МОНТАЖ (франц. montage - подъём установка, сборка, от monter - поднимать), сборка и установка сооружений конструкций, технологического оборудования агрегатов, машин (см. Сборка машин, аппаратов, приборов и др. устройств и готовых частей и элементов.
МОНТАЖ в строительстве - основной производственный процесс, выполняемый при возведении зданий и сооружений или и реконструкции, в результате которого устанавливают в проектное положение строительные конструкции, инженерное технологическое оборудование и др. МОНТАЖ технологического оборудования включает также присоединение его к источникам энергоснабжения системам очистки и удаления отходов оснащение приборами, средствами автоматизации и контроля.
СТРОИТЕЛЬНО-МОНТАЖНЫЕ ОРГАНИЗАЦИИ в СССР, организационно обособленные производственно-хозяйственные единицы, основным видом деятельности которых является строительство новых, реконструкция, капитальный ремонт и расширение действующих объектов (предприятий, их отдельных очередей, пусковых комплексов, зданий, сооружений), а также монтаж оборудовани я. К государственным СТРОИТЕЛЬНО-МОНТАЖНЫМ ОРГАНИЗАЦИЯМ относятся строительные и монтажные тресты (тресты-площадки, тресты гор. типа, территориальные, союзные специализированные тресты); домостроительные, заводостроительные и сельские строительные комбинаты; строительные, (монтажные) управления и приравненные к ним организации (напр., передвижные механизированные колонны, строительно-монтажные поезда и др.).
ПРОЕКТИРОВАНИЕ (от лат. projectus, буквально - брошенный вперёд), процесс создания проекта - прототипа, прообраза предполагаемого или возможного объекта, состояния. Различают этапы и стадии ПРОЕКТИРОВАНИЯ, характеризующиеся определённой спецификой. Предметная область ПРОЕКТИРОВАНИЯ постоянно расширяется. Наряду с традиционными видами ПРОЕКТИРОВАНИЯ (архитектурно-строительным, машиностроительным, технологическим и др.) начали складываться самостоятельные направления ПРОЕКТИРОВАНИЯ человеко-машинных систем (решающих, познающих, эвристических, прогнозирующих, планирующих, управляющих и т. п.) (см. Система "человек и машина"), трудовых процессов, организаций, экологическое, социальное, инженерно-психологич., генетическое ПРОЕКТИРОВАНИЕ и др. Наряду с дифференциацией ПРОЕКТИРОВАНИЯ идёт процесс его интеграции на основе выявления общих закономерностей и методов проектной деятельности.
ПРОМСТРОЙПРОЕКТ, проектный институт в ведении Госстроя СССР. Находится в Москве. Организован в 1933. В составе института архитектурно-строительные и конструкторские отделы; ПРОМСТРОЙПРОЕКТ возглавляет объединение "Союзхимстройниипроект" с проектными институтами в Киеве, Ростове-на-Дону, Тольятти, Алма-Ате. Разрабатывает проекты (архитектурно-строительные и сан.-технич. части) производственных зданий и сооружений крупнейших промышленных предприятий автомобильной, машиностроит., металлургич., химич. и др. отраслей пром-сти; схемы генеральных планов пром. узлов и упорядочения существующих пром. районов; мероприятия по повышению уровня индустриализации строительтсва за счёт унификации и типизации зданий, сооружений и конструкций и внедрения эффективных строит. материалов; нормативные документы и методич. указания по проектированию пром. зданий и сооружений. Периодически публикует реферативную информацию "Строительное проектирование промышленных предприятий". Награждён орденом Трудового Красного Знамени (1958)
| 1827-2.jpg]
где Е - эдс всех источников, включённых в рассматриваемый участок цепи. Для замкнутой цепи О. з. принимает следующую форму:
[1827-3.jpg]
где Rп = R + Ri - полное сопротивление всей цепи, равное сумме внешнего сопротивления цепи R и внутр. сопротивления Ri источника эдс. Обобщением О. з. на случай разветвлённых цепей являются Кирхгофа правила.
О. з. можно записать также в дифференц. форме, связывающей в каждой точке проводника плотность тока j с полной напряжённостью электрич. поля. Потенциальное электрич. поле напряжённости Е, создаваемое в проводниках микроскопич. зарядами (электронами и ионами) самих проводников, не может поддерживать стационарное движение свободных зарядов (ток), т. к. работа этого поля на замкнутом пути равна нулю. Ток поддерживается неэлектростатич. силами различного происхождения (индукционного, химического, теплового и т. д.), к-рые действуют в источниках эдс и к-рые можно представить в виде нек-рого эквивалентного непотенциального поля с напряжённостью Естр, наз. сторонним. Полная напряжённость поля, действующего внутри проводника на заряды, в общем случае равна Е + Естр. Соответственно дифференциальный О. з. имеет вид:
[1827-4.jpg]
где р - удельное сопротивление материала проводника, а о=1/р - удельная электропроводность.
О. з. в комплексной форме справедлив также для синусоидальных квазистационарных токов:
ZI = E, (5)
где Z - полное комплексное сопротивление, равное Z = R + iX, R - активное, а iХ - реактивное сопротивления цепи. При наличии индуктивности L и ёмкости С в цепи квазистационарного тока частоты со X = wL-1/w С. Лит.: Курс физики, под ред. Н. Д. Папалекси, т. 2, М.-Л., 1948; Калашников С. Г., Электричество, М., 1964 (Общий курс физики, т. 2); Физические основы электротехники, под общ. ред. К. М. Поливанова, М. -Л., 1950.
1824.htm
ОКЕАН, Мировой океан (от греч. Okeands - Океан, великая река, обтекающая Землю).
I. Общие сведения
О.- непрерывная водная оболочка Земли, окружающая материки и острова и обладающая общностью солевого состава. Составляет большую часть гидросферы (94%) и занимает ок. 70,8% земной поверхности. В понятие О. часто включают подстилающие массу его вод земную кору и мантию. По физич. и химич. свойствам и качественному химич. составу воды (см. Морская вода) О. представляет собой единое целое, но по количеств, показателям гидрологич. и гидрохимич. режима отличается большим разнообразием. Как часть гидросферы О. находится в непрерывном взаимодействии с атмосферой и земной корой, определяющими многие существ, его особенности.
О. представляет собой огромный аккумулятор солнечного тепла и влаги. Благодаря ему на Земле сглаживаются резкие колебания темп-ры и увлажняются отдалённые р-ны суши, что создаёт благоприятные условия для развития жизни. О.- богатейший источник продуктов питания, содержащих белковые вещества. Он служит также источником энергетич., химич. и минеральных ресурсов, к-рые частично уже используются человеком (энергия приливов, нек-рые химич. элементы, нефть, газ и др.).
С древнейших времён О. и его моря использовались для установления связей между народами. Это создало предпосылки для Великих географических открытий, а также для освоения отдалённых от центров культуры территорий, чему способствовал технич. прогресс в трансп. средствах. По океанским путям осуществляется ок. 4/5 мирового грузооборота (см. Морской транспорт).
Роль О. в жизни человечества быстро возрастает. Проблема использования О. в различных отраслях экономики стран мира (судоходство, рыболовство, рациональная эксплуатация ресурсов О., освоение шельфа, прокладка межконтинентальных кабелей, опреснение воды, а также охрана и предотвращение загрязнения мор. среды и др.) носит глобальный харатер и связана с разрешением важных экономич., политич. и правовых вопросов.
Табл. 1.-Основные морфометрические показатели океанов
Океаны
Поверхность
Объём, млн. км3
Средняя глубина, м
Наибольшая глубина, м
млн. кмг
%
Тихий
179,68
50
724
3984
11022
Атлантический
93,361
251
337'
39261
8428
Индийский
74,92
21
292
3897
7130
Северный Ледовитый
13,102
42
17'
12052
5449
Мировой океан
361,06
100
1370
3795
11022
1По другим данным -91, 14, 338, 3332 соответственно. 2 По другим данным-14, 7, 16,7, ИЗО соответственно.
По физико-географич. особенностям, находящим своё выражение в гидрологич. режиме, в Мировом ок. выделяются отдельные океаны, моря, заливы, бухты и проливы. В основе наиболее распространённого совр. подразделения О. лежит представление о морфологич., гидрологич. и гидрохимич. особенностях его акваторий, в большей или меньшей степени изолированных материками и островами. Границы О. отчётливо выражены лишь береговыми линиями суши, омываемой им; внутренние границы между отдельными океанами, морями и их частями носят до нек-рой степени условный характер. Руководствуясь спецификой физико-географич. условий, нек-рые исследователи выделяют также в качестве отдельного Южный ок. с границей по линии субтропич. или субантарктич. конвергенции (см. Конвергенции зоны) или по широтным отрезкам срединно-океанических хребтов. Осн. морфометрич. показатели отдельных океанов с входящими в них морями и Мирового ок. в целом даны в табл. 1.
В Сев. полушарии вода занимает 61% поверхности земного шара, в Южном - 81% . Севернее 81° с. ш. в Сев. Ледовитом ок. и приблизительно между 56° и 63° ю. ш. воды О. покрывают земной шар непрерывным слоем. По особенностям распределения воды и суши земной шар делится на океанич. и материковое полушария. Полюс первого расположен в Тихом ок., к Ю.-В. от Н. Зеландии, второго - на С.-З. Франции. В океанич. полушарии воды О. занимают 91% площади, в материковом - 53%.
II. Геологическое строение и рельеф дна
Рельеф дна и строение земной коры. Общее представление о распределении глубин О. даёт гипсографическая кривая, согласно к-рой большая часть площади дна (73,8% ) располагается на глуб. от 3000 до 6000 м. Планетарные морфоструктуры дна О. выделяются на основе различий в строении и истории развития отдельных участков земной коры. Части дна О., прилегающие к материкам, характеризуются материковым типом коры и составляют подводную окраину материков, в к-рой по особенностям рельефа выделяют шельф, материковый склон и материковое подножие. Последнее граничит с ложем океана или с ложем котловин краевых морей (если подводная окраина материка обрамляется зоной островных дуг). Ложу свойственна сравнительно тонкая кора океанич. типа, состоящая из трёх слоев: верхнего слоя рыхлых осадков (или "первого" сейсмического), "второго" ("надбазальтового") и нижнего - "базальтового". Рельеф ложа О. представлен плоскими аккумулятивными (абиссальными) равнинами и сложнорасчленёнными холмистыми поверхностями, на к-рых сохранился вул-канич. рельеф. Развиты также отдельные вулканич. горы и цепи гор, а также широкие сводовые (валы) и блоковые (асей-смич. хребты)поднятия. Относит, глубины в пределах ложа О. колеблются от 2000- 4000 до 11 000 м. Из числа отрицат. форм на ложе О.выдетяются узкие желоба, приуроченные к гигантским разломам и прогибам земной коры (глуб. до 7000 м и более).
На большей части периферии Тихого ок., в сев.-вост. части Индийского ок., а также в р-нах морей Карибского и Скоша (Скотия) между подводной окраиной материка и ложем океана располагается переходная зона. Осн. элементы рельефа здесь - котловины окраинных морей (глуб. до 4000-5000 м), островные дуги (подводные хребты с цепочкой островов вдоль гребней) и глубоководные желоба, к к-рым приурочены наибольшие глубины О. (напр., Марианский жёлоб глуб. 11 022 м). В пределах зоны островных дуг сложно сочетаются участки материковой, субматериковой, субокеанич. и океанич. земной коры, к-рой свойственна высокая сейсмичность и проявление совр. вулканизма. Четвёртой планетарной морфоструктурой дна О. являются срединно-океанические хребты - система крупнейших сильно расчленённых подводных поднятий, пересекающих все океаны и отличающихся особым типом земной коры. Характерные черты рельефа сре-динно-океанич. хребтов - рифтовые долины, обрамляющие их рифтовые хребты, поперечные разломы, а также крупные вулканич. массивы, напр. Азорский.
Выделенные планетарные морфоструктуры соогветствуют крупнейшим структурно-тектонич. категориям земной коры. Подводные окраины материков в тектонич. отношении представляют собой затопленные части материковых платформ и характеризуются относительно спокойным тектонич. режимом с преобладанием медленных отрицательных движений земной коры, с изометрическими очертаниями геофизич. полей и слабыми положительными аномалиями силы тяжести. У внешнего края шельфа и материкового склона часто отмечаются линейные положительные магнитные и гравитационные аномалии. Переходная зона - совр. геосинклинальная область с резкой дифференциацией и высокими скоростями вертикальных движений земной коры, сложным рисунком геофизич. полей, причём глубоководным желобам обычно свойственны резко выраженные отрицательные, а котловинам окраинных морей - значительные положительные аномалии силы тяжести. Срединноокеанич. хребты в геотектонич. отношении соответствуют георифтогеналям и являются, как и переходная зона, областями высокой сейсмичности, вулканизма и горообразования. Для срединных хребтов характерно чередование линейно-вытянутых положительных и отрицательных магнитных аномалий. Ложе О., соответствующее в структурно-тектонич. отношении понятию талассократан, отличается довольно широким распространением особого типа вулканизма, разломной тектоники, слабой сейсмичностью и медленными регионального характера отрицательными движениями земной коры. Геофизич. поля в пределах ложа О. большей частью имеют изометрич. очертания, преобладают положительные аномалии силы тяжести. Многие р-ны обладают полосчатым распределением магнитного поля.
Донные осадки. До недавнего времени знания о геол. возрасте, вещественном составе и истории формирования осадочного чехла О. ограничивались данными о самых верхних горизонтах слоя рыхлых осадков ("первого" сейсмического слоя). Начиная с 1968 в результате систематич. глубоководного бурения, проводимого с корабля "Гломар Челленджер" (см. Морская геология), в ряде р-нов были достигнуты вулканич. породы "второго" ("надбазальтового") слоя коры. На основе геол. исследований и сейсмич. зондирования установлено, что мощность неуплотнённых осадков меняется от 2000-3000 и более м в приматериковых зонах О. до первых десятков м и даже до нуля на гребнях срединных океанич. хребтов, крутых склонах поднятий и уступах материкового склона.
В центр., удалённых от суши (пелагических) частях О. выявлено три широтных пояса макс, мощностей осадочного чехла (более 2000 м) - вдоль экватора, к С. от 40° с. ш. и к Ю. от 40° ю. ш. Стра-тиграфич. объём осадочной толщи увеличивается от срединных хребтов (плейстоцен - плиоцен) к краевым частям О. (до верхней юры). Более древние океанич. осадки бурением не обнаружены, но не исключена вероятность их нахождения в породах "второго" слоя (напр., в Тихом океане).
Среди донных осадков О. выделяются терригенные, биогенные (известковые, кремнистые), вулканогенные и осадки смешанного происхождения (полигенные), к к-рым относятся глубоководные красные глины (см. карту к стр. 304-305). Терригенные осадки тяготеют к подводным окраинам материков, периферии ложа О. и глубоководным желобам. Среди них распространены отложения мутьевых потоков - турбидиты. Характерна относит, обогащённость органич. веществом, разложение к-рого создаёт восстановительную обстановку и обусловливает серую окраску осадков. Известковые осадки наиболее распространены в тёплых и умеренных зонах О. (от 50° с. ш. до 50° ю. ш.); в пределах океанич. ложа они представлены фораминиферовыми и кокколитово-фораминиферовыми отложениями, а на мелководьях - ракушечными и коралловыми отложениями. На глуб. более 4500- 5000 м вследствие растворения СаСОз известковые осадки отсутствуют. Кремнистые осадки (радиоляриевые и диатомовые) образуют 3 пояса, соответствующих зонам высокой продуктивности фитопланктона, - два субполярных и один экваториальный. Красная глубоководная глина характерна для котловин с глуб. 4500-5000 и более м в зонах низкой биологич. продуктивности, В областях О., примыкающих к зонам активного субаэ-рального вулканизма, формируются вулканич. осадки. Наибольшие площади дна совр. О. занимают карбонатные осадки (ок. 150 млн. км2), глубоководные красные глины (св. 110 млн. км2) и кремнистые илы (ок. 60 млн. км2). Совр. зональность распределения различных типов осадков, наблюдаемая в поверхностном слое, далеко не всегда выдерживается в более глубоких (древних) горизонтах. Материалы бурения свидетельствуют об изменении условий океанич. осадконакопления в прошлые геол. периоды.
Поступление эндогенного вещества на дно О. не ограничивается р-нами надводных вулканов. Оно отмечается близ срединных хребтов и крупных разломов. К ним приурочено образование металлоносных, а в нек-рых случаях - рудоносных (Красное м.) пластов с высокой концентрацией Fe (до 20-40%), Мn, Со, Ni, Pb, Zn, Ag, Se, Hg и др. элементов. Другой тип океанич. рудообразова-ния связан с осадочными процессами, ведущими к накоплению железомарган-цевых конкреций. Они приурочены к поверхностному слою осадков, но иногда обнаруживаются и в глубоких горизонтах осадочной толщи.
Для океанич. осадков, в отличие от мор. отложений, характерна малая скорость накопления. Она не превышает 1 мм в 1000 лет для красных глубоководных глин, а для известковых и диатомовых осадков колеблется от 1 до 30 мм в 1000 лет. Макс, скорость отмечается у основания материкового склона в зоне накопления терригенных осадков (часто более 100 мм в 1000 лет).
Осн. масса материала океанич. осадков поступает с материков в виде взвесей и в растворённой форме. Количеств, распределение осадочного материала и типы осадков связаны с климатич., вертикальной, горизонтальной и циркумконтинент. зональностью, а также с тектонич. режимом. Климатич. зональность и тектонич. режим определяют массу и состав терри-генного и биогенного материала; вертикальная зональность - растворение карбонатов с глубиной и погрубение материала на поднятиях; циркумконтинентальная зональность - образование ареалов терригенных осадков близ материков.
Отложения, близкие к океанич. осадкам, предполагаются в составе геосинклинальных толщ древних складчатых систем материков. Их образование вероятно в геол. формациях ранних стадий развития краевых геосинклиналей (напр., францисканская формация на Тихоокеанском побережье США), а также на океанич. островах (Тимор, Барбадос и др.)
Происхождение и геологическая история. Согласно совр. представлениям, воды О.- продукт дифференциации вещества мантии Земли. Имеются различные гипотезы о происхождении впадин О. и направленности их эволюции. По одной из них, впадины О.- более древние образования, чем материки; развитие земной коры и рельефа Земли идёт по пути постепенного сокращения О. и наращивания материков, переработки океанич. коры в материковую в пределах геосинклинальных поясов (гипотеза "континентализации"). Согласно противоположной точке зрения, впадины О.- сравнительно молодые образования, возникшие благодаря процессам преобразования материковой коры в океаническую (гипотеза "океанизации"). В 60-х гг. 20 в. приобрела большое число сторонников третья гипотеза - разрастания океанич. дна, или гипотеза "тектоники плит". Согласно этой гипотезе, вся земная кора состоит из ограниченного числа подвижных плит, границами к-рых служат срединные хребты и глубоководные желоба. В рифтовых зонах срединных хребтов происходит подъём глубинного вещества, к-рое затем растекается в обе стороны и, постепенно остывая и уплотняясь, снова погружается в зонах глубоководных желобов. Предполагается, что этот процесс протекает с середины мезозоя и постепенно ведёт ко всё большему раздвижению противоположных бортов О. Ряд фактов подтверждает эту гипотезу, однако она ещё мало увязывается с огромным материалом, накопленным в ходе изучения геологии суши. О. в виде совр. глубоководных бассейнов существуют, по крайней мере, с юрского периода, т. к. более древние породы на дне О. пока не обнаружены. В течение мела и кайнозоя происходило дальнейшее их углубление и развитие абиссального осадкообразования. Несомненным является недавнее наращивание окраин материков за счёт замыкания окраинных геосинклинальных бассейнов. Огромные мощности осадков в котловинах геосинклинальных морей свидетельствуют о древности О. При образовании крупных форм рельефа дна О. существ, роль играли вертикальные и горизонтальные движения земной коры (см. Земля).
III. Геохимия вод
Океанич. вода представляет собой раствор солей со средней концентрацией ок. 35 г/л. Всего в О. содержится 5 • 10" г растворённых солей. В их составе преобладают ионы Na+, Mg2+, K+, Са2+, С1- и SO2-4 составляющие 99% от суммы солей.
Мн. другие элементы содержатся в миллионных и миллиардных долях (табл. 2). Состав солевой массы О. регулируется растворимостью, сносом осадков с материков, процессами обмена с атмосферой и осадками дна (в основном карбонатными и силикатными равновесиями), а также жизнедеятельностью морских организмов. Одна группа ионов (Na+, Mg2+, Li+, C1-, So42- и др.)не образует в существенных кол-вах нерастворимых соединений и накапливается в океанских водах в значительно более высокой степени, чем в речных. Вторая группа ионов сравнительно быстро осаждается в виде труднорастворимых соединений. Так, в тропич. морях сильно нагретые поверхностные слои воды оказываются пересыщенными СаСОз, к-рый осаждается на дно как химич., так и биогенным путём. Также может осаждаться Ва в виде труднорастворимой соли BaSO4. Ионы нек-рых металлов - Ti, Mn, Zr и др. в результате гидролиза коагулируют и осаждаются в форме гидроокислов. Целый ряд микроэлементов мор. воды - Си, Pb, Mo, Hg, Zn, U, Ag, редкие земли и др. осаждается путём адсорбции различными природными сорбентами - органич. веществом, гидроокислами железа и марганца, фосфатами кальция, силикатами. Вследствие этого концентрации тяжёлых металлов в воде О. значительно ниже, чем это следует из растворимости их соединений. В целом О. - динамическая система, в к-рой кол-во поступающих веществ (речной сток, атм. пыль, продукты вулканизма) приблизительно равно кол-ву убывающих из неё (осаждение, вынос в атмосферу). Стационарное состояние О. определяется отношением массы каждого компонента, находящегося в данный момент в О., к его массе, прошедшей через О. Величина этого отношения зависит от среднего времени пребывания элемента в О. Для большинства элементов (кроме Na и С1) оно мало по сравнению с длительностью существования О.
В воде О. растворены также различные газы, поступающие из атмосферы и формирующиеся в самой водной толще. Наибольшее значение имеет О2 и СО2, определяющие жизнедеятельность в О. Содержится также ряд инертных (не принимающих участие в химич. реакциях) газов - N2, Аr, Кr, Хе; их растворимость находится в обратной зависимости от атомной массы. Содержание О2 достигает максимума (7-8 мл/л) в поверхностных слоях воды (до глуб. 100-150 м) к падает до 3,0-0,5 мл/л с увеличением глубины (слой кислородного минимума), а в нек-рых р-нах - до нуля. Макс, содержание COi, напротив, приурочено к глубинным слоям воды. Растворимость углекислоты возрастает в холодных водах и уменьшается при нагревании. В связи с этим в зимние месяцы часть СО2 переходит из атмосферы в океанич. воду, а летом - обратно. СО2 принимает участие в химич. реакциях, в частности регулирует карбонатное равновесие. Воды, обогащённые СО2, агрессивны по отношению к СаСОз; удаление СО2 из воды при её нагревании способствует осаждению карбонатов. Велика роль СО2 в фотосинтезе, в процессе к-рого образуется органич. вещество. В результате фотосинтеза в О. ежегодно образуется ок. 1017 г биомассы фитопланктона.
Фотосинтетич. деятельность фитопланктона определяет содержание газов, растворённых в поверхностных слоях воды (до глуб. 100-150 м), насыщая их кислородом и поглощая СО2. Помимо углерода, организмы извлекают такие элементы, как Si, Ca, Mg, К, Br, I, P, Na, а также ряд тяжёлых металлов, имеющих физиологич. значение,- V, Zn, Си, Со, Ni и др. При отмирании организмов эти элементы частично поступают в осадок, где в соответств. условиях могут концентрироваться. В железомарганце-вых конкрециях накапливаются также Си, Zn, Ni, Co, Mo, Ag, Tl, Pb и др. элементы. Суммарное кол-во железомарган-цевых конкреций оценивается в 1013.
В геохимич. истории О. многие исследователи различают три стадии развития: начальную, переходную и современную. С начальной - гипотетической стадией, охватывающей догеологич. этап (приблизительно до 3,5 млрд. лет назад), связан вынос из недр Земли осн. массы воды и кислых продуктов дегазации (Cl, F, Вr, 1,3 и др.), к-рые затем нейтрализовались, взаимодействуя с породами ложа О. Переходная стадия, охватывающая, вероятно, ок. 2 млрд. лет (3,5 - 1,7 млрд. лет назад), ознаменовалась возникновением и развитием жизни, появлением и постепенным ростом содержания фотосинтетического кислорода в атмосфере, окислением восстановленной серы и др. поливалентных элементов. Совр. стадия, начавшаяся, по-видимому, на рубеже раннего и позднего протерозоя (ок. 1,7 млрд. лет назад) и продолжающаяся до сих пор, характеризуется составом вод О. и газов атмосферы, близким к современному, стационарным режимом с кратковременными и ограниченными колебаниями солёности мор. воды в эпохи соленакопления (кембрий, девон, пермь). Под влиянием процессов, идущих в океанич. воде, формируются осадки дна. Океанич. вода проникает в эти осадки на заметную глубину. Захороненная вода океанич. осадков дна, её состав подвергаются изменению; см. также ст. Геохимия.
IV. Минеральные и энергетические ресурсы
О. служит источником богатых минеральных ресурсов. Они подразделяются на химич. элементы, растворённые в мор. воде; полезные ископаемые, содержащиеся под мор. дном, как в континентальных шельфах, так и за их пределами; полезные ископаемые на поверхности дна.
До 70-х гг. 20 в. из мор. воды извлекались преим. значит, кол-ва поваренной соли (ок. 8 млн. т в год), сернокислого натрия, хлористого магния, хлористого калия, брома. В условиях научно-технич. революции открываются перспективы существ, расширения состава извлекаемых химич. элементов.
Более 90% общей стоимости минерального сырья, получаемого из О., дают нефть и газ. Общая нефтегазоносная площадь в пределах шельфа оценивается в 13 млн. км2 (ок. 1/2 его площади). По ориентировочным оценкам, геол. запасы нефти в О. (до глуб. 305 м) определяются в 280 млрд. т, газа в 140 триллионов м3, потенц. запасы их в переводе на нефть оцениваются в 1410 млрд. т. До нач. 70-х гг. добыча нефти и газа ограничивалась глуб. 100-110 м и расстоянием от берега ок. 150 км. В ближайшей перспективе возможно расширение работ на более глубоких и удалённых от берега участках О. В 1970 добыча нефти в пределах шельфа составила 19,2% общемировой. Отмечается тенденция к существ, расширению доли мор. промыслов в мировой добыче нефти. В 1973 добыча нефти и газа на мор. месторождениях велась в 25 странах, а поисково-разведочные работы в шельфовых зонах морей и О. - почти в 100 странах. Наиболее крупные р-ны добычи нефти и газа с мор. дна - Персидский и Мексиканский заливы. Начата пром. добыча нефти и газа со дна Северного м.
Шельф богат и поверхностными залежами, представленными многочисл. россыпями на дне, содержащими металлич. руды, а также неметаллич. ископаемыми. Важное значение среди них имеют титановые минералы - ильменит и рутил, а также циркон и монацит; наиболее крупные месторождения разрабатываются в Австралии (вост. побережье), где добывается св. 1 млн. т титановых минералов в год (1245 тыс. т в 1970, в т. ч. 877 тыс. т ильменита). Подобные россыпи распространены также вблизи побережий Индии, Шри-Ланка, Малайзии и др. Большое значение приобретает добыча олова (на шельфе, прилегающем к Малайзии, Индонезии, Таиланду, Вьетнаму и др. странам Азии), жел. руды (Япония, Ньюфаундленд в Канаде), самородной серы (Мексика), угля (Канада) и др.; в ряде мест обнаружены золото и платина (напр., у берегов Аляски и Калифорнии в США), танталониобаты, магнетит, ти-тано-магнетит, хромиты, алмазы. Последние разрабатываются у юго-зап. побережья Африки в Намибии. Широко распространены залежи фосфоритовых конкреций (вблизи берегов Мексики, Перу, Чили, ЮАР и др.).
На обширных площадях дна О. обнаружены богатые залежи железомарганцевых конкреций - своеобразных многокомпонентных руд, содержащих также никель, кобальт, медь; их потенциальные запасы оцениваются в неск. триллионов т; запасы марганца, никеля, кобальта в этих рудах, по оценкам, во много раз превышают разведанные запасы их на суше. В нек-рых странах предпринимаются эксперименты по пром. добыче конкреций с глубин до 4 тыс. м. В то же время исследования позволяют рассчитывать на обнаружение крупных залежей различных металлов в коренных породах, залегающих под дном О.
Кроме нефти и газа, важное потенциальное значение имеют др. виды энергетич. ресурсов. Для получения энергии из О. можно использовать силу волн, разность уровней, обусловленную приливами и отливами, или разницу темп-р на водной поверхности и на глубине. Мощность энергии приливов оценивается в 1 млрд. кет. Использование этой энергии находится в самой начальной стадии. Первая приливная электростанция (ПЭС) построена во Франции (1967) на берегу Ла-Манша, в устье р. Ранc. В СССР сооружена опытная Кислогубская ПЭС (1968) на С. Кольского п-ова; проектируется стр-во более мощных ПЭС. Разрабатывают проекты ПЭС в Канаде, США, Великобритании. Попытки использования энергии волн не выходили за пределы экспериментов. Разрешение труднейшей задачи концентрации рассеянной энергии волн дало бы человечеству новый крупный источник энергии. В отношении освоения терми ч. энергии О. наиболее благоприятны тропич. р-ны, где темп-pa воды на поверхности береговой зоны достигает 30 °С, а на глуб. 400-500 м-8-10 °С. Строительство первой гидротермальной электростанции предпринято (1969) близ Абиджана (Берег Слоновой Кости).
О.- осн. хранитель тяжёлого водорода (дейтерия), к-рый при условии успешного разрешения проблемы управления термоядерной реакцией может стать неисчерпаемым источником энергии.
V. Гидрологический режим
Тепловой баланс О. Его главные составляющие: радиационный баланс (суммарная солнечная радиация минус обратное излучение О.); потеря тепла на испарение; турбулентный теплообмен между поверхностью О. и атмосферой и внутренний теплообмен (между поверхностью О. и нижележащими слоями). Кроме того, в общий тепловой баланс О. входят передача О. внутреннего тепла Земли, нагревание и охлаждение О. происходящими в нём химич. процессами, переход кинетич. энергии в тепловую и выделение тепла при конденсации водяных паров на поверхности О. Величина их крайне незначительная (каждая из них менее одной тысячной доли солнечной радиации). Поэтому при рассмотрении общего теплового баланса О. они обычно не учитываются. В табл. 3 приведены ср. значения осн. составляющих теплового баланса О. в ккал/см2/год по широтным поясам.
Табл. 3. -Средние значения основных составляющих теплового баланса (по М. И. Будыко)
[1823-1.jpg]
Суммарная радиация увеличивается от высоких широт к низким, имея максимум ок. 20° с. ш. и 20° ю. ш., что объясняется малой облачностью в этих областях, характеризующихся высоким давлением атмосферы. Наибольшая затрата тепла на испарение отмечается также в р-нах высокого атм. давления. Турбулентный теплообмен в тропич. и умеренных широтах меньше др. осн. составляющих теплового баланса. Нарастание его с широтой связано с увеличением разности температур воды и воздуха. О. поглощает тепло в поясе 30 ° с. ш.- 30° ю. ш. и постепенно отдаёт его атмосфере в более высоких широтах. Это важный фактор смягчения климата умеренных и полярных широт в холодную половину года. В результате испарения и турбулентного теплообмена с поверхности О. атмосфере передаётся 82 ккал/см2/год, в то время как с поверхности суши-только 49 ккал/см2/год. Отсюда следует, что О. служит главным фактором в формировании климата и погоды на Земле (см. также Морской климат). Неравномерное поступление солнечного тепла на поверхность О. и изменчивость атм. процессов оказывают непосредственное влияние на темп-ру, солёность и др. характеристики О.
Водныйбаланс О. складывается из расхода воды при испарении с его поверхности и поступления её за счёт осадков и речного стока (табл. 4).
Табл. 4. -Водный баланс (по М. И. Львовичу)
Элементы баланса
Годовой объём, км3
Годовой слой, мм
Осадки
411000
1140
Приток речных вод
41000
111
Испарение
452000
1251
Соотношение составляющих водного баланса определяет режим и изменения солёности вод О. Годовые суммы составляющих водного баланса (в см слоя воды) для различных широт даны в табл. 5.
Материковая составляющая баланса имеет значение лишь в прибрежных р-нах О. В открытом О. определяющим является соотношение осадков и испарения. В Сев. полушарии испарение равно 111,9 см/год, осадки-116,7 см/год, в Южном - 113,0 см/год и 91,6 см/год соответственно. В умеренных и полярных широтах, кроме того, большое значение в водном балансе имеют приход и расход пресной воды при таянии и образовании льдов.
Температура. Верхним тонким слоем воды толщиной в 1 см поглощается 94% поступающей на поверхность О. солнечной энергии. Вследствие перемешивания происходит передача тепла всей толще воды О. Различия теплового баланса определяют региональные и зональные особенности распределения темп-ры, что можно проследить по данным табл. 6.
Среднегодовая темп-pa поверхностных вод О. равна 17,5 °С, в то время как темп-pa воздуха над О. равна 14,4 °С. При этом в Сев. полушарии темп-pa воды выше, чем в Южном (за счёт влияния материков). Термич. экватор (линия наибольших темп-р) располагается к С. от экватора. Здесь среднегодовая темп-ра достигает 28 °С, в замкнутых тропич. морях 32 °С. По мере удаления от экватора к полюсам она постепенно понижается до -1,5, -1,9 °С в полярных р-нах. Распределение темп-ры на поверхности и в верхнем слое О. происходит, в общем, зонально, однако в умеренных широтах под влиянием тёплых и холодных течений темп-pa воды в вост. части О. на 5-8 °С выше, чем в зап., а в субтропич. широтах, наоборот, на В. на 5-10 °С ниже, чем на 3. Сезонные колебания темп-ры наблюдаются до глуб. 100 - 150 м. На поверхности О. их величина изменяется от 1 °С и менее у экватора до 10 "С и более в умеренных и субтропич. широтах. На больших глубинах О. распределение темп-ры определяется глубинной циркуляцией, переносящей воды, погрузившиеся с поверхности. Чем в более высоких широтах происходит погружение воды, тем большие глубины они занимают (вследствие большей плотности) и тем более низкие темп-ры они имеют. В соответствии с этим темп-ра с глубиной понижается и в придонном слое составляет 1,4-1,8 °С, а в полярных областях ниже О °С. Однако понижение темп-ры с глубиной не везде происходит равномерно. Существенные изменения темп-ры наблюдаются только до глуб. 1000 м (в разных р-нах от 200 до 2000 м). В открытых р-нах О., кроме полярных областей, темп-pa заметно изменяется от поверхности до глуб. 300-400 м, а затем до 1500 м изменения весьма незначительны (на глуб. 400-450 м - 10-12 °С, на 1000 м - 3-7 °С, на 2000 м - 2,5 - -3 °С), с 1500 м темп-pa почти не изменяется. В умеренных и полярных широтах понижение темп-ры нарушается в нек-рых случаях проникновением тёплых или холодных вод в глубинных течениях. Во впадинах, глубина к-рых более 7 тыс. м, темп-pa не понижается, а, наоборот, повышается ко дну на неск. десятых долей градуса под влиянием адиабатических процессов.
Табл. 6.-Средняя температура воды на поверхности океана
Широта
70°-60° с. ш.
60-50
50-40
40-30
30-20
20-10
10-0
0°-10° ю. ш.
10-20
20-30
30-40
40-50
50-60
70° с. ш.- 60° ю. ш.
Температура, °С
2,9
6,1
11,2
19,1
23,6
26,4
27,3
26,7
25,2
22,1
17,1
9,8
3,1
19,32
Табл. 5.-Годовые суммы составляющих водного баланса (по Л. И. Зубенок)
Широта
Испарение
Осадки
Материковый сток
60-50o с. ш.
105,0
57,4
47,6
50-40
114,0
86,3
27,7
40-30
96,2
121,2
25,0
30-20
81,5
141,1
59,6
20-10
124,7
148,8
24,1
10-0
193,0
127,0
66,0
0-10° ю. ш.
119,3
134,2
14,9
10-20
98,6
162,1
63,5
20-30
83,5
144,2
60,7
30-40
87,5
128,4
40,9
40-50
105,6
95,1
10,5
50-60
91,5
62,2
29,3
60° с. ш.-
112,7
102,4
10,3
60° ю. щ.
Табл. 7. -Средняя величина солёности на поверхности океана
Широта
80°- 60° с. ш.
60-50
50-40
40-30
30-20
20-10
10-0
0°-10° ю. ш.
10-20
20-30
30-40
40-50
50-60
70° с. ш.-60° ю. ш.
Солёность, o/oo
32,87
33,03
33,91
35,30
35,71
34,95
34,58
35,16
35,52
35,71
35,25
34,34
33,95
34,89
Солёность. В зависимости от соотношения составляющих водного баланса солёность в отд. р-нах меняется почти от 0 (близ устьев крупных рек) до 39-42 о/оо (в тропич. морях - Красное м., Персидский зал., Средиземное м.). Широтная зональность в распределении солёности на поверхности О. нарушается также под влиянием течений, образования и таяния льда. В табл. 7 приведены ср. величины солёности на поверхности О. для различных широт. В Сев. полушарии солёность ниже, чем в Южном. Наибольшие величины её в открытом океане отмечаются в тропич. широтах Атлантич. ок., где она достигает 37,25о/оо. В полярных областях солёность падает до 31,4о/оо на С. и 33,93о/оо на Ю., у экватора - до 32-34о/оо. Сезонные колебания её наблюдаются до глуб. 100-150л, наиболее резко- в слое 10-25 м (превышают 2-3о/оо). Ниже глуб. 150 м распределение солёности, так же как темп-ры, определяется глубинной циркуляцией и меняется слабо (от 34,6 до 34,9о/оо); между 40° с. ш.- 40° ю. ш. на глуб. 400-800 м отмечается слой минимума (34,0-34,5о/оо), связанный с распространением погрузившихся с поверхности субполярных вод.
Циркуляция вод О. обусловливается целым рядом факторов (см. Морские течения). Под влиянием атмосферной циркуляции поверхностные течения до глуб. 150-200 м образуют антициклональные круговороты в субтропич. и тропич. широтах и циклональные - в умеренных и высоких широтах. Первые из них образуются в тропич. широтах мощными потоками пассатных течений, развивающихся под влиянием сев.-вост. и юго-вост. пассатов. Эти течения пересекают О. с В. на 3. У вост. берегов материков они отклоняются к С. и Ю. соответственно в Сев. и Юж. полушариях и движутся вдоль материков приблизительно до широт 40-45°. Здесь под влиянием зап. ветров поверхностные течения отклоняются на В. и вновь пересекают О., образуя в Юж. полушарии непрерывный поток поверхностных вод- течение Западных Ветров, а в Сев. полушарии - мощные Северо-Атлантическое и Северо-Тихоокеанское течения. У зап. берегов материков от вост. поверхностных течений отклоняются ветви в сторону экватора, где они сливаются с пассатными течениями и замыкают субтропич. антициклональные круговороты (см. карты на стр. 328-329). В Сев. полушарии восточные поверхностные течения отклоняются в более высокие широты, отделяя ветви в зап. направлении. Эти ветви соединяются с поверхностными течениями, следующими из высоких широт в умеренные вдоль вост. берегов материков и замыкающими циклональные круговороты. В высоких юж. широтах близ Антарктиды существует течение, направленное с В. на 3., между ним и вост. течением умеренных широт также образуются циклональные круговороты, обусловленные общей циклональной циркуляцией атмосферы в этих широтах. Системы течений Сев. и Юж. полушарий у экватора разделяются зоной межпассатных (экваториальных) противотечений (см. Межпассатные противотечения), движущихся с 3. на В. Межпассатные противотечения имеют сезонный характер и только в Тихом ок. существуют круглый год. В муссонных областях О. течения меняются по сезонам (сев. часть Индийского ок. и сев.-зап. часть Тихого ок.). Перенос в указанных системах циркуляции вод из низких широт в высокие и из высоких в низкие определяет наличие в О. тёплых и холодных течений, отличающихся по своим темп-рам от окружающих вод. Особенно ярко выражены системы тёплых течений Гольфстрим и Куросио в сев. частях Атлантич. и Тихого океанов и холодные течения Лабрадорское, Бенгельское, Курильское, Перуанское и др. На глуб. более 150-200 м циркуляция вод определяется гл. обр. разностями плотностей воды в толще О. Последние создаются тем, что погружающиеся с поверхности О. в зонах сходимости течений (конвергенции зона) и в результате зимнего охлаждения и сползания по материковому склону воды обладают различными температурными и солёностными характеристиками, соответствующими географич. широте места их погружения. На глуб. до 1000-1500 м погрузившиеся воды совершают, по-видимому, циркуляцию, подобную поверхностной. Но в ряде р-нов на эту циркуляцию накладываются мощные противотечения (напр., подповерхностные течения Ломоносова и Кромвел-ла, к-рые развиваются в экваториальных широтах Атлантич. и Тихого океанов). На больших глубинах в направлении течений преобладает меридиональная составляющая, что обусловливает водообмен между сев. и юж. частями О. Глубинные воды возвращаются на поверхность О. в зонах расхождения поверхностных течений (см. Дивергенция морских вод) и в областях сгона поверхностных вод, таких как циклональные круговороты. Т. о. происходит постоянное обновление вод на всех глубинах О. и перенос их гидрологич. и гидрохимич. характеристик от поверхности ко дну и обратно.
Волны. Помимо горизонтального и вертикального движений масс воды, для динамич. состояния О. характерны волновые движения, вызываемые ветром, приливами и землетрясениями (см. Волны морские). Ветровые волны наблюдаются только в верхнем слое О. до глуб. в среднем 50-60 м, их вые. 12-13 м и более. Преобладающая вые. океанских волн в умеренных широтах ок. 4 м, в тропич. -1,5 м. Приливные и сейсмич., т. н. цунами, волны охватывают всю толщу воды О. Приливные волны существуют в О. постоянно. В О. наблюдаются также внутр. волны, возникающие на поверхности раздела слоев воды с различной плотностью. Высота внутр. волн достигает неск. десятков м. Если верхний слой тонок и разница плотностей этого слоя и нижележащего слоя велика, то создаётся явление "мёртвой воды", затрудняющей плавание, особенно парусных судов.
П р и л и в ы. Исключит, роль в режиме О. играют приливные явления (см. Приливы) в виде регулярных, почти периодич. колебаний уровня воды, а также в виде приливных течений. Преобладают приливы полусуточного периода. Величина их в открытом О. не более 1 м, но у берегов достигает 3-6 м. Большие величины приливов характерны для побережий океанских заливов и окраинных морей: в зал. Фанди (Атлантич. побережье Канады) до 18 м. В нек-рых р-нах (зап. часть Мексиканского зал., Яванское м. и др.) приливы суточные, величина их до 5,9 м (Охотское м.). В др. р-нах наблюдаются смешанные приливы (неправильные полусуточные или суточные) вые. до 12,9 л (Пенжинский зал. Охотского м.). Приливные течения имеют особенно большое значение в узкостях, где могут достигать больших скоростей (св. 7 м/сек).
Перемешивание. Воды О. подвергаются перемешиванию, посредством к-рого происходит передача от слоя к слою гидрологич. и гидрохимич. характеристик и их выравнивание. Процессы эти действуют как в вертикальном, так и в горизонтальном (боковое перемешивание) направлениях. Перемешивание делится на типы: молекулярное и турбулентное, в к-ром выделяются разновидности- фрикционное (вызванное силой трения слоев при их движении относительно друг друга) и конвективное. Фрикционное перемешивание проявляется гл. обр. в форме ветрового и приливного. Ветровое перемешивание проникает на глубину распространения ветровых волн, приливное охватывает всю толщу воды до дна О. В отличие от ветрового перемешивания, развивающегося эпизодически, приливное перемешивание осуществляется с более или менее правильной периодичностью. Конвективное, или плотностное, перемешивание связано с нарушением плотностной стратификации слоев воды при увеличении плотности вышележащего или уменьшении плотности нижележащего слоя, что обусловливается понижением темп-ры и повышением солёности в первом случае или повышением темп-ры во втором случае. Наиболее важное значение имеет конвекция, развивающаяся при зимнем охлаждении поверхности О. (зимняя вертикальная циркуляция), когда она охватывает мощный слой воды и в отдельных замкнутых морях с большой солёностью воды распространяется до дна (Красное м., Средиземное м.). При перемешивании вод различных темп-р и солёностей происходит увеличение плотности смеси, что весьма важно для режима О. При этом осн. значение имеют разности темп-р и их абс. значения. Чем ниже темп-pa вод и чем больше их температурные различия, тем больше уплотнение и тем большие глубины охватываются перемешиванием. В результате уплотнения при перемешивании в зонах сходимости поверхности течений с различными температурными и солёностными характеристиками происходит погружение поверхностных вод на глубины О.
Значение перемешивания в жизни О. огромно. Благодаря ему солнечное тепло, поглощаемое тонким поверхностным слоем, распространяется в глубину, выравнивается солёность мор. вод, глубинные и придонные воды получают кислород, а поверхностные обогащаются питательными (биогенными) веществами, накапливающимися в глубинных водах. Р-ны О. с небольшими глубинами и интенсивным перемешиванием наиболее богаты в промысловом отношении (моря Баренцево, Северное, Азовское, р-н о. Ньюфаундленд и др.).
Уровень О., особенно у берегов, непрерывно колеблется под влиянием приливов, изменений атм. давления, берегового стока, плотности мор. воды и сгонно-нагонных ветров. Соответственно колебания уровня имеют периодич. и непериодич. характер. Периодич. колебания, связанные с приливами, имеют полусуточный или суточный период и достигают большой величины. Изменения уровня, вызванные изменениями атм. давления и др. длительно действующими факторами, носят сезонный характер. В нек-рых замкнутых морях (Чёрное, Азовское, Балтийское) эти колебания превышают, приливные. Непериодич. изменения уровня вызываются сгонно-нагонными ветрами и имеют величину 1-3 м. В сочетании с приливным поднятием уровня нагонный уровень может достигать большой высоты и иногда приводит к катастрофич. наводнениям на берегах О. (напр., наводнения на берегах Северного м.). Существуют также вековые колебания уровня О., связанные с колебательными движениями земной коры и колебаниями объёма Мирового ок.
Лёд в О. образуется в высоких и умеренных широтах (см. также Морской лёд). В высоких широтах, вследствие малого кол-ва солнечного тепла, льды сохраняются по неск. лет. Эти многолетние льды (пак) выносятся течениями и ветрами в умеренные широты, где тают. Наибольшей толщины (3-5 м) пак достигает в Арктике. В умеренных широтах образуется однолетний лёд, гл. обр. в морях с суровыми зимними условиями. Кроме мор. льдов, в О. встречаются огромные массы материковых льдов - айсберги, отрывающиеся гл. обр. от ледников Антарктиды, Гренландии, Шпицбергена и нек-рых др. полярных островов. Наиболее распространены они в Антарктике и сев.-зап. части Атлантич. ок.
Цвет и прозрачность воды О. определяются её избирательной способностью поглощать и рассеивать световые лучи и зависят от условий освещения поверхности О., изменения спектрального состава и ослабления светового потока. При большой прозрачности вода приобретает интенсивный синий цвет, к-рый характерен для открытого О. При наличии значит, кол-ва взвешенных частиц, сильно рассеивающих свет, вода имеет сине-зелёный или зелёный цвет, характерный для прибрежных р-нов и нек-рых замкнутых морей. В местах впадения крупных рек, несущих большое кол-во взвешенных частиц, цвет воды принимает жёлтые и коричневые оттенки. Макс, величина относит, прозрачности (66 м), определяемая по глубине исчезновения белого диска диаметром 30 см, отмечена в Саргассовом м. (Атлантич. ок.); в Индийском ок. она составляет 40-50 м, в Тихом ок. 59 м. В общем, в открытой части О. прозрачность уменьшается от экватора к полюсам, но и в полярных р-нах она может быть значительной. Особое явление, распространённое по всему О., представляет собой свечение моря.
Зональность. Распределение энергии Солнца в О. неоднородно и подчиняется закону зональности.
Широтная зональность охватывает слой воды толщиной 150-200 м. В соответствии с этим в О., как и на суше, выделяются полярные, субполярные, умеренные, субтропич., тропич. и экваториальные пояса (см. Пояса физико-географические). Границы между ними во многих случаях отчётливо выражены в виде фронтов (зон конвергенции), на к-рых резко меняются свойства и динамика вод, напр, фронт Куросио в Тихом ок. и фронт Гольфстрима в Атлантич. ок., Антарктич. фронт, юж. субтропич. фронт.
Вертикальная зональность проявляется в последовательной смене поверхностных, подповерхностных, промежуточных, глубинных и придонных водных масс. Поверхностные водные массы отличаются наиболее интенсивным развитием процессов, обусловленных активным обменом энергии и вещества с атмосферой. Толщина их в среднем 150-200 м. Подповерхностные водные массы располагаются на глуб. 200-500 м и в низких и умеренных широтах характеризуются повышенной солёностью, а в низких широтах - повышенной темп-рой. Промежуточные водные массы довольно сильно отличаются от выше- и нижележащих вод: в полярных широтах - своей повышенной темп-рой, а в умеренных и тропич.- пониженной солёностью и минимальным содержанием кислорода. Нижняя граница их располагается в разных частях О. на глуб. от 1000 до 1500 м.
Глубинные водные массы получили наибольшее развитие по вертикали. Нижняя их граница прослеживается на глуб. 3000-3500 м. При большой однородности свойств глубинных вод в О. выделяются 4-5 различных типов вод, отличающихся друг от друга особенностями формирования и гл. обр. солёностными и кислородными характеристиками.
Придонные водные массы занимают наиболее глубокие части О., перемещаясь от р-нов полюсов по котловинам и соединяющим их подводным понижениям. В среднем толщина придонных вод 1000 - 1500 м, в глубоководных желобах (впадинах) - более 6000 м. Наибольшее распространение в О. имеют придонные антарктич. воды, обладающие низкой темп-рой и относительно богатые кислородом. В Атлантич. ок. они распространяются вплоть до 40° с. ш., в Тихом ок. вплоть до экватора, а местами до 10-20° с. ш.
VI. Растительный и животный мир
Живые организмы населяют О. от поверхности до наибольших глубин (см. Морская растительность, Морская фауна). По типам местообитаний различают пелагические организмы, населяющие толщу воды (пассивно плавающие - планктон и активно плавающие - нектон), и организмы, населяющие дно О. (бентос). Из растительных организмов только бактерии и нек-рые низшие грибы встречаются в О. повсеместно. Бактерии играют большую роль в биологич., химич. и геологич. процессах в О. Они участвуют в круговороте веществ, обусловливают окислительно-восстановительные процессы, усваивают содержащиеся в воде и донных осадках органич. вещества, к-рые т. о. становятся пригодными для использования животными, и т. д. Остальные растит, организмы населяют только верхний освещённый слой О. (гл. обр. до глуб. ок. 50-100 м), в к-ром может осуществляться фотосинтез. Фотосинтезирующие растения создают в О. первичную продукцию, за счёт к-рой существует всё остальное население О. (см. Биологическая продуктивность). В О. обитает ок. 10 тыс. видов растений. В фитопланктоне преобладают диатомовые водоросли, перидинеи и кокколитофориды из жгутиковых. Донные растения (фитобентос) включают гл. обр. диатомовые, зелёные, бурые и красные водоросли, а также неск. видов травянистых цветковых растений (напр., зостера).
Животный мир О. ещё более разнообразен. В О. обитают представители почти всех классов совр. свободно-живущих животных, а мн. классы известны только из О. Фауна О. включает более 160 тыс. видов: ок. 15 тыс. простейших (гл. обр. радиолярии, фораминиферы, инфузории), 5 тыс. губок, ок. 9 тыс. кишечнополостных, более 7 тыс. различных червей, 80 тыс. моллюсков, более 20 тыс. ракообразных, 6 тыс. иглокожих и менее многочисл. представителей ряза др. групп беспозвоночных (мшанок, брахиопод, погонофор, оболочниковых и нек-рых др.), ок. 16 тыс. рыб. Из позвоночных животных в О., кроме рыб, обитают нек-рые черепахи и змеи (ок. 50 видов) и более 100 видов млекопитающих, гл. обр. китообразных и ластоногих. Постоянно связана с О. жизнь нек-рых птиц (пингвинов, альбатросов, чаек и др.- ок. 240 видов).
Наибольшее видовое разнообразие животных характерно для тропич. р-нов. Донная фауна особенно разнообразна на мелководных коралловых рифах. По мере увеличения глубины разнообразие жизни в О. убывает. На самых больших глубинах (более 9000-10000 м) обитают лишь бактерии и неск. десятков видов беспозвоночных животных.
Количественное развитие жизни очень различно в разных р-нах О. Кол-во фитопланктона зависит от обилия в поверхностных слоях биогенных элементов, гл. обр. соединений азота, фосфора, кремния. Поскольку этими веществами богаты глубинные воды О., для развития фитопланктона особенно благоприятны р-ны интенсивной вертикальной циркуляции и подъёма глубинных вод. К таким р-нам относятся зоны фронтов, т. е. соприкосновения холодных и тёплых течений (напр., Гольфстрима и Лабрадорского, Куросио и Оясио), зоны дивергенций (напр., экваториальная), р-ны постоянных сгонных ветров вблизи берегов и др. В р-нах, богатых фитопланктоном, наиболее велико и кол-во питающегося им зоопланктона и нектонных животных, к-рые поедают зоопланктон.
Наибольшее количеств, развитие донного населения свойственно прибрежным мелководным р-нам умеренных областей О. (до неск. десятков кг фито- и зообентоса на 1 м2 дна). Донное население больших глубин существует за счёт органич. остатков, оседающих из поверхностных слоев и сносимых с прибрежных мелководий. Поэтому более богаты жизнью глубины вблизи материков и в р-нах наиболее обильного развития жизни в поверхностных слоях. Обширные пространства удалённых от берегов тропич. р-нов О. (олиготрофные области) бедны жизнью как в пелагиали, так и на дне. Условия существования в О. неоднородны на разных глубинах. С глубиной быстро уменьшается освещённость, понижается темп-pa, возрастает гидростатич. давление, уменьшается кол-во пищи и т. д. Всё это обусловливает существование в О. вертикальной биол. зональности (см. рис.). По распределению жизни на дне О. выделяют след, зоны: литоралъ (приливо-отливная зона), сублитораль (до 200 м), нижнюю её часть иногда выделяют в качестве особой зоны - элиторали, батиалъ (до 2500-3000 м), абиссаль (до 6000 м), ультраабиссаль, или хадаль (глубже 6000 м). Пограничные между этими зонами глубины выделяют как переходные горизонты. Вертикальная зональность населения толщи воды О. выражена менее чётко вследствие способности мн. пелагических животных совершать значит, вертикальные миграции. Обычно различают: поверхностную зону, или Эпипелагиаль (до 150-200 м), переходную, или мезопелагиаль (до 750-1000 м), и глубоководную. Последняя подразделяется на батипелагиаль (до 2500-3000 м), абис-сопелагиаль (до 6000 м) и ультраабиссаль (глубже 6000 м). О географич. распределении жизни в О. см. Зоогеографическое районирование.
Известковые и кремнёвые скелеты организмов - важнейший компонент донных осадков О. Мн. морские организмы служат объектом промысла и используются в качестве пищи или технич. сырья.
VII. Биологические ресурсы
О.- источник крупных биологич. ресурсов. Он даёт 12-15% белков животного происхождения и 3-4% животных жиров общемирового потребления. Мировой улов рыбы и др. морепродуктов (кроме млекопитающих) в 1971 составил 59,9 млн. т (в 1965-45,6, в 1970- 60,6 млн. т). На моря и океаны приходится св. 4/5 общего мирового улова. Активное рыболовство охватывает всё новые р-ны О. До 1939 св. 83% мирового улова падало на зону к С. от 20° с. ш., в 1970 она дала только 40% . В 1971 на Тихий ок. приходилось 56% улова, на Атлантич. ок.- 39% и на Индийский ок.- 5%. Наибольший уд. вес в промысле мор. продуктов имеет рыба - ок. 90%, на различных моллюсков приходится ок. 5% , на ракообразных ок. 3% , на водные растения ок. 1,5% . Предметом промысла служат также мор. млекопитающие (киты, тюлени и др.), вылов к-рых в 1970 превысил 540 тыс. т. Мировой морской промысел охватывает около 25% акватории О., осн. промысловые районы расположены в пределах шельфа. В 1971 наибольшие уловы имели (в млн. т): Перу 10,6 (в 1972-73 добыча упала); Япония 9,9; СССР 7,3; Норвегия 3,1; США 2,8; Индия 1,8; Таиланд 1,6; Испания 1,5; Дания 1,4; Канада 1,3; Индонезия 1,25; ЮАР 1,1; Исландия 0,7. В связи с быстрым ростом освоения биологич. ресурсов О. и применением мощной техники возникла опасность, что нерегулируемое и нерациональное использование биологических ресурсов О. приведёт к уменьшению их запасов или к невосстановимым потерям. В связи с необходимостью наиболее рационального освоения ресурсов животного и растит, мира О. встал вопрос о междунар. сотрудничестве в этой области, в частности об охране тех или иных обитателей О. Всё большую роль призвано играть осуществление искусств, воспроизводства наиболее ценных пород мор. животных и растений.
VIII. История развития знаний об океане
Первые сведения об О. накапливались параллельно с расширением геогр. познаний о Земле. Уже в глубокой древности финикияне, египтяне, греки, китайцы и др. народы, населяющие берега О., имели правильное представление о нек-рых наблюдаемых в нём явлениях. Аристотель высказал мысль о единстве Мирового ок., указывал на существование течений в проливах Керченском, Босфоре, Дарданеллах. Дальнейшее развитие знаний об О. связано с крупными геогр. открытиями кон. 15-нач. 16 вв., в первую очередь с именами Васко да Гама, Колумба, Магеллана. После эпохи Великих географич. открытий началось быстрое развитие изучения О. В 1650 голл. географ Б. Варениус впервые предложил выделить пять океанов: Тихий, Атлантический, Индийский, Северный Ледовитый и Южный Ледовитый. В 1845 Лондонское геогр. общество подтвердило то же деление. В последующем нек-рые учёные (О. Крюммель, Германия, 1878; Ю. М. Шокальский, Россия, 1917) предложили выделить только 3 океана: Тихий, Атлантический и Индийский, считая Сев. Ледовитый морем Атлантич. ок. Комплексное изучение Арктич. бассейна привело к тому, что в 1935 в Сов. Союзе было узаконено выделение Сев. Ледовитого ок. как самостоятельного.
В 1664 А. Кирхер (Германия) составил первую карту мор. течений, основанную на результатах наблюдений мореплавателей. В 1725 Л. Марсильи (Италия) дал первое описание грунтов дна как осадочных пород, выполнил ряд измерений темп-ры воды на различных глубинах в Средиземном м. В 1749 капитан Эллис впервые измерил темп-ру на больших глубинах (до 1630 м) у сев.-зап. берегов Африки. В 1770 Б. Франклин (Великобритания) составил первую карту Гольфстрима, обосновал главную причину образования морских течений (ветер). Огромное значение имело создание в 1687 И. Ньютоном (Великобритания) теории приливов в О., развитой в 1740 Д. Бернулли (Швейцария) и в 1799-1825 П. С. Лапласом (Франция). В это же время начала разрабатываться теория волн (Ньютон, 1726; Лаплас, 1776; Лагранж, 1786; Герстнер, 1802, и др.).
В нач. 19 в. важное значение имели: изобретение рус. учёными Э. Ленцем и Е. Парротом батометра и глубомера, а также их опыты (1832), показывающие влияние давления на темп-ру воды; изобретение в 1854 Дж. М. Бруком (США) лота с отделяющимся грузом и драги для сбора образцов грунта и донных живых организмов.
Огромную роль сыграла первая рус. кругосветная экспедиция И. Ф. Крузенштерна и Ю. Ф. Лисянского на корветах "Надежда" и "Нева" (1803-06), во время к-рой проводились измерения темп-ры воды на больших глубинах О., наблюдения над уд. весом, течениями, цветом воды, биологич. исследования и измерения глубин. Не меньшее значение имели плавания на корвете "Предприятие" (1823-26) с участием Э. Ленца, положившего начало точным измерениям в О., и на"Бигле" с участием Ч. Дарвина (Великобритания), к-рым были выполнены широкие биологич. исследования. Особо следует упомянуть об экспедиции Ф. Ф. Беллинсгаузена и М. П. Лазарева в 1819-21 на корветах "Восток" и "Мирный" |
