как уже указывал Ваттен-
берг и др., тропическая поверхностная вода перенасы¬
щена обоими карбонатами. С увеличением давления и
уменьшением температуры эти воды быстро становятся
ненасыщенными (табл. 1), и на всех глубинах ниже не¬
скольких сотен метров карбонат кальция (особенно ара¬
гонит), очевидно, растворяется (рис. 3). Если, однако,
накопление превышает скорость растворения, образуются
карбонатные осадки.
У. к. к . в третичном периоде. Температуры океаниче¬
ского дна в настоящее время считаются необычно низкими
по сравнению с температурами дна геологического прош¬
лого, причем современная температура является просто
колебанием относительно короткого потепления в период
четвертичного оледенения. Анализы
палеотемпературного
изотопа 1§0/160 образцов глубинного тропического глоби¬
геринового ила, проведенные Эмилиани (1954, 1961),
показывают, что температура придонной воды в третичный
период стала намного ниже; например, в эоцене средняя
температура дна была 12° С,
по крайней мере на 8° С
550

УРОВЕНЬ
Рис. 2 . Современное распределение глубоководных осадков
в связи с глубоководными течениями (в основном из
Антарктики). Заметна корреляция между бескарбонатной красной глиной и холодными течениями с большим содержа¬
нием СОа (по Бюсту, 1938, и
Дитриху, 1957).
/—
красные глины;
2—
глобигериновый ил; 3 —
вулканогенный ил; 4 — диатомовый ил; 5 — радиоляриевый ил;
6
литоральный и полупелагический ил; 7 —. придонные течения; 8 ^районы зарождения холодных течений.
1АР,К5ХЮ9
Таблица 1. Распределение различных характеристик
с глубиной для модели среднего океана
*
Глубина,
м
Давление, ат.
1
Температу¬ ра,
°С
X
н
я
я
л
03о
*
^
*X
(X
X
О
-Ух
0
0
20
4,9
8,2
12,8
500
50
13
6,2
7,8
5.5
1000
100
6
7,4
7,6
3,2
2000
200
5
9,7
7,6
3,7
3000
300
4
12,8
7,6
4,2
5000
500
3
21,2
7,6
5,3
*
С1
=
19°/оо» А1к = 2,3-10
3
М, Са2+ = 0,0103.
теплее, чем в настоящее время. Глубоководные колонки
грунта обнаруживают эоценовые карбонаты в высоких
широтах, подтверждая также существование здесь в про¬
шлом
более высоких температур (Фейрбридж,
1964).
Ревелл (1958) подсчитал,
что третичный У. к. к .
в Тихом океане был на глубине примерно 6700 м (при на¬
личии
доказательств растворимости СаС03 в глубинах
Рис. 3 . Продукт насыщения для кальцита (К3) по глубине на
обычном океаническом разрезе (северная часть Тихого океана),
где рН понижается от 8,2 до 7,6. Подсчитанный продукт ионной
активности (/АР), допускающий уменьшение температуры и по¬
вышение давления, намного меньше уровня насыщения повсюду
на глубине ниже 400 м (по Бернеру, 1965).
551

УЭДДЕЛЛА
Тихого океана). Однако по глубоководным колонкам
грунта,
исследованным
Скриппсовским океанографиче¬
ским институтом, установлено, что распределение
глоби-
геринового ила на различных горизонтах третичного пе¬
риода не в такой степени отличается от современного рас¬
пределения, как можно было ожидать. Правда, северный
край зоны высокой
продуктивности, обусловленной пас¬
сатным теч ение м, с о гл а сн о Аррениусу (1952, 1963), ле¬
жит севернее примерно на 5° (550 км); это можно рассма¬
тривать
как следствие большей
ширины зоны высокой
продуктивности
в
третичный период (или смещения по¬
люсов). Число неповрежденных третичных колонок грунта,
взятых Риделем, не столь велико (всего 85), если сравнить
с обширной территорией Тихого океана. Анализ только
одной колонки грунта показал возможное наличие более
низкого У. к. к.
—
неповрежденный олигоценовый карбо¬
натный осадок на глубине 5100 м.
В настоящее время еще нельзя точно объяснить при¬
чину этого явления, потому что широтные смещения по¬
верхностных температур от холодных до теплых периодов
и
наоборот, например от ледникового до межледникового,
были порядка
2000—3000
км.
Представляется вполне
возможным, что роль гидростатического давления и /?С02
менее
важна,
чем
п рос тое общее поступление СаС03
в
океаны.
Тогда У. к. к.
будет представлять уровень
равновесия (отношение между скоростью поступления и
скоростью растворения).
РОУДЗ У. ФЕЙРБРИДЖ
Прим, ред.1 Для характеристики растворимости кар¬
боната кальция в океанологической практике удобно поль ¬
зоваться
концентрационной константой произведения рас¬
творимости ^сасо
*
Эта велиЧина зависит от темпера¬
туры, солености и давления.
На глубине 5000 м вели ¬
чи на
А^аСО возрастает примерно в 1,8 раза (см. Але¬
ки н О. А . Основы гидрохимии. Л.,
Гидрометеоиздат,
1970).
УЭДДЕЛЛА МОРЕ
У. м.
—
окраинное море Южного океана, ограничено
с 3 Антарктическим п-овом, с В —
материком. Южная
часть У. м.
покрыта шельфовым ледником Фильхнера
площадью 260 тыс. км2 и толщиной 230—490 м (рис. 1).
В отличие от моря Росса, У. м. глубоко врезается в Ан¬
тарктический материк и имеет очень изрезанную берего¬
вую линию. С С бассейн У. м . частично ограничен дугой
подводного хребта Скоша, продолжения Анд Южной Аме¬
рики. Вершины хребта выходят на поверхность в виде
о-вов Южных Шетлендских, Южных Оркнейских, Юж¬
н ы х Сандвичевых и Антарктического п-о ва.
Морфология дна. У. м.
представляет собой очень глу¬
бокий залив (4500—4700 м, за исключением прибрежной
части), средняя глубина северной части У. м .
4880 м,
максимальная
глубина 8268 м отмечена в Южно-Сан-
двичевом желобе. Относительное мелководье обнаружено
между группой Южных Сандвичевых о-вов и Юж ны ми
Оркнейскими о- вами .
Вблизи Земли Котса глубины 243
и
294 м. Дно котловины У. м. занимает обширнейшая
(ширина 300 км) абиссальная равнина Уэдделла, протянув¬
шаяся от 20° в. д . до 20° з. д., возраст которой определен.
Западные окраины котловины У. м .
и ссл едов аны
нед о¬
статочно.
Шельф материка и Антарктического п- о ва
шире и
глубже обычного. Так, шельф восточного побережья полу¬
острова имеет ширину по крайней мере 150 км, тогда как
шельф Земли Котса сравнительно узок. Он нарушается
ниже
шельфового
ледника
Фильхнера синклиналью
Крэйри глубиной около 1060 м, вероятно, прорезанной
552
ледником в период низкого уровня моря. От шельфового
ледника иногда откалываются большие айсберги, которые
свободно дрейфуют в океане. В последние годы в резуль¬
тате обламывания концов шельфового ледника Фильх¬
нера на протяжении более 150 км образовалось большое
число крупных айсбергов, что привело к значительным
изменениям береговой линии этой открытой бухты Ан¬
тарктического материка (рис. 1).
Гидрологический режим. У. м. почти сплошь покрыто
многолетним льдом. Приливы бывают суточные и полу¬
суточные, величина их меняется в пределах 0,6—-3,2 м.
Средняя годовая температура воды на поверхности в рай¬
оне Южных Оркнейских о-вов равна —1,0° С. Средний мак¬
симум (1,0° С) бывает здесь в феврале. В январе и феврале
температура поверхности У. м. нес колько н иже те мпера¬
туры воздуха; во все другие месяцы картина обратная.
В южной части У. м.,
в
бухте Халли-Бей, пик средней
температуры приземного слоя
воздуха (1957, 1958 гг.)
отмечался в
декабре и январ е ( —5,5° С); наиболее холод¬
ными месяцами были
май и август (—30,1 и —32,3° С
соответственно). В течение всего года преобладают восточ¬
ные ветры со средней годовой скоростью 6,9 м/с. В 1957 г.
максимум выпадения осадков пришелся на весну, а в 1958 г.
за три зимних месяца выпало 420 мм осадков
—
больше
половины суммы годовых осадков.
Ветры, дующие с антарктического побережья, имеют
в основном юго-восточное
направление. Это обусловливает
хорошо изученную циркуляцию по часовой стрелке. В во¬
сточной части У. м. наблюдается течение, идущее со ско¬
ростью менее 1 узла в юго-западном направлении, при¬
близительно параллельно Земле Котса. Течение дости¬
гает южной границы У. м. на 77° ю. ш ., затем
поворачи¬
вает на С и идет вдоль берега Антарктического п-ова.
Далее, обогнув полуостров, течение
покидает
северо-
западную часть У. м . и, продвигаясь в северо-восточном
направлении, п роходит ю ж нее о. Элефант; севернее Юж¬
ных Оркнейских о-вов оно соединяется
с водами
моря
Беллинсгаузена.
В результате юго-восточного ветра восточная часть
У.
м.
освобождается ото
льда,
так
как
многолетний
лед вынос и тс я на 3. Препятствие в вид е Антарктического
п-ова и малая средняя скорость ветра в У. м. являются
причиной необычного скоп лен ия
льда,
который обычно
преобладает в западной части У. м .
На основании гидрологических данных, полученных
экспедицией на арг енти нско м
ледоко ле
«Сан-Мартин»
(январь, 1959), были определены средняя температура и
средняя соленость в восточной части У. м.,
равные
—
1,35° С
и
33,92°/00 соответственно.
Вдоль побережья
материка от м.
Норвегия до главной аргентинской базы
Хенераль Белграно средние температура и
солен ость
были равны —1,07° С и 34,13°/00. На глубине 200 м в У. м .
обычно хорошо развит слой воды повышенной солености
(34,7°/00).
Анализ вертикального распределения температуры
воды и плотности в У. м. показал, что в восточной части
У. м. более высокие температура и плотность, а это зна¬
чит ,
что
вблизи
Антарктического материка придонная
вода сильно перемешана с водой атлантического проис¬
хождения. При измерении солености в придонном слое
в
У. м.
обнаружили воду высокой солености
(34,6—
34,75°/0о)« По имеющимся данным установлено,
что У. м.
является одним из основных источников антарктической
придонной воды. Предполагают, что эта вода является
существенной составной частью антарктических глубин¬
ных вод, которые распространяются
в северном направле¬
нии в Тихий, Индийский и Атлантический океаны. По¬
ток из У. м . должен быть по крайней мере такой же силь¬
ный, как и поток в ысокосоленой воды из Северной Атлан¬
тики.
На основании
измерения глубин, распределения

УЭДДЕЛЛА
Рис. 1. Батиметрическая карта моря Уэдделла.
На карте даны границы льда в 1947, 1957 и 1958 гг.
компонент солевого состава и движений планктона дока¬
зано, что существует необычно сильное придонное течение.
В У. м . было выполнено очень мало биологических
исследований. Экспедиция на корабле «Дисковери» обна¬
ружила в ограниченном районе в северной части У. м .,
между о-вами Южная
Георгия, Южными Оркнейскими
и Южными Сандвичевыми, изобилие планктона. Недавние
исследования автора, проведенные на борту судна «Сан-
Мартин», показали
высокое содержание фитопланктона
(хлорофилл а д о 4,30 мг/м3) и первичной продукции [до
10 мг С/(м3 »ч)] южнее Южных Сандвичевых о-вов, по срав¬
нению с
содержанием фитопланктона и первичной про¬
дукции в восточной и южной частях У. м .
Геологическое строение дна.
У. м.
является продол¬
жением обширной депрессии типа грабена, которая рас¬
положена между восточным и з апад ным секторами Ан¬
тарктики. Эта депрессия, которая простирается от У. м.
до моря Росса, ограничена с 3 горстом, или поднятой вверх
грядой гор, которая прерывается сложной системой глы¬
бовых сбросов. У. м. занимает зону между большим райо¬
ном
докембрийской Восточной Антарктики (занятым
горизонтально залегающими песчаниками Бикон и доле-
ритами) и палео-мезозойско-кайнозойскими складчатыми
поясами Западной Антарктики.
Донные осадки. У. м. содержит первичные осадки лед¬
никовых морей, состоящие в основном из материала, при¬
5ГЗ

УЭДДЕЛЛА
несенного льдом с суши или с мелководий, а затем, после
таяния льда, опустившегося на дно. В районе о. Южная
Георгия
—
Южные Сандвичевы о-ва осадки на мелково¬
дьях также являются частично терригенными.
Площадь дна, покрытого осадками ледниковых морей,
примерно совпадает с площадью акватории У. м., занятой
паковым льдом.
Диатомовый ил распространяется до
зоны антарктической конвергенции.
Органические остатки кембрийского возраста, содер¬
жащиеся в известняках,
были обнаружены в колонках
осадков, взятых в У. м. с глубины 3231 м на 62° 10' ю. ш.
и 41° 20' з. д. Растительные остатки представляют собой
известковые
вод оро сли,
относящиеся
к
роду эпифитов.
Остатки животных
—
иглы, возможно, из губок, целых
или кусочков чашечек археоциат
и остатков черепаховых
трилобитов. Губки принадлежат к отряда м
Те1гасИ-
пеШба, НехасНпеШба и Не1егас1теШс1а.
Органические остатки, взятые в У. м., обнаруживают
сходство с органическими остатками глетчера Бердмор,
находящегося на противоположной стороне Антарктики.
Это заставило предположить,
что известковые образова¬
ния
в
кембрийский период были несколько обширнее.
При изучении осадков У. м .
Пири (1913) обнаружил
глину, находящуюся на больше м расстоянии
от мате¬
рика,
чем ил, и пески или песчаники в небольших коли¬
чествах, за исключением побережья Земли Котса. Вдоль
Земли Котса много обломков
пород,
глав ным образом
мелкой гальки.
На Земле Котса наиболее часто встречаются граниты
с белым полевым шпатом, обычно вулканического проис¬
хождения; базальты и
долериты встречаются реже. Се¬
рый песчаник
—
наиболее часто встречающаяся осадоч¬
ная порода; пурпурный песчаник встречается реже. В дру¬
гих местах были получены песчаники (красный и зеленый),
сланцеватая глина, галька и слой плотного ила. Сланцева¬
тые глины обычно отмечены ледниковыми бороздками.
Во всех этих образцах ледниковый ил, который состав¬
ляет основную массу породы, сильно перемешан с песком.
Некоторые осадки в основных чертах похожи на песча¬
ники
Бикон Земли Виктории. Далее от берега встре¬
чаю тся
другие типы осадков, рассеянные в больших ко¬
личествах
и
включающие оолитовые известняки,
белый
и
темно-серый кварциты, аркозовый песчаник, пятнистые
глинистые сланцы и кремнистые сланцы. Метаморфиче¬
ские породы были представлены гнейсами, содержащими
гранит,
и слюдистыми сланцами.
САИД ЭЛЬ-САИД

ф
ФАНДИ ЗАЛИВ
Ф. з.,
имеющий воронкообразное очертание, распо¬
ложен между п-овом Новая Шотландия и материком (Ка¬
нада и США) (рис. 1). Длина Ф. з. 144 км, ширина 100 км
(у входа), средняя глубина 75 м. В северо-восточной части
Ф. з. находятся две бухты: бухта Чигнекто, ориентиро¬
ванная на СВ, и бухта Минас-Бесин, вытянутая на В.
Ф. з. врезан в рыхлые красные наносы и толеитовые ба¬
зальты не полностью развитого триасового грабена.
Рис. 1. Фации зал. Фанди (поданным съемки, проведенной Фор-
героном и Свифтом). Краевые фации не показаны.
I «=-
песок; 2 —
ил;3—
гравий.
Приливы. Ф. з . издавна известен своими громадными
приливами; самые высокие на земле приливы отмечались
в Бёрнткот-Хед (бухта Минас-Бесин), где в перигее ве¬
личина сизигийного прилива может превышать 17 м.
Необычная величина прилива частично обусловлена
возрастанием энергии в том объеме морской воды, кото¬
рая поступает в Ф. з . с приливом, по мере того как пло¬
щадь поперечного сечения Ф. з . уменьшается по направ¬
лению к его вершине. Гораздо большее значение имеет
стоячая волна, возбуждаемая поступающим приливом.
Размеры Ф. з. таковы, что его собственный период коле¬
бания почти такой же, как у составляющей полусуточного
прилива,
отсюда
последний
значительно усиливается
резонансом.
Под действием силы Кориолиса входящее приливное
течение отклоняется к южному берегу Ф. з., а обратное
течение —
к
се верному
берегу. Следовательно,
вдоль
южного берега наблюдается большая величина прилива
и
си сте ма
ост аточных
приливных течений направлена
против часовой стрелки.
Приливные течения достигают 2 узлов у входа в Ф. з.
и
4 узлов в более узкой северо-восточной части Ф. з .
Скорость течения в узком проливе
на участке между ка¬
налом Минае и бухтой Минас-Бесин достигает И узлов.
Приливные течения являются доми нирующим фактором
процесса отложения осадков .
Донные осадки. Донные и береговые осадки
Ф. з*
относятся к четвертичному периоду кайнозойской
эры.
В
период
плейстоцена
ледниковые
осадки
(тилль)
и наносы, перемещенные талыми водами ледника, отла¬
гались в субаэральных условиях,
и в настоящее время
этот материал стремится
к равновесию с голоценовыми
морскими осадками.
Наиболее обширная фация представлена непрерыв¬
ным слоем гравия на скалистом дне Ф. з . Неокатанный
гравий свидетельствует о том, что это остаточное отло¬
жение гравия возникло в результате размыва ледниковых
осадков.
Вторая фация
представлена
отложениями
песка,
который в приливных
зонах
образует песчаные
мели.
Источни ком песка яв ляются и нтенсивно разрушающиеся
обнажения песчаников триасового возраста
или во мно¬
гих
случаях перемыв наносов. На локализацию отложе¬
ний оказывает
влияние также
приливная циркуляция.
Массы песка,
которые изучались
в
бухте Минас-Бесин,
встречаются там, где не совпадают фазы приливного те¬
чения в бассейне Ф. з. и в
эстуарии (в эстуарии продол¬
жает наблюдаться отливное течение, тогда как в бассейне
н а ча лс я прилив). Здесь чередующиеся потоки отливного
и
приливного
тече ний
обо зн аче ны
вытянутыми
песча¬
ными мелями.
Третья фация представлена илами, покрывающими
дно в районе между о. Гран-Манан и побережьем Нью-
Брансуик. Этот район частично защищен от воздействия
волн, здесь имеет место приливная
циркуляция
вод;
он
расположен вблизи устьев
нескольких
рек.
Клейн (1963) выделил следующие субфации. Образо¬
ванные
волноприбойной деятельностью скалистые тер¬
расы открытого берега покрыты тонким слоем плохо
сортированных осадков местного происхождения.
В вер¬
шинах небольших бухт и на берегах эстуария возникают
марши
—
заливаемые приливом болота и
приливные
по¬
лосы, покрытые
ило м и гл иной. Береговые осадки в не¬
скольких местах отделены от триасового основания зноем
555

ФИКСИРОВАННЫЕ
ледниковых осадков (тилля), поверхность которого носит
пр и зн а ки подзольных по чв,
и «затопленных лесов»,
со¬
ст оящи х
из
отдельных
о статк ов
деревьев.
Датировка
этих
остатков деревьев радиоуглеродным методом,
про¬
в ед е нн а я Харрисоном и Л айон ом (1963), свидетельствует
о том, что, помимо эвстатического подъема, на п-ове Но¬
вая Шотландия
наблюдались тектонические
колебания
уровня моря (главным образом отрицательные) в период
голоцена.
д. дж. п. СВИФТ
ФИКСИРОВАННЫЕ ПЛАТФОРМЫ
Кроме научно-исследовательских судов и дрейфующих
буйковых станций, существуют установки, которые фик¬
сируются в определенном месте с помощью якоря или за¬
крепляются на морском дне в районах мелководья. Эго
Ф.
м. Подобно станциям судов погоды места Ф.
п. на¬
зываются
фиксированными океанографическими стан-
Рис. 1 . Использующиеся для океанографических и метеороло¬
гических
работ
закрепленные буйковые
станции со свобод¬
ным (а) и натянутым (б) тросом.
1—
поверхностный поддерживающий буй (регистраторы, источ¬
ник
энергии); 2 —
датчики; 3 — небольшой сигнальный буй;
4—
подводный поддерживающий буй (регистраторы, источник
энергии).
циями. Сеть станций, снабженных измерительными прибо¬
рами с автоматической подачей сигналов, дает синопти¬
ческие данные с меньшими затратами, чем станции судов
погоды.
Приборы, работающие с якор н ы х буйковых станций,
получают данные по океанографии (температура воды,
соленость, скорость и направление течений, поверхностные
воды, турбулентность, освещенность, прозрачность воды,
приливы) и метеорологии (температура воздуха, скорость
и
направление ветра, приходящая радиация, отраженная
радиация, радиоактивность, турбулентность).
556
Якорные буйковые станции (Я* б. с.). В основном
применяются Я. б . с.
двух типов.
Как использовать эти
Я.б. с.
—ра зде льно и ли
вместе, —зависит от тех
задач,
которые стоят перед океанографом или метеорологом.
Первый тип Я- б. с.
—
система
свободного
или
ослабленного
троса. Я. б. с. этого типа
состоит из дрейфующей платформы (буя), которая тросом
соединена с якорем, находящимся на дне моря. Трос имеет
достаточную слабину, что не позволяет дрейфующей плат¬
форме (бую) погружаться под воду во время повышения
уровня воды или изменения течения и дает ей достаточ¬
ную свободу перемещения на плаву, а это в свою
оч ередь
позволяет избежать
перемещения оякоря по дну. Иногда
система свободного троса имеет независимый датчик на дне
для измерения течений и
приливов. В этом случае платфор¬
м а (буй) является пр ост о навигационной отметкой, датчик
и его покрытие выполняют роль якоря. Однако наиболее
часто дрейфующая платформа (буй) служит для размещения
источника энергии и регистраторов. Датчики могут быть
подвешены на якорном тросе независимо или с подсоеди¬
нением к источнику энергии и регистраторам (рис. 1 а).
Система свободного троса
применялась при установке
Я-б.с. в
Гольфстриме, когда на
тросе на различных глу¬
бинах
были подвешены
измерители
течений с крылат¬
ками типа Савониус.
Второй тип Я. б. с.
—
система с туго
на тя¬
нутым
т рос ом,
когда
полностью
пог руженная
в в о ду дрейфующая платформа (буй) удерживает якорный
трос в натяжении и
притом
почти
вертикально. Это умень¬
шает ее вертикальные и горизонтальные перемещения и,
таким образом, способствует успешной работе измери¬
телей течений и других датчиков, для которых необхо¬
димы постоянная глубина и любые вертикальные передви¬
жения искажают данные измерений. Особенностью этой
системы является снабжение ее энергией под водой не¬
зависимо от дрейфующего буя (рис. 1 б).
Такая система менее пригодна для установки различ¬
ной аппаратуры с кораблей. Кроме того, трудно удержи¬
вать буй на небольшой глубине около поверхности и пере¬
дача данных по радио затруднена. Система с ослаблен¬
ным тросом легче устанавливается и более пригодна для
метеорологических наблюдений и осуществления радио¬
связи.
При объединении двух систем Я. б. с. используется не¬
сколько якорей с установленными между ними буяхми
с приборами. Это дает возможность надежно удерживать
датчики.
Якорные
тросы. Кроме металлических тро¬
сов, используются нейлоновые и
полипропиленовые лини,
ко торы е
прочны
и
не
подвержены
коррозии.
Нейлон
примерно
в
1,5 раза крепче полипропилена, но больше
поддается растяжению. Однако лини из этих материалов
должны быть защищены от перетирания в местах крепле¬
ния к якорю и бую. В таких местах необходимо ставить
вертлюги. На концах якорных тросов, т. е. у буя и якоря,
обычно для большей их прочности ставят цепи, менее под¬
верженные износу, поскольку именно якорные тросы чаще
всего выходят из строя. Ученые ФРГ в мелководном
Балтийском море вместо буев с натянутыми или ослаблен¬
ными тросами использовали систему длинных алюминие¬
вых трубок, соединенных друг с другом универсальными
шарнирами. К трубкам были подвешены измерители те¬
чений маятникового типа. Эти приборы записывали дан¬
ные автономно. В настоящее время в качестве якорных
тросов большое распространение получили электрока¬
бели, которые нужны для более сложных систем.
Буи. Буи служат в качестве навигационных отме¬
ток и для повторных наблюдений в той же точке. Кроме
того, в поверхностные буи могут собираться данные от
всех подводных датчиков, а затем передаваться по радио

ФИКСИРОВАННЫЕ
на экспедиционное судно, береговую базу или через спут¬
ник на землю. Буи и платформы изготавливаются
различ¬
ных
размеров
и
форм: сферические, цилиндрические,
в
форме «блина», лодки и т. д. Очень успешно работал
Я. б . с., плавучая часть которого имела форму кольца с не¬
большой алюминиевой треногой наверху, где были уста¬
новлены сигнальные огни и метеорологическая аппара¬
тура.
Буи, которые могут помешать
плаванию
кораблей
или могут быть повреждены в случае столкновения с ними
судов, покрывают яркой светящейся краской. Комиссия
по безопасности мореплавания разработала специальную
классификацию окраски и маркирования океанографиче¬
ских буев для их опознавания.
В настоящее время данные приборов Я. б. с. накапли¬
вают ся
в
герметически
зак рыт ых контейнерах буев, а
затем периодически снимаются наблюдателями при пере¬
зарядке источника энергии. В будущем показания океано¬
графических приборов Я. б. с . будут передаваться телеме¬
трически, прямо
с места. В разработке Я. б. с. имеется
достаточный прогресс, но до сих пор лишь несколько
типов Я. б. с . могут быть успешно использованы.
«ФЛИП»(Р1оаНп§1пз1гитеп1Р1а1-
!огт)
—
довольно
сложная,
устойчивая платформа,
на
которой размещается океанографическая аппаратура
и
обслуживающий ее персонал. «ФЛИП» буксируется
в
горизонтальном положении до места наблюдений, где,
приняв балласт, переходит в вертикальное положение.
Находясь в вертикальном положении, «ФЛИП» очень
устойчив (колебания
—
менее
10% высоты волн на по¬
верхности). Это делает его очень удобным для разнообраз¬
ных
гидроакустических работ. Вес «ФЛИПа» около 600 т.
Диаметр буя по ватерлинии 3,75 м в вертикальном, или
рабочем, положении. Длина «ФЛИПа» 106 м.
При верти¬
кальном положении под воду погружается 90 м.
На нижней палубе «ФЛИПа» установлены два ди¬
зельных генератора по 60 кВт.
Генераторы закреплены
на
специальных
цапфах таким образом, что они могут
работать как при вертикальном,
так и
при гори зонта льно м
положении буя. Над нижней палубой располагается по¬
мещение, рассчитанное на 6 человек, которые могут жить
в таких условиях без посторонней помощи в течение двух
недель. Исследовательская лаборатория расположена еще
выше, и все
электронное оборудование находится в ней.
Снаружи, примерно в 10 м над водой, есть открытая плат¬
форма, обнесенная решеткой. Во время работ на этой
платформе может поместиться по меньшей мере два чело¬
века. Еще выше расположена вторая лаборатория, также
с открытой, обнесенной решеткой платформой, где рас¬
положены два воздушных насоса.
Во Франции создана почти такая же платформа,
как «ФЛИП», но несколько меньшая по размерам. Она
также буксируется в место проведения наблюдений, где
затем устанавливается на якоре. На платформе могут
работать два человека научного состава и два вспомога¬
тельного. Топливо, пресная вода и запасы питания достав¬
ляются дважды в месяц вспомогательным судном. В Среди¬
зем ном
мор е
меж ду Корсикой и южным побережьем
Франции с помощью такой платформы проводились био¬
логические,
гидрохимические и океанографические на ¬
блюдения.
Метеорологические Я. б . с . Для проведения
метеорологических наблюдений на различных
высотах
над уровнем моря созданы специальные метеорологические
Я. б. с.,
на
которых обычно установлены вертикальные
мачты. Одни из таких Я. б. с .
работают на небольшом рас¬
стоянии от
берега и связаны с ним кабелем, другие пере¬
дают информацию на близстоящий экспедиционный ко¬
рабль.
Наиболее удачным типом метеорологических Я . б . с .
является «НОМАД» (Ыауу Осеапо^гарЫс Ме1еого1о§оса1
Аи1отаМс Оеуше) (рис. 2). Это глубоководный Я. б. с .
с ослабленным тросом. Его якорная система состоит из
цепи, троса, нейлоновых или
по липро пилен овых кан ато в,
в ерт люг ов, ш а рн ир ны х соединений и якор я. Дрейфующая
часть Я. б. с. имеет
форму лодки 3X6 м, на которой устана¬
вливаются
метеорологические датчики, источник энергии,
Рис. 2. Закрепленная
платформа (НОМАД) для проведения
метеорологических морских наблюдений.
радиоаппаратура, передающая данные наблюдений. Ге¬
нераторы, вырабатывающие энергию, работают на ядер-
ном
то пливе
(стронций-90), обеспечивающем продолжи¬
тельность работы в течение 10 лет. Один из Я. б. с . типа
«НОМАД», который начал работать в августе 1962 г.
в Мексиканском зал. (25° 00* с. ш.,
90° 00' з. д.), благо¬
получно перенес два урагана и дал метеорологические
данные по двум штормам, прошедшим у берегов залива.
На установке имеются датчики для измерения температуры
воздуха и воды на
поверхности моря, атмосферного дав¬
ления, скорости и направления ветра. Данные передаются
657

Рис. 3. Океанографическая исследовательская вышка с комплектом приборов-измерителей.
7—
кинокамера; 2 —
анемометр; 3 —
зеркало прямого отражения и камера; 4 —
прибор, регистрирующий
температуру воды; 5 —
измеритель скорости звука; 6 —
измерите ль радиоактивности; 7 —
п одводная телеви¬
зионная камера, кинокамера и защитная сетка; 8 — батометр для сбора проб воды; 9 —подводный насос и вход¬
ное отверстие для получения проб воды; 10 —
акустический преобразователь, установленный на дне; 11 — из¬
меритель
долгопериодных волн;
12—
гидрофотометр; 13 —
отдельный измеритель температуры; 14 —
измери¬
тели температуры, у крепленн ые на вышке; 15 —
акустический преобразователь; 16 —
вертикальный преобра¬
зов ател ь
узкого луча;
17—
прозрачномер; 18 —
волноизмерительная аппаратура.

ФИЛИППИНСКОЕ
на берег автоматически с 6-часовым
интервалом,
а
при
скорости ветра 33 узла частота передачи автоматически
увеличивается до интервала
в один час. Я. б. с. могут ра¬
ботать без проверки
и
пер езарядки
в течение двух лет.
В настоящее время ведутся работы по установке на плат¬
форме Я. б. с. приборов по измерению скорости
и направле¬
ния
поверхностного
течения и солнечной радиации. Дру¬
гая
установка такого типа работала в Бенгальском зал.
Планируется установить еще несколько таких Я. б . с. в Ат¬
лантическом и Тихом океанах на расстоянии до 1000 миль
от берега.
Океанографические вышки (О. в.). Нефтяные буровые
вышки, радарные вышки, маяки, не предназначенные для
специальных океанографических работ, уже использова¬
л и сь д ля проведения океанографических и метеорологи¬
ческих измерений.
Было построено несколько специальных О. в . Спе¬
циальные О. в . используются для весьма сложных океано¬
графических наблюдений и у сп ешн о выдерживают сравне¬
ние с научно-исследовательскими кораблями. Преимуще¬
ства О. в.
перед судном или Я. б . с. заключаются в устой¬
чивости О. в .,
в
возможности проводить измерения не¬
прерывно, экономичности и удобстве в работе.
Устойчивость — наиболее важное преимущество О. в.,
укрепленной непосредственно на дне, при работе телеви¬
зионных установок и кинокамер, акустических работах,
а также
при фотографировании морского дна и наблюде¬
ниях над живыми организмами.
О. в. позволяет проводить длительные непрерывные
измерения, причем проводятся они с большой экономией
средств и эффективностью. Аппаратура О. в. может быть
подвешена в воде, установлена на дне или закреплена на
каком-либо устройстве, что позволяет вести непрерывные
записи в специальном аппаратном помещении.
О. в . «НЕЛ» была
сконструирована и построена
в США
в
Военно-морской лаборатории по электронике. Она была
установлена примерно в миле от пляжа Мишен (Кали¬
форния) на глубине 18 м (рис. 3). Эта О. в. имеет
форму
усеченной пирамиды высотой 27 м. Ее стальные крепления
вставляются в каждую из четырех опор, которые на 19,2 м
вбуриваются в морское дно. Главная палуба находится
на 8,2 м над уровнем моря. На верхней палубе, которая
ограждена и является крышей помещения для аппаратуры,
крепятся метеорологические приборы и мачта. На глав¬
ной
палубе
—
бетонной
плите
6,7X11,6
м—
имеется
помещение для
аппаратуры размером 3,9 X 9,5 м.
Под
главной палубой со всех четырех сторон есть площадки,
на
которых можно устанавливать оборудование и лебедку.
В помещении для аппаратуры установлены регистраторы,
подогреватели,
стеллажи
с
аппаратурой, опреснители
воды и спальные места для личного состава.
Электроэнергия подается с берега по подводному ка¬
белю. По вертикальным рельсам, укрепленным на трех
сторонах О. в.,
передвигаются тележки с р азл ич ным и
аппаратами и приборами. В первой тележке наход я тс я
кино- и
телекамера.
Экран монитора находится в помещении для аппара¬
туры.
Гидрофотометр, предназначенный для изучения рас¬
сеяния и поглощения света, расположен на второй те¬
лежке. Подводный насос используется для получения проб
пл анктона
при
изучении оптических свойств воды.
На
третьей тележке закреплены акустический преобразова¬
тель и
гидрофон, служащие для исследований распростра¬
нения
звука. Все датчики легко заменяются в
случае не¬
обходимости на другие.
На трех выстрелах О. в. длиной 15 м укреплены при¬
боры, регистрирующие температуру воды таким образом,
что
глубина изотерм записывается
автомат ически,
что
позволяет
проводить детальное изучение скорости
и на¬
правления внутренних волн.
Вертикальная мачта высотой 12 м, находящаяся на
верхней палубе О. в.
«НЕЛ», поддерживает выпуклое
зеркало. Съемочный аппарат, направленный на это зер¬
к ал о , дает фотографии поверхности моря.
О. в. типа «НЕЛ» с постоянным оборудованием, раз¬
мещенным на надводной и подводной частях, установлен¬
ная на небольшом расстоянии в море, делает возможными
разнообразные исследования. Уже проведенные исследо¬
вания включают: изучение радиоактивности, тепловых
потоков через дно, движения воды, колебаний уровня
моря, коррозии, гравитационных волн, сейш, химии воды,
строения морского дна. Некоторая часть оборудования
О. в.
показа на
на
рис. 3 . Ожидается, что О. в.
такого
типа
в
скором будущем будут широко использоваться
в
океанографических работах для исследования районов
мелководья,
Е. к . ЛАФОНД
ФИЛИППИНСКОЕ МОРЕ
И ВОДЫ ЮЖНЕЕ ЯПОНИИ
Бассейн Ф. м.,
по данным Шотта (1935), занимает
3,1% всей площади Тихого океана. Ф . м.
расположено
к В от Восточно-Китайского и Южно-Китайского морей
и к Ю от Японских о-вов; бассейн ограничен о-вами Нампо,
Марианскими, Яп, Палау, Хальмахера, Минданао, Лу¬
сон, Тайвань, Рюкю, Кюсю. Дитц (1954) считает, что Ф. м.
включает подводные аркообразные хребты, простираю¬
щиеся от Японии до о-вов
Палау; в этом случае площадь
Ф. м.
примерно 1 млн. км2. На 3 оно граничит с южной
частью Японии, о-вами Рюкю, Филиппинскими о-вами;
восточной границей
моря является подводный хребет
между Японией и о-вами Палау. Этот глубоководный бас¬
сейн делится хребтом Кюсю—Палау на две абиссальные
котловины: Северо-Восточную Тихоокеанскую и Западную
Филиппинскую, имеющие необычно большие глубины
—
около 6000 м (рис. 1).
С точки зре ния региональной океанографии воды
к Ю от Японии разделяются зоной субтропической конвер¬
генции, проходящей с В на 3
примерно у 20—23° с. ш .;
Ф. м.
расположено к Ю от этой линии. В настоящей статье
рассматривается более обширная площадь.
Рельеф дна и геология. Согласно Дитцу (1954), основ¬
н ой структурной особенностью района являются нер ов ¬
ность
рельефа дна и пояса
гор. Подводные горы принято
считать
вулканами; вершины многих таких гор увенчаны
кораллами. Таяма (1952) классифицировал острова Ти¬
хого океана в соответствии с их геоморфологией и проис¬
хождением: западная группа включает о-ва Марианские,
Яп, Палау и Тоби; восточная — о -ва
Каролинские, Мар¬
ш алло вы и Л ай н (Центральные Полинезийские Спорады),
в
которых выделены многочисленные подгруппы. В район
Ф. м.
попадает только западная группа. В этом районе
широко распространены кораллы; их распределение свя¬
зано с распространением водных масс, температура ко¬
торых обычно выше 20° С и никогда не бывает ниже 15° С.
Большое количество подводных гор имеет глубокопогру-
женные сглаженные вершины; такие горы называют гайо-
тами, или столовыми
гора ми.
К В от геоантиклинальных хребтов, простирающихся
от Японии до о-в ов Палау, расположены глубоководные
желоба, для которых, по-видимому, характерны огром¬
ные
трещины земной
коры. Эти геоантиклинальные хребты
представляют собой активные тектонические пояса, увен¬
чанные
вулканами и цепью поднявшихся островов (рис. 1).
559

ФИЛИППИНСКОЕ
/
4
Рис.
1. Батиметрическая карта
—
мелкофокусные землетрясения,
*—
вне Филиппинской котловины (
Филиппинского моря (по Хессу, 1948). Землетрясения (по Гутенбергу и Рихтеру).
2—глубокофокусные землетрясения; 3 — Филиппинская котловина (>2500 мор. саж.),
>2500 мор. саж.), 5 —желоба ( >3500 мор.саж.) . (Японский желоб >40 000 мор. саж.)
Глубины
в сотнях километров.

ФИЛИППИНСКОЕ
Хребет Кюсю—Палау также является геоантиклинальным
по
своему
происхождению.
Хребет Дайто находится
в
центре между хребтом Кюсю—Палау и желобом Нансей
(Рюкю), он также свидетельствует
о поднятии.
Восточная часть бассейна характеризуется
меньши ми
глубинами, а дно в этом районе несколько повышается
в
с т ор ону хребта Хонсю—Марианского. В западной части
бассейна глубины исключительно большие.
Бассейн Ф. м. отличается от собственно Тихоокеан¬
ского бассейна отсутствием больших подводных гор. Хре¬
бет Дайто
—
это участок
с очень расчлененным рельефом;
он сильно отличается от
г ор н ы х хребтов собственно Тихо¬
океанского бассейна. Район этот
хорошо изучен,
здесь
были взяты многочисленные пробы грунта, сделаны про¬
меры дна.
Андезитовая линия, проходящая вдоль осей самых
восточных желобов, фиксирует границу древней Азии.
Район внутри этой зоны б ыл
в
про шлом мат ери ков ым,
таким образом, эта линия является границей собственно
Тихоокеанского бассейна. Гутенберг и Рихтер (1949)
на основании данных о скорости распространения волн
мелкофокусных землетрясений, пересекающих этот район,
утверждали, что Ф. м .
имеет
материковую структуру.
Осадки в Ф. м.
распределены следующим образом.
Вулканогенные отложения встречаются вдоль двух вулка¬
нических цепей (о-ва Кюсю, Тайвань, Лусон, Минданао
и
о-ва
Нампо, Марианские); вдоль материковой отмели
Азиатского материка и Японских о-вов
преобладают голу¬
бые глины и песок. В различных частях бассейна встре¬
чаются участки глобигериновых илов, особенно в юж¬
ной экваториальной зоне. Большая часть дна котловины
покрыта красными глинами.
Климат. Над большей частью Ф. м . и над районом
к Ю от Японии летом преобладает западная периферия
антициклона северной части Тихого
океана,
который
японцы называют «областью высокого давления Огаса-
вара». Зимой в этом районе господствуют северо-западные
(холодные и сухие) муссоны; зарождаясь над материком
Азии в районе сибирского антициклона, эти ветры рас¬
пространяются до 30° с. ш.,
иногда
еще южнее —
до
зоны субтропической конвергенции. По данным Джекобса
(1942, 1951), наибольшее испарение на всей площади Тихого
океана в зимнее время наблюдается в районе теплого те¬
чения Куросио; скорость испарения здесь превышает
120 см/год; вторичный максимум испарения приходится
на северный район зоны северо-восточных пассатов. Из
этих районов в атмосферу поступает основной поток влаги
и тепла,
особенно
в зимние
месяцы (декабрь—фев¬
раль).
В тропическом районе Тихого океана температура
воздуха почти не изменяется от лета к зиме. В средних
широтах, между тропической зоной и Японией, темпера¬
туры от зимы к лету увеличиваются
примерно о т 10—15
до 25—30° С. Зимой температура воздуха над районом,
примыкающим к Азиатскому материку, ниже, чем над
открытым океаном на этой же широте.
Обычно в тропиках воздух влажный и горячий, но,
попадая в зону северо-западных пассатов, он становится
относительно прохладным благодаря опусканию сухого
воздуха из северотихоокеанской области высокого дав¬
ления. Однако в экваториальной зоне в результате ча¬
стых периодов безветрия воздух остается исключительно
влажным.
Морские туманы во всем районе редки, кроме северо-
восточной его части, где зимой или в начале
весн ы они
наблюдаются довольно часто. Количество осадков велико
в
северной части Ф. м. ,
особенно вблизи теплого течения
Куросио и непосредственно над ним. Количество осадков
уменьшается в
средних
широтах (20—30° с. ш .). Ветер
в
области
высокого давления слабее, чем муссоны и
пассаты зимой, скорость ветра достигает 6—7 баллов
в зоне
м уссо нов
и 3—5 баллов в зоне пассатов.
Тропические циклоны (к ним относятся ураганы и
тайфуны) наблюдаются часто в летне- осе нни й
пери од;
особенно сильные тайфуны проносятся над этим районом
в
сентябре. Тайфуны обычно движутся по параболической
траектории с точкой
поворота, расположенной в широт¬
ном поясе между 25 и 30° с. ш. Тайфуны обычно образуются
в
районе тропических морей, а также Маршалловых и
Каролинских о-вов . В этих районах возникают шквалы,
которые
иногда,
продолжая
развиваться,
переходят
в слабые
тайфуны. Тайфуны затем развиваются, «растут»
в зоне тропической конвергенции между воздушной мас¬
сой, принесенной северо-западными пассатами, и
воздуш¬
ной массой, принесенной юго-западными ветрами,
ко¬
торые пересекают экватор обычно в тех
районах, где тем¬
пература воды несколько выше 26—27° С.
Гидрологический режим. Течения и водные
массы. В южной части Ф. м. с В на 3 в широтном
по ясе
между10и20°с.ш.
пр ох оди т Северное Пассатное те ¬
чение, скорость которого 0,5—2,0 узла; скорость течения
определяется северо-восточными пассатами; еще южнее
(на 3—10° с. ш.) с 3 на В со скоростью 1—2 узла прохо¬
дит Межпассатное
противотечение.
Течение Куросио,
начинаясь в районе к В от о-вов Тайвань и Лусон, про¬
ходит на С со скоростью 2 узла и более (100 см/с); рас¬
ход течения 40—70 млн. м3/с. Затем течение поворачивает
на В, огибая с южной
стороны о-ва
Хонсю (Япония);
скорость течения увеличивается, достигая 2—4 узлов
(рис. 3). Цвет воды Куросио то темный, почти черный, то
синий, ультрамариновый, то кобальтовый (по шкале цвет¬
н ости
номер 1,11, иногда III), прозрачность по
белому ди¬
ску 25—40 м.
Куросио, являясь западным, более мощным
продолжением геострофического потока, проходит вдоль
западной и северной фронтальных зон центральной (суб¬
тропической) водной массы в северной части Тихого океана,
которая, перемещаясь в направлении по часовой стрелке,
образует большой круговорот; поверхностный слой вод
в
ней отличается большой соленостью (34,8—35,2°/00).
Температура воды в
верхнем 200-метровом слое в течение
всего года
превышает 15° С. Иногда Куросио меандри-
рует, меняя курс, при этом
па ра лл е ль но теплым водам
движутся аномально холодные воды циклонической цир¬
куляции. Согласно работам Свердрупа (1942), Уда (1956)
и Виртки (1961), западная промежуточная водная масса
северной части Тихого океана имеет толщину 200—300 м.
Глубинные воды располагаются от 200 до 800 м, их соле¬
ность 34,0—34,5°/00 и температура 5—10° С; именно эти
параметры характерны для Ф. м .
(рис. 4, 5).
Зона субтропической
конвергенции располагается
в
средних широтах (20—28° с. ш .) . В зоне конвергенции
плотность воды в поверхностном слое резко увеличивается
в
сторону полюса; зона конвергенции хорошо прослежи¬
вается по погружению более плотных вод; особенно от¬
четливо это видно зимой. Зона субтропической конвер¬
генции соответствует южной границе района лова тунца
и
ки тобой ного промысл а.
Течение, направленное в противоположную от Куро¬
сио сторону, впервые было обнаружено с помощью дрей¬
фующих бутылок в 1922 г. Этот эксперимент поставил
И. В ада; аналогичные результаты получил в 1938 г.
М. Уда. Это течение проходит немного южнее Куросио;
в восточной части Ф. м . оно направлено на ЮЗ—ЗЮЗ
к западной границе Ф. м ., скорость его 0,6—0,7 узла.
Дрейф бутылок к берегам о-вов Мияко и Яэяма (к Ю от
Окинавы) ограничен периодом зимних му с с он о в ,
т. е.
с ноября по апрель (или май). Соответственно и Противо¬
течение Куросио усиливается под влиянием мощных зим¬
ни х муссоно в.
Куросио к В от Тайваня наиболее интен¬
сивно в весенний период (рис, 6).
561

ФИЛИППИНСКОЕ
Рис. 2 . Карта-диаграмма
геотектоники
Филиппинского моря (по Хессу, 1948).
1 — ось тектогена; 2 —
оси геоантиклиналей; 3 —
сбросы; 4 — ось древнего тектогена. Пояс «тектоген» совпадает с линией глу¬
боководных желобов. Пояс «древнего тектогена»
совпадает с местоположением
зоны бывших
желобов (ортогеоксиналь).

филиппинское
Изменение прозрачности морской воды и ее цвета
определяет резкую границу, проходящую примерно по
25° с. ш . вблизи зоны субтропической конвергенции в
период с января
по апрель. Относительно холодные воды
(мутные воды с пониженной соленостью) Противотечения
Куросио встречаются с теплыми центра льными
тихо¬
океанскими
вод ами (прозрачность и соленость которых
выше) в
северо-западном секторе Тихого океана у север¬
ной
границ ы
Северного Пассатного течения,
вблизи
зоны субтропической конвергенции.
Несколько круговоротов образуется вдоль волнистой
линии субтропической конвергенции,
из
которых
наи-
120
*
^
ч
ФИЛИППИНСКОЕ МОРЕ
ч^
Пу\
Северное Пассатное течение
о.Лусон
ц
^
^
\\\
—
МОРЕ СУЛУ
|
'
*
~
• о.Яп
Мет пассатное противотечение
( Г уо.Минданао
—•
»
—
0*о-ва Палау
-Г’
о-ва Бонин
л
«О
•
ф
о.Гуам
0
II-
500км
и
300
м ор.
ми ли
130
140
Рис. 3. Основные течения в Филиппинском море и водах к Ю от Японии (составлена Уда).
563

ФИТОПЛАНКТОН
более ярко выражен круговорот в районе, примыкающем
к о-вам Огасавара (Бонин); именно здесь зи мой и весной
(с февраля по май) находится основной район дальне¬
восточного китобойного промысла (в треугольнике 26—
27° с. ш.,
143—144° в .
д.).
Согласно Свердрупу (1942), для экваториальной вод¬
ной массы Тихого океана в южном секторе характерна
о Тайвань
о Новая Гвине я
Р ис.
4. Водные массы в Филиппинском море на разрезе, о. Тай¬
вань — о.
Новая Гвинея (по Виртки, 1961, результаты экспе¬
диции на «Дане»).
Рис. 5 . Типичные кривые вертикального распределения тем¬
пературы ниже 600 м в водах Юго-Восточной Азии.
/—
юго-западная час ть Сума тры; 2 — Тиморское море; 3 —
Макасарский прол., 4 —
центральная часть Южно-Китайского
моря; б — Межпассатное противотечение Тихого океана; 6 —
Южное Пассатное течение Тихого океана; 7 — юго-восточная
часть о. Тайвань.
прямая линия
на
Г,5-диаграмме
между Т=15°С,
5=35,15°/00и Т=8°С,5=
34,6<700.
Биология. В основном район Ф. м. и воды к Ю от
Японии бедны биогенными элементами по сравнению с рай¬
онами холодного Курильского течения (Оясио) и при¬
брежных вод. Исключения составляют лишь участки
вокруг или вблизи банок, рифов, гайотов и подводных
кребтов. Открытые недавно с помощью эхолотов возвы¬
564
шения морского дна в этом районе можно осваивать как
участки промысла тунцовых рыб.
Циклонические круговороты
вдоль
океанических
фронтов и районы подъема холодных глубинных вод, как ,
например, прибрежные фронтальные зоны, фронт Куро-
сио, зона субтропической конвергенции и экваториальный
фронт, холодная водная масса у берегов в районе Кумано,
Эншу и т. д., являются районами интенсивного промысла.
Куросио и его ответвления имеют непосредственную
связь
Рис. 6 . Годовой ход скорости течения (в см/с) (по
Вир тки, 1961).
1—течение Минданао (мористее Филиппин); 2—тече¬
ние мористее восточного берега о. Тайвань; 3—тече¬
ние в Макасарском прол.
с
миграцией тепловодных рыб на С . Противотечение
Куросио отмечается обратной миграцией (летучие рыбы,
тунец). Считают, что в этом районе находятся места не¬
реста японского угря,
тихоокеанской
макрелещуки,
тунца и китов. Хребты Идзуситито—Огасавара (Бонин)
и
Кюсю—Окинава—Тайвань являются основными райо¬
нами миграции различных в ид о в, вк люч ая летучих рыб
и морских черепах.
МИЦУТАКА УДА
ФИТОПЛАНКТОН
Морской Ф. представляет собой одноклеточные микро¬
скопические растительные организмы (их размеры ко¬
леблются примерно от 1 мк до 1 мм) и включает представи¬
телей
многих
групп водорослей: диатомовых (ВасШапо-
рЬу1а), динофлагеллят (РуггорЬу1а),
кокколитофорид
(СЬгузорЬу1а),
кремнежгутиковых
(5ШсоИа§е11а1а),
криптомонад (Сгур1орЬу1а),
хризомонад (СЬгузорЬу1а),
зеленых водорослей (СЫогорЬу1а) и сине-зеленых
водо¬
рослей (СуапорЬу1а). Из них первые три группы обычно

ФИТОПЛАНКТОН
преобладают в морских биоценозах, несмотря на то что
из сине-зеленых водорослей Тгьскойевтшт часто бывает
очень обильным в
тропи чески х ок еаниче ских в од ах. Пред¬
полагают, что Красное море получило свое название по
красноватой окраске, вызванной массовым
развитием
Тгмкойезтшпг. Ф. характерен также и для пресных вод.
Геологическая история диатомовых начинается с триа¬
сового периода. В растительном мире они выделяются тем,
что
образуют исключительно толстую (примерно 0,1 мк),
прозрачную, состоящую из кремния (5Ю2яН20) обо¬
лочку клетки (панцирь), составляющую 19—77% сухого
веса растения. Твердый панцирь состоит из двух равных
половинок (створок), одна из
которых накрывает другую,
как крышка
в
коробке. Панцирь имеет множество отвер¬
стий (ареолей) различного размера, через которые осу¬
ществляется диффузия газов и питательных веществ
в клетку. У многих видов диатомовых имеются также сту¬
денистые нити, иглы, щетинки, кремневые отростки или
другие выросты, соединяющие отдельные клетки одного
и того же вида в цепи. Другие же виды заключены в
сту¬
денистую оболочку и образуют псевдоколонии; есть также
виды, которые остаются единичными.
Деление клетки происходит бесполым двойным дроб¬
лением, при котором обе половинки панциря отделяются
и каждая дочерняя клетка образует новую внутреннюю
створку. В результате такого способа размножения одна
дочерняя клетка остается такого же размера, как и
роди¬
тельская клетка,
а
другая
—
немн ого меньше.
При по¬
следующем делении клетки происходит дальнейшее умень¬
шение ее размера до нижнего предела,
который колеб¬
лется от вида к виду. В это время наступает стадия ауксо¬
спор,
на
которой происходит дифференциация клеток
на
мужские и женские. Затем происходит слияние гамет,
выделение протоплазмы
из
оплодотворенной клетки, уве¬
личение
протоплазмы
до размера
взрослой клетки,
обычного для этого вида. На этой стадии в оболочках
клетки откладываются соли кремнекислоты. Вегетатив¬
ное деление вновь образованной клетки происходит выше¬
изложенным образом.
Диатомовых водорослей насчитывается пример но
10 000 видов,
они
разделе ны
на два основных класса:
диатомовые класса Сеп1га1е$, радиально симметричные,
плавающие в толще воды, и диатомовые класса пеннатэ
(Реппа1е$), билатерально симметричные, доминирующие
на дне моря (бентосная среда). Многие пеннатэ совершают
резкие непроизвольные движения вперед до 20 мк/с за
счет движения протоплазмы в гребне под воздействием
окружающей среды. Некоторые пеннатэ совершают су¬
то чные
вертикальные
миграции
в
пред елах
нес ко льк их
сантиметров верхнего слоя морского дна и часто
окра¬
шивают дно приливной зоны. Диатомовые преобладают
в
холодных водах, богатых питательными
веществами,
но при наличии достаточного количества питательных
веществ бурно развиваются и в тропических водах.
Динофлагелляты представляют собой подвижные ор¬
ганизмы, имеющие два жгутика: один жгутик обычно
опоясывает клетку посредине и служит для вращения,
другой направлен назад и служит для продвижения. Они
способны совершать значительные суточные вертикаль¬
ные миграции в зависимости от освещенности. Их геоло¬
гическое прошлое начинается в критском периоде мез¬
озойской эры. Морфологически и физиологически они
являются исключительно
неоднородной группой и вклю ¬
чаю т
формы, которые связывают растительный и живот¬
ный
миры. Существуют две основные подгруппы: пан¬
цирные формы (РепсНша1е$) —
клетка, разделенная на
пластинки, имеет целлюлозную оболочку, и беспокров-
ные формы (СушпосПшакз)
—
клетка заключена
в тон¬
кую- аморфную пленку. Динофлагелляты размножаются
двойным делением, при котором клетки
дробятся по¬
перечно без уменьшения размера клетки, характерного
для диатомовых; половое размножение не отмечалось.
У динофлагеллят наблюдается биолюминесценция. От¬
дельные динофлагелляты являются распространенными
паразитами рыб, тогда как другие (зооксантеллы) живут
в
кораллах и актиниях, а также радиоляриях и других
видах. Динофлагелляты представлены разнообразными
формами во всех типах вод, и, очевидно, из групп Ф. они
наиболее изменчивы по экологическому признаку.
Геологическая история кокколитофорид начинается
в
кембрийском периоде палеозойской эры, и поэт ому они ,
очевидно, поедали диатомей и динофлагеллят. Кокколито-
фориды
—
дву жгутиковые организмы, покрытые много¬
численными,
разнообразными по виду,
мельчайшими
(диаметр 1—35 мк) известковыми пластинками (кокколи-
тами), обычно кальциевыми (СаС03). Однако при опре¬
деленных температурных условиях и питательной среде
арагонит может составлять 50%
и более
структуры
ко к-
колита.
Кокколитофориды размножаются двойным де¬
лением, и есть основания считать, что возможно и половое
размножение. Для точного описания кокколитов необ¬
ходим электронный микроскоп. Сведения по важным ас¬
пектам их морфологии, биологии, физиологии и экологии
все
е ще нед остаточн ы.
По характеру обитания они яв¬
ляются в основном
тропическими,
предпочитая высокую
температуру и низкую концентрацию питательных веществ.
Силикофлагелляты имеют разнообразный по форме
кремниевый наружный скелет, размер которого колеблется
от 10 до 150 мк. Биология кремнежгутиковых слабо изу¬
чена, частично вследствие их относительно небольшого
значения в океане. Органические остатки свидетельствуют
о том, что они имели большее значение в геологическую
эпоху, причем много родов было описано по
крем ниевы м
осадочным скалам, возраст которых
колеблется от верхне¬
критского периода до современной эпохи.
Планктонные виды сине-зеленых водорослей играют,
очевидно, важную роль главным образом в бедной пита¬
тель ными
веществами тропической океанической среде
и
в
солоноватых
водах.
Виды рода ТггскоДезтгит, ве¬
роятно, способны связывать элементарный азот.
Оставшиеся группы Ф. составляют в основном микро-
флагелляты, биология и филогенетические связи которых
остаются в большой степени неизученными.
Морской Ф.
представляет
значительный
интерес
ввиду его повсеместного распространения
и большого
значения в биологической продуктивности и геохимии
морей. В его состав входят автотрофные (фотосинтези¬
рующие), гетеротрофные (использующие растворенные
органические вещества) и фаготрофные (питающиеся от¬
дельными частицами) организмы. Автотрофные организмы,
имеющие хлорофилл, часто преобладают по численности
и
являются
важными
продуцентами первичной органи¬
ческой продукции (часто выражаемой в виде углерода),
синтезируемого в процессе фотосинтеза, при котором дву¬
окись углерода, вода и неорганические вещества связы¬
ваются в органическое вещество. При этом выделяется
кислород. Верхние освещенные слои океана (эвфотиче-
ская зона), покрывающего около 71% земной поверхности,
населены Ф. Высшие водоросли (морские), требующие
субстрата, достаточно освещенного для их существования,
занимают всего 1—2% обширного океанического ареала.
Вследствие этого Ф. является основным источником пер¬
вичной органической продукции (в процессе фотосинтеза)
в
море. Годовое количество чистой органической материи
Ф. (1,2—1,5 -1010 т углерода
в год) сравнимо с таковым
на суше и,
возможно, даже вдвое превышает наземную
первичную продукцию. Ф . обеспечивает пищу раститель¬
ноядным (в основном зоопланктону), т. е . Ф .
—
начальное
звено цепи питания в
море.
565

ФИТОПЛАНКТОН
Существуют вертикальные, сезонные и региональные
изменения численности
Ф.
и , следовательно,
первичной
продукции. На вертикальное распределение Ф.
влияет
гл авны м образом глубина эвфотической зоны, в которой
происходит фотосинтез. Эта глубина может меняться
от1мименеев
мутных прибрежных водах до 100 м в океа¬
нических водах. Ф. встречается повсюду, где наблюдаются
соответствующие условия, даже подо льдом. Однако по¬
является все больше доказательств того, что Ф. разви¬
вается
не только
в
эвфотической зоне.
Значительные
популяции жизнеспособных
клеток
были обнаружены
в абиссальных глубинах ниже 5000 м, и, очевидно, они
живут гетеротрофно.
в)
1
А
I
I
I
I
I
I
I
I
«
/
II
III
IV
V
VI
VII
VIII
IX
X
XI
XII
Рис.
1. Сезонные колебания фито- (1) и зоопланктона (2) в по¬
лярных (а), умеренных (б) и тропических (в) зонах. Сначала про¬
исходит увеличение численности фитопланктона, а вслед за этим
уве личивает ся
числе нност ь
зоопланктона,
который
поедает
фитопланктон. Пунктирная линия в умеренной зоне показывает
численность динофлагеллят.
Сезонные колебания численности, видового состава
и продукции происходят вследствие изменений световых
условий, температуры, скорости перемешивания водных
масс, питательных веществ (среди прочих элементов И,
Р, 31, Ре, Мп, Мо) и численности
растительноядных
(рис. 1). Количество клеток Ф. может колебаться от <Ч03
до >108 в 1 л воды, тогда как количество видов
может
меняться от <<10 до >250 в 1 л воды. Ф„ характеризуется
исключительно быстрым ростом: до трех делений клетки
в день у диатомей и шести делений и более в день у не¬
которых флагеллят. Это дает возможность быстро исполь¬
зовать хорошие условия для роста и способствует сезон¬
ным колебаниям численности и
продукции.
К наиболее
распространенным факторам, задерживающим интенсив¬
ны й рост Ф., можн о отнести недостато чную о свеще нно сть ,
связанную с сезонными изменениями интенсивности света,
или
недос таточно е
проникновение
его
в
эвфотическую
зону, вызван ное сил ьн ым вертикальным перемешиванием
водных масс. Другой важный фактор
—
недостаток пита¬
тельных веществ. Соотношение состава протоплазмы мор¬
скогоФ.С:N:Рравнопримерно100:15:1поатомам.
Во время роста (фотосинтеза) биогенные элементы усваи¬
ваются из воды примерно
в таком соотношении
наравне
с
усвоением других жизненных питательных веществ,
таких, как 51 и Ре. Поглощение питательных веществ мо¬
жет
продолжаться до тех пор, пока
концентрация их не
снизится до уровня, который не может поддерживать су¬
ществующую попул яцию
или
п одкрепл ять дальнейший
рост. При таких условиях популяция будет ухудшаться,
пока содержание питательных веществ не увеличится до
благоприятных концентраций. Питательные вещества по¬
полняются за счет деятельности бактерий, перерабатываю¬
щих растворенные фитопланктонные и частично органи¬
ческие соединения в неорганические вещества (регенера¬
ция), выделяются зоопланктоном или приносятся стоко¬
выми водами.
При определенных условиях чрезмерное
выедание Ф. хищниками ведет к его истощению, а умень¬
шение выедания временами ведет к увеличению Ф,, если
другие у сло вия
для
роста благоприятны.
Локальные колебания численности, видового распре¬
деления и
продукции также являются следствием этих
условий среды. Обильный рост Ф. наблюдается в районах
дивергенции водных масс, как, например, в экваториаль¬
ной части Тихого океана и в Норвежском море, где хо¬
лодные,
богатые питательными веществами глубинные
воды поднимаются на
поверхность, компенсируя бедную
питательными веществами воду, относимую от берега ве¬
трами (западное побережье Африки, Центральная и Юж¬
ная Америка), или где глубинные воды, богатые питатель¬
ными веществами, периодически смешиваются с поверх¬
ностной водой (Саргассово море). Рост Ф. в
полярных райо¬
нах тесно связан с сезонными изменениями интенсивности
освещения, и он незначителен в тех районах, которые
постоянно покрыты льдом. Вообще наибольшая продук¬
ция Ф. , очевидно, наблюдается в нетропических прибреж¬
ных районах, а также в тропических прибрежных райо¬
нах, где происходит подъем глубинных вод на поверх¬
ность.
Часто наблюдается обильное цветение воды за счет
развития Ф., когда популяция достигает 108 клеток на 1 л.
Периодически прибрежные воды Норвегии становятся
мелового или молочно-зеленого цвета благодаря огромным
популяциям кокколитофорид (СоссоШкив кихкуЬ). При
цветении воды за счет развития динофлагеллят цвет воды
становится ржаво-красным («красный прилив»); цветение
воды может сопровождаться выделением сильного токсина.
Например, красное цветение Оутпос1Шит ЬNo18 в Мекси¬
канском зал. часто сопровождается массовой смертностью
рыб и других животных. Известны подобные явления в зал.
Уолфиш (Южная Африка). Цветение воды за счет разви¬
тия
динофлагеллят рода 6опуаи1ах особенно опасно.
При этом образуется сильно действующий на нер вную
систему токсин, который накапливается в мидиях и
дву¬
створчатых мол люсках («паралитический яд моллюсков»)
и
при употреблении их в пищу часто вызывает смертельные
отравления у людей. Например,
в 1799 г. в Ситке (Аляска)
150 человек умерли от отравления ядовитыми ракообраз¬
ными.
Ф. богат белками (40—50%) и жира ми (20—27%),
что дает повод рассматривать его как источник пищи чело¬
века и
сырье для промышленных нужд. Например, разно¬
видности
пресноводного Ф. ,
в частности сине-зеленая
водоросль хлорелла, выращиваются в Японии с целью
выяснения возможности использования в качестве доба¬
вочной пищи.
Используя некоторые виды Ф. в качестве питательной
среды,
стало
возможным
искусственно культивировать
некоторые морские моллюски и креветки. Массовые куль¬
туры диатомей были
выращены немецкими учеными во
время второй мировой войны в безуспешной попытке
получить запас жира для военных нужд. Некоторые виды
566

ФЛОРЕС
пресноводного Ф. разводят в сточных очистных водое¬
мах, в
которых
они понижают загрязненность как косвен¬
ным
путем,
обеспечивая кислород для бактериального
окисления органических загрязняющих веществ, так и
прямым путем, истощая азотные и фосфорные соединения.
Побочным результатом такой фотосинтетической очистки
сточных вод является их осушение
и сбор водорослей, ко¬
торые могут использоваться в качестве дополнительной
пищи для домашних животных.
Фитопланктеры, в основ¬
ном из рода хлорелла, также исследовались с целью их
использования для жизнеобеспечения космонавтов и под¬
водников. Принцип заключается в том, что искусственно
освещенные
культуры
обеспечиваются
газообразными
(С02), жидкими и твердыми выделениями человека в ка¬
честве
источника
питания,
ведущего
к
непрерывному
росту Ф. (фотосинтез) и выделению кислорода для ды¬
хания.
Рост Ф. зависит от локализации его в пределах эвфо-
тической зоны. После отмирания весь Ф. опускается на
дно, причем рост Ф. имеет важные геохимические и палео¬
экологические последствия. Образование нефти, возможно,
частично зависит от оседания Ф.,
органический продукт
которого служит ее предшественником. Например, хлоро¬
филл Ф.
преобразуется в феофитин
—
вещество, обна¬
руженное в отложениях нефти. Кроме того, в Ф. встре¬
чаются углеводородные липиды, у которых соотношение
13С/12С сходно с таковым в углеводородных фракциях, от¬
меченных в отложениях нефти. Оседание большого коли¬
чества органического вещества на дно моря, следующее
за
токсичными
красными
цветениями
воды
(«красные
приливы»), также рассматривается как возможный источ¬
н ик нефти в с вя зи с бактериальным превращением орга¬
нического вещества в углеводы.
Кремниевые панцири диатомей и кальц и е в ые
кок-
колиты кокколитофорид довольно стойки к растворению
и образовали обширные отложения диатомового и из вес тко ¬
вого ила на дне моря. В результате это дало значительные
ископаемые отложения диатомового грунта, образование
которых относится к критскому периоду,
и они («инфу¬
зорная земля» или «трепел») в настоящее время играют важ¬
ную роль в промышленности, в частности при производ¬
стве взрывчатых веществ. Подобным образом многие из¬
вестковые и меловые отложения от юрского периода до
настоящего времени связаны с кокколитофоридами.
Во время роста, а также при разложении Ф. выделяет
растворенные органические вещества в морскую воду, что,
очевидно, важно для геохимических процессов. Недав¬
ние исследования показали, что эти вещества могут выде¬
ляться из раствора адсорбцией пузырьков воздуха на
поверхность. Это ведет к образованию тонких, полупро¬
зрачных органических скоплений, диаметр которых обычно
колеблется от 5 мк до нескольких миллиметров. Редко
отмечались полосообразные скопления длиной до 2 м.
Показано, что скопления, содержащие до 30% органиче¬
ского вещества, содержат 2—10% СаС03 и адсорбируют
неорганический и органический фосфор, марганец и дру¬
гие
элементы,
содержащи еся
в ничтожном
количестве.
Независимо от того, что они используются
и
разлагаются
морскими
органи змами,
пр едпо лага ется ,
что
осаждение
органических скоплений с расчетной скоростью 2 м в день,
возможно, является важным механизмом, ведущим к от¬
ложению
определенных
элементов
в
мо рских
осадках.
Кроме этого, на химию металлов, содержащихся в ничтож¬
ных количествах в морской воде, оказывают влияние со¬
единения, формирующиеся при расщеплении растворен¬
ных органических веществ, происходящем при росте Ф.
ТЕОДОР дж. СМАЙДА
ФЛОРЕС МОРЕ
Северная граница Ф. м. (центр в точке 8® ю.
ш.,
121° в . д .) проходит по Макасарскому прол. (южный вход),
южному берегу о. Сулавеси и з ал.
Бони. Восточная гра¬
ница проходит от юго-восточной оконечности о. Сулавеси
до восточной оконечности о. Флорес, через вулканический
о.
Камбинг. Южную границу образуют вулканические
Малые Зондские о-ва (Флорес и Сумбава). Западная гра¬
ница проходит по о-вам Сабалана и восточному краю
Зондского шельфа. В соответствии с решением Междуна¬
родного гидрографического бюро, западная часть Ф. м.
включается в Яванское море и море Бали, а северо-восточ¬
ная часть
—
в
море Банда.
Площадь Ф. м .
примерно 240 тыс. км2 (в границах
Международного гидрографического бюро
—
121 тыс. км2).
Средняя глубина его
примерно
1800 м,
объем
воды
432 тыс. км3 (222 тыс. км3, согласно определению Между¬
народного гидрографического бюро).
Рельеф дна. Ф. м.
подразделяется на четыре района
с
различным рельефом дна (рис. 1). Самый западный
район представляет собой обширную банку (подводное
плато) с глубинами в основном
не более 500 м. Атоллы
обычны на подводных
возвышенностях
этого
района,
например о-ва Сабалана.
Банку прорезают два глубоко¬
водных желоба: один
—
около границы Зондского шельфа
на ЮЗ, другой
—
у берегов южной части о. Сулавеси.
Эти желоба связывают более глубоководные районы Ф. м .
с Макасарским прол.
Второй район включает глубоководную центральную
впадину Ф. м .
(впадина Флорес), с глубинами более 3000 м,
с неровным рельефом дна и отлогими склонами (табл. 1).
Максимальная глубина впадины 5140 м.
Таблица 1
Впадина
Внешняя
изобата,
м
Площадь,
км2
Глубина
порога,
м
Макси¬
мал ьн ая
глубина,
м
Салаяр
Флорес
2000
3000
4 000
30 000
1350
2450
3370
5140
Третий район пересекают два параллельных хребта,
разделенных депрессией, протянувшихся от южной части
о. Сулавеси на Ю до впадины Флорес, где они поворачи¬
вают на В. Западный хребет простирается до о. Салаяр
и
других островов, включая о.
Бонерате. Восточный
хребет начинается от барьерного рифа недалеко от побе¬
режья южной части о. Сулавеси и идет через группу корал¬
ловых островов Така-Боне-Роте, за которыми он соеди¬
няется с поднятиями в восточной части Ф.
м.
У обоих
хребтов довольно пологие склоны, а у восточного берега
о.
Салаяр, где расположена впадина Салаяр (3370 м),
западный хребет имеет д ов оль но крутые склоны .
Четвертый район включает восточную
ча сть
Ф.
м.
кЮотзал.Бонии
“переходит в море Банда к С от о. Кам¬
бинг. Ф . м . от зал . Бони отделяют два подводных поднятия
с широкими вершинами, на которых находятся коралло¬
вые острова.
Гидрологический режим.
Глубинные и при¬
донные
воды. Экспедиция на «Снеллиусе» (1929—
1930) по анализам глубинных вод и батиметрическим дан¬
ным определила, что впадина Флорес заполнена глубин¬
ными водами, поступившими из Тихого океана по линиям
Молуккской депрессии и
депрессии Северной и Южной
котловин Банда (рис. 2 и 3). В различных депрессиях
567

ФЛОРЕС
Рис. 1 . "Батиметрическая карта (заштрихованные участки —глубина более 5000 м), придонные течения (стрелки)
и донные осадки моря Флорес (по данным экспедиции на «Снеллиусе», 1929 —1930).
Т—
терригенные илы; О
глобигериновые илы; VТ —вулканические и терригенные илы; V
вулканический ил.
Рис. 2 . Схема движения вод в море Флорес в слое 100—200 м
(демонстрирующая перемешивание в
восточной части
моря)
(по Виртки, 1961).
А—
северная глубинная вода; Б — южная
глубинная вода;
В « глубинные воды Индийского океана.
вдоль линии потока придонной воды содержание
кислорода уменьшается (табл. 2 и 3).
Таблица 2
Содержание кис¬
лорода, см3/л
Молуккское море*
впадина Моротай
3,06
впадина Тернате
3,04
котловина Бачан
2,63
Море Серам:
Бурская котловина
2,52
Море Банда:
Северная котловина Банда
2,50
Южная котловина Банда
2,45
Море Флорес:
впадина Флорес
2,28
Таблица 3. Характеристика глубинных вод
моря Флорес и вод за порогом впадины Флорес
(по данным экспедиции на «Снеллиусе»)
Темпера¬ тура,
°С
Соле¬ ность, °/оо Содержа¬ ние
кис¬
лорода,см3/л Плот-
|
ность
Порог 2658 м
3,08
34,62
2,33
1027,595
Впадина
5100 м
Флорес,
3,505 34,60
2,28
1027,54
Впадина
2183 м
Салаяр, 3,22
34,60
2,31
1027,57
568

ФЛОРЕС
Поверхностные воды и климат.
Соле¬
ность
воды
поверхностного
слоя Ф. м . в июне—ноябре
34,0—34,6°/00. С декабря по май сол ено сть 32,0%0 на СЗ и
33,80/00 на ЮВ Ф. м.
(рис. 4).
Минимальная температура воды поверхностного слоя
бывает в августе и сентябре (25,9° С),
а максималь¬
ная—в
ноябре (28,8° С) (рис. 5).
Рис 4 Средние годовые колебания солености поверхностного
слоя моря Флорес (по Виртки, 1961).
Л=к
ЮЗ от Макасарского прол.; Б « прол. Ломбок; В == •
прол.
Сейп.
Зимой
южного
полушария
ветер
юго-восточный
силой 2,5—4,4 балла (по шкале Бофорта), а летом ветер
слабее (1,5—2,4 балла) и дует с 3. Атмосферное давление
в
эти
сезоны
сос та вля ет
соотв етств енно
757 и 758—
758,5 м м рт. ст.
Течения
и
приливы.
Поверхностные тече ¬
ния зимой южного полушария имеют южное или западное
направление и скорость 10—15 узлов.
Летом направление
меняется на обратное, а скорость составляет 5—10 узлов
в
западной части Ф. м . и 10—15 узлов в восточной. В Бима
(Сумбава) величина прилива 1,6 м.
Рис. 5. Распределение потенциальной температуры и солености
на разрезе зал. Бони —
море Флорес вдоль впадины Салаяр
(по Ван-Рилю).
При выполнении станции No 317а экспедицией на
«Снеллиусе» в восточной части Ф.
м.
(см.
по ложе ние
станции на рис. 6) были получены в период с 21 по 24 авгу¬
ста 1930 г. данные по течениям на глубинах (табл. 4).
Таблица 4. Течения на станции No 317а «Снеллиуса»
Горизонт, м
Скорость, см/с
Направление,
град.
0
15
23
25—75
22
30
125 — 300
38
88
600
11
140
1000
2
275
1500
5
96
2000
3
207

флоридский
Донные осадки. По данным экспедиции на «Снеллиусе»
установлено, что обширная, неопределенной формы банка
в западной части Ф. м. почти повсеместно, за исключением
трех
зон,
покрыта
вулканическими
и
терригенными
илами. Две зоны
—
глубоководные проходы между впади¬
ной Флорес и Макасарским прол.— отличаются на л и чие м
глобигериновых илов
(содержание карбоната кальция
более 30%).
Третья зона простирается от центральной котловины
моря Бали на С вдоль западной стороны о-вов Сабалана
и
покрыта вулканическими илами. Вулканические илы
также покрывают дно западной части впадины Флорес.
Терригенные илы покрывают котловину Бони и впадину
Салаяр, а прилегающие поднятия, расположенные выше
изобаты 2000 м, покрыты глобигериновыми илами. Корал¬
ловые илы и пески занимают участки, ограниченные
коралловыми островами. Остальная часть дна Ф.
м.
Рис. 6 . Гравиметрия моря Флорес (заштрихованные участки
—
пояс отрицательных аномалий; показаны также положительные
аномалии со значением 50 мгл и более), действующие вулканы
(треугольники) и очаги землетрясений (точки —глубина фокусов
менее 100 км, точки с одной гатурой 100 — 199 км, с двумя гату-
рами 200—299 км и т. д.) .
покрыта вулканическими
и
терригенными илами. Вулка¬
нические илы преобладают около вулканов.
Пепел извер¬
жения вулкана Тамбора 1815 г.
образует отличный опор¬
ный горизонт в колонках грунта.
Отсутствие красной глубоководной глины в более
глубоководных частях впадины Флорес связано с недо¬
статком
кислорода для
окисления
терригенных
илов.
Низкое
содержание
кислорода
объясняется
наличием
порогов между Ф. м. и открытыми районами океана, что
мешает
глубинным океан ическ им
водам,
насыщенным
кислородом, входить во впадину Флорес.
Ниб (1943) нашел в колонках грунта
над
пеплом
вулкана Тамбора слой голубой глины толщиной 2—15 см.
Глина характеризуется шестигранными коричневыми кри¬
сталлами
биотита, найденными в образцах, собранных
в
1930 г.
Средняя скорость седиментации терригенных
иловвФ.м.
равна 75 см/1000 лет, что примерно в 40 раз
больше скорости седиментации в экваториальной части
Атланти чес кого океана (0,9—3,3 см/1000 лет). Скорость
отложения
глобигериновых
ило в
в
Ф.
м.
равна
570
1 см/1000 лет, что приблизительно соответствует скорости
отложения в Атлантическом океане (0,5—2 см/1000 лет).
Большая скорость отложения терригенных осадков
во впадине Флорес и других глубоководных восточноин¬
донезийских впадинах приписывается значительной оро-
генической активности в этой части океана, восстанавли¬
вающей рельеф. Кроме того, подводные оползни на кру¬
тых склонах впадины ускоряют осадконакопление.
Геофизика и геологическое строение дна. Самые глубо¬
кие очаги землетрясений в Индонезии находятся под Ф. м .
Максимальная глубина достигает 720 км (рис. 6). Про¬
фили в южном направлении через Малые Зондские о-ва
и в восточном направлении через впадину Ару указывают
на то, что глубины очагов уменьшаются. Для объяснения
этого явления было предложено несколько теорий, напри¬
мер Берлаге и Венинг-Мейнесом.
Ф. м . отличается положительными аномалиями силы
тяжести, доходящими до 50 мгл. Более высокие значения
найдены в широкой полосе, идущей от зал.
Бони через
восточную часть впадины Флорес в центральную часть
Южной котловины Банда.
Вулканы Малых Зондских
о-вов принадлежат к орогеническому («тихоокеанскому»
или андезитовому) типу при
индексе вулканичности,
равном 99.
Морфология впадины Флорес и ее параллельность
геоантиклинали Малых Зондских о-вов указывают на то,
что она представляет собой зону погружения. Уступопо¬
добные края впадины Салаяр, ее прямолинейность и нали¬
чие
пло ско
залегающих
поднятых
коралловых рифов
и прилегающего о. Салаяр являются свидетельством ее
сбр осово-глыбового пр оисхождени я.
Геологические данные дают возможность утверждать,
что впадины Флорес и Салаяр образовались в конце тре¬
тичного периода или позже вследствие сбросов и опуска¬
ния квазикратонной (ранее материковой) коры. Эти дан¬
ные следующие: 1) срезание миоценовых складок береговой
линией о. Бутунг; 2) параллельность впадины Флорес
и третичных складок Малых Зондских о-вов; возможно,
что впадина Флорес является молодой, возрождающейся
миогеосинклиналью; 3) высокая степень сейсмичности
и вулканической деятельности в поясе Малых Зондских
о-вов; 4) поднятые плио-плейстоценовые террасы коралло¬
вых рифов на прилегающих островах (до высот 550 м в вос¬
точной части Ф. м.); 5) атоллы, круто поднимающиеся от
подводных плато с глубин, явно больших для роста корал¬
лов, например, атолл Така-Боне-Роте в Ф.
м.
находится
на подводном хребте с глубинами более 2000 м; 6) мощные
серии третичных невулканических обломочных осадков
на островах, требующих диастрофических движений для
своего образования и окруженных глубоким морем.
X. Д. ТИА
ФЛОРИДСКИЙ ЗАЛИВ
Ф. з . представляет особый интерес для геологов начи¬
ная с конца 19 в.,
ко гда
выяснилось,
что
отмели этого
тропического
залива
сформированы известковыми отло¬
же ниями .
Детальное изучение неритовых известковых
отложений (довольно редких в наши дни) способствует
пониманию условий образования известняка. Известняк
в
основном состоит
из
карбоната кальция (кальцита)
и является хорошо изученной осадочной породой, содержа¬
щей ископаемые
орган измы,
особенно
интересной для
геологов-нефтяников; он составляет, вероятно, немногим
более 20% осадочных пород литосферы (примерно 30 X
X 107- км3).

флоридский
Ф. з . имеет форму треугольника; расположен к Ю
от п-ова
Флорида.
Изогнутый
архипелаг вытянутых
островов, Флоридские рифы, на которых обнажены корал¬
ловые рифы позднего плейстоцена (последние межледни¬
ковые), образует восточную и юго-восточную границы Ф. з.
К 3 Ф. з . открыт к Мексиканскому зал.; западная граница
проходит по 81° 05' з. д. Средняя глубина в центральной
части 1,2—1,5 м; Ф. з. в описанных выше границах имеет
площадь около 2884 км2 (табл. 1).
Таблица /. Крупные геоморфологические элементы
Флоридского зал.
Рифы (острова)
Илистые банки (включая ри-
фы)
*
Внутренние озера
**
Флоридский зал.
***
Флоридский зал.
****
Площадь,
км*
%от
общей
площади
Количе¬
ств о
67
3
-105
496
23
1050
48
~17
1546
74
2179
100
*
Глубины менее 0,7 м.
**
Глубины 0,7—2 м, окруженные илистыми банками.
***
Западная граница Ф. з .
проходит вдоль внешнего
края
сам ых за падных бан ок.
** **
Западная граница Ф. з . проходит по 81° 05' з. д.
Для Ф. з. характерно наличие множества сообщаю¬
щихся мелководных илистых банок, сложенных раку ше ч¬
ными известковыми отложениями. Банки отделяют Ф. з .
от системы связанных между собой мелководных котло¬
в ин , т ак называемы х «внутренних озер». «Озера» обычно
имею т
глубину 1,5—1,8 м, длину 5—7 км и
ширину 3—5 км.
Плоскую поверхность известняков (оолитов Майами
позднеплейстоценового возраста), слагающих дно «озер»,
покрывает
тонкий
слой
песчано-известковых
осадков.
Вершины банок частично выступают
из воды во время
отливов. Большая часть их подымается на 0,2 м над сред¬
ним
уровнем Ф. з .,
образуя краевые рифы (острова),
покрытые мангровой растительностью. Внутренние, или
восточные, банки вытянуты извилистой цепью; они узкие,
ширина около километра в поперечнике, и от них подни¬
мается больше рифов, чем от более широких (2—5 км)
западных банок округлой формы вдоль открытой (западной)
стороны Ф. з .
По данным абсолютного возраста пород, определен¬
ного радиоуглеродным методом, известковые отложения
начали накапливаться свыше 4 тыс. лет назад, когда
Фландрская трансгрессия (повышение уровня моря в пе¬
риод таяния последних материковых ледников) охва¬
тила Ф. з . Образование банок в Ф. з ., вероятно, началось
рано, предположительно на акваториях, где конвергирую¬
щие потоки создали застойные зоны. По мере образова¬
ния Ф. з . банки росли вверх и вширь, достигнув своей
теперешней конфигурации; колонизация банок морскими
травами и манграми должна также способствовать их
стабильности. Рифы, которые венчают банки, возможно,
начали развиваться не ранее 3 тыс. лет назад, когда ско¬
рость осадконакопления значительно снизилась. Рифы,
очевидно, были надстроены над средним уровнем Ф. з .
во время штормов, когда глубины в Ф. з . увеличивались
на 0,9—1,2 м.
Со времени образования Ф. з. накопилось около 1,5 X
X 109 м3 известковых отложений. На банках и их склонах
средняя
скорость
осадкообразования
около
б г/см2
в 100 лет. Так как мощность большинства банок примерно
1,8 м, за наибольшую среднюю скорость отложения на них
можн о
пр иня ть 0,04 мм/год, если пренебречь незначи¬
тельным уплотнением.
Фациальные условия. Ф . з. можно
разделить на две
подфации
—
внутреннюю и краевую. Внутренняя харак¬
теризуется малой величиной прилива (менее 0,07 м),
слабыми течениями и значительными сезонными измене¬
ниями солености и температуры воды. Окружающая крае¬
вая подфация имеет более однородную по свойствам воду
и более интенсивное ее перемещение благодаря хорошему
приливному водообмену с Мексиканским зал. и Атланти¬
ческим океаном.
В районе Южной Флориды и Ф. з. преобладает тропи¬
ческий климат, характеризующийся длительным сухим
сезоном (от середины осени до поздней весны) и сезоном
ливневых дождей (лето и ранняя осень). Осадков выпадает
приблизительно 1000 мм в год,
причем около 70% их
приходится на сезон дождей. Испарение превосходит
количество осадков в 1,5 раза (табл. 2).
Таблица 2. Характеристика вод Флоридского зал.
Среднее го¬
довое зна¬
чение
Предел
Количество осадков *, мм
1025
525—2075
Испарение (подсчитанное) *,
мм
1560 — 1750
Температура воздуха *,
°С
24
1—34
Температура воды,
°С
Соленость,
°/оо:
О
1
ю
северо-западная часть Ф. з.
*
39
20—70
Ф. з. в целом **,
***
Скорость течений **, ***:
10—70
в
проливах
между Флорид¬
3—4 узла,
скими рифами
направление
СЗ или ЮВ
во внутренних озерах
Несколько сотых узла, направ-
Мутнос ть (после двух дней
ветров
10-*20
узлов) **,
м г/л:
ление против часовой стрелки
поверхностные воды
11,0—0,17
0,5
м
над дном
(глубина
9,4
—
17,6
около 1,2 м)
Величина прилива:
окрестности м. Сейбл
0,9
вдоль внутреннего края Фло¬
0,1
ридских рифов (со стороны
Ф. 3.)
внутренняя часть Ф. з .
<0,06
*
По данным Табб, Дарброу и Маннинга (1962).
**
По данным Гинзбурга (1956).
***
По данным Горслина (1963).
** **
|7о данным Приливных таблиц Береговой
и геодезиче¬
ской службы США.
В сезон дождей соленость воды во внутренней подфа¬
ции может понизиться до 10—15°/00 благодаря глав ным
образом стоку пресной воды из обширных болот, распо¬
ложенных на Ю Флориды. Соленость воды в течение сухого
сезона обычно 35—40°/00, однако на мелководных илистых
банках чрезмерное испарение
в весенние месяцы может
увеличить соленость до 70°/00,
т. е. до величины, почти
в два раза превышающей обычную соленость вод этого
района (табл. 2). В годы нормального выпадения осадков
соленость в краевой части Ф. з . остается около 35—36°/00
благодаря хорошему приливному водообмену с Атланти¬
ческим океаном и Мексиканским зал.
Температура воды во внутренней части Ф. з . заметно
меняется по сезонам — от 15 до 40° С. Резкие температур¬
ные перепады бывают при сильных ветрах, которые осно¬
вательно перемешивают
и
взмучивают воды мелких вну¬
тренних озер (табл. 2).
Вследствие многочисленности илисты х банок цирку¬
ляция воды в Ф. з . очень сложная.
Приливные и вет¬
ровые потоки ослабляются
в связи с этим препят¬
671

ФЛОРИДСКИЙ
ствием, а также из-за мелководности Ф. з., которая ощу-
тимо уменьшает высоту приливной волны при ее прохож¬
дении через Ф. з . в северо-западном направлении.
Основы¬
ваясь на гидрологических данных, Горслин (1963) устано¬
вил, что водные массы нескольких озер движутся с ми¬
лыми скоростями против часовой стрелки (табл. 2). Силь¬
ные приливные течения со скоростью
в несколь ко уз ло в,
однако, приносят в Ф. з .
воду из Атлантики через проливы
между Флоридскими рифами.
Биология. В донной фауне Ф. з .
преобладают мол¬
люски
(известно по меньшей мере 100 видов); меньше
распространены фораминиферы, особенно крупные тро¬
пические формы (табл. 3). Во флоре преобладает черепа¬
ховая трава (ТНа1а881а 1е8Ийшт). Черепаховая трава
произрастает на мелководных илистых банках, и ее кор¬
невая система может способствовать их устойчивости.
Отвердевшие или частично отвердевшие зеленые морские
водоросли, главным образом виды НаИтейа и РетсШиз,
распространены вблизи Флоридских рифов. В этом районе
Ф. з.
бурно растут мелкие кораллы.
Таблица 3. Важнейшие виды животных и растений,
способствующие осаждению карбоната кальция
в осадках Флоридского зал.
*
Живот ные
Растения
моллюски
кораллы
**
форамини¬
феры
зеленые во ¬
доросли
**
Апота1осаг<На
РогПев
Агсказав
НаИтеёа
ВиНа
814ега в(геа
РепегорИв
Р етсШив
ВгасМйоп1ев
СегНЫит
С Шопе
Ыойи1ив
Ртс1айа
ТеШпа
(1и1пдие1о-
сиИ па
V йоХеа
Данные Тарп (1936, 1939) и Гинзбурга (1956).
<**
Встречаются только вблизи Флоридских рифов и в проливах
между ними.
Неконсолидированные известковые
осадки.
Тек¬
стура.
Неконсолидированные
известковые
осадки
в Ф. з . обычно более чем на 90% состоят из карбоната каль¬
ция; остальные 10% приходятся на кварц, опал из скеле¬
тов радиолярий и игл губок и волокнистое органическое
вещество. Размер зерен известкового вещества колеблется
от величины большого моллюска или кораллового обломка,
измеряемых несколькими сантиметрами
и более в длину,
до мельчайших частиц (менее 0,001 мм). Илистые банки
примерно на 30% (по весу) состоят из песчаных (более
0,062 мм) карбонатных частиц, 48% илистых и глинистых
частиц (0,062—0,001 мм) и 22% суглинистых частиц (ме¬
нее 0,001 мм). Средний медианный размер зерен близок
к 0,028 мм. Это означает, что осадки банок в среднем или¬
стые (табл. 4). В литифицированной форме (такой, как
известняк) эти осадки должны быть классифицированы
как окаменелые кальцилютиты или как биомикриты.
Гинзбург (1956) определил, что частиц ы,
большие
0,125 мм, образовались на 76% из моллюсков и на 11%
из
фораминифер. Под микроскопом фактически все мель¬
чайшие известковые частицы величиной до 0,020 мм могут
быть определены как скелетные, что означает, что они
произошли от затвердевших частей растений и животных.
Измельчение скелета на такие мелкие (0,020 мм) частицы
произошло в результате физической абразии, но, несом¬
ненно, такому измельчению способствовали и
разрушаю¬
щие организмы. Интересно, что размер зерен известковых
илов увеличивается во время пищеварительного процесса
672
некоторых поглощающих организмов, когда мелкозерни¬
стое вещество собирается в устойчивые фекальные шарики.
Шарики имеют длину до нескольких миллиметров
и
могут
с оста вля ть д о 50% отложений. Происхождение из вест ко¬
вых
зерен, меньших 0,020 мм, спорно; эта проблема ка¬
сается осаждения мелких игл арагонита, который состав¬
ляет заметную до лю ча ст иц, меньших 0 ,010 мм .
Минералогия. В Ф. з. четыре минерала обра¬
зуют известковую фракцию наносов: арагонит, кальцит
с высоким содержанием магния, кальцит с низким содер¬
жанием магния и доломит (перечислены в порядке
их со¬
держания) (табл. 4).
Таблица 4. Физические, минералогические
и химические характеристики осадков
во Флоридском зал.
Западная
Восточная
часть Ф. з.
часть Ф
з.
Содержание воды, %
71,5
Пористость, %
65,9
Плотность
зерен
грунта,
г/см3
Объемная плотность, г/см3
2,71
1,58
Медианный диаметр, мм
0,028
0,025
Коэффициент сортировки
Весовые проценты:
6,81
>0,125 мм (песок)
51 (15= —90)
> 0,062 мм (песок)
30 (1-52)
< 0,062
—
0,001
мм
(глини
стый ил)
48 (9—70)
<0,001 мм (суглинок)
Минералогия карбонатов:
22 (5—50)
арагонит, %
высокомагнезиальный каль ¬
цит,
%
59 (35—77) *
46 (20=78)
**
27 (3—54)
*
37 (0—51) *
низкомагнезиальный
каль¬
цит, %
14 (1—29)
*
17 (4—80)
**
араго нит,
%
59 (41—70) **
67 (40=100) **
высокомагнезиальный каль¬
цит, %
26 (10—47)
**
19 (0—39)
**
низкомагнезиальный
каль¬
цит, %
Химия основных осадков:
15 (10—20)
**
16 (0=44)
**
Са/М&
25 (6=41)
5г/Са« 10®
8,7(6,3 -11,7)
5г%
0,42 (0,20 =0 ,64)
М§%
1,4 (0,06 -4 ,1)
Мп%
0,006
(0,0005—0,04)
Ва%
0,002
(0,001—0,004)
известковые ми не рал ы,
%
87 (81—90)
неиз вестко вые м ине ра лы,
%
органическое вещество, %
9 (8—13)
6,2
4 (2-6)
органический углерод, %
2,1 (1,3 —3,7)
3,5
органический азот, %
0,15
(0,29
—
0,09)
0,1
органический углерод/орга-
нический азот
17 (13—26)
27,5
*
Подповерхностные и поверхностные осадки.
**
Поверхностные осадки.
Арагонит состоит из карбоната кальция и кристалли¬
зуется в орторомбической системе; этот минерал является
неустойчивой разновидностью карбоната кальция и
прев¬
ращается
в кальцит (возможно, даже доломит) на опре¬
деленной стадии образования известняка.
ВФ.з.
арагонит образует около 65% отложений и
в основном состоит из моллюсков (табл. 3 и 4). В большин¬
стве случаев арагонит представляет собой совокупность
светло-коричневых
кристаллов,
но
иногда
встречаются
иглы, меньшие 0,010 мм в длину. Иглы арагонита обна¬
ружены также в отложениях
других тропических морей,
особенно в соседних
с Багамской платформой. Сначала
предполагали, что осаждение игл
осуществляют денитри¬
фицирующие бактерии, живущие в донном иле. Впослед¬

ФОТОСИНТЕЗ
ствии стали считать, что потеря углекислого газа либо
за счет высокой активности фотосинтеза морских растений,
либо путем испарения вызывает осаждение арагонита
из
перенасыщенной воды. В настоящее время арагонитовые
скелетные стержни обнаружены в частично отвердевших
зеленых водорослях, особенно вида РетсШиз, которые
полагают источником арагонитовых игл. Полный обзор
этих идей и проблем физической химии, включая осажде¬
ние карбоната кальция в метастабильную арагонитовую
форму, сделан Клаудом (1962).
Высокомагнезиальный кальцит
—
это кальцит, содер¬
жащий от 4 до 19% М§С03 в решетке этого гексагонального
минерала. Высокомагнезиальный кальцит составляет 20—
30% наносов банок и встречается в виде микрокристалли¬
ческих агрегатов светло-коричневых кристаллов, похожих
на арагонитовые. Подобно арагониту высокомагнезиаль¬
ный кальцит метастабилен и на некоторой стадии образо¬
вания известняка превращается в низкомагнезиальный
кальцит или доломит. Кальцит, содержащий большое коли¬
чество магния, несомненно, образовался главным образом
и з фораминифер, особенно вида РепегорИз рго1еиз и Агскшз
ащиШиз. Другие организмы, растительные и животные,
п оста вляют
вторичный
высокомагнезиальный кальцит
в отложения Ф. з .
Только около 15% отложений Ф. з . состоят из низ¬
комагнезиального кальцита (по существу обычный каль¬
цит)
—
устойчивого гексагонального полиморфа карбо¬
ната кальция. Основная масса этого минерала образова¬
лась из моллюсков. Однако некоторые из низкомагнезиаль¬
ных
кальцитов встречаются
в виде бесцветных прозрач¬
ных шестиугольных призм менее 0,062 мм в длину; про¬
исхождение этих призм неизвестно. Призмы низкомагне¬
зиальных кальцитов обычно испещрены ямками и
протрав¬
ле ны,
и
создается
впечатление,
что
они подвергаю тся
процессу растворения.
В кристаллах арагонита
и высо¬
комагнезиального кальцита это явление не наблюдается.
Это парадоксально, так как согласно термодинамическим
расчетам и экспериментальным данным при существую¬
щих температур е
и
давлении низкомагнезиальный каль¬
цит из этих трех минералов наименее растворим.
Доломит —
устойчивый минерал двууглекислой соли,
имеющий равные количества атомов кальция и магния;
этот минерал кристаллизуется в гексагональной системе
обычно в виде ромбоэдра. Доломит составляет около 5%
отложений Ф.
з.
Этот минерал, предмет интенсивных
исследований, не
обнаруживали в Ф. з. до 1961 г. В Ф. з.
доломит встречается в виде
стекловидных ромбических
кристаллов менее 0,062 мм в диаметре с
потемнением
в
центре .
Известковые илы Ф. з. на 80—85% состоят из мета-
стабильных карбонатных минералов (арагонит и высоко¬
магнезиальный кальцит), которые на определенной ста¬
дии образования превращаются в кальцит или доломит.
Отсюда возникает вопрос, как скоро и
при каких условиях
произойдет эта трансформация? Стели и Хауер (1961)
показали, что обнажения молодых (около 100 тыс. лет)
оолитов Майами и
формации Кайо-Ларго, которые не по ¬
средственно подстилают осадки Ф. з., содержат мало или
совсем не содержат высокомагнезиального кальцита, кон¬
центрация арагонита
от
умеренной до низкой (обычно
меньше 17%). Так как обе известковые породы содержат
окаменелости, которые первоначально фактически состояли
из этих
минералов,
очевидно,
что относительно ранние
диаге нети ческ ие
изменения
вы зва ли
превращение
этих
минералов
в низкомагнезиальный кальцит.
Анализ двух
коло нок
неконсолидированных
осадков
банок
в
Ф.
з.
показал,
чт о,
п осле
того
как
известковые
отложен ия
начали
накапливаться в Ф. з . около 4 тыс. лет назад,
диагенет ичес кие
превращения
минералов
происходили
в небольшом масштабе или не происходили совсем. Однако
Флис (1962) считает, что о н обнаружил значительный
недостаток высокомагнезиального кальцита и некоторого
количества арагонита в отложениях с возрастом около
4 тыс. лет, которые непосредственно перекрывали осно¬
вание наносных банок в восточной части Ф. з . Тем не менее
согласие достигнуто в том, что современный арагонит
и высокомагнезиальный кальцит во Ф. з. являются устой¬
чивыми. При превращении этих минералов в низкомаг¬
незиальный кальцит или доломит следует ожидать, ве¬
роятно,
значительного
изменения
условий,
например
заметного изменения в химическом составе воды Ф. з.
Значение исследований карбонатов мелководий. Ре¬
зультаты седиментологических исследований известковых
отложений в Ф. з . и на соседней Багамской платформе
во многом помогают восстановить совокупность физиче¬
ских, химических и биологических процессов, в резуль¬
тате которых в прошлом образовались известняки. Учи¬
тывая большое количество научных статей по известковым
осадкам, которые появились в течение последних несколь¬
ких лет, становится несомненным, что научный интерес
к образованию известняка и
диа генезу сохранится
ивбу¬
дущем. Ф. з.
будет в центре внимания, так как он является
одной из самых легкодоступных естественных лаборато¬
рий для исследования карбонатных отложений на мелко¬
водных участках и карбонатной минерализации.
ДЭВИД ШОЛЛ
ФОТОСИНТЕЗ ФИТОПЛАНКТОНА
Фитопланктон, обитающий в морях и океанах, яв¬
ляется в мировом масштабе основным источником орга¬
нических соединений. В глубоководных озерах, в которых
не
развиваются
прикрепленные ко дну растительные
организмы, фитопланктон также является значительным
источником органического вещества.
Некоторые авторы рассматривают фитопланктонные
популяции и часто используют математические модели
и биохимические методы исследования. Другие для иссле¬
дования выделяют единичный вид фитопланктона. Основ¬
ные организмы, входящие в фитопланктон,
—
это диато-
меи
и
динофлагелляты. В пресных водах существует
большее разнообразие видов, чем в океанических. В откры¬
тых водах океанов виды разнообразнее, чем в
прибрежных.
Кокколитофориды и сине-зеленые водоросли часто встре¬
чаются в больших количествах в открытом океане,
но
в последнем отсутствует доминирующая группа пресных
вод
—
десмидиевые водоросли.
В фитопланктоне можно наблюдать все
наиболее
обычные
фотосинтезирующие пигменты. В фитопланктоне
открытого океана хлорофилл «а» и «с» является основным
наравне с
мно жеством
каратиноидов,
характерных для
диатомей и динофлагеллят. Хлорофилл «Ъ» временами
бывает обильным в фитопланктоне пресных вод и загряз¬
ненных устьев рек. Пигменты пикобилина встречаются
в фитопланктоне как пресных, так и соленых вод, причем
ассоциируются с цветениями воды за счет развития
сине-
зеленых водорослей.
Большинство исследователей определяют Ф. ф . ус¬
ловным отношением
со2 + нон—~—>снон + о..
й1
хлорофилл
‘
*
В большинстве опытов измеряется либо кислород,
либо углекислый газ. Разработанная в последние годы
методика измерений с помощью 14С явилась
надежным
средством измерения органической продукции, образую¬
щейся в результате фотосинтеза.
573

Относительное
поглощение
Оптичесная
плотность
ФОТОСИНТЕЗ
Рис. 1 . Спектры поглощения экстрактов из планктонных водо¬
рослей.
1—
диатомея Сус1о1а11а 5р.; 2 — динофлагеллята АтрЫйШит
8р.; 3 — флагеллята СЫатуйотопаь; 4 —
популяция, взятая
в водах Вудс-Хола.
Длина волны
Глубина, на которой может быт ь обнаружен фотосин¬
тез, зависит в основном от количества света, падающего
на поверхность, и
прозрачности воды. Самые глубоковод¬
ные эвфотические зоны
—
немногим более 100 м, а самые
мелководные
—
менее 1 м. Вода, поглощая световые волны,
обладает избирательностью в отношении световых
волн
разной длины; так,
фитопланктон, обитающий возле
поверхности, синтезирует при «белом свете», тогда
как
растительные орган измы,
живущие на глубине, синте¬
зируют
при
свете ,
колеблющемся от светло-голубого
в
прозрачных водах до желто-коричневого в мутных
(рис. 2).
У фитопланктона реакция фотосинтеза на интенсив¬
ность света примерно линейная от нуля до г/10 всего све¬
тового
потока.
Дальнейшее увеличение интенсивности
света дает только незначительное увеличение скорости
фотосинтеза, а иногда большая интенсивность света сдер¬
жив ает ск о ро с ть фотосинтеза. Фитопланктон мо жет при¬
спосабливаться к низкой интенсивности света и в этих
Рис. 3. Сезонный ход относительного фотосинтеза. Разные ве¬
личины РЗ : Р (фотосинтез : коэффициент дыхания) при световой
насыщенности указаны для фитопланктона районов Ньюпорт,
о. Родос (по Райзеру, 1956).
условиях,
обычно
встречающихся
у нижней
границы
эвфотической зоны, интенсивность, которая «насыщает»
скорость Ф. ф., может быть на 50% ниже, чем у так назы¬
ваемого «солнечного» фитопланктона (фитопланктона верх¬
них слоев).
Азот —
это основное питательное вещество, которое,
как оказалось, определяет
Ф. ф.; углекислый газ может
определять Ф. ф.
в
пресных водах.
Во многих случаях
наблюдений имеет место прямая взаимосвязь между ско¬
ростью Ф. ф.
и
вертикальной турбулентностью, поскольку
в
результате вертикального перемешивания в эвфотиче-
скую зону поднимаются глубинные воды, богатые пита¬
тельными веществами. Рост зеленых растений представ¬
ляет
результат взаимодействия распространения на глу¬
бины света и поднятия
к поверхности
моря биогенных
(питательных) веществ в результате перемешивания вод.
Интересен годовой цикл Ф. ф. При оптимальном Ф. ф .
глубина перемешивания не должна
превышать толщу
эвфотической зоны более чем в 2—3 раза. Фотосинтезирую¬
щей клетке опасно опускаться
за пределы эвфотической
зоны, поэтому многие растительные организмы обладают
морфологическими особенностями и
сп ециал ьным и
би о¬
химическими
механизмами,
замедля ющими
погружение.
ЧАРЛЗ С. ЕНТШ
Рис. 2 Относительное поглощение
света
фитопланктоном н а
разных глубинах в чистой воде.

ХАДАЛЬНАЯ ЗОНА
Термин «X. з.», введенный Брууном (1956), соответ¬
ствует
т е рм и ну Зенке вича (1956) «ультраабиссальная»,
который применяют советск ие
ученые.
X. з. в Мировом
океане
—
это узкие желоба с глубинами более 6000—
7000 м.
Исследование самой глубоководной зоны океана
—
X. з.
—
и
открытие видов фауны, населяющих X. з.,
стало возможным лишь после 50-х годов настоящего сто¬
летия, с введением
автономных
самописцев,
эхолотов
высокой точности,
а также с
усовершенствованием тех¬
ники траления.
X.
з.
исследуется в сравнении с тремя
зонами: литоральной, батиальной и абиссальной.
Исследования. Первая проба фауны с глубины 7600—
7900 м была
получена в 1948 г. во время шведской глубо¬
ководной экспедиции. В 1950—1952 гг. во время датской
экспедиции на «Галатее» в Филиппинском желобе был
Рис. 1. Положение и глубины океанических впадин и крупных желобов (по Дэджос, Фишеру и Хессу, 1963).
Не включены: Южно-Сандвичев желоб (8264 м), Аргентинская котловина и желоб Романш в Атлантике.
А—
Яванский желоб; Б —
впадина
Банду (Вебер); В — желоб Бугенвиль;
Г — Филиппинский
желоб;
Д—желобПалау;Е—
Марианский желоб; Ж—желоб Яп; 3 — Идзу-Бонинский желоб; И — желоб Нансей
(Рюкю); К —Японский желоб; Л —
Курило-Камчатский желоб; М—Алеутский желоб; Н—желоб Пуэрто-Рико;
О = Центральный Американский желоб; П — Перуанско-Чилийский желоб; Р = желоб Тонга; С =желоб
Кермадек; Т
Новогебридский желоб.
575

ХАДАЛЬНАЯ
впервые применен трал на самых больших глубинах
(до 10 200 м) и были взяты пробы фауны в пяти местах.
С 1953 г. активные исследования в этом
направлении про¬
водились с советского научно-исследовательского судна
«Витязь», вначале в Курило-Камчатском желобе, а затем
по меньшей мере еще в 10 других желобах. После «Витязя»
биологические исследования в Японском желобе были про¬
должены японскими учеными.
В 1962 г. во время американ¬
ской экспедиции на «Проа» были получены фотографии
участков дна и образцы осадков в пяти глубоководных
желобах юго-западной части Тихого океана. В 1960 г.
Рис. 2 . Распределение температуры в желобах Филиппинском
(/), Тонга (2) и Кермадек (3) (по Брууну и Килериху).
Сплошные
линии —
температура
т
зйи,
пунктир
—
потен¬
циальная температура.
/ — по данным экспедиции
на «Альба¬
тр осе»; II
по данным экспедиции на «Галатее»; III — по дан¬
ным экспедиции на «Снеллиусе».
было проведено погружение батискафа «Триест» на дно
Марианского желоба (глубина 10 915 м1), а
в
1964 г.
в желобе Пуэрто-Рико французские и американские уче¬
ные провели несколько погружений.
Площадь. Общая площадь X. з. составляет лишь 1,2%
площади Мирового океана, в то время как общая площадь
абиссальной зоны (глубина 3000—6000 м) составляет
76% площади Мирового океана.
Глубина. В настоящее время известно о существова¬
нии 22 желобов с глубинами, превышающими 7000 м
(рис. 1), 20 впадин с глубинами от 6000 до 7000 м и 6 жело¬
бов с глубинами более 10 000 м (Марианский, Тонга, Ку¬
рило-Камчатский, Японский, Филиппинский и Керма¬
дек).
Географическое положение .
Все глубоководные же¬
лоба,
за
исключением Перуанско-Чилийского (Атакам¬
ского.
—
Ред.), расположены вдоль океанических остро¬
вов, часто образующих характерные дуги архипелагов.
Самое большое число желобов
—
в западной части Тихого
океана; два глубоководных желоба находятся в восточной
части Тихого океана и
четыре желоба (Яванский, Вема,
Пуэрто-Рико и Южно-Сандвичев)
—
за
пределам и
Тихого
океана.
Характеристики естественной среды. Грунт. Осадки
X. з. состоят в основном из
рыхлых илов, аналогичных
илам абиссальной зоны. Однако наличие вулканических
пород, «затопленной» пемзы и
некрупных валунов с изре¬
занной поверхностью литорального происхождения ука¬
зывает на то, что здесь, очевидно, имеют место изверже¬
ния подводных вулканов, землетрясения, а также мутье-
вые потоки. Все эти явления
могут вызывать интенсивную
конвекцию и —
как ее результат
—
повышение содержа¬
ния
кислорода, питательных веществ и
образование суб¬
страта для прикрепленных организмов.
Кислород.
Во всех
и сследованн ых
районах
X. з.
кислород содержится
в количестве, достаточном для
по ддержани я органической жизни (например, 4,5 мл/л
в желобах Кермадек и Тонга).
Соленость и
температура.
Соленость
и
температура X. з. приблизительно идентичны солености
и
температуре абиссальной зоны, отмечается лишь неболь¬
шое их увеличение с глубиной вследствие адиабатиче¬
ского нагревания (рис. 2).
Здесь зарегистрированы температуры от 1,2° С (на
глубине 6200 м в желобе Кермадек) до 3,6° С (на глубине
7300 м в желобе Банда).
Давление. Единственной физической характери¬
стикой X. з., действительно отличающей X. з . от абиссаль¬
ной, является гидростатическое давление, которое дости¬
гает на глубине 10 000 м 1000 ат. В результате экспери¬
ментов установлено, что давление является характери¬
стикой, определяющей органическую жизнь. Об этом же
свидетельствует отсутствие в X. з. некоторых важных
групп фауны (особенно
десятиногих
ракообразных).
Наличие барофильных бактерий в желобах также сви¬
детельствует об особой физиологической адаптации, опре¬
деляющей верхний предел распространения хадальных
организмов.
Поступление питательных веществ.
Питательные вещества в X. з . те же, что и в абиссальной.
Несмотря на б оль шие глубины,
в X. з. поступает почти
такое же количество питательных веществ, как и в абис¬
сальную зону. Наличие в некоторых желобах большого
количества погонофор (которые, возможно, требуют высо¬
кой концентрации питательных веществ), гигантизм у не¬
которых хадальных ракообразных и исключительное изо¬
билие животных, отмеченное на фотографиях дна глубоко¬
водных желобов, позволяют предположить, что во многих
желобах количество поступающих питательных веществ
может быть даже больше,
чем
на абиссальных гори¬
зонтах.
Донная фауна. Число видов. Согласно имею¬
щимся данным (Волфф, 1960), общее число вид ов донной
фауны X. з. составляет по меньшей мере 356 (табл. 1).
В настоящее время определено большое число различных
видов донной фауны, собранных во время экспедиций на
«Галатее», на «Витязе» и др.
Преобладающие
группы.
Основными
группами фауны X. з . (табл. 1) являются: кишечнополо¬
стные,
мно гощетинков ые
черви,
ракообразные (изоподы
и
амфиподы), моллюски
(гастроподы и двустворчатые)
и иглокожие (голотурии, или морские огурцы). Для X. з .
576

ХАДАЛЬНАЯ
Таблица /• Число определенных до вида
и неопределенных хадальных организмов
в наиболее важных группах и подгруппах (в скобках)
Вид
Количе¬
ство
видов
Вид
Количество
видов
определе¬ но
не
опре¬
делено
определе¬ но
не
опре¬
делено
РогНега
3
8—9
Руспо&опМа
2
0
Сое1еп1ега1а
10
17—21
МоПизса
17
43—51
Нубгогоа
(3)
(1)
Оаз^гороба
(6) (13 — 18)
АпЧюгоа
(6) (8-11)
ЫетегИш
0
1
В1уа1у1а
(Ю) (24—27)
Noта1:ос1а
0
2—3
ЕсЫпос1егта1а 25
27—36
Ро1усЬае1а
22
42—64
Аз^егоМеа
(5) (8-9)
ЕсЬшгоЩеа
5
5—7
ОрЫигоЫеа
(3) (4-5)
$1рипси1оЩеа
3
1—2
Но1о1Ьи-
(15) (11-18)
РпарШоЫеа
1
0
поМеа
Сгиз1асеа
71
33—40
Ро&опорЬога
8
1
АтрЫроба
(20) (16 — 21)
Еп1егор-
0
1
1зорос1а
(41)
(8)
пеиз1;а
ТапаЩасеа
(7) (3-4)
Т1тса1а
1
3
Р1зсез
3
1
Итого
171
185 —
240
характерны
следующие
четыре
наиболее
значительные
группы
донной
фауны:
погонофоры
колючеголовые
черви, голотурии и изоподы. Процентное отношение видов
в этих
груп пах
сос тавля ет соот ветст венн о
11,5; 9; 1,7
и
1,4 .
Некоторые основные группы,
которые преобладают
на
литоральных, батиальных и даже абиссальных глуби¬
нах,
в
X. з . совершенно отсутствуют или присутствуют
в незн ачительном
количестве.
Так, десятиногие ракооб¬
разные ни разу не отмечались ниже 5020 м; по-видимому?
на этих
глубинах отсутствуют мшанки, брахиоподы и рес¬
ничные черви.
Крайне редко в X. з . отмечаются губки,
балянусы (стебельчатые), морские звезды, офиуры, мор¬
ские ежи, оболочники и рыбы.
Эндемизм. Несмотря на то что делать какие-либо
определенные заключения еще преждевременно, следует
отметить, что на
глубинах менее 6800—7000 м исключи¬
тельно хадальные животные обитают, по-видимому, крайне
редко. В настоящее время известно, что 83 хадальн ых
вида обитают на глубине 6800—10 700 м, составляя 82%
от 101 определенного в этом интервале глубин вида (и под¬
вида) Ме1агоа (многоклеточные). Однако, если вер хн и м
пр еделом интервала глубин считать 6000 м, эндемическ их
видов будет насчитываться уже 109 (64% от 171 вида на¬
блюдались ниже 6000 м). Наиболее выраженный энде¬
мизм отмечается у актиний (100%), амфипод (83%), изо-
под (77%) и погонофор (75%). Многощетинковые черви
имеют лишь 36% эндемических видов.
17 классов животных организмов ограничены преде¬
лами X. з ., еще 4 класса являются главным образом хадаль-
ными. Однако число видов незначительно: до трех видов
отмечается лишь в одном из классов—многощетинковых
червях класса МасеШсерНаШйе5. На этих глубинах изве¬
стно лишь одно эндемическое семейство — Оа1аШеап1Ье-
пййае (аберрантные морские актинии)
—
с двумя описан¬
ными видами и по меньшей мере еще с четырьмя другими.
Эти виды были исследованы более чем в 15 местах шести
разных желобов.
1/г 19 Заказ 406
Вертикальное распределение. В пре¬
делах X. з. отмечается менее выраженное уменьшение
числа видов с глубиной, чем можно было ожидать. Здесь
отмечается следующее среднее
количество видов на тра¬
ление (в скобках дано количество тралений):
Глубина, м
Число ви дов
6 000—7 000 (9)
22
7 000—8 000 (7)
26
8 000—9 000 (4)
17
9 000—10 000 (6)
10
10 000—10 700 (4)
8
В общем, уменьшение числа видов в
пределах различ¬
ных групп идет довольно равномерно.
Минимальное умень¬
шение числа видов наблюдается у моллюсков, а макси¬
мальное
—
у иглокожих, что указывает на нехарактер-
ность всех иглокожих для X. з ., за исключением голо¬
турий.
Максимальные зарегистрированные глубины для раз¬
личных групп организмов даны в табл. 2 .
Региональное распределение. В то
время как большое число исключительно хадальных видов
отмечается в пределах какого-либо одного желоба, суще¬
ствует 15 видов, которые наблюдаются более чем в одном
желобе. Большинство из них
наблюдается в
соседних
желобах, соединенных на глубинах порядка 6000 м (Алеут¬
ский, Курило-Камчатский, Японский и Идзу-Бонинский
желоба),
однако
некоторые
виды
очень
изолированы
(например, в желоба х Филиппинском и Кермадек).
Многие неэндемические виды были
зарегистрированы
на
глубинах вблизи хадальных, а некоторые распределены
по всему Мировому океану; особенно это относится к мно-
гощетинковым червям и голотуриям.
Хадальный
биоценоз.
До настоящего
времени о количественном составе хадальной фауны изве¬
стно очень мало. Известно лишь, что он подвержен зна¬
чительным изменениям с глубиной и от желоба к желобу.
Самые богатые донные пробы были взяты во время экспе¬
диции на «Галатее» [впадина Банда (Вебер)]. В пределах
площади облова 0,2 м2 с глубины 6580 м здесь было взято
до 12
экземпляров, относящихся к 8 видам, с общим ве¬
сом 2,2 г и сглубины7270м
—
до 5 экземпляров 3 видов
с общим весом 0,25 г. Во
время
плавания «Витязя» в
пре¬
делах площади облова 0,25 м2 были взяты: 1 колючеголо¬
вый
червь весом 10,1 г и несколько других беспозвоночных
весом до 0,1 г.
Попытка определить сообщества животных соответ¬
ственно различным желобам была сделана Волффом (1960).
Как установлено Волффом, число видов, полученных для
каждой станции, значительно отличается друг от друга.
Максимальное число видов было получено в Курило-
Камчатском желобе (до 46) и в желобе Кермадек (до 32).
В этих желобах обнаружены почти все группы хадальных
видов, что связано с высокой продуктивностью планктона
поверхностных слоев. До настоящего времени максималь¬
ное общее число видов также было отмечено в этих двух
желобах (101 —127 и 81 —83 соответственно), в Японском
желобе, впадине Бугенвиль и в желобе Банда (40, 38—69
и 27 соответственно).
Число экземпляров также значительно менялось.
Большинство видов определялось по одному или несколь¬
ким экземплярам, однако местами отмечалось явное изо¬
билие голотурий и погонофор. Так, например,
в Зондском
577

ХАДАЛЬНАЯ
Таблица 2, Максимальная глубина обитания различных групп донных организмов
(по Виноградовой с изменениями Т. Волффа)
Г руппа
Глубина траления, м
Желоб
Экспедиц ия
Год
РогагшпНега
10 415—10 687
Тонга
«Витязь»
1957
5роп^1а
8 610—8 660
Курило- Камчатский
»
1953
Нубгохоа
8 210—8 300
Кермадек
«Галатея»
1952
Ос(осога1На
8 610—8 660
Курило- Камчатский
«Витязь»
1953
НехасогаШа
10 630—10 710
Марианский
»
1958
Ыета(ос1а
10 415—10 687
Тонга
»
1957
НетегНт
7 210—7 230
Курило- Камчатский
»
1953
РпарШоЫеа
7 565—7 587
Японский
»
195 7
$1рипси1о1с1еа
8 210—8 300
Кермадек
«Галатея»
1952
ЕсЫигоЫеа
10 190
Филиппинский
»
1951
Ро1усЬае1а
10630—10 710
Марианский
«Витязь»
1958
Сорерос1а НаграсНсоЩа
9995—10 002
Кермадек
»
1958
Оз1гасос1а
6 920—7 657
Бугенвиль
»
1957
СЛгпресПа
6 960—7 000
Кермадек
«Галатея»
1952
АтрЫроба
10 415—10 687
Тонга
«Витязь»
1957
1зорос1а
10630—10 710
Марианский
»
1958
ТапаЩасеа
8 928—9 174
Кермадек
»
1958
Ситасеа
7 974—8 006
Бугенвиль
»
1957
МузШасеа
7 210—7 230
Курило - Камчатский
»
1953
Иесароба (Ра&ипбеа)
5 020
Западно-Австралийский
«Галатея»
1951
Руспо^ошба
6 860
Курило- Камчатский
«В итязь»
1953
АтрЫпеига
6 680—6 830
Новогебридский
»
1958
5о1епо^а51гез
6 935—7 060
Яванский
>,
1959
Ьопса(а
6 920—7 657
Бугенвиль
»
1957
ЗсарЬороба
6 930—7 000
Яванский
«Галатея»
1951
Оаз^гороба Ор151оЪгапсЫа
6 820—6 850
»
«Витязь»
1959
Оаз(горойа РгозоЬгапсЫа
10415—10 687
Тонга
»
1957
В1уа1у1а
10 415—10 687
»
»
1957
СерНа1ороба ОсЩроба
8 100
Курило- Камчатский
»
1949
Вгуохоа
5 850
Кермадек
«Галатея»
1952
ВгасЫорода
5 430—5 458
Дно Тихого океана
«Витязь»
1957
Аз1:его1беа
7 584—7 614
Марианский
»
1955
ОрЫипмбеа
7 974—8 006
Бугенвиль
»
1957
ЕсЫпоЩеа
7 250—7 290
Банда
«Галатея»
1951
Но1о(Ьипо1беа
10 630—10 710
Марианский
«Витязь»
1958
СппоЩеа
9715—9 735
Идзу-Бонинский
»
1955
Ро^о порЬога
9 700—9 950
Курило- Камчатский
»
1953
Еп1егорпеиз1а
8 100
»
»
1949
Титса(а
7 210—7 230
»
»
1953
Р1зсез
7 565—7 579
Японский
»
1957
желобе на глубине 7160 м во
время одного траления было
получено
3000 экземпляров одного
вида
голотурий;
1800 экземпляров других видов голотурий было получено
с глубины 8100 м в желобе Кермадек, а в
Курило-Кам¬
чатском желобе с глубины 9000 м —
2000 экземпляров
двух видов погонофор.
Особенности
морфологии.
Морфоло¬
гически хадальные животные организмы проявляют ту же
адаптацию к условиям жизни в вечной темноте и при рых¬
лом грунте, что и многие абиссальные и даже батиальные
виды («пещерные»), т. е. имеют оттенки серого
и б елого
цветов, возможно, отличаются полной слепотой, а также
многие
ракообразные имеют исключительно
длинные
ноги.
Для многих ракообразных здесь отмечаются большие
размеры, или гигантизм. Существует 37 хадальных видов
из АзеИсйа 1зорос1а, принадлежащих к 12 различным
родам, имеющим более одного вида каждый. Лишь 5 из
этих 37 видов по своим размерам меньше среднего для
данного рода значения, а не кото рые
из них действительно
гигантских
размеров;
та к,
81ог1куп§ига кегсика имеет
длину 45 мм (средняя длина до 30 видов этого рода
состав¬
ляет 18,3 мм), а Еигусоре та^па
—
40 мм (средняя длина
для 40 видов 6,6 мм). Один из трех
хадальных
видов
Тапа1с1асеа в настоящ ее вр емя
является самым
крупным
из высших ракообразных. Большинство амфипод и един¬
ственная известная на этих
глубинах мизида также дости¬
гают исключительных размеров.
Наиболее вероятно,
что
такой большой рост
животных организмов является ре¬
зультатом большого гидростатического давления, которое,
как было показано экспериментально, вызывает ускорение
578
роста бактерий, живущих в желобах.
Некоторым образом
это может влиять на скорость
обмена
ве ществ , задержи¬
вая половую зрелость
или повышая
продолжительность
жизни животных организмов.
Происхождение. Относительно быстрое на¬
сту пление лед ни ков ых эп ох
привело
к значительным пони¬
жениям температуры
в
районе абиссальных и хадальных
глубин, примерно от 10 до 4° С. Таким образом, хадальная
фауна могла создаться: 1) из группы первоначальной пред-
ледниковой фауны, которая оказалась достаточно стойкой,
чтобы выдержать такое падение
темпе ратуры;
2) при
новой инвазии адаптированных к давлению (эврибатных)
животных
организмов
из абиссальных и, возможно, даже
из бат иальных зо н .
Вероятно, эта
инв аз ия
имеет место
и в настоящее время. Другие изменения состава хадаль-
ной фауны, возможно, связаны с вулканической актив¬
ностью и тектоническими движениями,
которые меняют
конфигурацию океанического дна
и
вызывают
крупно¬
масштабные
сползания
ило в
и
мутьевые
по токи
вдоль
склонов желобов.
Хадальная пелагическая фауна. До настоящего вре¬
мени в X. з . работали только советские исследо ватели,
которые применяли закрывающиеся сети, но результаты
эт их
исследований не опубликованы.2 Очень богатая
фауна, состоящая из 20 видов копепод, 4 видов остракод
и 5 видов амфипод, была зарегистрирована для горизонтов
между 8500 и 6000 м в Курило-Камчатском желобе. По
сравнению с планктоном об ычно
темно-красного цвета
в абиссальной зоне хадальная пелагическая фауна по¬
стоянно характеризуется отсутствием пигментации.
Т. ВОЛФФ

ХАЛЬМАХЕРА
Прим, ред.1 По измерениям с судна «Витязь», наиболь¬
шая глубина здесь 11 022 м.
2
Полная сводка
исследований ультраабиссального
бентоса, собранного экспедицией на судне «Витязь» во
многих желобах Мирового океана, дана в книге Г. М. Бе¬
ляева «Донная фауна наибольших глубин (ультраабис¬
сали) Мирового океана» (М., «Наука», 1966), а по планк¬
то ну
—
в книге М. Е . Виноградова «Вертикальное распре¬
деление океанического зоопланктона» (М., «Наука», 1968).
Там же
приведена обширная библиография.
ХАЛЬМАХЕРА МОРЕ И КАУ БУХТА
X. м.
(центр в точке 0°, 129° в. д.) расположено между
о.
Хальмахера и п-овом Чендравасих (Новая Гвинея); на
С оно граничит с Тихим океаном, на Ю
—
с морем Серам.
Площадь X. м . около 95 тыс. км2.
Рельеф дна.
Подводный рельеф X.
м.
характери¬
зуется наличием отдельных
впадин
и хребтов. Главная
депрессия X. м., ко тл ови на Хальмахера (рис. 1) с макси¬
мальной глубиной 2039 м, имеет в общем плоский рельеф
дна, за исключением одного поднятия. Северная граница
этой котловины проходит вдоль узкой и прямолинейной
вытянутой части подводного хребта, тогда как южная гра¬
ница
—
вдоль широкого сильно расчлененного подводного
Рис. 1 . Батиметрическая карта, придонные течения и распреде¬
ление донных осадков моря Хальмахера (по данным экспедиции
на «Снеллиусе»,
1929 —1930).
Т—
терригенный ил; О —
глобигериновый ил; УТ —
вулкани¬
ческие и терригенные илы; V —
вулканогенный ил; С — об¬
ломки кораллов. Глубины
—
в
метрах.
Рис.
2. Распределение кислорода в море Хальмахера. Отме¬
чается обогащение кислородом вод моря Серам тихоокеанскими
поверхностными водами (по данным Ван-Риля,
1943).
хребта. Две другие котловины с глубинами 1260 и 1105 м
содинены
широкой банкой между о -ва ми
Хальмахера
и
Вайге о.
На
банке расположено
несколько
атоллов
и
островов, близких к атоллам по форме. На С банка обры¬
вается материковым склоном, опускающимся до глубины
2500 м. Склон банки расчленен рядом вторичных подвод¬
ных хребтов, что еще более усложняет рельеф дна.
К. б . частично отделена от X. м .
северо-восточным
выступом
о.
Хальмахера и морфологически непосред¬
ственно связана с Тихим океаном. Согласно определению
Международного гидрографического бюро, во с т оч н а я
г ра¬
ница X. м.
(включая К. б .) проходит от
северной точки
о.
Моротай до западной оконечности о. Вайгео.
Котловина К. б . (глубина 502 м) отделена от котловины
Хальмахера мелководным порогом (глубина 40—50 м).
Котловина Хальмахера на СВ переходит в южную часть
глубоководного желоба Минданао, расположенного восточ¬
нее о. Моротай.
Гидрологический режим и климат. Голландская океано¬
графическая экспедиция на «Снеллиусе» (1929—1930) по
анализу
распределения
потенциальной температуры и
солености установила,
что воды котловины Хальмахера
обновляются за счет поступления вод из Тихого океана,
проникающих сюда с С. Со
стороны Тихого океана водо¬
о бмен
ограничивают подводный порог с глубинами до
700 м и второй, внутренний, порог, с глубинами 940 м.
Богатые кислородом поверхностные воды Тихого океана
смешиваются с водами моря Серам, характеризующимися
низкой концентрацией растворенного кислорода;
воды
котловины Хальмахера довольно хорошо насыщены кисло¬
родом по сравнению с другими бассейнами восточной части
Индийского океана (рис. 2).
Мелководность порогов, отделяющих К. м. от океана,
явно сказывается
на
уменьшении содержания кислорода
с глубиной; на глубинах свыше 400 м кислород полностью
отсутствует (рис. 3), тогда как количество сероводорода
возрастает (до 0,3 см3/л). Величина рН с глубиной пони¬
жается от 8,4 на поверхности до 8,01 вблизи дна.
В табл. 1 даны характеристики вод котловины Халь¬
махера и К. б . по данным отчетов экспедиции на «Снел¬
лиусе», включая данные Ван-Риля (1943).
Соленость поверхностных вод меняется
от
34°/00
(март—май) до 34,6°/00 (сентябрь—ноябрь). Максимальная
температура поверхностных слоев X. м. отмечается в мае
(28,6° С), минимальная — в
августе (25,7° С). Давление
воздуха меняется от 755,4 до 758,7 мм рт.
ст.
В табл. 2 представлены направление и сила ветра по
шкале Бофорта для районов X. м . к Ю и С от экватора.
579

ХИМИЧЕСКАЯ
Рис. 3. Распределение кислорода и сероводорода в бухте Кау
и прилегающей части Тихого океана (по Ван-Рилю, 1943).
Таблица /. Характеристика глубинных вод
котловины Хальмахера и бухты Кау в районе порогов,
по наблюдениям экспедиции на «Снеллиусе»
(с указанием глубин станций)
Параметр
Котловина
Хальмахера
Бухта Кау
в
пределах котловины, ст.
No
353,
1839
м
за
пределами котловины, ст.
No
351,
755
м
в
пределах котловины, ст.
No
278,
441
м
за
пределами котловины, ст.
No
282,
35
м
Температура, °С
7,545
5,53
28,21
Соленость, °/о<>
34,60
34,55
34,48
34,27
Кислород, см3/л
2,92
2,58
0,00
—
Плотность
27,01
27,27
21,915
—
Сероводород, см3/л
—
—
0,30
—
рН
~
8,01
Таблица 2. Направление и сила ветра (баллы)
Июнь —
август
Декабрь
—
февраль
Хальмахера море:
северная часть
южная
часть
ЮЮЗ, 2,5—3,4
С, 0,5—1,4
Ю, 2,5—3,4
ССЗ, 0,5—1,4
Таблица 3. Скорости (миль/сутки) и направление
поверхностных течений
ш
1
I
СО
-а
1
л
сх
\о
КСи
О
5
Кн
НЮ
2О.
ОV
аск
*
а
0)о
Оя
3о
Хальмахера море:
СЗ,
ВЮВ,
ЮЗ,
ЮЗ,
северная часть
20—24,9
1—4,9
1—4,9
1—4 ,9
южная часть
ЮЗ,
ЮЗ,
ЮВ,
ВЮВ,
15—19,9
5—9,9
5—9,9
1—4,9
X. м . от моря Серам на Ю, были обнаружены обнажения
коренных пород.
Осадки К. б . характеризуются терригенными илами,
содержащими мафические породы с перемежающимися
вкраплениями вулканических частиц, и большое количе¬
ство серпентинита. Содержание сероводорода, так же как
и органических осадков (несколько более 3%),
здесь
слишком мало, чтобы в этом
замкнутом бассейне мог сфор¬
мироваться черный ил .
Как установлено по д ан н ым кер¬
нов грунтовых трубок экспедиции на «Снеллиусе», мощ¬
ность современных морских осадков здесь более 168 см.
Кьюнен (1950) считает, что в ледниковые эпохи, характери¬
зующиеся низ ким уровнем моря ,
в котловине К. б. должны
были преобладать пресноводные условия. По анализу
кернов современных морских осадков и на основе ряда
теоретических
заключений Кьюнен предполагает,
что
скорость накопления послеледниковых осадков в этой
депрессии и во впадинах Молуккского моря была довольно
велика, и их мощность может достигать нескольких десят¬
ков метров.
Геофизика и геологическое строение дна.
Для боль¬
шей части X. м.
характерны слабые положительные ано¬
малии силы тяжести. Для котловины Хальмахера и К. б .
обнаружены аномалии б олее 50—100 мгл.
Судя по довольно сглаженному рельефу дна и крутизне
склонов, можно считать, что котловина
Хальмахера и те
котло вины,
которые окружены центральным подводным
хребтом X. м., по-видимому, образовались в результате
процесса складкообразования.
Наиболее вероятным периодом образования подвод¬
ного рельефа X. м. является плио-плейстоцен, о чем сви¬
детельствуют поднимающиеся из воды вдоль ряда сосед¬
них
островов
коралловые
рифы,
относящиеся
именно
к
этому периоду.
X. Д. Тиа
Скорости поверхностных течений в милях за сутки
и
направления приведены в табл. 3.
Донные осадки. Донные осадки X. м. состоят из гло-
бигериновых илов (30% и более
карбоната кальция),
терригенных илов и обломков
кораллов
на
некоторых
отдельных участках вдоль восточной границы.
В централь¬
ной
части подводного хребта и на
по ро ге , отдел яющем
ХИМИЧЕСКАЯ ОКЕАНОГРАФИЯ — с м .
Океанография
химиче ская.
ХИМИЯ МОРСКОЙ ВОДЫ—см . Морская вода (химия).

ЦЕЛЕБЕССКОЕ МОРЕ—см . Сулавеси море.
ЦУНАМИ
Ц.
—
японско е
название
волн, формирующихся
в
море под воздействием каких-либо быстро протекающих
крупномасштабных возмущений свободной поверхности.
Ц., по-видимому, образуются главным образом в ре¬
зультате землетрясений силой более 6,5 балла (по шкале
Рихтера) с эпицентрами на глубинах менее 50 км, хотя
в
некоторых
случаях
причинами могут быть обвалы,
оползни дна и вулканические извержения. Не все такие
землетрясения вызывают Ц., и механизм их образования
может быть различным. Так как источники большинства Ц.
расположены на больших глубинах в море,
то их точная
ло кализа ция,
вероятно,
выяснится
не
скоро. Сформиро¬
вавшаяся волновая система чрезвычайно походит на си¬
стему волн, образующуюся при бросании камня в сере¬
дину
ши роког о
ме лковод ного
бассейна.
В простейшем
случае форма волны —
осесимметричная на ранней стадии,
а система состоит из гребней и ложбин в форме концентри¬
че ск их окружностей и ограничена извне «фронтом», ана ¬
логи чным фронту ударной волны. Фронт распространяется
с предельной скоростью с =
\/~§к для свободных волн
в воде глубиной к (§ —
ускорение свободного падения),
а все другие волны перемещаются более медленно. По исте¬
чении некоторого времени радиальное расстояние между
последующими ложбинами (длина волны) становится боль¬
шим около фронта и постепенно уменьшается
в
направле¬
нии к центру системы (рис. 1). В отличие от генерирован¬
ной ветром зыби, которая может расти и исчезать бук¬
вально на глазах, волны Ц. сохраняются, если отсутствуют
границы, вызывающие отражение
волн.
Волны системы Ц. различаются по размерам,
и ампли¬
туда любой волны не остается постоянной во времени и
пространстве. Для любой волновой системы Ц. распре¬
деление энергии среди волн ясно обнаруживает ампли¬
тудную модуляцию волнового ряда, которая до некоторой
степени определяется природой источника, расстоянием
от точки
наблюдения и глубиной. Амплитуда отдельных
волн в
среднем уменьшается с увеличением времени.
Это
происходит
потому,
что
волновая
система
ограничена
и обладает почти постоянной энергией, которая убывает
на
единицу площади по
мере развития системы.
Так как глубина моря переменна,
то начальная сим¬
метрия
любой волновой системы скоро более
или
мен ее
искажается. Этот эффект, аналогичный фазовому искаже¬
нию е оптике, наиболее заметен на внешнем крае волновой
19
Заказ 406
системы и обусловлен тем, что фазовые (волновые) скоро¬
сти длинных волн постепенно приближаются к фазовым
скоростям волнового фронта и более заметно
под вер жены
влиянию местных глубин, чем короткие волны, более уда¬
ленные от
фронта. Влияние топографических неровностей,
малых п о
сра внению
с длинами
волн,
выступает
осред-
ненным,
так
что
неровности
п ротя жен ност ью
в
не¬
сколько сотен миль могут заметно
изменять симметрию
системы.
Рис. 1 . Три теоретические стадии развития цепи волн цунами от
импульсного источника,
находящегося в водоеме постоянной
глуб ины.
Максимум
амплитуды волны уменьшается
обратно
пр опорционально расстоянию и вре м ен и.
По мере того как волны приближаются к океаниче¬
скому побережью и достигают мелководья, амплитуды волн
увеличиваются, так как приращение энергии, приходя¬
щееся на каждую волну, распределяется на уменьшаю¬
щиеся объемы воды. По мере уменьшения глубины и роста
волн амплитуды волн достигают размеров, соизмеримых
с глубиной. В этом «мелководном» режиме дополнительное
изменение волновой системы вызывается изменением ам¬
плитуд и является нелинейным, т.
е.
обусловлено тем,
что фазовая скорость свободной гравитационной волны
на мелкой воде является также функцией амплитуды волны.
В конечном счете развитие каждой волны ограничено
береговой линией; при этом часть энергии волн (около
40%) рассеивается обратно в море, остальная расходуется
на диссипативные процессы вдоль берега.
581

ЦУНАМИ
Ситуация в непосредственной близости от береговой
линии оче нь сл ожна .
Здесь временное масштабы суще¬
ствования волны малй по сравнению со временем развития
Рис. 2. Распространение волнового фронта цунами через 1ихий
океан 1 апреля 1946 г.
1 .— приливные станции, где были отмечены наибольшие волны;
2—
станции, где были отмечены наименьшие волны.
движений на глубокой воде и, по-видимому, регулируются
почти полностью местной топографией. При некоторых
еще не объясненных процессах вода на шельфе находится
в
колебательном движении
с одной
или
более (суще¬
ственно) постоянными частотными
характеристиками дан¬
ного
района. Типичным для умеренного— не экстремаль¬
ного —
характера уровенных колебаний является наличие
трех—пяти больших колебаний, после которых наступает
уменьшение амплитуды и постепенное возвращение коле¬
баний к нормальному режиму в течение нескольких дней.
Почти все разрушения,
связанные с Ц., происходят в тече¬
ние
кратковременных
процессов
волновых
колебаний
большой амплитуды, вторгающихся на сушу; вертикаль¬
ные размеры некоторых из них достигают нескольких
десятков футов. К счастью, районов, где это происходит,
сравнительно мало,
и
на
большей
части
океанического
побережья размах местных колебаний редко превышает
обычные размеры приливов.
Однако даже очень умеренные периодические
колеба¬
ния уровня моря определенной частоты вд ол ь береговой
линии
могут
вызвать
зна чите льные
эффекты в заливах
и гаванях, так как уровень воды внутри них резонирует
на внешние воздействия.
Эти эффекты часто наносят
значительные
повреждения
кораблям
и
сооружениям
даже в районах, относительно застрахованных
от опас¬
ности.
в. д ж. ВАН-ДОРН

ч
ЧЕРНОЕ И АЗОВСКОЕ МОРЯ
Ч. м . лежит во впадине в пределах двух зон Альпий¬
ской складчатости и отделяет Восточную Европу от Малой
Азии.
Площадь Ч.
м.
423 тыс. км2. Вместе с А. м.
(38 тыс. км2), являющимся большим заливом или лагуной,
Ч. м. занимает площадь 461 тыс. км2. Средняя глубина
Ч. м. 1197 м (рис. 1), А. м. 8 м. Объем воды Ч. м. достигает
537 тыс. км3, а А. м. 300 км3. Узкий и мелководный прол.
Босфор ^максимальная глубина 27,5 м) соединяет Ч. м .
Рис. 1. Батиметрическая карта Черного моря (по Архангель¬
скому
и
Страхо ву).
Глубины
—
в
метрах.
с
Мраморным и далее через прол. Дарданеллы со Средизем¬
ным
мор ем.
Еще более мелководный Керченский прол.,
глубина которого всего 5 м, связывает Ч. м . с А. м .
Широкая геосинклинальная область Ч. м .
представ¬
ляет собой глубоководную часть ложа моря (максималь¬
ная глубина 2245 м), имеющего плоское дно, окаймленное
очень крутым материковым склоном (в некоторых местах
до 20°). В восточной части Ч. м . склон
рассекается много¬
численными
подводными
каньонами.
Северо-западная
частьЧ.м.иА.м.
расположены в пределах мелководной
материковой отмели.
Максимальная глубина А.
м.
всего
13,5 м.
Рельеф дна. Западная часть Ч- м.
представляет собой
широкую материковую отмель, которая, постепенно су¬
жаясь к Ю, тянется до прол. Босфор. Материковая отмель
переходит
в
материковый слон
на
глубине 100—150
м.
В остальных прибрежных районах Ч.
м.
материковая
отмель или очень узкая (ширина не
прев ышае т 1 0—15 км),
или полностью отсутствует, поскольку заменяется узкой
абразионной террасой,
*
Геологическая история. Черноморский бассейн перво¬
начально,
в
раннетретичный период, формировался как
сред инна я
(«межгорная») зевгогеосинклиналь,
которая
прогибалась между горными системами Крыма и Кавказа
с одной стороны и Понтийскими горами Анатолии — с дру¬
гой. В меловой период
этот массив был
гористым районом,
с
которого осадки сносились как на С, так и на Ю. Текто¬
нические движения, вызвавшие образование депрессии,
происходили в третичный и четвертичный периоды и про¬
должаются в наши дни. Геофизические исследования позво¬
лили
определить,
что земная кора под ложем центральной
части впадины Ч.
м.
является океанической. Здесь нет
гранитного слоя. Ч. м.
—
классический пример «океани-
зации» первоначальной материковой земной коры. Однако,
в
отличие от
океанов,
осадочный слой Ч.
м.
достигает
10—15 к м.
На материковом склоне на глубине до 1500 м
встречаются террасы сбросового происхождения с мелко¬
водными осадками молодого возраста. Зона материкового
склона, особенно вдоль крымского и анатолийского побе¬
режий, высокосейсмична. Поэтому А. Д . Архангельский
(1938) высказал предположение, что склон имеет сбросовое
происхождение и что тектонические движения вдоль сту¬
п енча тых
сбросов продолжаются в наши дни.
В четвертичный период происходило также значи¬
тельное воздымание горных поясов на побережье Ч. м .,
о чем свидетельствует разная высота образованных в тот
период морских террас.
В неогене очертания, площадь и соленость Ч. м . вновь
подверглись изменению. В понтийское время оно соедини¬
лось с Каспийским морем и превратилось в обширное
закрытое озеро (рис. 2). Плиоценовый период и эволюция
черноморской фауны были впервые изучены и системати¬
зированы Н. И . Андрусовым (1918).
Четвертичный период также характеризовался много¬
числе нными
изменениями
уровня
Ч.
м.,
связа нными
с эвстатическими колебаниями уровня Мирового океана.
Последние же тесно связаны со сменой ледниковых эпох.
Неоднократно, когда уровень Ч. м . падал ниже уровня
прол. Босфор, оно превращалось
в
озеро и воды его опрес¬
нялись. С другой стороны, при высоком уровне Ч. м. водо¬
обмен со Средиземным морем становился все более актив¬
ным, воды Ч. м . осолонялись и оно заселялось организ¬
мами,
требующими
относительно
высокой
солености.
Изменения видового состава моллюсков дают возможность
очень точно датировать осадки дна Ч. м .
и его берегов:
остатки моллюсков,
обнаруженных в отложениях, отно¬
сятся к различным эпохам четвертичного периода.
По органическим остаткам в отложениях была иссле¬
дована и
новоэвксинс кая
опресненная
фаза развития
Ч.
м.,
которая,
как оказалось,
относится
ко времени
последнего ледникового периода (вюрмское оледенение),
583

ЧЕРНОЕ
Отложения
этой фазы
вскрыты
во
многих
местах,
как на мелководье, так и на глубинах, но они редко
или
никогда не встречаются на суше. Уровень Ч. м . (от —40
до —60 м) в этот период был значительно ниже Босфор¬
ского порога. За этим последовала относительно быстрая
голоценовая трансгрессия и осолонение вод моря. Близкий
к современному уровень установился примерно 5000 лет
назад.
Террасы. Наиболее распространенными на суше яв¬
ляются две Карангатские террасы. Установлено, что их
они
деформированы под действием движения земной коры.
В последние годы данные по террасам были пересмо¬
трены Федоровым (1963). По его мнению, в Ч. м . был
период с более высоким уровнем уже в голоцене, который
соответствовал
пе ри оду образования Фландрской тер¬
расы в Западной Европе.
ВА. м.
т ерр асы
плохо сохранились, поскольку
в этом
районе недавно произошло интенсивное опускание.
В низ-
коуровенные периоды Ч. м. А . м. превращалось в боло-
тистую аллювиальную равнину.
Рис. 2 . Геологическая история Черного и Каспий¬
ского морей.
а—среднемиоценовая депрессия,морская; б—Сармат¬
ская
впадина,
солоноватоводная;
в — Миотийский
бассейн;
г — Понтийское озеро, полупресноводное;
д—
Чаудинский бассейн (развился из Киммерийского
и Куяльницкого бассейнов) и Апшеронский бассейн
(развился из
Акчагыльского бассейна).
береговые линии подняты на 12—14 м на Кавказе и на
22—25 м в Болгарии. Это был период более полной связи
Ч.м.с
Мраморным морем и образования древнеэвксин-
ского бассейна. В этот период в Ч. м. проникли многие
крупные стеногалинные формы (такие, как моллюски
Сагйшт ЫЬегсиШит, морские ежи и т. д.) . Многие ис¬
следователи сравнивают этот период Ч. м . с монастирий-
с к и м пери одом Средиземного моря.
В тех же районах встречаются древнеэвксинские
(55—60 м) и узунларские (35—40 м) террасы. Они соответ¬
ствуют тирренским террасам. Древнеэвксинский бассейн
опреснился,
и
в
нем
преобладали каспийские реликты
и эндем ичные формы.
На рубеже плиоцена и четвертичного периода образо¬
в алась Чаудинская терраса. В Крыму ее отложения встре ¬
чаются на высоте до 30 м, на Кавказе до 95—100 м, но там
584
Гидрологический режим. Ч. м .
представляет собой ти¬
пичный пример внутриматерикового «эвксинского» моря,
что сказывается на его
гидрологических ус ло вия х. В 1882 г.
С. О. Макаров впервые исследовал течения прол. Босфор.
Было установлено, что в нижних слоях соленая вода
(360/0о)МрамоРного моря проникает в Ч. м., а
опресненная
вода поверхностного слоя Ч. м . выходит в Мраморное
море. По данным последних исследований,1 приток сре¬
диземноморских вод составляет в год 202 км3, а поверх¬
ностный сток выносит из Ч. м . 348 км3 воды. Свыше 400 км3
воды приносят в Ч. м . многочисленные реки. (Приток
и сток воды в Ч. м . подвержены небольшим годовым ко¬
лебаниям.)
Средняя соленость поверхностного слоя воды в цен¬
тральной части Ч. м . 16 —18% (рис. 3). На глубинах боль¬
ше 150—200 м соленость увеличивается до 21—22,5°/00.

ЧЕРНОЕ
Рис. 4 . Глубина (в метрах) слоя с содержанием сероводорода 0,5 см3/л (по Л. А. Зенкевичу, 1963).

ЧЕРНОЕ
Поверхностные воды летом прогреваются до 25° С (до
28° С у берегов). Зимой в открытом море они охлаждаются
до6—8°С.А.м.и
сев еро -за пад ная
часть Ч. м. зимой по¬
крыты
льдом.
Глубинные воды круглый год имеют тем¬
пературу 8—9° С.
Поскольку поверхностные и глубинные воды отли¬
чаются по плотности, то их перемешивание затруднено.
Только верхний 50-метровый слой насыщен кислородом.
В нижних слоях содержание
кислорода уменьшается,
и на глубине 150—200 м появляется
сероводород (рис. 4),
количество которого в придонных слоях может достигать
Ь см3/л. Происхождение сероводорода объясняется актив-
Уровень воды в Ч. м .
подвержен сезонным колебаниям
в
среднем до 20 см. В прибрежных районах, особенно
на СЗ, под действием ветра наблюдаются значительные
амплитуды изменений уровня.
Приливные колебания
уровня воды (до 8—9 см) совершенно незаметны
по
сравнению с колебаниями уровня под действием ветров.
В западном районе, образуются нагоны до 7 м высотой.
Биология.2 Донная растительность Ч. м. насчитывает
285 видов бурых, красных и зеленых водорослей. Это
в
о сновн ом
обедненная средиземноморская флора. Сле¬
дует отметить многочисленную Суз1о5е1га вдоль скалистых
берегов, а также огромные банки филофоры и северо-
но стью как
анаэробных бактерий (в основном ПезиЦоуШпо
ае&1иагЦ), которые разлагают белковое вещество, так и
десульфурных бактерий.
Анализ баланса пресной и соленой воды Ч. м. показы¬
вает, что, несмотря на трудность обмена между верхними
и нижними слоями, такой обмен все же существует. Еже¬
годно до 3000 км3 глубинной воды поднимается к поверхно¬
сти. Механизм этого явления до сих пор не совсем ясен.
Слабая связь Ч. м. с океаном , обильный речной сток,
затрудненный водообмен между верхними и нижними
слоями
приводят
к
не кот ор ому
изме нени ю
химич еског о
состава воды по
сравнению с Мировым океаном, а именно,
она содержит несколько меньше сульфатов и значительно
больше
карбонатов.
Движение поверхностных вод обусловливается как
ветрами, так и
речным стоком. Вообще поверхностные воды
Ч. м.
циркулируют вдоль берегов против часовой стрелки.
Помимо общей циркуляции существуют два круговых
течения —
восточное и западное (рис. 5). На границе между
ними вода движется как к Ю, так и к С. Скорость этих
течений колеблется от 0,1 до 0,3 м/с. Дрейфовые течения
развиваются в прибрежных районах и имеют скорость
до 0,5 см/с.
западной части моря. Филофора используется в промыш¬
ленности.
Фитопланктон представлен 350 средиземноморскими
видами. Он широко распространен в открытом море до
глубин 100—125 м. У берегов фитопланктон встречается
до глубины 200 м. Биомасса фитопланктона в открытом
море составляет в среднем 0,1 г/м3 с резким увеличением
у берегов: диатомовые составляют до 79% планктона.
Весной численность фитопланктона достигает 20 млн. кле¬
ток на литр. Летом численность динофлагеллят повышается
до 48 000 на литр.
Зоопланктон включает свыше 70 видов; его биомасса
в открытом море составляет в среднем 0,3 г/м3.
Наиболее многочисленными бентосными и нектонными
организмами являются «иммигранты» Средиземного моря,
которые приспособились к более «пресной» воде Ч. м.
Бухты северо-западной части Ч. м . населены понтийскими
реликтами (плиоцен), близкими к каспийским. В Ч . м.
встречаются
также
речные формы, приспособившиеся
к солоноватой воде.
Из-за пониженной солености Ч. м. его фауна и флора
и особенно фауна и флора А. м. намного беднее фауны
и флоры Средиземного моря. Если в последнем обитает
585

ЧЕРНОЕ
до 7000 различных видов растительных и животных орга¬
низмов, то в Ч.
м.
встречается
всего лишь
1200 видов
и
в
А.
м.
—
примерно 100. Многие классы животных,
обитающих в Средиземном море, совершенно не представ¬
ленывЧ.м.
(коралловые полипы, головоногие моллюски
и
птероподы). Из иглокожих встречаются только мелкие
формы голотурий и офиур. Все черноморские представи¬
тели
бентосной фауны по размеру
меньше средиземно-
морских.
Биомасса бентоса в Ч. м. относительно богата у бере¬
г ов.
Но биомасса и количество видов постепенно умень¬
шаются начиная с глубины 5—70 м.
Ниже 50 м бентос
представлен
наиболее часто встречающимся моллюском
ные аккумулятивные береговые формы (бары, пересыпи
и
косы). Терригенный (мидиевый) ил вдоль
гористых
берегов Ч. м. залегает начиная с глубины примерно 20 м
(рис. 6).
Большие участки материкового склона лишены совре¬
менных осадков. Трубки для взятия колонок грунта при¬
носят новоэвксинские и карангатские осадки или натал¬
киваются
на
обнажения
коренных
пород.
Обширные
участки дна у перегиба шельфа обнажены в результате
гравитационных смещений осадков.
Ниже во многих
местах залегают смешанные осадки подводных оползней.
В глубоководной части бассейна Ч. м. залегают мощ¬
ные слои
гли нис то- изв ест ков ого
ила
с
разным составом
Рис.
6. Совре менны е осад ки (по А. Д. Ар ханг ельск ому и Н. М. Страхову, 1938,
с дополнением Л. А. Зенкевича,
1963).
1—
песок; 2 —
ракушечный гравий; 3 —
мидиевые банки; 4 —ил РНазеоНпа; 5 —
серая глубоководная глина; 6 —
серая
глина с известковыми слоями; 7 —
переходный ил; 8 — тот
же
ил с прослоями серого ила; 9 — то же с илом и песком;
10 —тоже с
многоч исленным и
слоями серого ила; 11—известковый
ил; 12 — известковый ил с серыми слоями; 13—ополз¬
невые районы (без современных отложений); 14 — банки Р Ну Пор Нога.
МойЫиз рказеоИпа. На глубине 13 —180
м
бентосные
организмы вообще не встречаются (кроме бактерий).
Фауна А.
м.
еще беднее по количеству
видов,
но
в А. м . отмечено интенсивное развитие трех видов моллю¬
сков,
к ото рые
и
соста вляют
осн овну ю
часть
биомассы
(до 400 г/м2).
В Азовско-Черноморском бассейне встречается около
180 видов рыб. Многие из них мигрируют из Ч. м . в А. м.
и
обратно. Высоко развит рыбный промысел, особенно
вА.м.ВЧ.м.много
дельфинов; встречаются тюлени.
Донные осадки. Донные осадки Ч. м . были впервые
подробно изучены А. Д. Архангельским и Н. М . Страхо¬
вым. Еще в 1927 г. были
применены 4-метровые трубки
для взятия образцов грунта и собран донный материал.
В последние годы с судна «Витязь» брались колонки грунта
до 30 м длиной. Ракушечные осадки обычны на
ш ирок ом
шельфе, а также вдоль берегов северо-западной части Ч. м.
и южнее Керченского прол. Ракушка слагает также круп-
и
структурой. Почти чистый известковый ил (>50% СаСО*)
отлагается
в
двух
халистатических
районах восточной
и западной частей бассейна (в центре круговых течений).
Полоса абсолютно чистого глинистого ила «20% СаС(»
простирается с С на Ю в центральной части Ч. м . Осталь¬
ная часть дна покрыта так называемым переходным
илом.
Обычным его признаком
является исключительно отчет¬
ливая
микрослоистость,
носяща я
годичный
характер.
Ленточное расслоение органического вещества связано
с отмиранием планктонных организмов летом и осенью.
Слой тонкозернистого кальцита отлагается зимой, тонкий
слой глины — весной. Толщина слоев составляет сотые
или десятые доли миллиметра в разных районах. Микро¬
слоистость дает возможность подсчитать скорость отло¬
жения ила. В течение 5000 лет среднее накопление глини¬
стого ила составляет 1 м, а известкового ила только 10—
20 см. Все виды глубоководного ила содержат большое
количество диагенетического сернистого железа (пирита,
587

ЧУКОТСКОЕ
гидротроилита), свидетельствующего о восстановительной
среде.
По изменениям литологического состава на дне глу¬
боководной депрессии возможно различить осадки несколь¬
ких фаз развития Ч. м .
вплоть до новоэвксинских отло¬
жений. Реликтовая вода, в толще отложений, сохранила
исключительно низкую соленость: 4%0 в слое или на
гл у¬
бине 6 м ниже
поверхности дна (Бруевич, 1953).
Слои и линзы песка,
которые, очевидно, являются
результатом
мутьевых потоков,
встречаются
в
толще
глубоководных илов по краям глубоководного бассейна.
Берега Ч. м. почти повсюду имеют простые очерта¬
ния. Исключением являются западный Крым, где развиты
длинные косы. Больших островов нет. Лиманы и лагуны
западной части Ч. м . носят особый характер. Они пред¬
ставляют собой затопленные устья рек, отрезанные от
моря пересыпями. Вдоль прямых берегов западной части
Ч.
м.
и
кавказского
побережья установлено несколько
мощных вдольбереговых потоков песка и гальки.
ВА.м.
скорость абразии глинистых берегов очень
высока
—
достигает 4 м в год. На
северном побережье
А.м.в
результате действия волн, идущих с СВ, образова¬
лась серия длинных кос, выступающих в
море под углом
пр имерно 45° .
Описания Ч.
м.
и его
берегов известны с античных
времен, поскольку это была область греческой и роман¬
ской колонизаций. Остатки многих поселений сохранились
как по
берегам, так и под водой. Археологи с помощью
аквалангов подняли значительное количество предметов
со дна моря.
в. п. ЗЕНКОВИЧ
Прим, ред.1 По данным Д. Я . Беренбейма,
в
Мрамор¬
ное
море через прол. Босфор за год вытекает 398 км3 воды,
через Керченский прол.
в Азовское море
—
34 км3 *,
а
в те¬
кает
из
Мраморного моря 193 км3, из Азовского 59 км3
воды.
2
За последние годы интенсивное изучение океаноло¬
гии, фауны и флоры и в особенности продуктивности
Ч. м. проводилось Институтом биологии южных морей
(Севастополь),
а
также
Азово-Черноморским научно-
исследовательским институтом морского рыбного хозяй¬
ства и
океанографии.
ЧУКОТСКОЕ МОРЕ
Ч. м. является самым восточным из мелководных мо¬
рей, омывающих северное побережье Евразийского мате¬
рика.
Площадь 582 тыс.
км2. Ч. м.
простирается
от
о. Врангеля на 3 до м.
Барроу на В . Северной грани¬
цей Ч.
м.
является
внешний край шельфа, который
проходит на СВ по линии с крайними точками 72° с. ш.
во зле
м.
Барроу
—
75°
с. ш.
на долготе
о.
Врангеля.
Международное гидрографическое бюро определило в к а ¬
честве южной границы Ч. м.
Северный полярный круг,
но более естественной и предпочтительной границей яв¬
ляется
узкая часть Берингова прол. Чукотский шельф
составляет часть большой Берингово-Чукотской плат¬
формы (рис.
1). Эта платформа представляет интерес
с точки зрения геологии и экологии, так как она в древние
в рем ена
явл яла сь
сухопутным
мостом между Старым
и Новым Светом. Ч. м.
представляет особый интерес
и с точки зрения океанографии и морской биологии,
потому что оно связывает Северный Ледовитый и Тихий
океаны1,
Гидрологический режим и климат.
Климат в районе
Ч. м.
полярный. Самый холодный месяц
—
февраль,
в
течение
которого температура воздуха колеблется от
—21° С на Ю до —27° С на С. Минимальные температуры
воздуха
— 42,
— 46° С. Средняя температура воздуха
в июле колеблется от 2°С наСдо6°С наЮ.Вледовитые
годы, когда кромка пакового льда подходит близко к бере¬
гам материка, температура на поверхности Ч. м. в при¬
брежной зоне не превышает —0,5, 0,9° С и лишь в цен¬
тральной части колеблется в
пределах
2—4° С. В мало¬
л едовитые годы тем пература на поверхности
Ч. м.
у берега
может подняться до 6° С, а в
центральной части до 4—
6° С. Самая высокая температура
поверхностных
вод
наблюдается в юго-восточной части Ч. м ., где на темпе-
Рис. 1. Берингово-Чукотская
платформа
(по
Муру,
1964).
Пунктиром показана граница Чукотского моря.
Глубины
—
в
морских
саже нях.
ратурный режим влияет теплое течение,
идущее
из
Берингова моря, и материковый сток из зал.
Коцебу.
Течения. В июле—августе течение через Берин¬
гов прол. переносит на С в Ч. м. теплые воды (4—12° С)
с низкой соленостью «30°/00) (рис. 2). Низкая соленость
обусловлена стоком р. Юкон южнее Берингова прол.
Это течение имеет большую скорость на восточной стороне
пролива (до 4 узлов). В
летние
месяцы оно является
самым сильным
течением.
По расчетам
Блума (1964)2,
основанным на инструментальных наблюдениях в восточ¬
ной части пролива, средний годовой перенос воды через
Берингов прол. 1,2-106 м3/с. Войдя в Ч. м., это течение
идет на С вдоль берегов Аляски. В районе м.
Лисберн от
течения отходит ветвь на 3, по направлению
к о. Вран¬
геля.
Основная часть течения продолжает
ид ти
вдоль
берегов Аляски до м. Барроу. Севернее м.
Барроу тече¬
ние
поворачивает
на
3 и вливается в преобладающие
течения
Северного Ледовитого океана.
Из
Восточно-
Сибирского моря в Ч. м.
через
прол.
Лонга, южнее
о.
Врангеля переносит холодные воды другое течение,
несущее воды с низкой соленостью. Низкая соленость
588

ЧУКОТСКОЕ
вызвана стоком сибирских рек. Это течение идет на ЮВ
вдоль берегов, смешиваясь с более теплыми шельфовыми
водами.
В исключительных случаях
это течение может
идти на Ю через Берингов прол. по его западной стороне,
но обычно оно поворачивает
на С прежде, чем достигнет
пролива.
В северной части Ч. м . течение направлено на 3
вместе
с
генеральным
течением Северного Ледовитого
океана. Такая циркуляция вод лучше всего проявляется
в летний период. Она справедлива для средних условий,
но в любое время года под действием ветра циркуляция
может совершенно измениться.
Рис. I . Батиметрическая карта Чукотского моря, направление
теплых (2) и холодных (3) течений и летняя граница льдов (/)
(по Зенкевичу, 1963).
Летом в северной части Ч. м.
благодаря нагреванию
поверхностных вод на глубине 10—20 м может образоваться
слой скачка температуры.
Максимум температуры под¬
поверхностных вод возникает за счет поступления более
теплых
вод.
Особенности
распределения
температуры
и солености зависят от положения кромки дрейфующих
льдов.
Вдоль побережий наблюдаются штормовые нагоны
(как результат воздействия местных ветров), например
штормовой нагон на м. Барроу 3 октября 1963 г., в ызва в¬
ший повышение уровня воды
на 3 м выше обычного.
Даже у берегов ледяного острова Флетчер («Т-3»), дрейфо¬
вавшего в восточной части Ч. м. в 130 км от берегов Аля¬
ски, отмечались штормовые нагоны высотой до 40 см,
тогда как величина прилива была всего 12 см. Циклоны,
зарождающиеся в Сибири или на Алеутских о-вах и иду¬
щие на С через Ч. м.,
являются обыч ной причиной этих
штормовых нагонов.
Приливы и волнение.
Величина прилива
в
Ч. м.
небольшая.
Например, средняя величина сизи¬
гийного прилива у
м.
Барроу всего 15 см.
Приливная
волна
Ч. м.
зар ожда ется
в
осн ов ном
в
Атлантическом
ок еане.
Узкий Берингов прол. препятствует сколько-
нибудь значительному влиянию Тихого океана. Прилив¬
ная
волна входит в Северный Ледовитый океан между
Шпицбергеном и Гренландией. Она пересекает океан,
достигает Ч. м.
примерно через 12 ч и идет на Ю.
Волнение в Ч. м . зависит непосредственно от атмо¬
сферной циркуляции в восточном
секторе Арктики.
Зимой, т. е . с октября по май, гребень сибирского анти¬
циклона располагается над Чукотским п-овом . Ложбина
пониженного давления простирается от алеутского мини¬
мума к этому гребню. Летом над Ч. м .
образуется область
вы сок ого
давления.
В результате
этого
распреде лени я
центров давления вокруг Ч. м. здесь господствуют север¬
ные и
северо-западные ветры (средняя скорость над Ч. м.
5—6 м/с). Почти во все сезоны эти ветры
поднимают
волны в том же направлении, хотя летом становится за¬
метным
также
влияние
тихоокеанских
муссонов.
Вот
почему иногда летом или осенью северо-западные ветры
прерываются
юго-восточными
и
южны ми
в етрам и,
при¬
носимыми циклонами из Берингова моря. Тип волны в зна¬
чител ьной
степени
зависит от ледовых условий. Самые
высокие волны (7 м) бывают осенью.
В конце октября
по
мере образования льда волнение становится слабее.
Однако в южной
части
Ч. м.,
где новообразовавшийся
лед появляется позднее (в малоледовитые годы), значи¬
тельное волнение может продолжаться до начала ноября.
Летом волны в центральной части Ч. м .
не превышают
5 м. Вообще штормы в Ч. м . летом бывают очень редко
(в среднем 1—4 штормовых дня в месяц); в ноябре в сред¬
нем 7—9 штормовых дней,
и
в
отдельные
годы бывает
20—24 штормовых дня в месяц.
Ледовые условия. Ледовые условия в Ч. м.
изменяются в течение года и от года к году. Лед покры¬
вает Ч. м. большую часть года. Только на два-три летних
месяца южные районы Ч. м. полностью очищаются от
льда. Благодаря теплому Аляскинскому течению Ч. м .
вдоль южного побережья обычно рано очищается от льда
и поздно замерзает. Более холодное течение вдоль юго-
восточных берегов Ч. м. обычно выносит лед из Восточно-
Сибирского моря в Ч. м.,
и
побережье Чукотки редко
бывает свободным от льда .
В северной части Ч. м. обычно доминирует полярный
многолетний лед,
похожий
на лед центральной части
Арктического бассейна.
Лед
в
южной части Ч.
м.
—
однолетний.
Рельеф дна. Глубины Ч. м . колеблются от 40 до 60 м.
У Чукотского п-ва
глубина 40 м обычно встречается
в нескольких километрах от берега, у побережья Аляски —
на расстоянии 50—100 км от берега. Два больших мелко¬
водных залива, Колючинская губа и зал.
Коцебу, распо¬
ложены в южной части Ч. м .
Глубина их менее 20 м.
В северной части Ч. м.
встречается несколько раз¬
личных поднятий. Шельф пересекают два
подводных
каньона. Каньон Геральд начинается примерно на 70° с. ш.
и
простирается на С вдоль 175° з. д.
к
материковой ок¬
раине. Восточнее о.
Геральд измерена глубина 90 м,
но она уменьшается, не доходя до материковой окраины.
Каньон Барроу начинается на шельфе примерно в 150 км
западнее м.
Барроу. Он направлен на СВ параллельно
побережью Аляски и входит
в
море Бофорта севернее
м. Барроу. Часть каньона, находящаяся в Ч. м.,
имеет
ширину 6—10 км и глубину 50—100 м. По каньону Бар¬
роу в 1957 г.
прошла подо льдом в
Арктический бассейн
подводная лодка «Наутилус». Отмель Геральд, глубина
которой 13 м, находится севернее Берингова прол.,
на
70° 30' с. ш.
ВЧ.м.
также
встречается микрорельеф различных
типов.
Неболь шой
пролив
южнее
м.
Хоп и поднятия
у берега Аляски рассматриваются как часть затопленной
в плейстоцене речной системы. Донный лед у м.
Барроу
образует характерные неровности дна.
Донные осадки и геологическое строение дна. Боль¬
шая часть дна Ч. м.
покрыта тонким слоем рыхлого ила,
песка и
гравия. Осадки обычно плохо сортированы из-за
перемешивания наносов, приносимых льдами, с обычными
589

ЧУКОТСКОЕ
отложениями шельфа. На рис. 3 показано распределение
осадков по данным американских экспедиций.
С помощью сейсмических исследований методом отра¬
женных
волн
установлено,
что
современные рыхлые
осадки восточной части Ч. м.
образуют всего лишь тон¬
кий слой (0—12 м) на коренных породах. Самый мощный
слой осадков обнаружен в зал.
Коцебу, где также пред¬
полагается наличие речной системы, погруженной в плей¬
стоцене. Накопление осадков здесь было вызвано, оче¬
видно,
речными наносами. В Беринговом прол. из-за
Рис. 3 . Карта донных осадков Чукотского моря (по Дитцу
и др.,
1964, несколько видоизмененная).
1—
илы;2—
пески; 3 —
песчанистые илы; 4 — илистые пески;
5—
гравий; 6 —
скальные
породы;
7—
ракушечные
отло¬
жения.
быстрых течений рыхлых осадков нет. Отсутствие рыхлых
осадков в
других районах Ч. м. объясняется тем, что они
заполняют лишь небольшие впадин ы.
В результате сей¬
смической съемки в восточной части Ч. м . обнаружены
многочисленные неравномерные отложения песка и гра¬
ви я,
приносимого
льдами,
мощ ност ь
которых увеличи¬
вает ся в
северном направлении
к
району посадки на мель
ледяного острова Флетчер («Т-3»). Рыхлые осадки дости¬
гают мощности 30 м на 72° с. ш., 160° з. д. Вдоль профиля,
протягивающегося на 164 км к СЗ от этого пункта, средняя
мощность осадков 200 м.
Средняя глубина вдоль этого
профиля 230 м, у материковой окраины он захватывает
большие глубины.
Берингово-Чукотская платформа соединяет два мате¬
рика
—
Азию и Северную Америку. Земная кора этой
платформы скорее континентального, чем океанического,
типа и геологические структуры Сибири и Аляски, не¬
сомненно, продолжаются
в Ч. м. В частности, непрерыв¬
ность структуры между о.
Врангеля и м.
Лисберн под¬
тверждается на основе стратиграфических и тектониче¬
ских сопоставлений. В этих двух районах на
поверхности
обнажаются палеозойские и мезозойские породы, которые,
вероятно, продолжаются на Чукотский шельф. На Аля¬
скинской прибрежной равнине севернее хребта Брукса
находится
наибольший
по
площади
участок выходов
меловых пород, продолжающихся в глубь моря, к СЗ
от Аляски. Доказательство продолжения этих структур
под Чукотским шельфом получено сейсмическими иссле¬
дованиями. Срезанные складки и участки моноклинально
залегающих пластов выявлены в районах выходов корен¬
ного субстрата в восточной части Ч. м.
Чукотский шельф является частью чукотской гео¬
синклинали, которая начала развиваться
в конце палео¬
зоя. В мезозое для этого района характерно чередование
морских и материковых условий, определяемое интен¬
сивной тектонической активностью и постепенной транс¬
формацией чукотской геосинклинали в складчатый пояс.
Складчатая структура шельфа окончательно оформилась
в конце мела
—
начале палеогена. В палеогене и неогене
значительн ая
часть
Чукотского шельфа развивалась
в виде озер и речных долин, и только в плиоцене Ч. м .
начало наступать на сушу. К началу четвертичного пе¬
риода его прибрежные террасы простирались до уровня
+ 100 м. Среднее и позднее четвертичное оледенение в Се¬
веро-Восточной Азии совпало по времени с основными
регрессиями. На ранних стадиях висконсинского оледене¬
ния на месте современного Берингова прол. была уже
суша. На побережье не было следов оледенения. В этом
районе
накапливались
слои
озерных,
аллювиальных
и флювиогляциальных отложений. Послеледниковый пе¬
риод характеризовался повышением уровня Ч. м., которое
продолжается и в настоящее время.3
Береговая линия
Ч. м.
прямая,
з десь
нет
мысов,
далеко выступающих в море, а также глубоких заливов,
за
исключением
Колючинской губы (узкого залива)
на3изал.
Коцебу на В. Прибрежный рельеф можно
разделить на два типа: здесь встречаются холмистые рав¬
нины,
а т акже ве рши ны прибрежных горных массивов,
спускающихся в море. Во многих местах в районах низин
повышение уровня моря привело к образованию устьев
вдоль речных долин и прибрежных лагун. Лагуны встре¬
чаются вдоль всего азиатского берега, а также в большом
количестве на побережье Аляски.
Геофизика. Анализ данных регистрации поверхност¬
ных
се йсмиче ских
волн
землетрясений показывает, что
кора Чукотского шельфа по
типу
является материковой.
Это подтверждается и другими данными.
Гравитационные аномалии как Фая, так и Буге на
шельфе являются слаб о пол ожительным и, и следовательно,
этот район находится примерно
в изостатическом равно¬
весии.
Зона интенсивных магнитных аномалий с амплиту¬
дами до 750 гамм пересекает Чукотский шельф парал¬
лельно
побережью Аляски. Она простирается через
материковую окраину северо-западнее м.
Барроу полосой
примерно 100X600 км. Магнитные аномалии трудно объ¬
яснимы с геологической точки зрения, и их происхождение
остается пока неизвестным.
Непосредственно к С от Ч. м ., в
Арктическом бассейне,
имеются следы опускания материковой структуры Чукот¬
ского купола;
западнее его находится Чукотская абис¬
са льная р авни на.
590

ЧУКОТС КОЕ
Биология. По сравнению с другими полярными мо¬
рями в Ч. м . более богатая флора и фауна как в количе¬
ственном, так и в качественном отношении. Теплые воды,
входящие в Ч. м .
через Берингов прол., приносят боре-
альную фауну (Зенкевич, 1963). Море населено моржами,
тюленями,
морскими зайцами, белыми медведями и ки¬
тами. Из рыб наиболее часто встречается голец и поляр¬
ная треска. Летом как на побережье, так и в Ч. м. много¬
численны
утки,
гуси,
гаги ,
морские чайки, гагарки и
кайры.4
КЕННЕТ ХАНКИНС, П. А. КАПЛИН
См. также Берингово море\ Бофорта море\ Восточно-
Сибирское море\ Северный Ледовитый океан.
Прим, ред.1 До 1933—1935 гг. Ч. м. считалось частью
Восточно-Сибирского. В самостоятельное море оно выде¬
лено после работ Г. Е . Ратманова (1932—1933) и иссле¬
дований экспедиции на ледоколе «Красин» (1935) [см.
Добровольский А. Д.,
Залогин
Б. С.
Моря СССР. (Природа, хозяйство.) М., «Мысль», 1965].
По современным данным, площадь Ч. м . 589,6 тыс. км2,
объем воды 45,4 тыс. км3, средняя глубина 77 м (см.
Фролов Ю. С . Новые фундаментальные данные по
морфометрии Мирового океана.
—
«Вести. ЛГУ. Сер. гео ¬
логия и
география», 1971, No 6, вып.
1, с.
85—90).
Данные о климате,
водных массах,
рельефе, гидро¬
логическом и ледовом режиме
Ч. м. можно почерпнуть из
монографии «Советская Арктика. Моря и острова Север¬
ного Ледовитого океана». (М., «Наука», 1970).
2
Как показали расчеты, в
Беринговом прол. расход
тихоокеанских
вод порядка
30-103
км3/год,
тепловой
сток 27-1015 ккал/год, солевой — 96-1012 кг/год. Меж¬
годовые колебания теплового стока достигают 30% сред¬
ней годовой величины.
Изменения в поступлении тихо¬
океанских вод через Берингов прол. отражаются на тем¬
пературе и солености
вод Ч. м.
через полгода—год (см.
Шпайхер А. О.,
Федорова 3. П.,
Ян-
кина
3. С.
Изменения теплового состояния Чукот¬
ско го мо ря з а последние де сятилети я.
—
«Проблемы Арк¬
тики и
Антарктики», 1968, вып.
29, с.
19—28).
3
Как показывают исследования,
по
крайней мере
в
период с 1944 г. по наши дни, побережье Ч. м. испыты¬
вает изостатическое поднятие, величина которого порядка
4 мм/год, тогда как берега Берингова прол., по-видимому,
погружаются(см.Стовас
М. В.
Молодое тектони¬
ческое поднятие побережья морей Карского, Лаптевых,
Восточно-Сибирского и Чукотского.
—
ДАН СССР, 1965,
т. 161, No 1, с. 193 —194; Баскаков Г. А.,
Шпай¬
хер А. О. Современные вертикальные движения побе¬
режья арктических морей.
—
Тр. ААНИИ, 1968, т .
285,
с.
189—195).
4
Как на более специальную литературу по биологии
Ч. м.
можно указать
на
книгу «Крайний Северо-Восток
Союза ССР». Т. 2. М ., Изд-во АН СССР, 1952; Зен¬
к евич
Л. А.
Биология морей СССР. М., Изд-во АН
СССР, 1963.
Вопросы геологии
Ч. м.
более полно освещаются
в книге «Север Дальнего Востока». (М., «Наука», 1970).

ШЕЛЬФ —
см. Материковая отмель (шельф).
ШТОРМОВОЙ НАГОН
Ш. н.
имеет
атмосферное происхождение. Общий
подъем
уровня
обусловлен взаимодействием Ш. н .
и
астрономического прилива, вызываемого силами притя¬
жения между Землей и Солнцем или между Землей и
Луной. Ш . н. может представлять установившийся или
переходный процесс, если нет астрономического прилива,
и на оба процесса оказывает влияние периодичность
астрономического прилива. Для системы установившихся
ветров или штормов открытого моря, если пренебречь
эффектами
второго
порядка,
обязанными
взаимодей¬
ствию с астрономическим приливом, Ш. н. представляет,
по существу, установившийся процесс и полный нагон
является суточным или полусуточным колебанием. Ш. н.,
вызываемый движущимся тропическим циклоном, обычно
продолжается в течение одного-двух приливных циклов.
Такие Ш. н.
называются
нестационарными
нагонами.
Редфилд и Миллер (1957) рассматривают три последова¬
тельные
фазы нестационарного нагона:
предвестник
шторма,
собственно Ш. н.
и
регенерация.
Предвестник
шторма
—
это медленное, постепенное изменение
уровня
воды, начинающееся за несколько часов до развития штор¬
мового
ветра.
Собственно Ш. н.
—
это
резкий подъем
уровня воды, который происходит приблизительно тогда,
когда центр тропического циклона проходит мимо порта;
продолжительность этого подъема уровня достигает лишь
нескольких часов. Регенерация
—
это колебания уровня
воды,
п роис ходящие
после
прохождения
тропическо го
циклона.
Кроме обычного Ш. н.,
имеется еще дополнительный
подъем уровня воды на побережье вследствие наката волны.
Накат волны происходит между зоной прибоя и побе¬
режь ем
и мо ж ет до ходит ь до 10—20% высоты падающей
волны. Именно из-за наката волны наблюдаемые приливы
всегда выше на побережье, чем зарегистрированные на
са мопи сце уро вня моря
на конце мола.
Достигая побережья, волна заплескивается на берег
до высоты, большей, чем накат волны. Отметка полной
воды обычно оказывается за пляжем, и ее высота больше,
чем высота
наката волны,
что является следствием за-
плеска волны.
На практике встречаются физические объекты трех
типов, где возможно применение теории Ш. н.: 1) откры¬
тый берег; 2) входы в заливы и эстуарии и районы барьер¬
ных
островов; 3) закрытые озера с модификациями в виде
заливов
и
эстуариев, соединенных с открытым берегом.
Общие вопросы. Гидродинамическая теория Ш. н. начи¬
нает ся с
уравнений движения, компонентами горизонталь¬
ного ускорения которых являются:
^х—И!-
1
др_дд
дтху , д%ух | спгх
(И
'иУ
р
дх
дх
дх
'
ду
1
дг
9
(1)
йиу
Юг—
■
1
др
—+
в\у 4- - дхуу ,, дхгУ
(И
1к-у X
"р” ду
ду^
дх
1
ду
1дг
’
(2)
где
61} г
диг
дС/
X
61
X
~
д1 +Их
Х_
дх +Уу
х_
ду
+Ог
X
дг
’
(3)
бии
дии
дЦп
д11и
У
61
У
дг+Ухдх+УуУ_
ду
+Ог
У
дг
*
(4)
}*= 2со 51П ф
—
параметр Кориолиса; ^
—
потенциал сил
астрономического
прилива;
р
—
плотность
воды;
I—
время; т —
ко мпоне нты
те нзо ра турбулентного напря¬
жения; система координат прямоугольная с горизонталь¬
ными осями ОХу ОУ и вертикальной осью 01.
Эти
уравнения
обычно решаются
при
некоторых
допущениях.
На свободной поверхности должны удовле¬
творяться некоторые граничные условия. Решение в
пер¬
вом приближении получается линеаризацией. Приближе¬
ния высшего порядка могут быть
получены,
например,
одним и з
следующих способов: 1) прямым интегрированием
по методу характеристик; 2) численным интегрированием,
ап проксим ируя
дифференциальные уравнения соответ¬
ствующими
разностным и;
3) линеаризацией уравнений
и
итерациями
—
последовательными
приближениями,
чтобы учесть нелинейные члены.
Последующее изложение относится к прак тическ ому
применению гидродинамической теории. При разнообраз¬
ных
ситуациях и предположениях уравнения упрощаются
и становятся
вп олне
приемлемыми для соответствующих
расчетов. Ряд таких ситуаций для объектов трех типов
рассматривается ниже.
Открытый берег. Бати строфическая теория Ш. н. ,
которую первоначально
выдвинули
Фриман-мл.,
Бер
и Юнг (1957), объясняет Ш. н.
вдоль берега, вызванный
ветрами, дующими параллельно берегу. По существу,
Ш. н.
—
компонента полного нагона, возникающая в ре¬
зультате действия силы Кориолиса, которая отклоняет
поток
вправо
в северном
полушарии.
Следовательно,
северо-восточные ветры вдоль берега Техасского зал. или
восточного берега США вызовут подъем среднего уровня
воды вдоль этих побережий.
592

ШТОРМОВОЙ
Основываясь на работе Фримана-мл.
и
др.,
имеем
08
_
,
Гу
ЛХ
*(А+5)
“Г
ё(А+5)
(5)
где
V — абсолютная
величина
скорости
ветра; 5 —
высота уровня воды над положением равновесия; \]х
—
компонента скорости ветра, перпендикулярная изобатам;
/—
параметр Кориолиса, равный 2со зш <р (со
—
угловая
скорость вращения Земли; ф
—
широта); к —
параметр
напряжения ветра; §
—
ускорение свободного падения;
к—
глубина воды; Ру
—
поток, параллельный изобатам,
дается выражением
(А+5)
Ру= |
V йг,
(6)
о
гдеV—
скорость воды, параллельная изобатам.
Уравнение для Ру
зависит от времени
и имеет вид
М
ши,,
(АН-5)7/3 У'
(7)
где
1!у
—
компонента
скорости
ветра,
параллельная
изобатам.
По данным исследований на оз. Окичоби, к = 3» 10" 6.
Точная величина К в настоящее время не установлена,
она имеет порядок 10“3—10“ 4. Более точную величину К
можно было бы установить вычислением по данным тро¬
пического циклона «Карла» 1961 г. в Мексиканском зал.
и циклона Эш Уензди в марте 1962 г.
вдоль восточного
берега США.
Дно с постоянной глубиной, ветер
дует перпендикулярно берегу. Если это
условие существует, V —
Vх> Ру
=
0 и решение урав¬
нения (5) дается выражением
А5=й
[У 2Ш^Х +1-1]-
(8)
Дно с
постоянным
укл оном.
Случай
ветрового нагона,
в котором используется треугольное
распределение
напряжения
ветра,
перпендикулярного
берегу, рассматривал Рейд (1957). Случай динамического
Ш. н . для тропического циклона, движущегося перпен¬
дикулярно берегу, с треугольным распределением напря¬
жения ветра также рассматривал Рейд-мл. (1956). Рейд
дает полезную формулу
°макс
— КСх\К
Ш2
2
TM
макс^>
(9)
к=3,0
•
10“ 6, как и прежде,
—
коэффициент касательного
напряжения
ветра;
кг
—
глубина у края материковой
отмели; к0
—
глубина близ берега, где принимается 5 =
=
5макс; С\ = 8кV
=
8к0' С=1/2(Рх+Со); Т=
=
ЫС\Ь—
длина материковой отмели; И7макс
—
макси¬
мальная
скорость
ветра;
2—
коэффициент отклика,
который является функцией отношения
относительной
скорости шторма
к скорости свободной волны С
=
V§к
и
отношения относительного размера шторма к ширине
материковой отмели.
Для дна с постоянным уклоном
и
стационарного
циклона с постоянной скоростью ветра, перпендикуляр¬
ного берегу, Бретшнайдер (1958) вывел следующее урав¬
нение:
5=
Ш2Х
ё (А! -А-5)
1п
Н+5
(Ю)
Формула (8) может быть использована,
когда рас¬
стояние от береговой линии взято перпендикулярно к ней.
Расстояние по траверзу делится на малые отрезки, при¬
чем каждый из них имеет постоянную глубину, равную
среднему значению глубин в начале и в конце каждого
отрезка.
Диаграмма
переменного напряжения
ветра
накладывается на расстояние по траверзу, и произво¬
дятся вычисления для разнообразных положений диа¬
граммы напряжения ветра до тех
пор, пока не
будет опре¬
делено оптимальное положение, в результате которого
высота Ш. н. на берегу будет максимальной. Этот метод,
как и
другие вышеуказанные методы, исходит из допуще¬
ния установившегося состояния уровня воды и отсут¬
ствия
бокового потока.
Эффективный дополнительный
подъем уровня вследствие понижения атмосферного давле¬
ния
прибавляется к компоненте,
обусловленной напря¬
жением
ветра,
согласно
следствию
из
уравнения Бер¬
нулли:
Н = 1,14ДР,
(11)
где Я выражается
в
футах подъема воды выше
нормаль¬
ного (при отсутствии всех других участвующих факто¬
ров), а АР дается в дюймах падения ртутного столба от
нормального атмосферного давления.
Слабо
расчлененный рельеф дна.
Подобный рельеф дна встречается часто вдоль материко¬
вой
отмели,
Мексиканского зал.
и
восточного
берега
США, а также в
других районах земного шара.
В каче¬
стве одного из приближений можно взять дно с постоян¬
ным уклоном или ступенчатое дно и решать задачу в соот¬
ветствии с вышесказанным.
Расчлененный рельеф дна. Эта задача
представляет трудность для рассмотрения, даже с
приме¬
нением
формулы (8). Можно взять несколько разрезов
дна и использовать средний из них. Однако это приведет
к
сглаживанию
некоторых
анома лий.
Всегда,
когда
имеются в
распоряжении ветровые
и
приливные данные
для прошедших тропических циклонов, численная фор¬
мула калибруется до того, как она используется для исход¬
ного или ожидаемого тропического циклона. В некото¬
рых случаях рассчитываемый, или ожидаемый, тропиче¬
ский циклон может быть
очень
похожим по
размеру,
интенсивности, скорости продвижения
и
траектории на
некоторый прошедший ураган. Если в этих условиях
имеются данные о ветрах и приливах, калибровка уточ¬
няет модель, и предсказанная высота уровня воды может
оказаться весьма точной. Статистические методы являются
обычно не вполне удовлетворительными для предсказания
из-за отсутствия достаточных данных о самых высоких
отметках уровня.
Поток через входы в заливы и эстуарии и над барьер¬
ными
ос трова ми.
Этот аспект теории Ш.
н.
относится
к
гидравлике, усложненной действием ветра. Классифи¬
кацию открытых заливов и эстуариев представил Кол-
дуелл (1955), а также Бэйнс (1955). Вычисление полных
нагонов и нагонных течений в применении к заливам и
эстуариям
является
очень
сложным
и
не
с уществует
единообразного математического аппарата,
пр именимог о
для всех случаев.
По мере того
как
Ш. н.
развивается у
отк рыт ого
берега, вода входит в залив через открытый канал, и
уровень воды в нем может превысить барьерные загра¬
ждения. Речной сток может явиться важным факторохм
подъема среднего уровня воды в заливе. Кроме того, ветры
поперечного
направления
могут создать уклон
водной
поверхности залива. Ш . н.,
распространяющийся внутрь
залива или эстуария,
будет видоизменяться вследствие
рефракции, изменения глубины и донного трения. Гре¬
бень волны достигает верхнего конца залива некоторое
время спустя после максимума на входе. Если залив
достаточно длинный, то поток воды меняет направление,
становится обратным на
входе за много
часов до того,
как
максимальный Ш. н.
осуществляется на верх н ем
593

ШТОРМОВОЙ
конце залива. Такая ситуация характерна для Чесапик¬
ского зал. В этом случае задача требует предсказания ги¬
дрографа как у входа в залив, так и для разных пунктов
внутри залива.
Расход на входе получаем
как
функцию
времени из
формулы
<г=
С2Л V2§ | (к„
—
Лг) |,
(12)
о=
| <?<М.
(13)
Площадь поперечного сечения А зависит от высоты к0
как функции времени. Условные обозначения к0 и Н1
являются
соответствующими
высотами
для гидрографов
с внешней и внутренней стороны залива соответственно.
Положительная величина 0. соответствует притоку при
(/г0
—
Лг)>0,
а
о триц ател ьная
вел ичин а
—
оттоку
при (к0
—
кг)<:0;V—
объем потока как функция вре¬
мени; С2
—
коэффициент расхода, который либо опре¬
деляется
калибровкой, либо принимается равным 0,6.
Объем у, таким образом, вычисляется по изменению
уровня воды в заливе:
1=м
а=
2 М<.
(14)
1
гдеМ—
количество участков, для которых должен быть
построен гидрограф; к1
—
высота гидрографа *-того уча¬
стка, является функцией времени; Л;
—
площадь поверх¬
ности для 1-того участка, является функцией высоты кь
и, следовательно, функцией времени.
Наиболее общее выражение для обычных Ш. н. можно
получить с помощью формулы Маннинга.
Закрытые озера и водохранилища
(с применением
к
открытым заливам). Для ветра с постоянной скоростью
и
направлением вдоль оси прямоугольного
канала с по¬
стоянной глубиной,
в
условиях установившегося режима,
уравнения для ветрового нагона дают Хелстром (1941),
Лангхаар (1951) и Кейлеган (1952):
~
(Уклон водной поверхности),
(15)
I
Г (к 4- 5) АХ = Лк (сохранение объема, если все дно пок-
]
рыто водой),
(16)
0
1
Г (к Ч- 5) (XX — Лк (сохранение объема, если часть дна
}
обнажена);
(17)
здесь 5 —
ветровой нагон; X —
горизонтальное расстоя¬
ние;к—
параметр напряжения ветра; §—ускорение сво¬
бодного падения; к —
глубина воды; Л —
длина канала;
Х0—
длина участка
обнаженного дна;
II—
скорость
ветра и
7=1 + 'Ч/Ь,
где
—
напряжение у дна; т8
—
напряжение ветра у по¬
верхности, связанное с к.
В случае, если все дно покрыто водой, Х0
=
0и
формула (16) используется для определения константы
интегрирования
в
решении уравнения (15). Для участка
обнаженного дна
константа
интегрирования
равна Х0
и
нагон междуX=0иX=
Х0будет5=
—к.
Узловая точка (X
=
Хп, 8=0) для
конечных
величин Vу к и Л дается уравнением
Хп
,
^макс+^макс^
/10Ч
I
~
1
ШЖ
»
где5=
$максприX=Л.
594
Для модифицированного в виде
открытого залива
озера могут применяться те же методы и те же задачи
расчета Ш. н., что и для
открытого берега, для входов
в заливы и
эстуарии (при осложненных условиях) и для
районов барьерных островов.
Применение лабораторных исследований. Ветро¬
вой
на гон
в
лабораторных
лотк ах.
Лабораторными исследованиями ветрового нагона зани¬
мались в
Университете Калифорнии и в Бюро стандар¬
тов. В литературе можно найти также сведения о недавних
исследованиях,
проведенных
различными авторами
по
определению зависимости между скоростью ветра и коэф¬
фициентом напряжения ветра. Одной из трудностей при
исследованиях на моделях является возможный эффект
искажения масштабов. Исследования Тишнера выявили
влияние
шероховатости дна,
в
частности
при
переносе
воды через покрытые водорослями районы.
Механически генерированные на¬
гоны.
Для исследования поведения Ш. н .
(связанного
с тропическим циклоном), входящего в залив со стороны
открытого океана, на
экспериментальной станции водных
путей при Корпусе инженеров армии США была построена
модель зал. Наррагансетт. Эта работа дает ценную инфор¬
мацию о влиянии на Ш. н .
рефракции и и змен ения
глу¬
бины при реалистическом моделировании донного трения.
В связи с этой задачей калибровка донного трения де¬
лается в известных условиях, например при точном вос¬
пр оизведени и
аст роно миче ских
приливов.
Как только
модель отрегулирована на соответствующее донное трение,
у входа в нее генерируется Ш. н .,
имитирующий условия
прошедшего тропического циклона.
Полное воспроизве¬
дение Ш. н . в модели может быть и не достигнуто, так как
при этом нельзя учесть ветер над заливом. Поэтому вно¬
сятся
соответствующие поправки, с которыми ожидаемый
циклон воспроизводится у входа в залив. Нагон на самой
модели
исправляется
этими
измененными
граничными
условиями
на
входе,
учитывающими
ветровой эффект.
Исправленный таким образом Ш. н.
в
за л ив е считается
точно
соответствующим тому циклону, который мог бы
быть предсказан у входа.
Численная модель.
Наряду с гидравли¬
ческой моделью можно создать численную модель, которая
мо жет
быть
св ере на
с
результатами
гидравлической
модели,
а также с данными
прошедших тропических
циклонов.
Численная
модель обладает тем
преимуще¬
ством, что в этом случае можно учесть напряжение ветра
и донное трение. Эта долгая трудоемкая работа должна
выполняться на
быстродействующей вычислительной ма¬
шине. На факультете океанографии и метеорологии Техас¬
ского колледжа сельского хозяйства и механизации был
осуществлен анализ численной модели зал. Наррагансетт
и
проведены расчеты Ш. н.1
Выводы. Таким образом, когда в открытом
море
(например, мористее восточного берега США или берега
Мексиканского зал.)
возникает
тропический циклон,
требуется решить три основные задачи: 1) Ш. н. на от¬
крытый берег; 2) гидравлический поток воды от Ш. н.
на открытый берег, направленный через узкие входы и над
барьерными островами в заливы и эстуарии; 3) ветровой
нагон в заливах.
Все эти три явления развиваются
во
врем ени,
причем прилив соединяется с подъемом уровня
в
результате Ш. н .
ЧАРЛЗ Л. БРЕТШ НА ЙДЕР
Прим, ред.1 Еще в 19 в. Стокс показал, что частицы
воды на волне не могут описывать замкнутые орбиты.
На движение по замкнутым орбитам обязательно нала¬
гается поступательное движение. Это движение назы¬

ШТОРМОВОЙ
вают «волновым» стоксовым течением. Рядом работ совет¬
ских
исследователей
—
Е. Г . Никифорова, Н. А. Лаб-
зовского, Л. Ф. Титова, Р. Н. Иванова, С. Т . Каминского
и К- Н . Федорова
—
установлена важная роль волнового
течения при сгонно-нагонных явлениях. Обнаружилось,
что:
1) в глубоководных морях влияни е
волнового
тече¬
ния мало по сравнению с дрейфовым;
2) на моря средней глубины при слабых ветрах рас¬
пространяются выводы для глубоководных морей, а при
сильных ветрах дрейфовое течение играет второстепенную
роль по сравнению с волновым;
3) в мелководн ых
морях при ветрах средней силы
и
штормовых очень сильный Ш. н . вызывается волновым
течением;
дрейфовым нагоном в этих условиях
мо жно
пренебречь.
Эти исследования не только пролили свет на природу
ленинградских
наводнений,
нои
позволили
объяснить
катастрофические наводнения в феврале 1953 г. на южном
побережье Северного моря (см.
Шулейкин В. В .
Физика моря. Изд. 4 -е. М., «Наука», 1968).

щ
ЩЕЛОЧНОСТЬ
Международная ассоциация по физической океано¬
графии в 1939 г. определила термин «Щ.» (обозначается
А1к) как число миллиграмм-эквивалентов ионов водо¬
рода, нейтрализованных 1 л морской воды при 20° С.
На величину Щ. оказывают большое влияние ионы гидро¬
карбоната,
карбонатные,
боратные.
Кремниевые, фос¬
фатные и арсенатные ионы играют меньшую роль. До этого
термин «Щ.» относился к буферной емкости, титруемым
основаниям, избытку оснований или титруемой Щ.
Щ.
—
это количество не только слабых кислот в пробе
воды, но также и катионов, которые эквивалентны этим
слабым кислотам.
Можно написать:
А1к =
[НСО5-] + 2
[СО|-] + [н2ВО~] +
+ [°Н-]
-
[Н+] + [НРО|-] + [Н5Ю&-] +
+ [н2Аз07] = [К+] + [Ыа+] + 2
[Са2+] +
+ 2[М§2+]-[С1-] -2[502-],
где в скобках указана молярная концентрация. Ранние
измерения Щ. проводились прямым титрованием морской
воды сильной кислотой (НС1). Было найдено, что при рН
выше 4,5 вся сильная кислота использовалась для пере¬
вода
анионов
слаб ых
кислот,
связанных
с
осно вным и
катионами,
в
недиссоциированные
к исл оты.
Поэтому
число миллиграмм-эквивалентов кислоты, расходующихся
при титровании 1 л морской воды для понижения рН
до 4,5, принималось за величину Щ.
Существует ряд различных методов определения Щ.
(прямого и обратного титрования) с применением различ¬
ных индикаторов и способов удаления выделяющейся при
титровании двуокиси углерода. Недавно для определе¬
ния Щ. были применены электрометрические методы,
при которых определяются электропроводность или рН.
При точном определении конечной точки, или точки экви¬
валентности, электропроводность и рН быстро изменяются
при добавлении избытка кислоты. Таким образом, точка
эквивалентности
является точкой, при которой анионы
слабых
кислот перешли
в недиссоциированные кислоты.
Термин «карбонатная Щ.» употребляется в том слу¬
чае,
если
не
принимается во внимание влияние на Щ.
других слабых кислот, кроме бикарбонатной или карбо¬
натной 1.
Таким образом, можно написать:
^карб=[НСОГ]+2[С02-] .
Карбонатная Щ. является важным фактором расчета
системы С02 морской воды. Решением следующих четы¬
рех уравнений:
^карб=[НСО^]+2[С02-],
[2 со2] = [НС05Г] + [со2-] + [н2со3],
Кг = [н+] х [нсо$-]
[Н2СО,]
[„+] х [со*-;
[ншг]
где Л//гкарб, [2С02] и [Н+] измеримы, могут быть опре¬
делены
все
компоненты системы С02 в морской воде
([СО2-], [нсо3-]
и
[н2со3])•
Обычно имеется линейная связь между Щ. и общим
содержанием соли в океанической воде :
А1к-10 “3
С1°/оо
0,123.
Это отношение Щ. к
хлорности называется удельной
Щ.
или
щелочно-хлорным коэффициентом; если известна
хлорность, можно приблизительно подсчитать Щ.2
В морской воде соотношение кальция и
хлорности
увеличивается с глубиной. Изменение этого соотношения
эквивалентно повышению удельной Щ.
с
глубиной. Это
указывает на то, что изменения в Щ. и
[Са2+] связаны
с осаждением
или
растворением СаС03. Связь величин
Щ.
и
содержания
кальция
в
морской воде может быть
выражена следующим уравнением:
3
[Са] (мг-ат/л) = ±А1к + 0,465 С!«/00.
и.г.ли,ч.С.МУР
Прим, ред.1 Из других составляющих
общей Щ.
практически имеет значение боратная Щ. (НзВСК"),
величина которой в океане обычно колеблется в пределах
0,03—0,10 мг-экв/л и повышается с увеличением соле¬
ности и рН до 0,14 мг-экв/л. Прочие составляющие
имеют величины до 0,03 мг-экв/л.
2
По С. В . Бруевичу, средняя величина А 1к для
поверхности Мирового океана 0,121, для Атлантического
0,12, для Индийского 0,121 и для Тихого 0,122.
3
По Г. Ваттенбергу, эта связь для Атлантического
океана
выражается
уравнением
[Са ]
=
0,5А//? +
+ 0,477С1%0. Вообще эта связ ь из менчи ва.

э
ЭКВАТОРИАЛЬНЫЕ ТЕЧЕНИЯ—см. Пассатные (эква¬
ториальные) течения.
ЭКМАНА СПИРАЛЬ
Градиенты давления в нижнем слое атмосферы или
в
верхнем слое океана вызывают движения воздуха или
воды (соответственно), которые уравновешиваются силой
Кориолиса и трением. Эти слои называются планетар¬
ными пограничными слоями. Трение возникает главным
образом из-за турбулентности, вызываемой шероховато¬
стью подстилающей поверхности (для атмосферы) или вет¬
ровым перемешиванием (для
океана). Экман (1905)
предположил, что трение можно представить в форме
Ас12\]/с1г2, где А —
вертикальная турбулентная вязкость,
II—
вектор горизонтальной скорости иг —
вертикаль¬
ная координата.
В открытом, неограниченном по глубине океане чисто
дрейфовое течение возникает под влиянием напряжения
ветра, действующего на поверхность моря. В тех случаях,
когда отсутствует градиент давления, основной силой,
уравновешивающей трение,
является только сила Ко¬
риолиса. Пусть и и V являются
компонентами
горизон¬
тальной скорости чисто дрейфового течения, вызываемого
напряжением ветра. Тогда распределение и и у по вер¬
тикали
выражается так:
и
—
С/0 ехр (—яг/Б) соз (45°
—
яг/Б),
(1)
V—
У0 ехр (—яг/Б) зш (45°
—
яг/Б),
где г положительна, когда направлена вниз от
поверх¬
ности
моря (г
=
0); У0
—
скорость на поверхности
и
О=я
V2АЦ .
(2)
В уравнении (2) / является параметром Кориолиса.
Величина Б имеет размер длины и называется глубиной
трения. На рис. 1 показано изменение скорости с глуби¬
ной, определенное уравнением (1). Сдвоенные стрелки,
спроектированные на горизонтальную
плоскость,
пр ед¬
ставляют собой векторы скорости на одинаковых расстоя¬
ниях от поверхности (0,Ш).
Если в океане существует градиент давления, помимо
напряжения ветра на поверхности, Э. с. образуется вблизи
дна, как в приземном слое атмосферы.
Слои вблизи поверхности и дна называются верхним
и нижним экмановскими слоями соответственно. Поток,
заключенный между верхним и нижним экмановскими
слоями,
—
геострофический.
Результирующий перенос воды в верхнем экмановском
слое чисто дрейфового течения называется экмановским
переносом.
Когда уравнения движения чисто дрейфового
течения
—/о
=
д (Тиг)/дг и /и
—
д (Туг)/дг
(Ти2 и ТХ}г
—
компо ненты
напряжения) интегрируются
по глубине от поверхности до большой глубины, компо-
Рис. 1. Вертикальная структура дрейфового течения по
Экману .
ненты экмановского переноса равны Тг,// и
—Ти/( соот¬
ветственно,
где
ТииТу—
компо ненты
напряжения
ветра
в
направлениях
и и V. Следовательно, экмановский
перенос направлен под прямыми углами
к направлению
ветра вправо
в
северном полушарии
и влево в южном.
Компонента ветра, параллельная береговой линии, вызы¬
вает экмановский перенос по направлению
или к
берегу,
или от него. Когда экмановский перенос направлен в сто-
597

экология
рону моря, глубинные воды должны перемещаться по
н апра влен ию
к
берегу и подъем
глубинных вод будет
происходить у побережья. Когда экмановский перенос
направлен к берегу, происходит погружение вод. На рис.
2
показано восемь случаев подъема глубинных вод и
погру¬
жения
поверхностных,
когда
ветры дуют параллельно
Зап. ветры
направлению
к
экватору, происходит подъем глубинных
вод, что снижает температуру воды верхних слоев. В рай¬
оне калифорнийского побережья подъем глубинных вод
заметен только весной и в начале лета, когда господству¬
ющие ветры имеют преобладающую южную составляющую.
С другой стороны, у перуанского побережья господству¬
ющие ветры имеют северную составляющую в течение всего
года,
и,
таким
образом, подъем
глубинных вод здесь
устойчив, за исключением февраля и марта. В эти месяцы
отдельных лет ветры с сильной южной составляющей
вызывают прибрежное погружение поверхностных вод,
что
вынуждает теплые экваториальные воды
переме¬
щаться вдоль берегов в южном направлении почти до
15° ю. ш . Эти воды перемешиваются с обычными
холод¬
н ыми
прибрежными водами, что отрицательно влияет на
биологическую жизнь и обусловливает сильные пролив¬
ные дожди. Это явление называется Эль-Ниньо.
ТАКАШИ ИЧИЕ
Рис. 2. Модель Экмана океанической циркуляции, возникаю¬
щей под воздействием ветра (а); движения в верхнем и нижнем
слоях Экмана (б) (по фон Арксу, 1962).
побережью в
обоих полушариях.
Здесь и —
приземный
ветер; Т — экмановский перенос.
Наиболее характерные примеры подъема глубинных
вод благодаря экмановскому переносу по направлению
к берегу обнаружены у побережий Марокко, Юго-Запад¬
ной Африки, Калифорнии и Перу (рис. 3). Подъем глу¬
бинных вод
в
районе калифорнийских и перуанских
побережий был тщательно изучен. Если ветры дуют по
Рис. 3 . Подъем и опускание
вод
вдоль
берегов (по Экману)
(по фон Арксу, 1962).
а—
северное полушарие; б =—
южное
полушарие.
См. также Апвеллинг\ Динамика океанических тече¬
ний; Калифорнийское течение; Кориолиса сила\ Турбу¬
лентность в океане.
ЭКОЛОГИЯ МОРСКАЯ — с м.
Морская экология,
ЭНЕРГЕТИЧЕСКИЙ БЮДЖЕТ
ЗЕМНОЙ ПОВЕРХНОСТИ
Солнечная радиация. Энергия,
используемая и пре¬
образуемая
в
зе мной
атмосфере,
—
главным
образом
солнечного
происхождения.
Солнечная радиация обра¬
зуется (и образовывалась по
крайней мере в течение
5-109 лет) в результате ядерных реакций внутри Солнца.
Солнечная радиация у верхней границы атмосферы, при¬
ходящая на поверхность, перпендикулярную к солнечным
лучам, на среднем расстоянии Земли от Солнца («сол¬
нечная постоянная») равна 2,00 ± 0,04 кал-см"2-мин -1,
или
ланглей-мин"1 (1
Ла = 1395 Вт/м2).1
Солнеч¬
ная
постоянная $0 незначительно изменяется со вре¬
менем.
Однако
в
коротковолновой ультрафиолетовой
части
спектра
происход ят
большие изменения.
Лучи Рентгена и микроволновая часть спектра при¬
носят только около 10“6 всей энергии Солнца. Самая
большая часть этой энергии сосредоточена в волнах дли¬
ной от 0,2 до примерно 3 мкм, т. е. в видимой части спек¬
тра
и около инфракрасных лучей, с максимумом примерно
у 0,45 мкм.
В резул ьтате эл липтичн ости земной орбиты
количество
энергии
колеблется
в
пределах ±3,34%
с максимумом в начале января (перигелий) и минимумом
в начале июля (афелий). В среднем за год к верхней гра¬
нице земной атмосферы приходит 720 Ла/сутки.
или
около 0,35 кВт/м2.
Около 35% этого количества энергии отражается или
рассеивается обратно в межпланетное пространство;
большая часть (24%) отражается от облаков (планетарное
альбедо ар). Сезонные и широтные
и змен ения приходящей
радиации в верхних
слоях
атмосферы даны на рис.
1.
Уходящая радиация.
Поскольку система
Земля
—
атмосфера должна быть очень близка к радиационному
равновесию, должно быть
отражено обратно в космиче¬
ское пространство такое же количество энергии, которое
поступило на Землю. Обозначив температуру эффектив¬
ного излучения системы Земля—атмосфера Те, а постоян¬
598

ЭНЕРГЕТИЧЕСКИЙ
ную закона Стефана—Больцмана а, получим балансовое
уравнение:
50(1—
яг2 = 4яг2аГ|.
Из этого уравнения получим Те
=
250 К, или —23° С,
чт о эквива лентно температуре
в
атмосфере на высоте около
6 км. Таким образом, источник холода тепловой машины
в
атмосфере расположен гораздо выше, т . е. в условиях бо¬
лее низкого давления (около 450 мбар),
чем источник тепла
на земной поверхности (со средней глобальной темпера¬
турой несколько больше +15° С). В соответствии с цик¬
лом Карно и вторым законом термодинамики, атмосфера
может действовать как тепловая машина. Все атмосфер-
Рис. 1 . Солнечная постоянная 50 (Ла/сутки) на горизонтальной
поверхности в верхних слоях атмосферы (по Миланковичу, 1930).
ные движения и переносы, включая гидросферу, приво¬
дятся
в действие радиационными процессами.
Следует
также помнить, что вся энергия, получаемая
от ископае¬
м ог о топлива
—
угля и нефти,
—
не что иное, как ничтож¬
на я доля солнечной эн ергии, поглощенной при биологи¬
ческих процессах и сохраненной земной корой в течение
последних 500 млн. лет.
Приходящая радиация. Около 16% энергии, приходя¬
щей к верхним слоям атмосферы солнечной радиации $0,
поглощается в пределах атмосферы главным
образом
водяным паром, углекислым газом, озоном и молекуляр¬
ным
кислородом.
Самым эффективным
поглотителем
является водяной пар (преимущественно инфракрасное
излучение между 0,8 и 7 мкм); озон поглощает строго
в
ультрафиолетовой части спектра.
Около 24% от 50
отражается облачным покровом (средняя величина потерь
составляет 52%), отличающимся большой отражательной
способностью (Я^)\ альбедо, т . е-
та
часть
приходящей
радиации, которая отражается от облаков, меняется от
0,15 для тонкого покрова
из перистых облаков до 0,80
для толстых слоев кучево-дождевых (грозовых) или слои¬
сто-дождевых облаков. Около 7% от 50 излучается обратно
в космическое пространство (Ян) путем обратного рассея¬
ния от молекул атмосферных газов и от
частиц
пы ли,
капель воды и т. д.,
взвешенных в
атмосфере (аэрозоли).
Только около 51% от $0 достигает земной поверхности;
около половины ее
—
в виде прямой солнечной радиации 5,
другая половина
—
в виде рассеянной радиации от неба
и облаков Я; обычно используют обе компоненты вместе
(5 + Я) под названием «суммарная радиация»
на гори¬
зонтальную поверхность. Когда высота солнца больше 20°,
спектральное распределение суммарной радиации почти
не зависит от этой высоты. Около горизонта наблюдается
смещение распределения в сторону красного конца види¬
мого спектра, что является причиной окраски неба во
время захода и восхода солнца.
Несколько больше 4% от 50 отражается от земной
поверхности
—
это
отраженная
ко рот ко вол но вая радиа¬
ция Яе• Альбедо
~
[Яе/§ + Я ] типичных повер х ¬
ностей
шир око
изменя ется,
например
0,04 — темный
лес и
около 0,28
—
яркие песчаные дюны.
Альбедо
океана при больших высотах солнца равно только 0,05—
0,06. В противоположность этим низким величинам аль¬
бедо свежевыпавшего снега равно 0,80—0,90, и подобные
величины наблюдаются в Антарктике в течение всего
года.
Учитывая все это, приходим к выводу,
что только
около 47% внеатмосферной солнечной радиации 50 погло¬
щается земной поверхностью
и может превратиться в дру¬
гие
формы энергии. Можно использовать термин «эффек¬
тив ная
приходящая
(коротковолновая) радиация» для
количества
5+Я—Яе или (5+Я)(1—
а$^). Одна
из самых точных оценок этого количества энергии была
дана Дж. Лондоном (1957) для северного полушария
—
341 Ла/сутки. На основе этих данных был построен рис. 2,
на котором представлены все важные составляющие гло¬
бального радиационного бюджета.
Длинноволновая радиация. Вторая составная часть
радиационных процессов на земной поверхности и в атмо¬
сфере связана с длинноволновой (инфракрасной), или
температурной, радиацией, основная часть которой за¬
ключена в волнах длиной от 4 до 100 мкм. Земная поверх¬
ность сама излучает, согласно закону Стефана—Больц¬
мана, энергию, равную Я =
оТдОВ, где Гпов
—
температура
земной поверхности. Надежная оценка средней годовой
величины Е для северного полушария дает 824 Ла/сутки,
т. е . гораздо больше, чем эффективная приходящая радиа¬
ция.
К счастью, атмосфера действует как оранжерея,
поглощая длинноволновую радиацию благодаря главным
образом присутствию Н20 и С02 (с незначительным доба¬
влением озона). Фактически почти вся длинноволновая
радиация
пог лощ ает ся
этими
с оста вны ми
частями,
но
атмосфера и излучает длинноволновую радиацию между 8
яо+Вц+ис=35
и
/
1
■■
_
1
+5
+60
-100
+11
+24
±100
*./
•;
■
>2
+3
Рис. 2. Радиационный и тепловой бюджет северного полушария
(по Лондону, 1957).
Радиационный
поток:
1—
коротковолновый, 2 —
длинновол¬
новый; 3 —
перенос
теп ла.
100 ед. = 720 Ла/сутки
и12мкм.Вэти
«окна»
может уйти в космическое про¬
странство 39 Ла/сутки. Поглощенная энергия, согласно
закону Кирхгофа,
вновь
излучается;
большая часть этих
потоков
длинноволновой радиации направлена к Земле
как атмосферное встречное излучение (противоизлучение),
которое дает на земной поверхности около 695 Ла/сутки,
т. е. почти такую
же величину,
как солнечная постоян¬
ная,
и
г ор азд о большую, чем эффективная приходящая
599

ЭНЕРГЕТИЧЕСКИЙ
радиация. В длинноволновом спектре очень трудно отде¬
лить
отраженную
часть
радиации,
которая
включена
в Е. Теперь можно
суммировать результирующий эффект
процессов
длинноволновой
радиации
и
использовать
определение «эффективная уходящая (земная) радиация»
для количества Е—О с величиной порядка 129 Ла/сутки
для полушария
за год.
Результирующая радиация. С точки зрения энергети¬
ческих процессов
на земной поверхности следует рассмо¬
треть баланс этих радиационных процессов,
т. е. резуль¬
тирующую радиацию:
(2=(5+Н-Ее)
—
(Е— О).
Используя данные Лондона, получаем
в среднем за
год
для
полушария
(3=341
—
129 = 212 Ла/сутки,
Рис. 3 . Широтные изменения внеземной радиации 50, резуль¬
тирующая радиация
на
земной
поверхности (?, эффективная
приходящая радиация 3
И—
ЯЕ и эффективная уходящая
радиация Е — О (по Лондону, 1957).
а—
верхние слои атмосферы; б —
поверхность земли.
т . е. несколько ме нь ш е 30% внеземной солнечной радиа¬
ции 50.
На рис. 3 представлены широтные изменения резуль¬
тирующей радиации (2 и обеих ее составных частей (в ко¬
ротковолновой и длинноволновой
областях
спектра)
вместе с солнечной радиацией 30; одним из самых порази¬
тельных результатов является незначительное широтное
изменение
Е — О. Таким образом, С} в значительной
степени
определяется
суммарной радиацией
5+Н
(рис. 4). К сожалению, определение (2 (и ее отдельных
членов) в ее пространственном и временном изменении
зависит
почти
целиком от теоретических
построений
и полуэмпирических формул; непосредственные измере¬
ния (2, даже если они лишены инструментальных ошибок,
редко являются репрезентативными для большой пло¬
щади. Таким образом, все данные, представленные здесь,
могут рассматриваться только как примерные оценки.
Независимо полученная оценка была недавно опублико¬
вана в атласе М. И . Будыко (1963).
По сравнению с <2 все другие источники энергии на
земной поверхности ничтожно малы. Это не только дей¬
ствительно для встречного излучения от Луны и планет
и энергии других звезд, но также для теплового потока
в пределах земной коры, идущего из глубины, что дает
в
среднем около 0,13 Ла/сутки, или менее 0,1% от (2-
Даже в районах активной вулканической деятельности,
где непосредственно используется геотермическая энер¬
гия, как в Лардерелло (Италия) или Уаиракеи (Новая
Зеландия), этот поток тепла может увеличиться
в местных
условиях только на 10—50 Ла/сутки. С другой стороны,
энергия, полученная от Солнца, равна только 0,5-10"9
общего излучения энергии Солнца, которая составляет
до 5,2
•
1027 кал/мин; каждый квадратный сантиметр сол¬
нечной поверхности излучает 6,125 кВт, что эквивалентно
127-106 Ла/сутки.
Тепловой бюджет. Рассмотрев радиационные процессы
в
атмосфере, которые в конце концов привели
к
результи¬
рующей радиации (2 на земной поверхности, необходимо
рассмотреть
превращение
этой
радиационной
энергии
в
другие формы энергии на Земле и в океане, в
атмосфере
и
биосфере. Эти переходные процессы (Т) можно предста¬
вить
следующим уравнением:
<3= Т5+ ТА + ТЕ+ Тбиол.
Здесь Т3 означает перенос тепла в почве или в океане
(см. ниже); Тд
—
перенос ощутимого тепла с поверхности
в воздух и Те
—
перенос скрытого тепла испарения.
Незначительная часть энергии результирующей ра¬
диации используется для биологических процессов, таких,
как рост тканей растений и животных. В свою очередь
гниение растений и
дыхание теплокровных
животных
добавляют неизвестное, но незначительное количество
к
имеющейся тепловой энергии земной поверхности;
оста тки
тканей
растений и животных
превращаются
в окамен елости
(в торфяных болотах или на дне моря),
и
спустя много времени их можно использовать как источ¬
ник
энергии. К сожалению, нет надежной оценки этих
процессов, но можно почти с уверенностью сказать, что
Гбиол не достигает 1%
от <2.
Вертикальный перенос тепла. Обычно, но с заслужи¬
вающими внимания исключениями, температура воздуха
в
тропосфере падает с высотой от 0 до 10° С на 1 км; в этом
случае происходит вертикальный перенос тепла (турбу¬
лентное перемешивание воздуха) с поверхности земли в воз¬
дух.
Этот перенос тепла может стать обратным в течение
ночи
(в полярных районах
—
даже в дневное время),
когда
температура воздуха увеличивается
с
высотой,
но направленный вниз перенос тепла благодаря термиче¬
ской устойчивости и низким скоростям ветра сравнительно
незначителен.
Этот вертикальный
перенос ощутимого
тепла
ТА зависит главным образом от интенсивности тур¬
булентного перемешивания, определяемой коэффициентом
турбулентной диффузии,
или
коэффициентом обмена;
этот параметр быстро увеличивается с уменьшением тер¬
мической устойчивости, т. е . с нагреванием воздуха снизу.
Годовая средняя величина Тд над полушарием достигает
почти 78 Ла/сутки, причем максимальные величины на¬
блюдаются в субтропических районах. Точно такие же
пр оц ес сы турбулентного перемешивания являются при чи¬
ной вертикального п ер ен ос а Тд скрытой теплоты водян ого
пара, испарившегося с земной поверхности.
Испарение у земной поверхности в принципе является
следствием результирующей радиации ф. Однако во мно¬
гих местах процессы горизонтальной адвекции значи¬
тельно влияют как на испарение, так и на непосредствен¬
ное нагревание воздуха, но эта горизонтальная адвекция
приводится в действие различным нагреванием поверх¬
ности и поэтому ведет только к перераспределению име-

ЭНЕРГЕТИЧЕСКИЙ
ющейся энергии <2 в местном (или региональном) ^масштабе.
Глобальная средняя Те равна 134 Ла/сутки; таким обра¬
зом, используется около 63% результирующей радиа¬
ции
,
или
18,6% величины солнечной по стоян ной 50.
Это эквивалентно годовому испарению над полушарием,
равному 82 см.
Наиболее надежные оценки глобальных
выпадений осадков за год составляют 83 см (82 см для
од но го север ного полушария) (из-за существенных труд¬
ностей при измерении как осадков, так и
испарения над
/сутки
океанами, т. е . над 71% земной поверхности, мы можем
положиться в настоящее время только на такие оценки).
Таким образом, гидросфера использует самую значитель¬
ную часть радиационного баланса на земной поверх¬
ности.
Перенос тепла в почве и океане. По сравнению с Та
и Те все другие составляющие теплового бюджета неве¬
лики, если осреднить их над всем земным шаром за не¬
сколько лет. Это общепринято для всех биологических
процессов (Гбиол), а также для теплопередачи
в
по чву Т§
на
материках. Только для процессов таяния снега и льда
необходимо большое количество С?, что часто поддержи¬
вается
горизонтальной адвекцией относительно теплого
в оздуха.
Сезонные и суточные
изменения
температуры
п оч в ы несо мненн о вызыв аются Т$, но вертикальное рас¬
пространение эт и х периодичес ких
изменений обычно незна¬
чительно;
практическ и
они
исчезают
(при значени ях
0,01° С) на глубине 30—50 см для суточного цикла и около
5 м для годового цикла.
Гораздо большие количества тепла переносятся при
взаимодействии между океаном и атмосферой, но средние
величины для полушария из-за больших региональных
и сезонных изменений снивелированы. Теплообмен между
океаном и атмосферой может оказывать значительное
влияние на региональный тепловой бюджет, особенно
в таких районах, где зимой крайне холодный континен¬
тальный воздух переносится над теплыми океаническими
течениями, зарождающимися в тропиках (северо-восточ¬
ные районы США, побережье Дальнего Востока и СВ
Китая). В этих районах перенос как ощутимой, так и
скрытой теплоты с теплой водной поверхности (с темпера¬
турой около 10—15° С) в континентальный арктический
воздух (первоначально с температурой ниже
—30° С)
может достичь величины выше 1000 Ла/сутки, т. е . много
больше солнечной постоянной. Вообще роль холодных
и теплых океанических течений для региональных кли¬
матов едва ли можно переоценить; они эффективно пере¬
распределяют энергию результирующей радиации
<2,
получаемую их поверхностью. Физическая причина такой
большой роли Т^
для местного теплового бюджета над
океанами заключается
в
турбулентном перемешивании
воды; перенос тепла, вызываемый этим процессом, в 103—
104 раз сильнее, чем перенос чистой теплопроводностью
в почве. Одним из последствий этого факта является ма¬
лый суточный ход температуры над океанами (порядка
0,3° С) наряду с
другими
характеристиками
морски х
климатов.
Аккумулирование тепла. Несомненно, что общеприня¬
тая гипотеза о точном балансе приходящей и уходящей
радиации и потоков тепла является только приближением
первого порядка. В атмосфере в бюджете необходимо учи¬
тывать процессы аккумуляции тепла; поскольку водяной
пар, а следовательно, и
скрытая теплота парообразования
остаются в атмосфере в среднем в те ч ен и е
11 суток, а
в океанах аккумулированное тепло может сохраняться
до 5000 лет. В холодные сезоны снег накапливается в по¬
лярных районах и в арктических морских льдах; лед
аккумулировался на ледяных куполах Гренландии и Ан¬
тарктиды в течение 104—105 лет, хотя не имеется никаких
данных о существовании полярного льда в течение боль¬
шей части геологической истории Земли. С 1880 г. в сред¬
нем для всего земного шара температура воздуха, моря
и почвы повышалась почти на 0,01° С/год; только после
1945 г. эта тенденция к глобальному потеплению прекра¬
тилась или в
некоторых районах стала обратной. Подоб¬
ная тенденция к глобальному потеплению не может быть
вызвана региональным перераспределением энергии в круп¬
номасштабных атмосферных системах циркуляции. Одним
из самых спорных объяснений современного глобального
потепления была гипотеза С02 Дж. Н. Пласса (1956).
Он относил это общее потепление за счет наблюдавшегося
увеличения содержания С02 в атмосфере (от почти
290ммрт.ст.в70-хгг. 19в.до332ммрт.ст.в1960г.),
что должно быть причиной увеличения количества встреч¬
ного излучения О. Увеличение содержания С02, по край¬
ней мере частично, происходит за счет сгорания топлива,
такого как уголь и нефть, и, возможно, также частично
за счет уничтожения естественной растительности чело¬
веком. В любом случае изменения содержания С02 на¬
столько
хорошо сбалансированы с содержанием угле¬
кислоты в океане, что они
могут играть только незначи¬
тельную роль.
Другой вклад человека в глобальный тепловой бюд¬
жет —
это выброс аэрозольных частиц диаметром около
1 нм или меньше, остающихся в течение 3—6
суток
в ниж-
601
20 Зак. 406 .

ЭНЕРГЕТИЧЕСКИЙ
них слоях, 20—30 суток в верхней и средней тропосфере
(дым от промышленных предприятий, продукт сгорания
естественной растительности).
Превращение энергии. В глобальном масштабе работа,
производимая атмосферой, уравновешивается различными
процессами превращения энергии. Работа по преодоле¬
нию приземного трения оценивается в 1—2 Вт/м2. Это
количество
превращается
в
теплоту,
эквивалентную
2—4 Ла/сутки. Энергия, необходимая для подъема испа¬
рившегося водяного пара до среднего уровня конденсации
(почти до 730 мбар, или 2700 м), не принимается в расчет,
пос коль ку
плотность
водяного
па ра
меньше
плотности
сухого воздуха.
Самые эффективные превращения энер¬
гии —
это ге,
которые происходят между кинетической
энергией ветра и потенциальной энергией барического
поля (поля давления) главным образохМ в пределах верх¬
них слоев тропосферы (6—12 км); эти превращения энер¬
гии уравновешены в глобальном масштабе.
X. ФЛОН
Прим. ред.1 По международной пиргелиометрической
шкале
1956 г.
солне чная
пос тоянная
принята равной
1,98 кал-см"2-мин -1. Все актинометрические таблицы,
принятые в СССР, рассчитаны с учетом этой величины.

ю
ЮГО-ЗАПАДНЫЙ СЕКТОР ТИХОГО ОКЕАНА
Геоморфология. Обычно считается, что Ю.- з . с. Т . о .
простирается от экватора через о-ва Кука до зоны суб¬
тропической конвергенции (45° ю. ш.). Он включает часть
Юго-Западной Тихоокеанской котловины,
Новозеланд¬
ский район, Тасманово и Коралловое моря и восточную
часть Меланезии. Согласно Бюсту (1936), последний из
перечисленных районов, простирающийся от Меланезий¬
ского бордерленда до Новой Зеландии и на В до линии
Тонга—Кермадек, должен называться Фиджи морем.
Основные формы рельефа следующие. На В Ю.-з. с. Т.о .
находится Юго-Западная Тихоокеанская котловина с глу¬
бинами 5500 м .
В районе котловины над поверхностью
океана
выступают
многочисленные
от дельны е
остр ова
и
вер ши ны
подводных
гор ,
а
также
преимущественно
линейные цепи островов, как, например, группа южных
о-вов
Кука. На 3 Юго-Западную Тихоокеанскую котло¬
вину ограничивают протянувшиеся с С на Ю хребты Тонга
и
Кермадек и субантарктический склон, расположенный
к В от Новой Зеландии.
В центре Ю.-з. с. Т. о.
находится
Новозеландское
плато, поднятие Лорд-Хау, хребет о. Норфолк и хребты
Тонга и Кермадек, которые простираются на С и 3 от
Новой Зеландии и все вместе представляют так называе¬
мый Меланезийский комплекс.
На 3 Ю.-з. с. Т. о. нахо¬
дится несколько крупных
котловин
(Тасманова котло¬
вин а,
котловина
Кораллового моря, Южная котловина
Фиджи и Северная котловина Фиджи с глубинами от
3650 до 4900 м).
Одна из самых примечательных систем глубоководных
впадин
—
желоба Тонга и Кермадек
—
окаймляет Юго-
Западную Тихоокеанскую котловину. Эти желоба имеют
хорошо выраженную прямолинейную протяженность и
достигают максимальной глубины более 10 000 м.
Гидрологический режим. Главными системами поверх¬
ностных течений Ю. -з . с . Т . о. являются Южное Пассат¬
ное
теч ение
и
Межпассатное противотечение. Южное
Пассатное течение подходит к этому району с В и, проходя
между о-вами Меланезии, отклоняется на Ю, в Коралло¬
вое
море,
к
северной части Тасманова моря
и Южной
котловине Фиджи.
Южная граница Тихого океана может быть принята
проходящей по зоне конвергенции субтропической, т. е .
по
северной границе субантарктической поверхностной
воды, которая движется на С и 3 под влиянием преобла¬
дающих западных ветров. Большая часть поверхностных
вод Ю.- з. с . Т. о. на глубинах от 500 до 1500 м подстилается
холодными, с низкой соленостью антарктическими проме¬
жуточными водами. Эти воды распространяются к С от
зоны антарктической конвергенции, проходя преимуще^
с тв енн о н а небольшой глубине под зоной субтропической
конвергенции. Они являются одной из главных особенно¬
Рис. 1. Физиография юго-западной части Тихого океана.
Глуб ины =*
в
морских саженях.
стей гидрологического режима Ю.-з . с. Т . о . Антарктиче¬
ские промежуточные воды в свою очередь подстилает зна¬
чительный слой воды субполярного происхождения.
603

юго
Донные осадки. Осадки Ю.-з. с. Т. о.
отличаются
большим разнообразием. Однако преобладающим является
извест ковый
ил,
состоящий из раковин фораминифер.
На глубине более 4500 м кальцит растворяется, и донные
осадки таких глубоководных участков
—
это остаточная
кр асна я глина (см. Уровень карбонатной компенсации).
В районах с вулканической активностью последняя
может быть достаточной для образования пепла и пемзы,
которые
иногда
могут преобладать в
осадках.
Пемза
Рис. 2. История геологического развития юго-западной части
Тихого океана.
1—
каменноугольные отложения; 2 —
пермо-триасовые; 3 —
юрские; 4 —
меловые, третичные; 5 —
андезитовая линия; 6 —
система поперечных разломов; 7 —
направление движения оро-
генических поясов.
Глубины = в
морских
саженях.
может
проплывать
тысячи
миль.
Так, образовавшись
у о-вов
Новые Гебриды, она обычно достигает берегов
Восточной Австралии. В большинстве районов в поверх¬
ностных осадках можно обнаружить некоторые продукты
выброса вулканов,
часто
в
виде
небольших
обломков
вулканического
стекла.
Подводные вулканы окружены
лавовыми
потоками,
продуктами
сильного
извержения
и
эрозии самих конусов.
На С многочисленные коралло¬
вые рифы и острова окружены конусами выноса из облом¬
ков кораллов.
В отдельных районах, как, например, поднятие Ча¬
тем,
были найдены залежи аутигенного
глауконита.
604
На Ю Ю. - з . с . Т . о. было отмечено наличие фосфоритовых
и
марганцевых
конкреций. Терригенные обломки были
обнаружены примерно на глубине 915 м вблизи Новозе¬
ландского плато. На Ю, в современной зоне субтропической
конвергенции, на плато Кэмпбелл и поднятии Чатем, были
найдены ледниковые эрратические валуны, принесенные
айсбергами в эпоху плейстоцена.
Структурные комплексы. По географическому положе¬
нию Ю.-з. с. Т. о.
относится
к
Тихому океану, но по
геологическому строению
—
нет. Это следствие его поло¬
жения на материковой стороне андезитовой линии Мар¬
шалла,
которая
является
истинной
границей между
древней океанической корой и материковой корой. Эта
граница проходит вдоль северного побережья Новой Гви¬
неи, Соломоновых о-вов, Меланезийского плато и хребтов
Тонга и Кермадек до Новой Зеландии.
Однако кора
такой же мощности, как материковая,
подстилает лишь
немногие районы Ю.-з. с. Т . о ., и весьма часто встречается
кора такой же мощности, как океаническая и квазикра-
то нная пром ежуточ ная к ора .
Кора Австралии, Тасмании
и
Новой Гвинеи относится к материковой, кора Тасма¬
новой котловины, Южной
котловины
Фиджи и котло¬
вины Кораллового моря
—
к океанической. Кора других
структурных комплексов в этом районе является по мощ¬
ности промежуточной.
Кору Новой Зеландии, как и Японии, несколько труд¬
нее
классифицировать. Толщина коры Новозеландского
материкового массива 30—35 км, что, возможно, достаточно
для того, чтобы отнести ее к материковой. Но так как она
структурно является частью значительно более широкого
Новозеландского плато, толщина коры которого колеблется
в пределах 10—30 км, то, по-видимому, правильнее отне¬
сти кору Новой Зеландии к промежуточной группе.
ВЮ.-з.с.Т.о.
отмечены
следующие структурные
особенности.
Большой водораздел.
Береговые хребты Восточной
Австралии и Тасмании (Большой водораздел) образуют
западную структурную границу. Эта система была склад¬
чатой и частично метаморфизирована во время
каменно¬
угольного и пермского
пери одов .
В позднетретичный
и
раннечетвертичный периоды она была поднятой глы¬
бово-сбросовой структурой.
Восточноавстралийский бордерленд. Сюда входят
шельф, материковый склон и плато Кораллового моря
(или плато Квинсленд). Шельф к Ю от о. Фрейзер довольно
узок
—
ширина его примерно 8—10 миль. К С от о. Фрей¬
зер он расширяется приблизительно до 45 миль. Мате¬
риковый склон к Ю от о.
Фрейзер значительно круче
(в среднем 6°), чем обычно.
Отделенное от материка желобом Квинсленд плато
Кораллового моря полого спускается
к СЗ. Материковый
склон,
обращенный к котловине Кораллового моря,
фиксирует его окраину.
Тасманова котловина.
Это клинообразная абиссаль¬
ная
равнина между Австралией, поднятием Лорд-Хау
и
о.
Южный (Новая Зеландия). Индо-Антарктический
хребет и хребет Маккуори ограничивают ее с Ю. Ложе
Тасмановой котловины со средней глубиной 4849,5 м
полого спускается
к Ю. Отдельные подводные горы (неко¬
торые из них увенчаны коралловыми рифами) круто под¬
нимаются из б оле е глубоководных частей котловины.
Подводные горы находятся также на более низком запад¬
ном склоне поднятия Лорд-Хау. Они расположены вдоль
двух
линий меридионального простирания.
Новозеландское плато. Этот субконтинентальный мас¬
сив, сосредоточенный около о. Новая Зеландия, включает
поднятие Чатем, плато Кэмпбелл и юго-западные части
поднятия Лорд-Хау и хребта о. Норфолк. Броуди (1959,
1964) сгруппировал структурные особенности плато в три
провинци и:

юго
1) северо-западная провинция, включающая северо-
западный район Новой Зеландии, поднятие Лорд-Хау
и хребет о. Норфолк и имеющая господствующее напра¬
вление СЗ—ЮВ;
2) провинция Чатем, включающая поднятие Чатем,
впадину Баунти и плато Кэмпбелл и имеющая
го спо д¬
ствующее направление В—3;
3) провинция
Кермадек,
имеющая
простирание
ССВ—ЮЮЗ, которое является
направлением Альпий¬
ского сдвига. Под небольшим углом это направление
может быть прослежено к С в Новозеландской подкоровой
трещине и в системе хребтов и желобов Тонга и Кер¬
мадек.
Остальная часть Ю.-з. с. Т. о . Крупными формами
рельефа в остальной части района являются
хребты,
островные дуги, вытянутые котловины и впадины, име¬
ющие заметную структурную
взаимосвязь. Выделяют два
ряда островных дуг. Суэсс еще 80 лет назад считал, что
есть и третий ряд.
1. Внешняя Меланезийская дуга: северная часть
Новой Гвинеи, Новая Британия, Соломоновы о-ва, Новые
Гебриды и о-ва Тонга (Дружбы) и Кермадек.
Дуга, имеющая позднемеловой и третичный возраст,
все еще
является
активной, как
показывают
недавние
землетрясения
и
вулканическая деятельность. С выпуклой
стороны островной дуги находятся глубоководные впа¬
дины, в которых измерены самые большие глубины в юж¬
ном полушарии. Северная часть системы островных дуг
с
выпуклыми сторонами,
обращенными
к
Австралии,
смещена в сторону вдоль сброса Фиджи более чем на
1000 миль от дуг о-вов Тонга и Кермадек с вогнутыми
сторонами, обращенными к Австралии. Между смещен¬
ными концами лежит левосторонний поперечный сброс,
который может быть прослежен
к С от Южной котловины
Фиджи. Желоб «Витязя» и ряд более мелких желобов
вдоль Меланезийского пограничного плато (рис.
2),
по-видимому, являются выражением еще одной зоны сброса
или
сдвига,
окаймляющей
внешнюю
Меланезийскую
ДУГУ-
„
2. Внутренняя Меланезийская дуга: п- ов
Папуа,
арх. Луизиада, о.
Реннелл, о.
Новая Каледония. Этот
по яс
может
простираться
по
нап равл ению
к
западной
окраине о. Южный (Новая Зеландия), поднятию Чатем
и дальше на В. Как полагают, он образовался в поздне¬
юрский период. Выпуклые стороны дуг обращены к Австра¬
лии и, таким образом, противоположны по направлению
большинству тихоокеанских дуг.
Эти два пояса островных дуг отделены на СВ клино¬
образной Южной котловиной Фиджи. Мощность коры
ложа котловины по Оффисеру (1955) 15 км, по Броуди
(1964) 10—15 км; это значительно больше мощности коры
ложа Тасмановой котловины и Юго-Западной Тихоокеан¬
ской котловины (для них установлена мощность 5 км).
3. Географическая реконструкция (по Кэри, 1958)
для раннего мезозоя показывает структурное направление
пласта, соединяющего поднятие Лорд-Хау и Индонезий¬
ский архипелаг. Таким образом, поднятие Лорд-Хау,
возможно, является частью третьей линии островных дуг,
вероятно,
пермско-триасового возраста. Северный конец
поднятия Лорд-Хау отделяется от Австралийского мате¬
рика глубокой депрессией (желоб Кейто). Желоб Квин¬
сленд, желоб Кейто и крутой австралийский материковый
склон к Ю от о. Фрейзер вполне могут быть поверхност¬
ными
выражениями другой крупной зоны поперечного
сброса.
Обобщения. Ниже делается попытка объединить пред¬
ставления и гипотезы о региональной структурной эво¬
люции в
геотектоническую историю всего Ю. - з. с . Т. о.
Прежде всего
и мее тся
понятие
о горизонтальном
перемещении,
или
дрейфе, материков. Этот процесс
нарушил в палеозое единый массив Гондвану,
кото¬
рый сам
откололс я
от
первобытной Пангеи. Вслед¬
ствие более поздних изменений
отдельных
материковых
глыб восстановление очертаний древних материков по
современным очертаниям ничуть не легче, чем решение
механической головоломки. Данные палеонтологии, гео¬
тектоники и палеомагнетизма позволяют предположить
множество очертаний древних материковых массивов.
Как бы ни было трудно это восстановление, по-видимому,
несомненно, что некогда Австралия, Новая Зеландия и
Антарктида являлис ь час тью едино го материкового
ма с¬
сива.
Со време н
палеозоя
горизонтальное
перемещение
материков,
геотектонические
и
геохими ческие
п роцессы
ускорились,
в связи с чем появилось современное очерта^-
ние
структурных комплексов
в
пределах
андезитовой
линии.
С другой стороны, промежуточные мощности коры
очень многих форм рельефа в Ю. -з . с . Т. о.
позволяют
предположить ге охими чески е р е акци и : с иали заци ю океа ни¬
ческой коры и обратный процесс
—
симатизацию (океани-
зацию) материковой коры. Эти процессы, активные в зонах
поднятия и оседания, увеличивают
или уменьшают мощ¬
ность
первоначальной океанической или материковой
коры.
Силами,
вызывающими
перемещение материков и
влияющими на геохимию Земли, могут быть конвекцион¬
ные токи в мантии (Венинг-Мейнес), возможно, что они
являются результатом расширения Земли (Мантовани,
Эгед, Кэри) или вызываются дифференциацией магмы,
заканчивающейся вспучиванием
и боковым перемещением
мегаундаций.
Горизонтальные движения отдельных
материковых
глыб
можно
проследить
вдоль
поперечных сбросов.
Левосторонние и правосторонние боковые
поперечные
сбросы в районе имеют
горизонтальные
смещения
на
протяжении нескольких сотен миль.
Другие направления движения могут быть определены
по кривизне островных дуг и впадин, которые связаны
генетически. Однако имеющиеся трактовки сильно отли¬
чаются: согласно односторонней и двусторонней концеп¬
ций их происхождения,
движение океанической коры
происходит от островной дуги к впадине и вниз и наоборот,
когда она движется под островной дугой по
погружа¬
ющейся плоскости скола или, с другой стороны, когда
она открывается, оставляя впадину как открытый рубец
разрыва.
Региональное развитие (рис. 2). Хесс
и Максвелл (1953) предположили, что орогенные
пояса
переместились
за
пределы
Австралийского материка.
В Ю.-з. с. Т . о . имеют значение Большой водораздел
и два
или, возможно, три ряда островных дуг. Оффисер (1955)
на о снов ании
геофизических данных делает вывод, что
они возникли один за другим на океанической коре
и что
они не являются частью большого материка. Это озна¬
чало бы, что Тасманова котловина была допозднеюрской
или
даже
допермско-триасовой. Хилл (1952) —
один
из тех, кто высказался за существование древнего мате¬
рика «Тасмантиды» и Меланезийского материка от Австра¬
лии
до Юго-Западной Тихоокеанской котловины.
Для
существования такой земли в нижнем девоне потребова¬
лось бы сделать поправку
на миграцию мелководной мор¬
ской фауны. Кэри (1958) допускает наличие тесной связи
между Новой Зеландией, Австралией и Тасманией до раз¬
растания дна. Если бы предположения Хилла и Оффисера
были правильными, то образование Тасмановой котло¬
вины и открытие «Восточно-Австралийской ромбической
трещины», по Кэри, должно было произойти где-то между
нижним девоном и пермью. Вполне возможно, что две
цепи подводных гор меридионального простирания в Тас¬
мановой котловине могут быть расположены на структу-
605

юго
170
180
У'""
у>(
Г
—
<"
I
.
...
._
и<—
*
I
о
"■нюо^
О
^
%оV
Ог?\° \
%‘
V \р>
:У У»*
Г^\Ч * АО
V
\^Л\ ®
чч
,С*М-Глч"
13
"Ас
*
%У
"
г?
и
^"с
"
У СЕВЕРНАЯ НОТЛ.
\ С.^
Д
"
ФИДЖИ (ПАНДОРА)
г^/&ь "са*У
Д”УУЙ2
\0?7‘
\
Щ^с
..
А
/
^
-
Чгд
ллч-^>7>Г^
|\\ У^Ш
,й\
\чт
щ^9
^
Х^^ч4 Ч\
Ш\ч
\\ \>\/
ОЛЛ
г
.
^^/000/ V
|Д<Г?
Д|'{} )
0|\°1
\°4
$
;о
*
0{
С11
\
15°°'~хаНП’еР® >
ч
С
V
(
',
Г) ЮЖНАЯ
»
\
_
‘
НОТЛ. ФИДЖИ
/
V
Ч.^
1-
ч
-О
/у
,-ч
;
'
/
ч-~2000^
У
.
.„
>о
с.
1
<-1000-7
^
~\
Ч\ (‘-.
).
.
~
«?«
}1
С_ ._
/
ч. 91
л
/
>1»
^ 7 С\ /А^Ш/)
1)
*■
/
'>N/^
\:^ГЛ'
>/0\
4
/7<///?
;/$Ж
’)ШМ \
*
1 'г\
*
У*<> 1 V.,
?
/|Ч Ч
IЛ('\
*
Г.-о>
{
V^С
'
\
*
\
Чч
4
Vе
N/
°о^
(
N
\V/\//
\
'
'
1
1^9* /
)
/
*
«
/
9
У\
У
1
\у
*
/
—.
Ч2000(~> /
У''У-Д.-— ч
^
ч
\
ч^У^
*<ч
оД
\\иу ,
^
^
^
1\
^
\Ч
11
^
?Ч
/1*1
.^>
>уМ
■
■щУ
Г/ЧУ
(////
У//
!(У
ч
/000
2000
5000
—
4000
0
100
200
300
»
«
:
1.,
.
мор. МИЛИ
170
180
Рис. 3. Батиметрическая карта моря Фиджи. Показаны хребты и котловины Восточной Меланезии (но Фейрбриджу, 19611

юго
рах растяжения, отражающих перемещение Новой Зелан¬
дии к В от Австралии.
Кривизна островных дуг с выпуклыми сторонами,
преимущественно обращенными на ЮЗ, возможно, сви¬
детельствовала о горизонтальном перемещении океаниче¬
ской коры в юго-западном направлении. Это противоре¬
чило бы предположению Хесса и Максвелла. Однако
одним из возможных решений может быть опускание и
боковое разрастание поднятия Дарвина к С и СЗ от Мела¬
незийской системы дуг. Это латеральное растяжение,
вероятно, имело результатом направленное на ЮЗ пере-
Менард (1964) предполагает возможность того, что
система островных дуг, хребтов, депрессий и впадин
Ю.-з. с. Т. о.
представляет
собой нарушенное Мелане¬
зийское поднятие. Это предположение резко расходится
с представлениями Хесса и Максвелла.
Сильные аномалии силы тяжести над желобом Тонга
характерны для материковых окраин и подтверждают
сейсмические данные Райта и др. (1955). Любопытно
следующее: несмотря на то, что желоба Тонга и Керма-
дек, по-видимому, являются продолжением правого боко¬
вого Альпийского сброса Новой Зеландии и образую г
170
180
Рис.
4. Десять мелких желобов Меланезийского краевого плато (по Фейрбриджу, 1961).
Желоба: 1 ■=
Ваникоро; 2 — Витязя; 3
Стратмор; 4 — Алекса; 5 — Газелль; 6 — Ротума; 7 — Байоннай; 8 — Горн;
9 —Коум; 10 — Уоллеса.
Глубины
—
в
метр ах.
мещение земной коры для района Ю. - з. с . Т . о. Возможно,
внешние подвижные пояса этого района возникли под влия¬
нием
двух противоположных перемещений земной коры.
Это согласовывалось бы с
пр едполо жение м
Фишера
и
Хесса о
пр оисхожд ении
впадин .
Эти перемещения,
по-видимому, были частично одновременными, а частично
последовательными. Все это должно было бы отразиться
в
кривизне дуг.
Броуди (1952) показывает структурную связь между
провинциями северо-западной и Чатем. Он считает, что
поднятие Чатем и плато Кэмпбелл одно время образовы¬
вали юго-восточное продолжение: первое
—
хребта о. Нор¬
фолк и второе
—
поднятия Чатем. Дугообразные струк¬
туры с вогнутыми сторонами, обращенными к СВ, указы¬
вают на направленный к ЮЗ горизонтальный надвиг.
С начала мела восточный конец системы поддался сдвигу
и, следовательно, был смещен на 300—400 миль вдоль
системы правого бокового поперечного сброса (Альпий¬
ский разлом и желоб Кермадек).
прямолинейную границу до Меланезийского комплекса,
Меланезийское
краевое
плато
(рис. 3, 4) —
северная
граница
—
расколото на многочисленные небольшие впа¬
дины, желоба и хребты,
расположенные ступеньками
друг к другу, что позволяет предположить ступенчатые
сдвиги левого латерального поперечного удлинения в под¬
стилающем фундаменте. Оно простирается в Соломоновы
о-ва
(см. Соломоново море).
Заключение. Трудно отказаться от впечатления, что
силы,
положи вшие
начало
северо-восточному
перемеще¬
нию древнего
Австралийского материка от Гондваны,
действуют с тех
пор.
Хронологически эти процессы, возможно, развива¬
лись следующим образом:
палеозой —
начало
сев еро-восточно го
перемещения
древнего Австралийского материка;
поздний палеозой —
образование Тасмановой котло¬
вины;
607

южно
пермско-триасовый период
—
зарождение подвижного
пояса Лорд-Хау
—
Кэмпбелл, возможно, в связи с Индо¬
незийским архипелагом;
триасово-юрский
период
—
зарождение подвижного
пояса Папуа—Новая Каледония—хребет о. Норфолк—
Новая Зеландия (эвгеосинклиналь) и поднятия Чатем;
мел —
нарушение провинции Чатем—Кэмпбелл
и
смещение на 300—400 миль вдоль правого латерального
поперечного сброса;
Рис. 5. Направления горизонтальных смещений в юго-западной
части Тихого океана (по Фейрбриджу, 1961)
поздний мел —
третичный период
—
зарождение по¬
движного пояса Меланезийский комплекс—Тонга—Кер-
мадек;
третичный
и
четвертичный периоды
—
нарушение
внешнего подвижного пояса и формирование Южной
котлови ны Фиджи в вид е «ромбохазма» (трещины ромби¬
ческой формы).
У. ДЖ. м. ВАН ДЕР ЛИНДЕН
См. также Коралловое море\ Тасманово море; Тихий
океану Южный океан.
608
ЮЖНО-КИТАЙСКОЕ МОРЕ
Ю.-К. м.
—
окраинное море Тихого океана, на 3
ограничено Азиатским материком, границей Сиамского
зал. и
восточным
берегом
п-ова
Малакка, на В —
о.
Тайвань, Филиппинскими о-вами
и
о.
Калимантан.
Согласно определению Международного гидрографиче¬
ско го
бюро, северная граница проходит от северной око¬
нечности о. Тайвань до о. Хайтаньдао; южная граница
—
поднятие между о-вами Суматра и Калимантан (около
3° 00'
ю.
ш.)
(рис. 1). Площадь Ю. -К .
м.
около
3400 тыс. км2. Средняя глубина 1140 м, объем воды
3928 тыс. км3.
Рельеф дна. Глубоководная котловина.
Основной топографической особенностью Ю. -К . м.
яв¬
ляется глубоководная котловина, имеющая форму ромба;
большие отмели, усеянные рифами, встречаются на Ю
котловины (банки Рид, Тайзард и о-ва Наньша) и на СЗ
[о-ва Сиша (Парасельские), банки Маклсфилд]. Северная
глубоководная часть
называется
котловиной Ю.-К. м.,
максимальная глубина ее 5016 м; центральная часть —
абиссальная равнина со средней глубиной 4300 м.
На
основании данных, хотя
и нем ногочисл енных, измерений
глубин установлено, что на дне
котловины и вдоль ее
окраин возвышаются подводные горы и многочисленные
неровные поднятия. Вблизи о-вов Палаван и Лусон мате¬
риковый склон довольно крутой, причем самая большая
глубина отмечена мористее о. Лусон. Котловину на Ю
замыкает подводное плато, на котором находятся банки
Рид, Темплер и др. ,
это плато отделяет желоб Палаван от
котловины с максимальной глубиной 3475 м.
Материковая отмель на СЗ Ю.- К. м.
простирается
в
море примерно на 150 миль и захватывает прол.
Тай¬
вань
и
з ал.
Бакб о (Тонкинский). Острова Хайнань и
Тайвань находятся на этой материковой отмели. Глубина
зал.
Бакбо постепенно
увеличивается
по
на правлению
к
центру, достигая 70
м.
В мелководном Тайваньском
прол. имеется ряд рифов и банок. К Ю от материка мате¬
риковая отмель суживается и соединяется
с Зондским
шельфом.
Зондский шельф расположен между о-вами
Суматра, Ява, Калимантан и Азиатским материком,
занимая южную часть Ю.-К. м., Сиамский зал.
и часть
Яванского моря, а также Малаккский прол. Зондский
шельф является одним из самых крупных шельфов зем¬
ного шара. Южная часть по существу представляет собой
широкую неглубокую впадину глубиной на периферии
около 40 м и до 100 м в центральной части. Примыкающий
Сиамский зал. в
центре имеет глубину около 70 м. К Ю,
между о-вами Суматра и Калимантан, Зондский шельф
становится менее
глубоким, а глубина на южных грани¬
цах менее 40 м.
На дне шельфа имеется ряд подводных речных долин
(так называемая Моленграафова речная система, назван¬
ная так Диккерсоном по имени первооткрывателя), кото¬
рые проходят через шельф в котловину Ю. -К . м.
(рис. 2).
Анализ эхограмм показывает, что эти подводные долины
изменяются по ширине до 3 миль. У края материкового
склона Зондского шельфа, вблизи устья Моленграафовой
речной системы, имеется глубокая долина.
Большие бары образуются мористее устьев различ¬
н ых ре к . Эти реки осушают вл ажны е тропические земли
вокруг Зондского шельфа и переносят огромные массы
наносов.
В Ю.-К. м.,
особенно в восточной части, имеется
большое
количество
подводных
пиков,
выступающих
в
виде коралловых рифов, атоллов или банок; рифы и
острова,
по-видимому,
расположены
на
сравни тельно
глубоком и ровном плато, глубина которого колеблется
от 1700 до 2500 м.

южно

южно
Проливы. Ю.-К . м. соединено с океаном и смежными
морями несколькими проливами.
Главным входом в Ю. -К . м из Тихого океана (помимо
Тайваньского прол.,
ширина которого в северной части
около 100 миль, а наименьшая глубина около 70 м) яв¬
ляется глубокий прол. Баши (наименьшая глубина 1800 м)
между Филиппинскими о-вами и о. Тайвань, через кото¬
рый происходит обмен большей части поверхностных
и
некоторой части придонных
вод. Св язь
между южной
частью Ю.-К. м . и Яванским морем осуществляется через
прол. Каримата и Геласа. Через эти проливы
проис¬
ходит
по чти
в есь
водообмен с Яванским морем.
На 3 Малаккский прол.
является
единственным,
непосредственно
соед иняющим
Ю.-К. м.
с
Индийским
Рис. 2 . Сеть подводных речных долин на Зондском шельфе
(по Кьюнену). Северная группа названа Моленграафовой речной
системой (по Диккерсону, 1941).
океанов. Он имеет в самой узкой части ширину 17 миль и
глубину около 30 м. Глубина постепенно увеличивается
примерно до 100 м прежде, чем начинается материковый
склон к Андаманскому морю. На дне пролива наблюдаются
сильные приливные течения, образующие большие одно¬
родные песчаные валы, гребни которых перпендикулярны
направлению приливных течений. Высота песчаных валов
4—7 м, длина 250—450 м.
Кроме песчаных валов, по дну
пролива проходят большие, длинные гряды в направле¬
нии,
параллельном
направлению приливных течений.
Водообмен через Малаккский прол. очень слабый.
На В прол. Миндоро (наименьшая глубина 450 м),
проходящий вдоль западной стороны о. Миндоро, является
самым глубоким соединительным проходом между котло¬
виной Ю.- К . м. и морем Сулу.
В прол. Балабак (наименьшая глубина 100 м), не¬
сколько севернее о. Калимантан, имеются многочислен¬
ные коралловые рифы. Через этот проход переносится
относительно мало воды.
Донные осадки. Для материковой отмели вблизи дельт
рек Меконг и Хонгха характерна внутренняя зона нано¬
сов. На юго-западной стороне Ю.- К. м., вблизи зал. Кам-
ранг, обычно встречаются песок, скалы и
кораллы. На во¬
сточной стороне Ю. - К. м .
много
корал ловых
островов,
которые способствуют осадконакоплению. Зондский шельф
покрыт литоральными осадками;
большое количество
литоральных осадков подводных долин шельфа разно¬
сится по всему шельфу. В осадках южной части Ю.-К. м.
найден вулканический пепел.
610
Осадки более глубоководных районов Ю. - К . м . соста¬
вляют в основном глины и
глобигериновые илы. Вулкани¬
ческий пепел является характерной составной частью
осадков глубоких и мелких вод. Он обнаружен в слоях,
образовавшихся в результате вулканических извержений
на островах Индонезии, в особенности после огромного
извержения Кракатау в 1883 г.
Геотектоника. Ю .- К* м.
—
одно из самых крупных
окраинных морей западной части Тихого океана, которые
Штилле отнес к квазикратонным бассейнам, т. е . к бас¬
сейнам, бывшим прежде материковыми морями (по край¬
ней мере частично) и расколовшимся
и
осевши м в
тр е¬
тичную и даже четвертичную эпохи. Сейчас имеются систе¬
матические данные, свидетельствующие о том,
что
все
эти
бассейны являются частично «регенерированными»
океаническими районами, причем причина все еще не
известна. Белоусов предполагает «базификацию» бывшей
материковой коры, ведущую к оседанию, Кэри и
другие
—
раскол материков и их перемещение во время общего
расширения Земли.
Геотектонические данные ясны. Котловина Ю. - К . м.,
занимающая около 1500 тыс. км2, по-видимому, опусти¬
лась на 4 км, оставив остаточные подводные плато, о-ва
Сиша (Парасельские) и банку Маклсфилд на СЗ и крупный
блок Рид—Наньша—Тайзард (около 250 тыс. км2) на Ю.
Эти плато прерываются большим количеством коралло¬
вых
рифов, островков и банок. Южное плато все еще имеет
на всех картах пометки как «опасный район (необследо¬
ванный)». Многие из этих «банок» являются затопленными
атоллами
[как, например, Райтик, Ардазье, Гре-Феза,
Инвестигейтор, Оуэн, Наньвей (Спратли) ]. Уортон в 1890 г.
дал им описание. Он изучал материковый склон мористее
банок Маклсфилд и зарегистрировал 51 атолл на протя¬
жении 1280 м.
Сорэн (1955), описывая о-ва Сиша (Парасельские),
в ысказал предположен ие, ч то изменение уровня приняло
большие размеры в четвертичный период. Большинство
островов, входящих в эту группу, поднимаются на 5 м
выше среднего уровня моря, обнаруживая содержащий
фосфаты известняк
(очевидно, довисконсинский), окай¬
мленный голоценовыми галечными валами или гребнями
кос и
современными рифами. В Ю. - К. м.
распространены
затопленные карстовые формы рельефа.
Атоллы,
как
правило,
не связаны с вулканическими
основаниями
и, таким образом, являются не океаническими, а просто
затопленными
шельфовыми
атоллами, типичными для
невулканических квазикратонных плато и хребтов («асей-
смичные хребты» Хизена), точно так же как в Меланезий¬
ском бордерленде (описанном Фейрбриджем и Стюартом,
1961), в плато Кораллового моря, на о-вах Сабалана моря
Флорес, на Мальдивских и Лаккадивских о-вах Индий¬
ск ого
океана.
Атоллы этого вица,
основан ия
которых
находятся на тысячи метров ниже границ роста герма-
типных кораллов,
убедительно свидетельствуют об осе¬
дании земной коры.
Ложе Ю.-К- м., по-видимому, составляет, по крайней
мере частично, продолжение Индо-Синийского материко¬
вого щита, который стабилизировался в основном благо¬
даря широко распространившейся гранитизации и мета¬
морфизма в период палеозоя вплоть до триаса. Поздне¬
мезозойские и третичные орогенические пояса образуют
южную и восточную гр аницы Ю .- К . м. на о. Калимантан
и
Филиппинских о-вах. Осадки в эт их
геосинклиналях,
по-видимому, были смыты (по крайней мере, частично)
с массива суши, которая теперь опустилась, образовав
котловину Ю. -К* м.
Гидрологический режим и климат.
В результате об¬
мена энергией между атмосферой н океаном образуются
муссоны, которые определяют
климат Юг о Восточной
Азии.
Основной
причиной обмена энергией является

Рис.
3.
По¬
верхностные
течения в фев¬
рале.
1—12
см/с;
2—25
см/с;
3—30см/с;
4—50см/с;
5—75см/с;
6— >100 см/с;
7—
границ ы
течений;
Д —диверген¬
ция; К —ко н¬
в ергенц ия.
Рис.
4.
По¬
верхностные
течения
в ав¬
густе. Направ¬
ление ветра
вверху справа
(по Виртки).
Уел. обозн.см.
на рис. 3.

южно
разница в температуре воздушных масс над сушей и морем.
Летом Азиатский материк нагревается значительно больше,
чем море, зимой же этот
материк
и в особенности нагорье
Тибет нагревается значительно меньше, чем море. Нагре¬
вание воздушных масс над Азией летом создает области
низкого давления и системы муссонных ветров. Зимой же
все происходит наоборот.
Ветер. Летом (с мая по сентябрь) теплый воздух
над сушей связан с областью низкого давления, вокруг
которой ветры циркулируют против часовой стрелки.
Слабые противотечения существуют в центре и на
восточной стороне Ю.-К. м . Они сливаются в южный
поток, распространяющийся вдоль берега. Самое сильное
течение проходит вдоль вдающейся в море центральной
части
п-ова
Индокитай со скоростями,
достигающими
в
январе трех узлов.
Выходящее течение напра вля ется
в основном на Ю в Яванское море через прол. Каримата
и Геласа и в меньшей степени на 3 через Малаккский
прол. Ранняя весна является переходным периодом для
этих течений.
Рис 5. Термическая структура поверхностных слоев в западной части Южно-Китайского моря. 21 мая—24 июня 1960 г.
Интервал между изолиниями 1° С .
Мористее материка в Ю.-К. м.
циркуляция происходит
против часовой стрелки, об этом свидетельствует юго-
западная составляющая ветров.
Зимой (с ноября по март) холодный воздух над сушей
связан с областью высокого давления,
вокруг которой
ветры циркулируют по часовой стрелке. Мористее п-ова
Индокитай циркуляция по часовой стрелке определяется
ветрами,
имеющими
северо-восточную
составляющую.
Течения.
Муссонные ветры обусловливают по¬
верхностные течения, направленные
в Ю.- К* м. В феврале
течение с С проходит через Тайваньский прол.
и
прол.
Баши,асВ—
через прол. Балабак (рис. 3). Течение
преимущественно южное.
В августе поверхностное течение входит в Ю. - К* м.
с Ю через прол. Каримата и Геласа, однако общее напра¬
вление —
северо-восточное (рис. 4). Максимальный поток
со скоростями течений около двух узлов направлен на СВ
вдоль берегов южной части п-ова Индокитай. На восточ¬
ной стороне Ю. - К . м. имеется слабое противотечение.
Температура.
Распределение температуры в
верхнем 200-метровом слое Ю.- К . м . изменяется по сезо¬
нам и отражает происходящие в нем процессы.
Зима.
Распределение температуры отражает измене¬
ние ветров от юго-западных до северо-восточных, которое
п роисходит осенью. В течение зимы се веро- восто чные ве¬
тры гонят
п оверхност ные
воды к западному берегу и
612

южно
отклоняют их поток к Ю вдоль береговой линии п-ова
Индокитай.
Слой воды над термоклином становится глубже вблизи
берега и достигает глубины 150 м. Поэтому вода над за¬
падной
частью
Зондского шельфа имеет одинаковую
температуру до дна. Сток северных рек в течение зимы
идет на Ю вдоль берега.
Лето. Период перестройки начинается весной. В на¬
чале лета вода с более низкой температурой все еще течет
части п-ова Индокитай. В этот сезон наблюдаются стра¬
тифицированные воды над шельфом моря Банда и ярко
выраженный термоклин в мористых частях температур¬
ных разрезов.
Речной
сток.
Почти все океанографические
особенности Ю.-К. м .
обусловливаются муссоном, кото¬
рый усиливается во время
се зона ле тни х дождей. Это
особенно заметно по объемам стока р. Хонгха в Хайфоне
и р. Меконг вблизи Сайгона. В течение летнего периода
Рис. 6. Распределение солености (%о) поверхностного слоя Южно-Китайского моря в феврале (по Виртки).
к берегам северной части п-ова Индокитай и сохраняется
в виде полосы с
температурой ниже 27° С вдоль берега.
Измененный поток к С сначала появляется вдоль берега
в
южной
части
п-ова
Индокитай. Летние муссонные
ветры развивают более сильные южные течения, которые
проходят вдоль берега и через все Ю.-К. м. По этой при¬
чине поверхностные воды выносятся из Ю. -К- м.
Термо¬
клин поднимается, и вблизи берега происходит заметный
подъем глубинных вод к поверхности, при этом
темпера¬
тура поверхностного слоя ниже 26° С (рис. 5). Перемещен
ние поверхностной воды и уменьшение глубины термоклина
прослеживается на протя жени и
нескольких сотен миль
к
СВ.
Однако максимальный подъем глубинных вод
к поверхности происходит в
середине лета мористее южной
сток р. Меконг становится в три раза больше среднего
годового (1132,8 м3/с) стока, а относительное изменение
даже больше для р. Хонгха (169,9 м3/с). Это увеличение
сток а
подчеркивает,
как ую важ ную ро ль в формирова¬
нии сезонного хода осадков играет муссон, ветры кото¬
рого создаю т се верн ое поверхностное теч ени е.
Уменьше¬
ние стока происходит во время зимнего сезона, когда нет
дождей и когда ветры создают южное течение.
Соленость.
На соленость поверхностного слоя
Ю.-К- м . зимой оказывает влияние приток воды с высокой
со леность ю
(34,5°/00) из открытой части Тихого океана
через проливы Баши и Тайваньский (рис. 6). Вследствие
сократившегося стока рек язык воды с высокой соленостью
простирается до берега, однако величина солености пони-
No

южно
100
ПО
120
130
!М.
100
ПО
120
130
140
Рис. 7. Распределение солености (%о) поверхностного
слоя Южно-Китайского моря в августе (по Виртки).
жается по мере увеличения расстояния до южной границы
моря. Здесь она опять около 32°/00. Малая соленость
в восточной части Ю. -К . м.
св идет ельс твуе т
о
наличии
противотечения.
Рис. 8. Распределение температуры и солености на разрезе
в северном входе Южно-Китайского моря в августе (/) и феврале
(2) (по Виртки).
Летом соленость по всему Ю.- К . м . ниже из-за при¬
тока воды р. Меконг и воды, переносимой к С сильным
береговым течением в западной части моря.
Соленость
восточной части остается высокой из-за слабого южного
течения (рис. 7).
Сезонный водообмен поверхностной воды
относи¬
тельной слабый. Более глубокие слои менее изменчивы.
В северной части Ю.-К. м.
имеется заметный максимум
солености (около 34,7°/00) в слое между 100 и 200 м и вто¬
рой обширный слой минимума солености на глубине
около 500 м. Эти слои, так же как термоклин, претерпе¬
вают сезонные вертикальные колебания вследствие изме¬
нений притока вод из Тихого океана (рис. 8).
Кислород. Содержание кислорода в поверхност¬
ном слое, равное 4 мл/л, говорит о насыщении, но в слоях
ни же поверхностного наблюдаются колебания. При макси¬
муме солености наибольшие величины насыщения кисло¬
родом наблюдаются на С Ю. - К- м .,
уменьшаясь к Ю.
Это уменьшение содержания кислорода с 2,2 до 1,5 мл/л
почти соответствует более глубокому слою минимума
солености.
Вода в западной части Ю. -К - м. на глубинах между
200 и 3000 м имеет такие же характеристики, как и воды
сопредельной западной части Т и х о го ок еан а. Ни же 3000 м,
в
глубоководной котловине, температура увеличивается
614

южный
по направлению ко дну, а соленость остается постоянной.
Повышение температуры не такое большое, чтобы вызвать
неустойчивость,
так
как
потенциальная
те мпература
п о ни жае тс я незначительно . Содержание кислорода ниже
3000 м почти постоянно, тогда как в открытом океане ниже
э то й глубины оно у вели чив аетс я.
Э. С . ЛАФОНД
ЮЖНЫЙ ОКЕАН
Ю. о.,
называемый иногда Антарктическим океаном,
или Южным
морем (французами), окружает Антарк¬
тический материк, и, таким образом, является в неко¬
тором
смысле
частью трех
других океанов.
Сезонные
Рис. 1. Типичная часть Южного океана, к Ю от Австралии и
Новой Зеландии. Условная граница Южного океана
(52°ю. ш .)
здесь соответствует приблизительно положению зоны антаркти¬
ческой конвергенции. Показана ее связь с антарктическими про¬
межуточными,
глубинными и придонными течениями
и
с суб»
тропической конвергенцией (по Флемингу, 1962).
1—
субтропическая конвергенция; 2 —
антарктическая конвер¬
генция; 3 —
субтропическая зона; 4 —
субантарктическая зона;
5—
антарктическая зона; 6 — многолетний лед; 7 —
антарктиче¬
ские промежуточные воды; 8 — теплые
глубинные воды; 9 —
антарктические придонные воды.
изменения характеристик поверхностных вод затрудняют
определение устойчивой границы Ю. о.,
примерной гра¬
ницей считают зону антарктической конвергенции, т. е .
северную границу антарктических поверхностных вод
(рис. 1). Это —
естественная гра ница вокруг Антарктиды.
В статье принята условная граница, проходящая ло 52°
ю. ш .1 Согласно имеющимся статистическим данным (Богу¬
славский, 1884),
площадь Ю.
о.
(граница проходит
по
55° ю.
ш.) 32 ПО6 км2, объем воды 120 -1015 м3,
однако эти цифры с учетом
сезонных
смещений зоны
конвергенции могут быть на 10% больше.2
Обычно специалисты-гидрографы не пользуются тер¬
мином «Ю. о.» . Однако океанографам удобно пользоваться
таким определением, так как оно обозначает действительно
отчетливо
выделяющееся пространство
воды со своими
физическими характеристиками и фауной. Для метеоро¬
логов этот термин означает район преобладания сильных
западных
вет ро в,
о каз ываю щих
заметное
влияние
на
погоду над Антарктидой и вокруг нее. Этот термин позво¬
ляет геоморфологам рассматривать формы подводного
рельефа в южных морях как одно целое, а не распределять
их между Атлантическим, Индийским и Тихим океанами.
Удобно делать ссылку на южноокеанский сектор каждого
из этих больших океанов.
Рельеф дна. Основные формы рельефа дна Ю. о . до¬
статочно хорошо известны. За последние 30 лет над наи¬
более интересными формами подводного рельефа было вы¬
полнено несколько тысяч эхолотных промеров с получе¬
нием непрерывных эхограмм,
хотя детальные гидрогра¬
фические съемки каких-либо определенных районов еще
не проводились.
Установлено, что в Ю. о.
наход ятся
три
крупные
котловины,
разделенные подводными хребтами (рис. 2):
Атлантико-Индо-Антарктическая
котловина
(Африканско-Антарктиче¬
ская
котл овина ,
котло вина
Вальди-
ви
я), ограниченная на С хребтами Южно-Оркнейским,
Южно-Сандвичевым, Атлантико-Антарктическим и хреб¬
том
Принс-Эдуард—Крозе,
на
В хребтом
Кергелен-
Гауссберг. Наибольшая глубина 5872 м (58° 40' ю. ш .,
29° 30' в. д.);
Восточная Индо -
Антарктичес к а я
котло вина
(Австрало-Антарктическая
котловина,
котловина
Нокса). Располо¬
жена к В от хребта Кергелен-Гауссберг, ограничена на С
плато Амстердам—Сен-Поль, на Ю Индо-Антарктическим
хребтом. Наибольшая глубина 5455 м (54° 32' ю. ш .,
123° 05' в.
д.);
Т ихоокеанско-Антарктическая
котловина
(котловина
Беллинсгау¬
зена). Ограничена на 3 и С Тихоокеанско-Антарктиче¬
ским хребтом и Юго-Восточным Тихоокеанским плато.
Наибольшая глубина 6414 м (66° 58' ю. ш .,
176° 14' з . д.).
Котловина меньшего размера,
называемая
котловиной
Баллени, расположена восточнее о-в ов Балл ени.
К В от Южных Сандвичевых о-вов проходит единствен¬
ный
глубоководный желоб,
примыкающий к хребту
Скоша,
—
Южно-Сандвичев желоб, который простирается
на600мильмежду55°ю.ш.,32°з.д.и61°ю.ш.,27°з.д.
Его очертания определяются примерно изобатой 5486 м,
максимальная глубина 8260 м (55° 7,3' ю. ш ., 26° 46,5' з. д .,
по данным «Метеора»). Существование этого желоба было
предсказано Суэссом (1909) и подтверждено исследова¬
ниями «Метеора» (1926), который пересек желоб вблизи
северного конца. В период между 1930 и 1938 гг. «Диско-
вери II» пересек желоб между 54° 45' и 60° 45'
ю. ш.
11 раз.
Основным хребтом Ю. о . является хребет Скоша (дуга
Скоша, Южно-Антильский хребет), который соединяет
Анды с Антарктическим п -о в ом (Земля Грейама). Первое
предположение о возможном соединении в районе хребта
Скоша сделал в начале 19 в.
Беллинсгаузен. Позднее
выдвигались
подобные
же
предположения,
основанные
главным образом на геологических данных, однако только
с началом
измерения глубин эхолотом (1932) было полу¬
чено доказательство существования подводного соедине¬
615

южный
ния Южной Америки и Антарктиды через Южные Шетленд-
ские о-ва, банку Бердвуд, скалы Шаг, о. Южная Георгия
(включение которого в предполагаемую дугу долго явля¬
лось предметом спора между геологами), скалы Клерк,
Южные Сандвичевы о-ва,
Южные
Оркнейские о-ва,
о-ва Шишкова (Кларенс) и Мордвинова (Элефант) и Антарк¬
тический п-ов (Земля Грейама). Промеры, выполненные
с «Дисковери II» в 1938 г.
н а р яду с геологическими образ¬
цами, поднятыми тогда же, подтвердили существование
дугообразного соединения.
Рис. 2. Батиметрическая карта Южного океана и прилегаю¬
щих
океанических
районов,
показывающая местоположение
срединно-океанического хребта, поперечных хребтов и бассей¬
нов (по Юингу и Хизену, 1956)
Цифры
—
впадины и котловины, буквы
—
хребты (по данным
различных источников). /
—
Атлантико-Индо-Антарктическая
котловина
(Бюст, 1936) (Атлантико-Антарктическая котловина,
по Макинтошу; Африканско-Антарктическая котловина) (кот¬
ловина
Вальдивия); 2 — Восточная Индо-Антарктическая кот¬
ловина (Австрало-Антарктическая котловина, котловина Нокса);
3 — Тихоокеанско-Антарктическая котловина (котловина Бел¬
линсгаузена); 4 —
котловина
Бал лен и;
5 — Восточная котло¬
вина о.
Крозе (Юго-Западная Индийская котловина, котло¬
вина о. Кергелен, почти целиком за пределами Южного океана).
А—
хребет Скоша и Южно-Сандвичев желоб; Б — Атлантико-
Индийский хребет (хребет Буве; хребет Принс-Эдуард
—
Крозе);
В—
хребет Кергелен-Гауссберг; Г —
плат о
Амстердам—Сен-
Поль; Д — Индо-Антарктический
хребет (Австрало-Антарк¬
тическое
поднятие;
Юго-Восточный Индийский хребет); Е —
поднятие Милл; Ж —
хребет Маккуори; 3 —
хребет Баллени;
И—
плато Кэмпбелл; К — Тихоокеанско-Антарктический хре¬
бет; Л — Юго-Восточное Тихоокеанское плато; М — Южно-
Чилийский хребет. Точки —
землетрясения.
Хребет Кергелен-Гауссберг отделяет Атлантико-Индо-
Антарктическую котловину от Восточной Индо-Антарк¬
тической котловины и оказывает здесь большое влияние
на движение водных масс.
Геология.*
В течение многих лет не было сведений
о
геологическом
строении различных форм подводного
рельефа Ю. о., за исключением хребта Скоша, и о многом
приходилось догадываться по данным промеров. Брать
пробы коренной породы со дна океана с помощью драг
*
Сведения о геологии Ю. о . были представлены Р. У . Фейр-
бриджем.
616
очень трудно даже в умеренной зоне, а там, где бывают
самые сильные штормы, это почти невозможно.
Исследовательские работы на Антарктическом мате¬
рике,
начавшиеся в
п ериод Международного геофизиче¬
ск ого г од а (1958—1959) и продолжающиеся до настоящего
времени,
координированные экспедиции в Индийский
океан и общий прогресс в области океанографических и
геофизических исследований позволили значительно рас¬
ширить наши знания о геологии Ю. о.
Л. Коубер (1928) на нес на
карту планетарный сре¬
динно-океанический хребет (см. Срединно-океанический
хребет). Этот хребет из Южной Атлантики проходит в Ин¬
дийский океан, пересекает его и южнее
Австралии про¬
ходит в Тихий океан. В настоящее время существование
этого хребта полностью подтверждено данными, полу¬
ченными в результате большого количества профилей
эхолотного зондирования. Этот хребет от 10° з. д. прохо¬
дит примерно вдоль условной северной границы Ю. о.
(52° ю. ш.)
на
участке Атлантико-Индийского хребта.
Затем он отклоняется на СВ к Юго-Западному Индий¬
скому хребту и соединяется с Центральным Индийским
хребтом на 30° ю. ш .,
70° в. д . Отрог хребта прослежи¬
вается далее на ЮВ через плато Амстердам—Сен-Поль;
он
становится
извилистым
к
Ю от Австралии (Индо-
Антарктический хребет,
или
Австрало-Антарктический
хребет) и
соединяется
с
Тихоокеанско-Антарктическим
хребтом,
продолжающимся
в
Восточно-Тихоокеанское
поднятие (о. Пасхи). Отрог далее проходит на ЮВ и со¬
прикасается с сушей на Ю Чили (Южно-Чилийский
хребет).
Таким образом, срединно-океанический хребет, несом¬
ненно, является самой крупной подводной геологической
структурой в Ю. о .
Длина его в этом районе более
10 000 миль (16 000 км). Его существование и некоторые
характерные
признаки
твердо установлены Юингом и
Хизеном (1956). Он определен по центральной рифтовой
зоне, которая характеризуется аномально высоким тепло¬
вым потоком
(порядок величины выше нормального),
очень высокой сейсмичностью (подавляющее большинство
толчков землетрясений приурочено к этой зоне), очень
молодым рельефом (сбросовые террасы), быстро чере¬
дующимися аномалиями силы тяжести, вулканическими
породами основного состава молодого возраста (абсолют¬
ный возраст, установленный радиологическими методами,
не более 5 млн.
лет), очень тонким осадочным покровом,
если он вообще имеется.
Данные, полученные методом
преломленных сейсмических волн, свидетельствуют о том,
чт о существует «корень» видоизмененного материала ман¬
тии (плотность меньше нормальной). По-видимому, этот
молодой «шов» на поверхности Земли фиксирует место
недавнего расширения мантии (см. Срединно-океанический
хребет).
Поперечные хребты Ю. о.,
соединяющие отдельные
секторы срединно-океанического хребта с Антарктиче¬
ским материком
ил и с сосед ними материкам и, различны
по геологическому строению.
Хребет Скоша, очевидно, является орогенным поя¬
сом,
в
котором
представлены
структурные элементы
как Анд (Южная Америка), так и Западной Антарктиды.
Он сложен геосинклинальными образованиями и вул ка¬
ническими
породами
(«тихоокеанская свита») самого
разнообразного возраста
—
от древних палеозойских до
голоценовых.
Хребет Скоша вторгается на С в простирающуюся
с В на 3 трещину длиной 600 миль (Мальвинская впа¬
дина), отделяющую его от Фолклендского плато. Плато
имеет характер асейсмичного хребта (см. Асейсмичные
хребты),
или
микроконтинента по терминологии Хизена.
Его геологическое строение обнаруживается на Фол¬
клендских о-вах
—
это осадочные породы среднепалеозой¬

южный
ского возраста, которые являются промежуточными между
аргентинс кими
и
южноафриканскими. Поднятие, по-види¬
мому, является древним, частично погруженным и раз¬
дробленным сегментом материкового происхождения.
Следующим к В поперечным хребтом является хребет
Кергелен-Гауссберг, о сущес тв ов ани и
которого
впервые
были высказаны
пр едполож ения
после немецкой южно¬
полярной экспедиции 1901—1903 гг. Гора Гауссберг
—
это молодой вулкан (из лейцитового базальта) близ берега
Земли Эндерби, а о. Кергелен представляет собой большое
скопление зрелых (третичных) вулканов, поднимающихся
от широкого поднятия, которые очень напоминают Азор¬
ские о-ва. Хотя имеются промежуточные высокие точки
вдоль хребта Кергелен-Гауссберг, как, например, о. Херд
и подводные горы Банзарэ и Грибб, недавние исследова-
И, наконец, от района о. Пасхи до южной оконечности
Чили проходит Южно-Чилийский хребет. На С параллельно
ему проходит длинный узкий желоб, что свидетельствует
о зна чит ельн ом сдвиге, который соответствует аналогич¬
ным смещениям Восточно-Тихоокеанского поднятия. Об¬
щий характер его говорит о том, что это отрог системы
срединно-океанического
хребта.
Юинг и Хизен (1956) отмечали, что благодаря эхолот
ному зондированию обнаружено много подводных гор;
многие из них, очевидно, плосковершинные, что в геоло¬
гическом смысле свидетельствует о региональных оседа¬
ниях хребтов и ложа котловин, а также о некоторой мест¬
ной изостатической компенсации.
В трех глубоководных котловинах, расположенных на
окраине Антарктического материка, были взяты образцы
Рис. 3. Донные осадки Южного океана (по Лисицыну, 1962).
/—
осадки, принесен ные на
льдинах; 2 —
не ледн иков ые,
терригенные;
3—
вулканогенные
осадки;
4—
красная
глина; 5 — океанические диатомовые осадки; 6—глобигериновые илы; 7—мшанки и ракушник; 8— колонки; 9 —
грун¬
товые пробы; 10 —
колонковые грунтовые пробы.
ния позволили обнаружить, что этот «хребет» не такой
сплошной, как он показан на более ранних картах (Жи¬
ваго, 1962). По-видимому, эта плохо выраженная струк¬
тура в основном вулканического происхождения.
Южнее Австралии, от Тасмании через банку Милл,
о. Маккуори и о-ва Баллени до м.
Адэр на Антарктическом
материке, расположено еще одно плохо выраженное под¬
нятие, по-видимому, смешанного происхождения. На С
(поднятие Милл по Моусону, или Южно-Тасманский хре¬
бет), возможно, находится асейсмичный хребет конти¬
нентального типа.
От о.
Маккуори (сбрособо-глыбовая
опрокинутая вулканическая форма рельефа) до о-вов
Баллени простирается поднятие, которое Шотт назвал
поднятием Маккуори; кССВ оно, по-видимому, соединяется
с Новой Зеландией в высокосейсмичную зону, однако на
батиметрических картах оно отсекается желобом к Ю от
плато Кэмпбелл (Новозеландского). Наконец, через о-ва
Баллени (все базальтовые вулканы),
примерно вдоль
160° в. д.,
по-видимому, проходит вулканический хребет
(хребет Маккуори-Баллени по
Хердману), который не
полностью соединен с третичными базальтовыми
извер¬
женными породами у
м. Адэр на Антарктическом мате¬
рике.
Согласно Юингу и Хизену, центральная часть рас¬
сматриваемой структуры, которая соединяет поднятие Милл
с хребтом Маккуори-Баллени, является частью срединно¬
океанического хребта*
осадков (см. ниже), а профили, полученные с помощью
метода отраженных волн, позволили обнаружить слой
горизонтально залегающих осадков средней мощности
мезозойского возраста. Методом отраженных сейсмичес¬
ких волн доказано, что такие котловины подстилаются
тонкой океанической корой.
Донные осадки. Осадки к С от зоны антарктической
конвергенции состоят почти целиком из глобигериновых
илов, встречающихся в виде
сплош ного
пояса
вокруг
Ю. о. (рис. 3).
К Ю от зоны антарктической конвергенции, где преоб¬
ладают более низкие температуры поверхностного слоя, най¬
ден широкий пояс диатомовых илов. Имеются небольшие
пятна кремнистых илов из игл кремнистых губок (спон-
голит) (Лисицын, 1962), особенно около 66° ю. ш ., 40° в. д.
Вокруг Антарктиды, у самого материка, донные осадки
почти целиком терригенные, они представлены морскими
валунными глинами (моренами
—
глинистыми
пестрыми
ледниковыми образованиями с эрратическими валунами).
В результате драгирования была собрана богатая кол¬
лекция
анта рктич ески х
ле дниковы х
валу нов.
Во время холодных периодов
в плейстоцене дрейфую¬
щие льды достигали 30—40° ю. ш.
(Лисицын и Живаго,
1960) и большие скопления валунов с осевших на мель
айсбергов были обнаружены на дне моря у Южной Африки.
Красная глина найдена к Ю и ЮВ от Австралии, на север-
617

южный
ной окраине Ю. о. в притихоокеанском секторе» к Ю и 3
от Южной Америки,
и в небольшом районе в Атлантичес¬
ком секторе, с центром на 40° з. д.; существует корреля¬
ционная связь между красной глиной и холодными при¬
донными водами с высоким содержанием С02, эти воды
растворяют карбонат кальция илистых осадков (см. Уро¬
в ень карбонатной компенсации).
Длинные колонки осадков, взятые в районах к С и Ю
от зоны антарктической конвергенции, дают ценную инфор¬
мацию о температурных изменениях в
поверхностном слое
воды в кайнозое. Однако из-за штормов
и плохой погоды
пока было получено мало таких колонок. По слоистости
в этих колонках установлено, что во время четвертичного
периода граница зоны антарктической конвергенции сме¬
щалась несколько раз.
Хорошо известно, что при измерении глубин эхолотом
характер отложений оказывает заметное влияние на чет¬
кость отражения ультразвуковых волн. Твердые породы
и
к расн ая
гли на
дают
хорошие отражения; довольно
четкие отражения дают радиоляриевые и глобигериновые
илы. В течение многих лет в зоне конвергенции или
сразу
к Ю от нее измерение глубин с помощью оборудования,
имевшегося в то время, было затруднено, так как отраже¬
ния получались
либо «размазанными», либо их совсем не
было. Сначала предположили, что раз излучатель рабо¬
тает хорошо, то, значит, неисправно приемное устройство,
но как только корабль выходил их этого района, отраже¬
ния
с н ов а становили сь
нормальными.
И только спустя
несколько лет, когда была выполнена серия многократных
наблюдений в зоне антарктической конвергенции в опре¬
деленной долготе, была выявлена действительная причина.
Было обнаружено, что пробы воды, взятые вблизи дна,
содержали такой высокий процент остатков диатомовых,
что вода по консистенции напоминала гороховый суп,
задерживая не только звуковые волны, но и отражения
от дна.
Гидрологический режим. Биогенные элементы.
Ю. о . исключительно богат биогенными элементами, осо¬
бенно в зонах конвергенций. Содержание фосфатов, нитра¬
тов и
кремни я
в
поверхностных водах редко падает ниже
зимних максимумов в умеренных
шир отах.
Поверхност¬
ная
вода субантарктической зоны менее б ог а та . Те м не
менее весь Ю. о. богаче органической жизнью по сравне¬
нию с другими океанами.
Циркуляция. Общие принципы циркуляции
водных масс Ю. о. были изложены Диконом (1936, 1939).
Над большей частью Ю. о. господствуют сильные западные
ветры, следствием которых является восточное направле¬
ние течений. Различные факторы,
в том числе
и
рельеф
дна, заставляют течения отклоняться от зонального на¬
правления, поэтому
вблизи берегов Антарктиды поверх¬
ностное течение направлено на В, а воды движутся на С
(рис. 4). Свердруп (1942) на основе д ов оль но скудных
данных подсчитал, что общий перенос воды с В на 3 через
узкую часть прол. Дрейка 90 -106 м3/с, примерно в 400 раз
больше стока самой большой в мире р. Амазонки. Более
современные данные, полученные советскими учеными
(Корт, 1962),
—
примерно 150• 106 м3/с. Около 180 -106 м3/с
воды проходит к Ю от Австралии, и часть ее, вероятно,
отклоняется на С в Тихий океан. Примерно 190 - 10е м3/с
воды проходит к Ю от Африки и также вероятен отток
части вод в систему течения Мыса Игольного.
Поверхностное
течение
вблизи
материка
распро¬
страняется на небольшую глубину и имеет низкую темпера¬
туру
и низкую соленость; однако по мере продвижения на С
антарктические поверхностные воды распресняются в о ¬
дой, поступающей от тающих льдов, снега и дождя. Дви¬
жение на С обусловливается действием сильных западных
ветров,
отклонением
потоков,
связанных
с
вращен ием
Земли, и частично конвекцией. Эта антарктическая вода,
61а
будучи значительно плотнее, чем более теплые
поверх¬
ностные воды, находящиеся дальше к С, стремится погру¬
зиться, но глубинное течение, переносящее к Ю сравни¬
тельно теплые воды с очень высокой соленостью, ограни¬
чивает толщину слоя антарктических поверхностных вод.
Дальше на С на широте, где теплое глубинное течение про¬
ходит над холодным придонным течением, антарктические
поверхностные воды погружаются до более низкого гори¬
зонта, образуя течение, несущее антарктические промежу¬
точные воды. К С от этой широты, несмотря на то что в по¬
верхностном слое все еще сохраняется движение вод на С,
выше погружающихся промежуточных вод в подповерх-
Свердрупу, 1942).
ЮТ — Южно-Тихоокеанский хребет; ЮА — Южно-Атлантиче¬
ская дуга; А — Срединно-Атлантический хребет; КГ —
хребет
Кергелен-Гауссберг; М —
хребет Маккуори.
ностном слое возникает течение, направленное на Ю, и это
течение, смешиваясь с погружающейся холодной поверх¬
ностной водой, создает условия образования более теплой
поверхностной воды, известной как субантарктическая
вода. У поверхности антарктическое и субантарктическое
течения обычно встречаются у резкой границы, называе¬
мой, как известно, зоной антарктической конвергенции,
положение которой определяется широтой, на которой глу¬
бинная вода поднимается над придонной водой; поскольку
эти два течения претерпевают только незначительные изме¬
нения ,
к онве рге нция
становится
довольно
постоянной
особенностью океана, хотя имеется незначительное сезон¬
ное перемещение (рис. 5 и 6).
Дальше на С и отчасти за пределами условной север¬
ной границы, установленной для Ю. о. , есть еще одна гра¬
ница между субантарктическими и субтропическими те¬
чениями, известная под названием зоны субтропической
конвергенции. Так как оба течения здесь подвержены
значительным изменениям, то ее граница
в
определенных
мес тах
может
претерпевать
сезонные
перемещения
до
300 миль.

Рис. 5а. Распределение температуры (°С) на разрезе с С на Ю от кромки льда (63° 4Г ю. ш.,
130°07'в.д.,кЮог
Австралии) до Мельбурна (Виктория); май—июнь 1932 г. (по Дикону, 1937).
СК—
субтропическая конвергенция; А К —
антарктическая конвергенция.
СН
АН
1
45
50
*
55
60
40°ю.ш .
| 35,40 35, 0034,80
О ■■■к.
>/Т7
М:
чг-
65°ю.ш.
1000
2000-
3000-
4000-
5000-
Рис. 56. Распределение солености (%о) на разрезе с С и» Ю от кромки льда (63° 4Г ю. ш., 130° 07' в. д. к Ю от
Австралии) до Мельбурна (Виктория); май—июнь 1932 г. (по Дикону, 1937).
СК—
субтропическая конвергенция; АК —
антарктическая конвергенция.

ЮЖНЫЙ
Вблизи Антарктического материка есть узкая зона,
в которой преобладают восточные ветр ы . Здесь поверх¬
ностная вода течет на 3, и в атлантическом секторе цир¬
куляция распространяется на глубинные воды. Достигнув
восточного берега Антарктического п-ова, восточный ве¬
тровой дрейф, как называют это поверхностное течение
(Западное прибрежное течение по Корту, 1962), откло¬
няется на С хребтом Скоша и проходит на В через Атлан¬
тический океан примерно
к50°ю.ш.
Присутствие этого
течения
сказывается
на
распространении
мно го лет них
льдов в этом
секторе Ю. о. до 20° в. д.
Чрезвычайный интерес представляет одно из морей,
входящих в Ю. о .,
—
море Уэдделла, оказывающее влия-
открытого океана ей мешает подводный хребет, пересекаю¬
щий это море. Доказательством того, что очень холодная
океаническая придонная вода сформировалась в море
Уэдделла, является сопоставление придонных вод к В
и 3 от Антарктического п-ова: к В вода только что сформи¬
рована, с низкой температурой и соленостью и высоким
содержанием растворенного кислорода,
в то время как
к 3 соленость и температура значительно выше, а содержа¬
ние растворенного кислорода ниже, потому что это тече¬
ние прошло вокруг всего материка.
Ледовые условия. Айсберги и многолетний лед
представляют в Ю. о . одну из главных опасностей для море¬
плавания (рис. 7). Об антарктических айсбергах имеется
СИ
АН
ние на поверхностное течение и являющееся источником
антарктической придонной воды. На ЮЗ этого моря зимой
происходит очень интенсивное ледообразование. Соленость
поверхностного слоя вод зимой повышается (в основном
за счет соли, выделяющейся в воду при образовании мор¬
ского льда) почти до солености вод глубинного слоя, после
чего поверхностные и глубинные воды перемешиваются
и
погружаются
на дно. Этот процесс развивается особенно
интенсивно вблизи антарктического материкового склона,
где глубинная вода охлаждается смешением с осолонен-
ной при ледообразовании шельфовой водой. Образовав¬
шаяся придонная вода распространяется на В
вокруг Ю. о .
и
на С в Атлантический, Индийский и Тихий океаны.
По мере ее распространения она смешивается с другими
глубинными водами
и
теряет отличительные характе¬
ристики. Температура у дна и соленость на больших глу¬
бинах
непрерывно повышаются по направлению
к
В,
а содержание растворенного кислорода понижается. Вокруг
Антарктиды нет другого такого района, где холодная шель¬
фовая вода погружается до океанического ложа. Придон¬
ная вода с очень высокой соленостью и очень низкой темпе¬
ратурой формируется также и в
море Росса, однако достичь
мало публикаций,
за исключением морских карт, на кото¬
рых показаны гр аницы распр остран ения айсбергов,
и
краткого отчета Джеймса Кука об айсбергах и многолетних
льдах,
встречавшихся во время
его
плавания
вокруг
Антарктиды в 1772—1775 гг.3
О многолетних льдах известно еще и из других источ¬
ников, в частности в отношении их распределения летом
и зимой. Очагами зарождения айсбергов, встречающих¬
ся
в
Ю. о.,
являются
шельфовые ледники Фильхнера
в
море Уэдделла, Росса в море Росса и Шеклтона в районе
95—100° в. д . От шельфовых ледников в тихоокеанском
секторе, по-видимому, айсбергов отделяется мало. Айс¬
берги из моря Росса дрейфуют на С, а затем на СЗ с преоб¬
ладающим течением, однако в более западных районах
побережья отколовшиеся от шельфового ледника*айсберги
не могут попадать в застойную зону многолетних льдов,
покрывающих пространство вдоль берегов между морем
Росса и Антарктическим п-овом.
Айсберги, отка лы ваю ¬
щиеся от шельфовых ледников, бывают плоские или плос¬
ковершинные, и, пока они находятся к Ю от зоны антарк¬
тической конвергенции,
они обычно остаются такими.
Как только они попадают в более теплые воды, их подвод-
620

южный
ные части быстро тают, вследствие чего айсберги теряют
устойчивость. После этого они обычно опрокидываются
и на поверхности обнажается сильно размытая
их нижняя
часть.
Иногда айсберг переворачивается прежде, чем
он окончательно распадается
на обломки. Размеры только
что образовавшихся айсбергов колеблются по длине от
нескольких метров до нескольких десятков миль [столо¬
образный айсберг, встреченный близ о. Шишкова (Кларенс)
одним из китобойных судов в 1927 г., имел длину более
90 миль, а другой айсберг, по сообщениям наблюдателей
в
период МГГ, был размером «как американский штат
Кентукки»]4. Длина айсберга до 5 миль является обычной.
Рис. 7. Средние северные границы многолетних льдов вокруг Ан¬
тарктического материка в марте
и
октябре (по Макинтошу и
Хердману) и средняя северная граница айсбергов согласно карте
Английского адмиралтейства No 1241.
1 = айсберги; 2 = многолетние льды,
октябрь; 3 « многолет¬
ние
льды, март.
Высота же над уровнем воды колеблется в зависимости
от района образования в пред елах примерно 25—45 м;
подводная часть некоторых айсбергов, вероятно, дости¬
гает глубины более 300 м.
Продолжительность
существования
столообразного
айсберга нормального размера может быть сравнительно
невелика, особенно если он удаляется на некоторое расстоя¬
ние от берега до того, как произойдет зимнее замерзание
моря. В следующее лето айсберг значительно продвинется
на С и В и, если только он пересечет зону антарктической
конвергенции, то подвергнется быстрому разрушению.
Если же айсберг попадет в многолетние льды и останется
среди них на лето, то он может задержаться там на годы,
особенно
в
тех
районах,
где
поверхностное течение
незначительно.
Большой столообразный айсберг близ
о.
Шишкова (Кларенс), о котором упоминалось выше,
спустя несколько лет все еще находился в Ю. о . К 1931 г.
он переместился на С и В и приблизился к о. Южная Геор¬
гия, где длина его, как сообщают, сократилась до 60 миль.
Последний раз его видели несколько месяцев спустя еще
дальше на С и В, но размер его
еще бр^ьше уменьшился.
Антарктические многолет ние
льды, которые обычно
служат большей помехой для мореплавания, чем отдельные
айсберги, являются предметом более значительных иссле¬
дований, особенно в
от ношени и
их
распространения.
Многолетный лед вокруг Антарктиды обычно имеет хорошо
выраженную северную границу, которая в конце зимы
—■
начале весны смещается к С, причем его кромка находится
приблизительно в одном и том же положении с июля по
октябрь. Местные условия, например штормы, могут
вызвать временное смещение границы, но с возвратом более
устойчивых условий кромка льда возвращается в свое
среднее положение в течение этих месяцев.
В течение зимы в атлантическом секторе Ю. о многолет¬
ний лед может распространяться примерно на 900—1000 миль
от берега Антарктиды, покрывая район очень холодного
поверхностного течения, выходящего из моря Уэдделла.
Далее на В, где материк лежит к С от Южного полярного
круга, зона льда значительно суживается до тех пор, пока
она не достигнет моря Росса, где граница льда
может
простираться
на 800 миль к С от шельфового ледника.
К В зона льда опять суживается по направлению к Антар¬
ктическому п-ову.
В конце лета многолетний лед тает и начинает разру¬
шаться, при этом кромка льда постепенно отступает к ма¬
терику. Самое южное положение границы льдов обычно на¬
блюдается в феврале или даже в
м ар т е, одн ако отдельные
участки берегов Антарктиды, особенно в индоокеанском
секторе, где суша лежит к С от Южного полярного круга,
могут освободиться от льда уже в январе. За исключением
тихоокеанского сектора Ю.
о.
и,
вероятно, восточного
берега Земли Грейама, возможно, что вблизи отдельных
участков шельфового льда или берега материка в отдель¬
ных случаях моря освобождаются от льда в конце лета.
В тихоокеанском секторе, по крайней мере от 75 до 140°
з. д., лед, по-видимому, более мощный и менее подвижен.
Это происходит, почти несомненно, из-за отсутствия сколь¬
ко-нибудь заметного поверхностного течения, так как вос¬
точный ветровой дрейф, покинув море Уэдделла, поворачи¬
вает на С и В и не образуется снова на большой части ти¬
хоокеанского
сектора. Образование и распространение
многолетних льдов тесно связано с распределением тем¬
пературы в поверхностном слое воды. Анализ поверхност¬
ных изотерм показывает, что в начале апреля широкий пояс
холодной поверхностной воды с температурой ниже —1° С
окружает Антарктический материк.
При маловетрии
и низкой температуре воздуха начинается быстрое ледо¬
образование, и, если такие условия продолжают преобла¬
дать, ледяные кристаллы быстро срастаются и образуют
тонкий слой льда. В открытом океане спокойные условия
редко
сохраняются
в
течение
сколько-либо
заметного
времени, и, поскольку там часто наблюдается волнение,
только что образовавшийся лед взламывается и образуется
блинчатый лед. Осенью, при низких температурах,
под
влияние м
вет ров,
волнения
и
снегопадов
блинчатые
льды быстро увеличиваются до значительных размеров.
С приходом зимы осадков появляется больше и паковые
льды превращаются
в крупные ледяные поля. Еще одним
свидетельством связи ледообразования с температурой по¬
верхностной воды служит распространение многолетнего
льда зимой на большое пространство к С от моря Уэд¬
делла в виде языка ледяных полей, простирающегося да¬
леко на СВ в холодном поверхностном течении моря Уэд¬
делла; этот язык еще долго остается после того, как рас¬
сеивается остальная часть многолетнего льда в этом районе.
Эта постоянная характерная особенность распределения
многолетних льдов была известна еще Куку и подтверж¬
дается его донесениями о ледовых условиях
в конце де¬
кабря 1772 г.
5
ГЕНРИ Ф. П. ХЕРДМАН
621

южный
Прим. редЛ Зона антарктической конвергенции как
северный предел распространения антарктических по¬
верхностных вод является границей, обоснованной океа¬
нологическими условиями. Однако положение зоны антар¬
ктической конвергенции не является постоянным, а испы¬
тывает сезонные и межгодовые смещения в пределах 48—
52° ю . ш . Кроме того, зона антарктической конвергенции
проходит в южной части циркумполярного антарктичес¬
кого течения, которое в целом определяет
и
формирует
процессы в Ю. о. Поэтому при создании Атласа Антар¬
ктики северной границей Ю. о. приняли северную границу
циркумполярного антарктического течения (зону субтро¬
пической конвергенции). Но так как и граница зоны суб¬
тропической конвергенции не является устойчивой, гра¬
ницы Ю. о. были проведены
вблизи южных оконечностей
материков Африки, Австралии, Южной Америки и остро¬
вов, с максимальным приближением к положению зоны
опической конвергенции.
По данным А. Ф. Трешникова, площадь Ю. о.,
ограниченная зоной антарктической конвергенции, 36X
X Ю6 км2, средняя глубина 3503 м, наибольшая измеренная
глубина 8101 м (Гидрология прибрежных антарктических
вод.
—
Труды САЭ, 1963, т. 1 7). См.
также
Наза¬
ров
В. С . Льды антарктических вод. Результаты ис¬
следований по программе МГГ. М.» Изд-во АН СССР,
1962.
3
Наиболее полная сводка современных сведений и
представлений об условиях образования и распространения
айсбергов Ю. о. приведена в Атласе Антарктики (т. 2,
Л., Гидрометеоиздат, 1969).
4 В декабре 1963 г. ледовая авиаразведка Советской
Антарктической экспедиции открыла в море Космонавтов
(недалеко от станции Молодежная) гигантский столооб¬
разный айсберг площадью около 7000 км2. Разведыватель¬
ные полеты в январе 1966 г. показали, что айсберг сме¬
стился на 3 и раскололся на две части. В марте 1966 г.
ледовая разведка обнаружила часть айсберга площадью
300—400 км2 в прежнем положении на мелководье с глу¬
бинами 160—300 м, тогда как другая его часть сместилась
примерно на 20 км к СЗ. В феврале 1967 г. эта часть
айсберга была обнаружена авиаразведкой Японской Ан¬
тарктической экспедиции;
по визуальному
измерению
стороны айсберга составляли 50X70 км, высота над уров¬
нем моря около 30 м. Средняя скорость дрейфа айсберга
к 3 около 4,4 км/сутки.
5
Сводку современных сведений по биологии Южного
океана см. в Атласе Антарктики. Т . 2, Л., Гидрометеоиз-
дат^ 1969.

я
ЯВАНСКОЕ МОРЕ
Я. м. (центр в точке 5° ю. ш., 112° в.
д.) занимает часть
самой большой в мире шельфовой зоны (1,8 млн. км2) —
Зондского шельфа. Район Я.
м.
с шельфовым сектором
Южно-Китайского моря иногда называют Зондским морем.
Южно-Китайское море, отделенное от Я. м. по параллели
3° ю.,
простирается далее на С за пределы Зондского
шельфа.
НаВЯ. м.
огр аничено Макасарским прол., морями
Флорес и Бали. Хотя восточная граница Я. м., согласно
определению Международного гидрографического бюро,
простирается до юго-западной оконечности о. Сулавеси,
для океанографов удобнее считать, что восточная граница
его совпадает с краем Зондского шельфа и проходит от
о-вов Кангеан до Макасарского прол.
и о. Балабаланган.
Площадь Я.
м.
соот ветст венн о
первому
определению
433 тыс. км2 при средней глубине 46 м и общем объеме воды
20 тыс.
км3. Площадь второй, более ограниченной аква¬
тории
—
367 тыс. км2. Средняя глубина Я. м. 40—50 м.
Я. м ., таким образом, ограничено южными берегами
о.
Калимантан и во ст очн ым
краем Зондского
шельфа
от Макасарского прол. до прол.
Бали, северным бере¬
гом
о.
Ява и восточными берегами
о-вов
Суматра
и Банка.
Рельеф дна. Рельеф дна Я. м. исключительно выров¬
ненный с подводными каналами, обнаруженными при ран¬
них
гидрографических съемках. Каналы были прослежены
до устьев рек Восточной Суматры и п-ова Малакка, За¬
падного и Южного Калимантана и северного побережья
Явы. Вероятно, на месте Я. м. когда-то существовали две
большие речные системы: Северная Зондская с истоками
на
Суматре,
имевшая
сев еро-восточн ое
направление
(в Южно-Китайское море) и притоки
на Малакке и на
Западном Калимантане, и Южная Зондская с истоками
на Суматре, имевшая восточное направление (в Макасар¬
ский прол.) и притоки
на Южном Калимантане и Яве
(рис. 1). Доказательством существования в прош лом Север¬
ной Зондской речной системы является еще и наличие
в современных реках Восточной Суматры и Западного
Калимантана многих одинаковых видов пресноводных рыб,
тогда как в реках Западного и Восточного Калимантана
такого подобия видов рыб не существует. Диккерсон (1941)
считает, что Северная Зондская система должна быть
названа «Моленграафовой речной системой» в честь ее
первооткрывателя. Весь этот район в период позднеплей¬
стоценовых эвстатических опусканий определенно был
материковым.
Помимо подводных каналов, принадлежащих двум
описанным речным системам, в Я м. отмечается ряд «сле¬
пых» каналов у входа в основные проливы, ограничиваю¬
щие Я. м., а также между грядами коралловых рифов
и подводными плато. Каналы этого типа самые глубокие,
а проливы, в которых они расположены, очень узкие, как
например, прол. Банка, глубина подводного канала кото¬
рого на 11 м больше средней глубины пролива (10 м).
Эти «слепые» каналы являются результатом размыва
морскими
течениями
рыхлых неуплотненных донных
осадков.
Гидрологический режим. Поверхностные воды
и
к л и м а т. Я. м. расположено в районе типичных мус¬
сонов, имеющих у экватора направление с С на Ю, тогда
как в самом Я. м. они имеют направление между ВЮВ
и ССЗ. Влияние муссона отражается на конфигурации
коралловых островов.
Характеристики поверхностных вод Я. м . и метеоро¬
логические элементы для этого района приведены в табл. 1 —
3, состав лен ных
п о данным публикаций Королевского
Нидерландского географического общества (1922), а также
частично по последним метеорологическим
отчета м.
Вследствие мелководности (глубина в основном менее
50 м) и большого речного стока с прилежащих районов
суши соленость вод Я* м. обычно низкая и составляет
623

ЯВАНСКОЕ
Таблица 1
1
май
СО
СО
1
Л
Ǥ
1
1
О.
п
ОЛ
кл
о,
*
ш
Мар! ИЮН! густ
Н'О
ИК
О)о
ои
Температура, °С
27,5
—
28,0
—
27,0
—
27,8
—
28,8
29,1
29,0
28,3
Направление ветра
вюв
неуста-
новив-
шееся
СЗ
СЗ
Сила ветра, баллы
1,5 —3,4
—
1,5—4,4 0 сл1К)
Атмосферное давле ние,
756,6
—
756,2
—
756,6
—
757,0
—
мм
рт. ст.
757,0
757,0
757,8
758,0
Соленость, %0
31,0
—
29,5
—
31,0
—
32,5
—
32,0
32,0
33,5
33,5
Табица 3, \Поверхностные течения Яванского моря
(миль/сутки)
Декабрь
—
фев¬
Март
—
май
Июнь —
Сентябрь
—
раль
август
ноябрь
западное
5—10
западное
1-—1 0
восточное
1—15
переменные
Таблица 8. Максимальные приливные течения
Яванского моря
Скорость,
узлы
Направление
Зондский прол.
2,2
4° (и реверсивное)
Западный канал
1,4
северное
(к Сурабае)
1.9
южное
Пролив Банка:*
северный вход
1,9
103° (и 1,0 реверсивное)
южный вход
1,4
135° (и 1,8 реверсивное)
менее
32%0. Однако в период северо-западного муссона
здесь отмечается язык вод высокой солености из Южно-
Китайского моря (рис. 2).
Течения
и
приливы. Поверхностные течения
в Я. м. с сентября по март имеют западное направление
и
установившийся характер. В остальной период года у те¬
чений
наблюдается обратное направление (рис. 3 и 4).
Влияние течений преобладающего западного направления
можно проследить по смещению к 3 устьев рек на север¬
ном побережье Явы. Влияние сезонного сдвига геостро-
фических ветров на средний уровень Я- м .
у Филиппин¬
ских о-вов (по сравнению с побережьем' Явы со стороны
Индийского океана) хорошо иллюстрируется на рис.
5.
Величина прилива в зал. Сэмпей (Южный Калиман¬
тан) 1,4 м, а среднее значение по четырем станциям на
северном берегу Явы 1,0 м.
Максимальная разница уровней наблюдается в августе;
она сопровождается увеличением адвективного переноса
вод с С на Ю (выше 4 млн. м3/с), в основном через Южно-
Китайское море и Я* м.
Донные осадки. Ван-Борен и Киль (1950) разделили
донные осадки Зондского шельфа в соответствии с местом
нах ожд ения
на
десять
о садо чных
групп. Характерные
особенности каждой группы перечислены ниже, начиная
от молодых к древним:
1) группа Кракатау
—
роговая обманка, авгит и изо¬
билие гиперстена со стекловатной пленкой;
2) группа Дили
—
авгит, гиперстен и 80—92% рого¬
вой обманки со стекловатой пленкой;
3) группа Бавеана —
гиперстен,
роговая обманка
и
79—98%
авгита со стекловатой пленкой;
4) группа Явы — тип
I имеет меньше авгита,
чем
тип II (49—90%), но в минералогическом отношении они
подобны (роговая обманка, авгит, гиперстен)
—
без стек¬
ловатых пленок и с шероховатыми краями;
5) группа Калимантана
—
андалузит, в типе II больше
эпидота, чем в типе I;
6) группа Мератус—Пулау—Лаут
—
эпидот,
глау-
кофан, циркон и рутил;
7) смесь групп 5 и 6;
8) группа Южно-Китайского моря
—
грубозернистый
эпидот, сине-зеленая роговая обманка и разные минералы,
возможно связанные с близлежащими источниками;
9) группа Малакки — близка к группе 8, но с более
зазубренным гиперстеном;
10) группа Банка—Белитунг
—
турмалин,
циркон
и
рутил.
Рост берега в районе восто чного побережья Южной
Суматры и северного побережья Явы, за пределами сфер
влияния больших рек, составляет ежегодно от 12 до 30 м.
Вблизи устьев больших рек и особенно в районе дельт
рост берега очень большой. Здесь отмечаются максималь¬
ные ежегодные значения от 75 м (р. Хари, Центральная
Суматра) до 200 м (р. Бодри, Ява). Однако, несмотря на
высокую скорость осадкообразования, на берегах Суматры
и Южного Калимантана отмечается большое число «за¬
топленных» эстуариев.
На побережье Явы часто наблю¬
даются клювообразные дельты, тогда как на Западном
Калимантане у устья р. Капуас
—
самой длинной реки
Индонезии (1143 км)
—
наблюдается пальцевидная дельта.
Я. м . является очень заиленным (а местами слишком
опресненным) для развития кораллов, тем не менее в рай¬
онах сильных течений к СЗ от Явы у о-вов Таунзенд и в зал.
Джакарта (Батавия) наблюдается бурный рост корал¬
ловых рифов.
Геофизика и геологическое строение дна. Я» м. и Зонд¬
ский шельф в целом находятся в изостатическом равновесии
с положительными аномалиями силы тяжести
(до50мгл).
Однако для периферических районов Я. м.
характерны как
опускание, так и поднятие дна, особенно там, где шельф
окаймляют миогеосинклинали
(идиогеосинклинали по
Умбгрову) Восточной Суматры, Северной Явы и др. На
Северном
Калимантане были обнаружены
пенеплены
позднего миоцена до высоты 650 м.
На профиле от Я. м. к
Индийскому океану видно, что
глубина очагов землетрясений здесь увеличивается в на¬
правлении с Ю на С. Очаги землетрясений, расположенные
в
районе Я. м., достигают глубин 650 км.
Постоянную глубину и наличие русел древних рек
можно рассматривать как доказательство того, что дно
Зондского шельфа представляет собой обширный пене¬
плен, над которым острова (в основном гранитные триасо¬
вого возраста) образуют монадноки.
Эрозия здесь, ве¬
роятно, имела место в различные периоды прогрессивного
понижения уровня моря во время плейстоцена и плиоцена.
Самое низкое положение уровня, возможно, было во
время последнего (висконсинского) оледенения.
Исклю¬
чительно малый уклон рек свидетельствует о том, что цент¬
ральная
часть
шельфа с
м омен та
его
погружения
была в основном утойчива.
В период плейстоценового
624

ЯВАНСКОЕ
Рис. 2 . Поверхностная циркуляция в районе Индонезии в июне
с выраженным западным течением в Яванском море.
Даны
объемы переноса вод по разрезам для западной части Тихого
океана и северо-восточной части Индийского океана (в млн. м3/с).
Показан подъем вод (крестиками) у шельфа Сахул (по Виртки,
1961).
Рис. 3 . Поверхностная циркуляция в феврале с преобладанием
течений восточного направления в Яванском море под влиянием
азиатского (северо-западного) муссона. Расходы даны в млн.
м3/с. Следует отметить опускание вод вместо подъема вдоль края
шельфа Сахул.
Рис. 4. Годовые колебания уровня моря на Филиппинах (/) и
южном берегу Явы (2). Расходы показаны вертикальными чер¬
точками, так что каждое деление соответствует 0,5 млн. м3/с.
Отмечается сильное понижение уровня моря вдоль берега Явы
с июня по октябрь, в период юго-восточного муссона, и повыше¬
ние в период северо-западного муссона. Отмечается также по¬
стоянное существование результирующего переноса из Тихого
океана в северо-восточную часть Индийского океана.
Рис. 5 . Языки вод высокой солености (32°/00), поступающих
в Яванское море в период северо-западного муссона, и рост
коралловых рифов к СЗ.

ЯПОНСКОЕ
оледенения дно Зондского шельфа служило путем для
миграции фауны Юго-Восточной Азии, Суматры, Явы и
Калимантана.
На симпозиуме по Я. м., состоявшемся в 1944 г., было
отмечено, что в
период плейстоцена район современного
Я- м.,Южного Калимантана и Северной Явы был разделен
на северную и южную яванские котловины. Центральная
масса суши низменного рельефа, формирующая водосбор¬
ный бассейн, совпадает с широтной осью Я. м . Основываясь
на сведениях, почерпнутых из древних литературных
источников, Обдейн предположил, что Зондский прол.
и вулкан Кракатау образовались совсем недавно и что
современные очертания Я. м. были сформированы вслед¬
ствие складчатости и последующего углубления морскими
приливными течениями.
X. Д. ТИА
ЯПОНСКОЕ МОРЕ
Я. м . является окраинным морем Тихого океана и
ограничено берегами Японии, СССР и Кореи. Я . м . сооб¬
щается через Корейский прол. на Ю с Восточно-Китай¬
ским и Желтым морями, через прол. Цугару (Сангарский)
на В с Тихим океаном и через проливы Лаперуза и Татар¬
ский на С с Охотским морем. Площадь Я. м . 1,008 -106 км2,
средняя глубина 1361 м.1 (рис. 1). По определению Между¬
народного гидрографического бюро, северная граница
Я. м.
проходит по 51°45' с. ш . (от м. Тык на Сахалине до
м. Южного на материке). Южная граница идет от о. Кюсю
до о-вов Гото и оттуда к Корее [м. Кольчолкап (Изгу-
нова) ].
Я. м. имеет почти эллиптическую форму с большой осью
в
направлении с ЮЗ на СВ. Вдоль берегов расположен
ряд островов или островных групп
—
это о-ва Ики и Цу¬
сима в
средней части Корейского прол. (между Кореей
и о. Кюсю), Уллындо и Такасима у восточного побережья
Кореи, Оки и Садо у западного побережья о.
Хонсю
(Хондо) и о. Тоби у северо-западного побережья о. Хонсю
(Хондо).
Рельеф дна. Проливы, соединяющие Я» м. с
окраин¬
ными морями Тихого океана, отличаются малыми глуби¬
нами; лишь Корейский прол. имеет глубины более 100 м.
В батиметрическом отношении Я. м. может быть разделено
по 40° с. ш. на две части: северную и южную. Северная
часть имеет относительно плоский рельеф дна и характери¬
зуется общим плавным наклоном. Максимальная глубина
(4224 м) наблюдается в районе 43°0(/ с . ш.,
137°39/ в . д.
Рельеф дна южной части Я. м. довольно сложный. Помимо
мелководий вокруг о-вов Ики, Цусима, Оки, Такасима
и
Уллындо, здесь имеются две большие изолированные
банки, разделенные глубокими желобами. Это банка Ямато,
открытая в 1924 г., в
районе 39° с. ш., 135° в. д .,
и банка
Сюнпу (называемая также Северной банкой Ямато),
открытая в 1930 г. и находящаяся приблизительно у
40° с. ш., 134° в. д . Наименьшие глубины первой и второй
банок соответственно 285 и 435 м.
Между банкой Ямато
и о. Хонсю обнаружена впадина глубиной более 3000 м .
Гидрологический режим. Водные массы, тем ¬
пература и соленость. Я . м . можно разделить
на два сектора: теплый (со стороны Японии) и холодный
[со стороны Кореи и СССР (Приморский край)]. Границей
между секторами является полярный фронт, идущий при¬
близительно вдоль параллели 38—40 °
с.,
т.
е.
почт и
вдоль тех же широт, по когорым проходит полярный фронт
в Тихом океане к В от Японии.
Водные массы Я. м. можно разделить на поверхност¬
ную, промежуточную и глубинную. Поверхностная водная
626
масса занимает слой приблизительно до 25 м и летом отде¬
лена от нижележащих вод четко выраженным слоем термо¬
клина. Поверхностная водная масса в теплом секторе Я. м.
образуется смешением поверхностных вод высокой темпе¬
ратуры и низкой солености, идущих из Восточно-Китай¬
ского моря, и прибрежных вод района Японских о-вов,
в холодном секторе
—
сме шением вод, образующихся при
таянии льда в период с начала лета до осени, и вод сибир¬
ских рек.
Рис. 1. Батиметрическая карта Японского моря.
Глубины -=
в
метрах.
Для поверхностной водной массы отмечаются самые
большие колебания температуры и солености в зависимо¬
сти от сезона года и
района. Так, в Корейском прол. соле ¬
ность поверхностных вод в
апреле
и м ае превышает 35,0°/00,
что выше солености в более глубоких слоях, но в
августе
и
сентябре соленость поверхностных вод падает до 32,5°/00.
В то же время в районе о. Хоккайдо соленость меняется
лиш ь о т 33,7 до 34,1°/00. Летом температура поверхностных
вод 25° С, но зимой она меняется от 15° С
в
Корейском
прол. до 5° С у о. Хоккайдо. В прибрежных районах у
Кореи
и
Приморья изменения
солености
небольшие
(33,7—34,0°/00).
Промежуточная водная масса, залегающая ниже по¬
верхностной воды в теплом секторе Я. м .,
имеет высокие
температуру и соленость. Она образуется в промежуточных
слоях Куросио к 3 от о. Кюсю и поступает оттуда в Я. м.
в
период с начала зимы до раннего лета. Однако по рас¬
пределению растворенного
кислорода
промежуточную

ЯПОНСКОЕ
воду также можно наблюдать и в холодном секторе. В теп¬
лом секторе ядро промежуточной водной массы располо¬
жено
приблизительно
в
с лое
50 м; соленость около
34,5°/00.
Для промежуточной водной массы
характерно до¬
вольно сильное понижение
температуры по вертикали
—
от 17° С на глубине 25 м до 2° С на глубине 200 м. Толщина
с лоя
промежуточных вод уменьшается от теплого сектора
к
холодному; при этом вертикальный температурный гра¬
диент для последнего становится гораздо более выражен¬
ным. Соленость промежуточных вод 34,5—34,8°/00 в теплом
секторе и около 34,1°/00 в холодном. Здесь отмечаются са¬
мые высокие значения солености на всех
глубинах
—
от
поверхности до дна.
Глубинная водная масса, обычно называемая водой
собственно Я. м., имеет исключительно
однородные значе¬
ния
температуры (порядка 0—0,5° С) и солености (34,0—
34,1°/00). Более детальные исследования К. Нишиды,
Рис. 2. Распределение температур поверхностного
слоя Японского моря зимой (февраль).
однако, показали, что температура глубинных вод ниже
1500 м слегка повышается из-за адиабатического нагрева¬
ния. На этом же горизонте наблюдается понижение содер¬
жания кислорода до минимума, в связи с чем более ло¬
гично считать воды выше 1500 м глубинными, а ниже
1500м—
придонными. По сравнению с водами других
морей содержание кислорода в Я. м . на тех же
глубинах
исключительно велико (5,8—6,0 см3/л), что указывает на
активное обновление вод в глубинных слоях Я* м.
Согласно Уда, глубинные воды Я.
м.
образуются
в основном в
феврале и марте
в
результате опускания по¬
верхностных вод в северной части Я. м.
вследств ие гори¬
зонтальной диффузии, охлаждения в зимний период и
последующей конвекции, после чего их соленость повы¬
шается
приблизительно до
34,0 %0.
Иногда поверхностные воды низкой солености холод¬
ного сектора (1—4° С, 33,9 %0) вклиниваются в
полярный
Рис. 3. Распределение температур поверхностного
слоя Японского моря летом (август).
фронт и углубляются в южном направлении, уходя под
промежуточные воды теплого сектора. Это явление ана¬
лог ично
п рон ик нов ени ю субарктической промежуточной
воды ниже теплого слоя Куросио в Тихом океане в районе
к С от Японии.
Весной и летом соленость теплых вод из Восточно-
Китайского моря и холодных вод к В от Кореи понижается
вследствие выпадения осадков и таяния льда. Эти менее
соленые воды смешиваются с окружающими водами и общая
соленость поверхностных вод Я.
м.
пон ижается.
Кроме
того, эти поверхностные воды постепенно прогреваются
в течение теплых месяцев. В результате плотность поверх¬
ностных вод уменьшается, чго приводит к образованию
четко выраженного слоя верхнего термоклина, отделяю¬
щего поверхностные воды от нижележащих промежуточных
вод. Слой
верхнего термоклина располагается в летний
сезон
на глубине 25 м.
Осенью происходит теплоотдача
с поверхности моря в атмосферу. Вследствие перемешива¬
ния с нижележащими водными массами
температура по-
62/

ЯПОНСКОЕ
верхностных вод понижается, а соленость их увеличи¬
вается. Возникающая интенсивная конвекция приводит
к заглублению слоя верхнего термоклина до 25—50
м
в сентябре и 50—100 м в ноябре.
Осенью для промежуточных
вод
теплого
сектора
характерно понижение солености вследствие поступления
вод Цусимского течения с более низкой соленостью. Одно¬
временно в этот период усиливается конвекция
в слое
поверхностных вод. В результате толщина слоя промежу¬
точных вод уменьшается. В ноябре слой верхнего термо¬
клина вследствие смешения вышележащих и нижележащих
вод исчезает совсем. Поэтому осенью и весной наблюдается
лишь
верхний однородный слой воды и нижележащий
холодный слой, разделенные слоем нижнего термоклина.
Последний для большей части теплого сектора расположен
на глубине 200—250, однако к С он поднимается и у бе¬
рега о. Хоккайдо расположен на глубине около 100 м.
Слой нижнего термоклина (и галоклина) между про¬
межуточной и
глубинной водами
сохраняется
весь
год,
завися
почти
исключительно от изменений систем
цир куляции.
Рис. 4. Распределение солености поверхностного слоя
Японского моря.
В западной части холодного сектора слой верхнего
термоклина углубляется вплоть до декабря. Затем вслед¬
ствие охлаждения поверхностных вод разница температур
между водами, лежащими выше и ниже слоя верхнего
термоклина, исчезает. Зимой в этом секторе вода стано¬
вится однородной от поверхности до глубин 150—200 м.
У северного побережья Кореи конвекция ограничивается
верхним слоем до 200 м, и
следующей весной эта опустив¬
шаяся
в ода
часто рассматривается
как
промежуточный
холодный слой. С другой стороны, у побережья Приморья
в средней части Я. м . эта конвекция, по-видимому, рас¬
пространяется до более глубоких горизонтов.
В теплом секторе поверхностного слоя температуры дос¬
тигают максимума
в середине августа, хотя в
северной части
Я.м.и
распространяются на глубины. Минимум темпера¬
туры наблюдается в феврале—марте. С другой стороны,
максимум температуры поверхностного слоя у побережья
Кореи наблюдается в августе. Однако вследствие сильного
развития слоя верхнего термоклина прогревается лишь
очень тонкий поверхностный слой. Таким образом, изме¬
не ния
температуры в слое 50—100 м
почти
полностью
обусловлены адвекцией.
Согласно Миязаки, максимальная отдача те пла с по¬
верхности Я. м . в
атмосферу наблюдается в период с конца
осени до зимы.
Кроме того, здесь имеет место перенос
тепла из теплого сектора в холодный. Зимой теплоотдача
со всей поверхности Я. м. в среднем 500 кал/(см2 «сутки)—
количество, достаточное для образования льда в север¬
ной части Я- м., повышения солености холодных вод непо¬
средственно подо льдом и интенсивной конвекции с после¬
дующим формированием глубинной и придонной воды.
Из-за
низких температур,
характерных для большей
части Я. м . на достаточно больших глубинах, воды Цу¬
симского течения по мере своего продвижения
на С сильно
охлаждаются.
Кислород. Для вод Я. м. характерно исключи¬
тельно
высокое содержание
растворенного
кислорода
(частично из-за обильного
фитопланктона). Содержание
628

ЯПОНСКОЕ
кислорода почти
на
всех
горизонтах составляет здесь
около 6 см3/л и более. Особенно высокое содержание ки¬
слорода отмечается в поверхностных и промежуточных во¬
дах,
с
максимальным значением на горизонте 200 м
(8 см3/л). Эти значения много выше, чем на тех же и более
низких горизонтах в Тихом океане и Охотском море
(1—2 см3/л).
К. Хидака, среднее значение содержания кислорода на
глубине 500 м 6,04 см3/л, а процент насыщения соответ¬
ствует 75%, а на глубине 3000 м эти значения составляют
соответственно 5,83 см3/л и 72%.
Цвет и прозрачность. Согласно М< Уда,
цвет воды Я. м .(по шкале цветности) в теплом секторе бо¬
лее голубой, чем в холодном, соответствуя в районе 36—
Более всего насыщены кислородом поверхностные и
промежуточные воды. Процент насыщения в теплом секто¬
ре равен 100% или несколько ниже, а воды у Приморского
края и Кореи из-за низких температур перенасыщены ки¬
слородом. У северного побережья Кореи он составляет
110% и даже выше. В глубинных водах отмечается очень
высокое содержание кислорода до самого дна. Согласно
38° с. ш ., 133—136° в. д. индексу III и даже II. В холодном
секторе это в основном цвет индексов IV—VI, а в районе
Владивостока — выше
III. В северной части Я-м .
отм е¬
чается
зеленоватый цвет морской воды.
Прозрачность
(по белому диску) в районе Цусимского течения бо ле е
25 м. В холодном секторе она иногда понижается до 10 м.
629

ЯПОНСКОЕ
Течения. Основным течением Я. м . является Цу¬
симское течение,
зарождающееся
в Восточно-Китайском
море. Оно усиливается в основном ветвью течения Куросио,
идущей к ЮЗ от о. Кюсю, а также частично береговым
стоком со стороны Китая. Цусимское течение содержит
поверхностную
и
промежуточную водную массы . Течение
входит в Я. м.
ч е р ез Корейский прол.
и
направляется
вдоль северо-западного берега Японии (рис. 6). Там же
от
него о тдел яет ся
ветвь теплого течения,
называемая
Восточно-Корейским течением, которая идет на С, до
берега Кореи, до Корейского зал. и о. Уллындо, затем
поворачивает на ЮВ и соединяется с основным потоком.
Цусимское течение шириной около 200 км омывает берега
Японии и идет далее на СВ со скоростью от 0,5 до 1,0
узла. Затем оно разделяется на две ветви —
теплое Сан-
гарское течение
и теплое течение
Лаперуза, выходящие
соответственно в Тихий океан через прол. Цугару (Сан-
гарский) и в Охотское море через прол. Лаперуза. Оба
эти течения после прохождения проливов поворачивают
наВи
идут соответственно вблизи восточного берега
о. Хонсю и северного берега о. Хоккайдо.
ВЯ. м.
наблюдается три холодных течения: Лиман-
ское,
идущее с небольшой скоростью на ЮЗ
в районе
севернее Приморского края, Северо-Корейское, идущее
на Ю в районе Владивостока к восточной Корее, и Примор¬
ское, или холодное течение средней части Я. м., которое
зарождается в районе Татарского прол.
и идет в централь¬
ную часть Я- м., в основном ко входу в прол. Цугару (Сан-
гарский). Эти холодные течения образуют круговорот
против часовой стрелки и в холодном секторе Я. м . содер¬
жит четко выраженные слои поверхностной и промежуточ¬
ной водных масс. Между теплым и холодным течениями
наблюдается четкая граница «полярного» фронта.
Поскольку Цусимское течение содержит поверхност¬
ную
и
промежуточную водные массы, толщина которых
около 200 м, и отделено от нижележащей глубинной воды,
мощность этого течения в основном имеет тот же порядок.
Скорость течения до глубины 25 м почти постоянна,
а далее с глубиной уменьшается до х!ъ поверхностного
значения на глубине 75 м. Расход Цусимского течения ме¬
нее
1/20 расхода течения Куросио.
Скорость холодных течений около 0,3 узла для Ли-
манского течения и менее 0,3 узла для Приморского те¬
чения.
Холодное Северо-Корейское течение, являющееся
наиболее сильным, имеет скорость 0,5 узла. Ширина этого
течения 100 км, мощность
—
50 м. В основном холодные
течения в Я- м. гораздо слабее, чем теплые.
Согласно К. Хидака, средняя скорость Цусимского
течения, идущего через Корейский прол., зимой меньше,
а летом увеличивается до 1,5 узла (в августе). Для Цусим¬
ского течения отмечаются также межгодовые изменения,
при этом выделяется четкий период в 7 лет. Поступление
вод в Я. м. в основном происходит через Корейский прол.,
так как вток через Татарский прол. очень незначителен.
Сток вод из Я. м. происходит через прол. Цугару (Сан-
гарский) и Лаперуза2.
Приливы
и
при ливн ые
течения.
Огура установил, что для Я- м.
приливы невелики. В то
время как у берегов Тихого океана величина прилива
1—2м,вЯ.м.
она
достигает лишь 0,2 м. Несколько
более высокие величины наблюдаются у берегов При¬
морского края—до 0,4—0,5 м.
В Корейском и Татар¬
ском проливах величина прилива увеличивается, дости¬
гая в
некоторых местах более 2 м.
На рис. 7 представлена котидальная карта для полу¬
суточной компоненты М2, где римские цифры указывают
время в часах, прошедшее после пересечения Луной мери¬
диана 135° в.
д.
и
перед наступлением полной воды.
Волны прилива распространяются под прямыми углами
к этим котидальным линиям. К 3 от Сахалина и в районе
Корейского прол. наблюдаются две точки амфидромии.
Аналогичная котидальная карта может быть построена
для лунно-солнечного суточного прилива
В этом слу¬
чае точка амфидромии находится в Корейском прол.
Поскольку общая площадь поперечного сечения про¬
ливов Лаперуза и Цугару соста вляет л и шь */в площади
сечения Корейского прол., а поперечный разрез Татар¬
ского прол.
вообще незначителен, то приливная
волна
поступает сюда из Восточно-Китайского моря в основном
через Восточный проход (Цусимский прол.). Величина
вынужденных колебаний массы воды всего Я. м. практи¬
чески ничтожна.
Результирующая составляющая приливных течений
и идущего на В Цусимского течения иногда достигает
2,8 узла. В прол. Цугару (Сангарском) преобладает при¬
ливное течение суточного типа, однако величина полу¬
суточного прилива здесь больше. В приливных течениях
чет ко
выражено суточное неравенство. Приливное тече¬
ние
в
прол. Лаперуза менее выражено из-за
различия
уровней между Охотским морем и Я-
м.
Здесь также
наблюдается суточное неравенство.
В прол. Лаперуза
т ече ние
направлено
в основном на В; его скорость иног¬
да превышает 3,5 узла.
Ледовые условия. Замерзание Я.
м.
на чи¬
нается в
середине ноября в районе Татарского прол.
и
630

ЯПОНСКОЕ
в
начале
декабря
—
в
верховье
за л.
Петра Великого.
В середине декабря замерзают районы у северной части
Приморского края и зал. Петра Великого. В середине
декабря лед появляется в береговых районах Приморского
края. В январе площадь ледяного покрова увеличивается
дальше от берега в сторону открытого моря. С образова¬
нием льда навигация в этих районах, естественно, затруд¬
няется или останавливается. Замерзание северной части
Я. м. несколько запаздывает: оно начинается в начале—
середине февраля.
Таяние льда начинается в районах, наиболее удален¬
ных от берега. Во второй половине марта Я. м., за исклю¬
чением близких к берегу районов, уже свободно ото льда.
В северной части Я. м. лед у берегов обычно стаивает
в
середине апреля,
в это время возобновляется навигация
во Владивостоке.^
Последний лед в Татарском прол.
наблюдается в начале—середине мая.
Период наличия ледяного покрова вдоль берега При¬
морского края составляет 120 дней, а у гавани Де-Кастри
в
Татарском прол.
—
201 день. Вдоль северных берегов
КНДР большого количества льда не наблюдается. У запад¬
ного берега Сахалина лишь только г. Холмск бывает
свободен от льда, так как в этот район заходит ветвь
Цусимского течения. Остальные районы этого побережья
замерзают почти на 3 месяца, в течение которых навига¬
ция прекращается.
Геология. Материковые склоны бассейна Я. м.
харак¬
теризуются множеством подводных каньонов. Со стороны
материка эти каньоны тянутся до глубин более 2000 м,
а со стороны Японских о-вов
—
лишь до 800 м.
Материковые отмели Я.
м.
развиты слабо, кромка
проходит на глубине 140 м со стороны материка и на
глу¬
бине более 200 м вдоль побережья Японии к 3 от 137° в. д .
Согласно X. Цуя (1932), И. Фудзита (1962) и
др.,
банка Ямато и другие банки Я. м. сложены коренными
породами, состоящими из докембрийских гранитов и
дру¬
гих
палеозойских пород и вышележащих изверженных
и осадочных пород неогена.
Как указывали Андреева и
Удинцев (1958), земная кора в северной части Я. м. яв ¬
ляется корой океанического типа
(без гранитного слоя).
В отношении истории происхождения Я. м. мнен ия
японских и советских ученых расходятся. Согласно палео¬
географическим исследованиям,
южная часть современ¬
ного Я. м.,
вероятно, в палеозое и мезозое и в течение
большей части палеогена была сушей. Из этого следует,
что Я. м.
образовалось в период неогена и раннечетвер¬
тичный период. Согласно Белоусову и Рудичу (1961), отсут¬
ствие гранитного слоя в земной коре северной части Я. м.
указывает на трансформацию гранитного слоя в базаль¬
товый
всл едствие
базификации,
сопровождающейся
опусканием земной коры. Наличие «новой» океанической
коры здесь можно объяснить растяжением материков,
сопровождающим общее расширение Земли (теория Эгай-
еда).
Таким образом, можно сделать вывод, что северная
часть Я.
м.
когда-то была сушей. Некоторые советские
ученые имеют другое мнение. Согласно Сысоеву (1960),
дно северной части Я. м . является частью древней океани¬
ческой коры, которая была продолжением коры бассейна
Тихого океана, отделенной от него при образовании
и поднятии Японских о-вов. С другой стороны, японский
геолог X. Фюдзита считает, что северная
часть
Я. м.,
с ложе нная
породами
со скоростью
продоль ных
сейсми ¬
ческих волн 6,1—6,4 км/с, представляет собой не базаль¬
товый, а гранитный слой докембрийского
возраста.
Наличие в настоящее время такого большого количества
материкового материала на дне Я. м.
на
глубинах более
3000 м должно свидетельствовать о происшедшем в плей¬
стоцене опускании суши на глубину 2000—3000 м. Хосино
(1962) отметил сравнительно сильное изменение уровня
с позднемиоценового периода.
Я. м. в настоящее время имеет связь с Тихим океаном
и
окружающими его краевыми морями через проливы
Корейский, Цугару (Сангарский), Лаперуза и Татарский.
Однако формирование этих четырех
проливов
происхо¬
дило в очень недавние
геологические
периоды.
Самым
старым проливом является
прол.
Цугару (Сангарский);
он
уже существовал во время висконсинского оледене¬
ния, хотя после этого он, возможно, неоднократно бывал
забит льдом и использовался пр и миграции сухо пут ных
животных.
Корейский прол. также был сушей в конце
третичного периода,
ипо
нему осуществлялась миграция
слонов южной породы на Японские о-ва . Этот пролив
открылся лишь в начале эпохи висконсинского оледене¬
ния.
Пролив Лаперуза является самым молодым. Найден¬
ные на о.
Хоккайдо окаменелые остатки мамонтов ука¬
зывают
на
существование
перешейка суши на месте
этого пролива
вплоть
до конца
э похи
висконсинского
оледенения.4
К. ХИДАКА
Прим, ред.1 По данным советских исследований пло¬
щадь поверхности зеркала Я. м. 1,062-10е км2, а с учетом
островов 1,070*106 км2, объем воды— 1630,6 -10"* км3,
средняя глубина 1535 м (см. Фролов Ю. С. Новые
фундаментальные данные по морфометрии Мирового оке¬
ана.
—
«Вести. ЛГУ. Сер. геология и география», 1971,
т. 6, вып.
1, с . 85—90).
2
В Я. м . через Корейский прол. поступает 97% об¬
щего годового количества поступающей воды. Сток осу¬
ществляется через прол.
Цугару (Сангарский) — 64%
и
через прол. Лаперуза и Корейский
—
34% общего при¬
хода(см.ДобровольскийА.Д., 3 ал оги нБ.С.
Моря СССР. М., «Мысль», 1965).
3
Навигация во Владивостоке не прерывается в любую
суровую зиму в связи с вводом в
строй мощных ледоколов
«Москва», «Ленинград» и др.
4
Многочисленные данные по биологии Я. м. опубли¬
кованы в серии «Исследования дальневосточных морей»,
издаваемой Зоологическим институтом Академии наук
СССР, и
в
Трудах Института океанологии АН СССР.
Обобщение данных по планктону дано в книгах: Брод-
с к и й К. А. Фауна веслоногих р ачко в (Са1апоШа) и зоо -
географическое районирование северной части
Тихого
океана и
сопредельных вод. М.—Л., Изд-во АН СССР,
1957; Виноградов М. Е . Вертикальное распределе¬
ние океанического зоопланктона.
М., «Наука», 1968.

Океанографическая
Энциклопедия
Сдано в набор 15/1II 1973 г.
Подписано к
печати 19/VI 1974 г.
Формат 84хЮ81/1в
Бумага типогр. No 1. Уел.
печ.
л. 66,36.
Уч.- изд.
л.
92,13. Тираж 11 500 экз.
Индекс ОЛ-183.
Заказ No 406.
Цена 5 руб. 33 коп. Гидрометеоиздат,
199053, Ленинград, 2-я линия, 23
Ленинградская типография No 6 Союзполи-
графпрома при Государственном комитете
Совета Министров СССР по
делам
изда¬
тельств,
полиграфии и книжной
то рго вли
193144, Ленинград, С-144, ул. Моисеенко, 10