Гидросфера

Гидросфера

Вода образует прерывистую
оболочку 3. Ок. 94% общего объёма гидросферы сосредоточено в океанах и
морях; 4% заключено в подземных водах; ок. 2% - в льдах и снегах (гл. обр.
Арктики, Антарктики и Гренландии); 0,4% - в поверхностных водах суши (реки,
озёра, болота). Незначительное кол-во воды содержится в атмосфере и организмах.
Все формы водных масс переходят одна в другую в процессе обращения (см.
Влагооборот,
Водный баланс). Ежегодное кол-во осадков, выпадающих на земную поверхность,
равно кол-ву воды, испарившейся в сумме с поверхности суши и океанов. В
общем круговороте влаги наиболее подвижны воды атмосферы.

Вода гидросферы содержит
почти все химич. элементы. Ср. химич. состав её близок к составу океанич.
воды, в к-рой преобладают кислород, водород, хлор и натрий. В водах суши
преобладающими являются карбонаты. Содержание минеральных веществ в водах
суши
(солёность) подвержено большим колебаниям в зависимости от местных условий
и прежде всего от климата. Обычно воды суши слабо минерализованы - пресные
(солёность рек и пресных озёр от 50 до 1000 мг/кг). Ср. солёность
океанич. воды ок. 35 г /кг (35°/воды колеблется от 1-2°/(Красное м.). Наибольшая концентрация солей - в солёных озёрах (Мёртвое
м. до 260°/

Совр. солевой состав вод
гидросферы сформировался за счёт продуктов химич. выветривания изверженных
пород и привнося на поверхность 3. продуктов дегазации мантии: в океаьич.
воде катионы натрия, магния, кальция, калия, стронция присутствуют гл.
обр. за счёт речного стока. Хлор, сера, фтор, бром, иод, бор и др. элементы,
играющие в океанич. воде роль анионов, являются преим. продуктами подводных
вулканич. извержений. Содержащиеся в гидросфере углерод, азот, свободный
кислород и др. элементы поступают из атмосферы и из живого вещества суши
и океана. Благодаря большому содержанию в океане биогенных хим. элементов
океанич. вода служит весьма благоприятной средой для развития растительных
и животных организмов.

Мировой океан образует самое
большое скопление вод на земной поверхности.

Морские течения связывают
отдельные его части в единое целое, вследствие чего воды океанов и морей
обладают общими физико-химич. свойствами.

Поверхностный слой воды в
океанах (до глубины 200-300 м) имеет непостоянную темп-ру, меняющуюся
по сезонам года и в зависимости от темп-рного режима соотв. климатич. пояса.
Ср. годовая темп-pa этого слоя постепенно убывает от 25 °С у экватора до
О °С и ниже в полярных областях. Характер вертикального изменения темп-р
океанич. вод сильно варьирует в зависимости от географич. широты, что объясняется
гл. обр. неодинаковым нагреванием и охлаждением поверхностных вод. С др.
стороны, имеются существ. различия в изменении темп-ры воды по глубине
на одних и тех же широтах в связи с течениями. Однако для огромных экваториальных
и тропических пространств океана в изменении темп-р по вертикали имеется
много общего. До глубины- 300-500 м темп-pa воды здесь быстро понижается,
затем до 1200- 1500 м понижение темп-ры происходит медленнее, глубже
1500 м она почти не изменяется. В придонных слоях темп-ра держится
обычно между 2 °С и О °С. В умеренных областях изменение темп-ры с глубиной
менее значительно, что связано с меньшим прогревом поверхностных вод. В
приполярных областях темп-pa сначала понижается до глубин ок. 50-100 м,
затем
до глубин ок. 500 м несколько повышается (за счёт приноса более
тёплых и солёных вод из умеренных широт), после чего медленно понижается
до 0 °С и ниже в придонных слоях.

С изменением темп-ры и солёности
меняется и плотность воды. Наибольшая плотность характерна для высоких
широт, где она достигает у поверхности 1,0275 г/см³. В
приэкваториальной области плотность воды у поверхности - 1,022 04 г
/см³.

Характерной особенностью
океана явл. циркуляция и перемешивание вод. В слое до 150-200 м циркуляция
определяется гл. обр. господствующими ветрами, под влиянием к-рых образуются
мощные океанич. течения. В более глубоких слоях циркуляция связана преим.
с существующей в толще воды разностью плотностей, зависящей
от темп-ры и солёности. Основными элементами циркуляции, определяемой воздействием
ветров, явл. антициклональные круговороты в субтропич. широтах и циклональные
- в высоких. Плотностная циркуляция участвует в вертикальном распределении
водных масс и охватывает всю толщу вод. Планетарным видом движения вод
служит приливо-отливное течение, вызванное влиянием Луны и Солнца.

Океан играет огромную роль
в жизни 3. Он служит главным водохранилищем планеты и основным приёмником
солнечной энергии на поверхности 3. Вследствие большой теплоёмкости воды
(и малой теплоёмкости воздуха) он оказывает умеряющее воздействие на колебания
темп-ры воздуха окружающего пространства. В умеренных и полярных широтах
морские воды летом накапливают тепло, а зимой отдают его атмосфере. В экваториальных
и тропических пространствах вода нагревается с поверхности круглый год.
Тёплые воды переносятся отсюда течениями в высокие широты, утепляя их,
а холодные воды возвращаются к тропикам в противотечениях. Т. обр. океан
влияет на климат и погоду 3. Велика роль океана в круговороте веществ
на 3. (влагооборот, взаимный обмен с атмосферой кислородом и углекислым
газом, вынос на сушу растворённых в океанич. воде солей и прив-нос в океан
реками материала с суши, биогеохимич. превращения).

Непрерывно движущиеся водные
массы океана, взаимодействуя с горными породами дна и берегов, производят
огромную разрушительную и созидательную (аккумулятивную) работу. Разнообразный
обломочный и растворённый материал, полученный в результате разрушительной
работы океанич. воды и благодаря речному стоку, осаждается на дне океана,
образуя осадки, превращающиеся затем в осадочные горные породы. Отмершие
растительные и животные организмы дают начало биогенным осадкам.

Немалую роль играют и воды
суши. Пресные воды удовлетворяют потребности человека в воде, обеспечивают
промышленность и поливное земледелие.

Табл. 5. - Основные данные о геосферах "твёрдой" Земли
Геосферы	Подразделения геосфер	Буквенное обозначение	Глубина нижней границы*, км	Объём, 1018 м3	Масса**, 1021 кг
Земная кора	осадочный слой "гранитный" слой "базальтовый" слой	А	до 20 до 40 до 70	1,0 3,6 5,6	2,5 10 16
Мантия				180,1 205,7	610 856
	нижняя мантия	D	2900	510,8	2547
Ядро	внешнее ядро	Е F		166,6	1828
	субъядро	С	6371	8,6	106
* Разность между ср. радиусом 3. и ср. радиусом границы (кроме коры). ** Кора по А. Б. Ронову и А. А. Ярошевскому (1969), остальные по Ф. Бёрчу (1964).

Поверхностные текучие воды
совершают большую геологич. работу, осуществляя размыв (эрозию), перенос
и отложение продуктов разрушения горных пород. Деятельность текучих вод
приводит к расчленению и общему понижению рельефа суши. Суммарное кол-во
выносимого реками в моря и океаны материала оценивается более чем в 17
млрд. т в год.
"Твёрдая" Земля

О строении, составе и свойствах
"твёрдой" 3. имеются преим. предположит. сведения, поскольку непосредственному
наблюдению доступна лишь самая верхняя часть земной коры. Все данные о
более глубоких недрах планеты получены за счёт разнообразных косвенных
(гл. обр. геофизич.) методов исследования. Наиболее достоверны из них -
сейсмические методы, основанные на изучении путей и скорости распространения
в 3. упругих колебаний (сейсмич. волн). С их помощью удалось установить
разделение "твёрдой" 3. на отдельные сферы и составить представление о
внутр. строении 3. (см. табл. 5).
Строение "твёрдой"

Земля. Верхняя сфера
"твёрдой" 3.- земная кора (А) - самая неоднородная и сложно построенная.
Из неск. типов земной коры преобладающее распространение имеют материковая
и океаническая; в строении первой различают три слоя: верхний - осадочный
(от 0 до 20 км), средний, наз. условно "гранитным" (от 10 до 40
км),
и нижний, т. н. "базальтовый" (от 10 до 70 км), отделяющийся
от "гранитного" поверхностью Конрада (см. Конрада поверхность).

Строение "твёрдой" Земли.
Границы между геосферами А и В, D и Е, F a G- резкие;
между В и С, С и D, Е и F - условные, т. к. переход постепенный
(объяснение буквенных обозначений дано в табл. 5 и в тексте).

Под океанами осадочный слой
на обширных площадях имеет толщину лишь в неск. сотен метров. "Гранитный"
слой, как правило, отсутствует; вместо него наблюдается т. н. "второй"
слой неясной природы, толщиной ок. 1-2,5 км. Мощность "базальтового"
слоя под океанами - около 5 км.

Кроме осн. типов коры, встречается
неск. типов "промежуточного" строения, в т. ч. кора субконтинентальная
(под некоторыми архипелагами) и субокеаническая (в глубоководных впадинах
окраинных и внутриконтинент. морей). Субконтинент. кора характеризуется
нечётким разделением "гранитного" и "базальтового" слоев, к-рые объединяются
под назв. гранитно-базальтового. Кора субокеанич. близка к океанической,
отличаясь от неё большей мощностью в целом и осадочного слоя в частности.
С помощью сейсмич. методов чётко устанавливается поверхность раздела, отделяющая
земную кору от нижележащей мантии (см. Мохоровичича поверхность). Мантия
состоит из трёх слоев (В, С и D) и простирается от поверхности Мохоровичича
до глубины 2900 км, где она граничит с ядром 3. Слои В и С образуют
верхнюю мантию (толщиной 850-900 км), слой D - нижнюю мантию (ок.
2000 км). Верхнюю часть слоя В, залегающую непосредственно
под корой, наз. субстратом; кора вместе с субстратом составляет литосферу.
Нижнюю
часть верхней мантии наз. именем открывшего её свойства сейсмолога Б. Гутенберга.
Скорость распространения сейсмич. волн в пределах слоя Гутенберга неск.
меньше, чем в выше- и нижележащих слоях, что связывают с повышенной текучестью
его вещества. Отсюда - второе назв. слоя Гутенберга-
астеносфера (слабая
сфера). Этот слой является сейсмич. волноводом,
поскольку сейсмический
"луч" (путь волны) долгое время идёт вдоль него. Лежащий ниже слой С
(Голицына слой) выделен как зона быстрого нарастания с глубиной скоростей
сейсмич. волн (продольных от 8 до 11,3 км/ceк,
поперечных от 4,9
до 6,3 км/сек).

Земное ядро имеет ср. радиус
ок. 3,5 тыс. км и делится на внешнее ядро (слой Е) и субъядро (слой
G) с радиусом ок. 1,3 тыс. км. Их разделяет переходная зона (слой
F ) толщиной ок. 300 км, к-рую относят обычно к внешнему ядру. На
границе ядра наблюдается скачкообразное падение скорости продольных волн
(от 13,6 до 8,1 км/сек). Внутри ядра она возрастает, увеличиваясь
скачком до 11,2 км/сек вблизи границы субъядра. В субъядре сейсмич.
волны распространяются почти с неизменной скоростью.
Физические характеристики
и химический состав "твёрдой"

Земли. С глубиной
в 3. изменяются значения плотности, давления, силы тяжести, упругих свойств
вещества, вязкости и темп-ры (см. графики). Ср. плотность земной коры в
целом - 2,8 т/м³. Ср. плотность осадочного слоя коры
- 2,4-2,5 т/м³, "гранитного" -2,7 т/м³,
"базальтового" - 2,9 т/м³. На границе земной коры
и мантии (поверхность Мохоровичича) плотность увеличивается скачком от
значений 2,9-3,0 т/м³ до 3,1-3,5 т/м³.
Далее она плавно растёт, достигая у подошвы слоя Гутенберга 3,6 т/м³,
у подошвы слоя Голицына 4,5 т/м³ и у границы ядра
5,6 т/м³. В ядре плотность скачком поднимается
до 10,0 т/м³, а далее плавно возрастает до 12,5
т/м³
в центре 3.

Ускорение силы тяжести в
3. не изменяется скачком. До глубины 2500 км оно отклоняется от
значения 10 л/сек менее чем на 2%, на границе ядра равно 10,7 м/сек²и
далее плавно убывает до нуля в центре 3. По данным о плотности и ускорении
силы тяжести вычисляется давление, к-рое непрерывно растёт с глубиной.
У подошвы материковой коры оно близко к 1 Гн/м²(10⁹
н/м²), у подошвы слоя В - 14 Гн/м²,
слоя
С - 35 Гн/м², на границе ядра - 136 Гн/м²,
в центре 3. - 361 Гн/м². Зная плотность и скорости сейсмич.
волн, вычисляют величины, характеризующие упругие свойства материала 3.
Их ход в зависимости от глубины показан на втором графике.

В земной коре и верх. мантии
темп-ра повышается с глубиной. Из мантии к поверхности "твёрдой" 3. идёт
тепловой поток, в неск. тыс. раз меньший поступающего от Солнца (в среднем
ок. 0,06 вт/м² или ок. 2,5*10¹³ вт на
всю поверхность 3.).

Физические характеристики
вещества Земли на разной глубине: р - давление [шкала для этой кривой дана
справа (Гн/м²), для остальных кривых - слева]: Vи Vволн (км/сек): g - ускорение силы тяжести (м/сек); р - плотность
(т/м³).

В мантии темп-pa везде ниже
темп-ры полного расплавления слагающего её материала. Под материковой корой
она предполагается близкой к 600-700 °С. В слое Гутенберга темп-ра, по-видимому,
близка к точке плавления (1500-1800 °С). Оценка темп-р для более глубоких
слоев мантии и ядра 3. носит весьма предположит. характер. По-видимому,
в ядре она не превышает 4000- 5000 °С.

Вязкость материала мантии
выше и ниже границ астеносферы, видимо, не менее 10²³ пз(1
пз = 0,1 н*сек/м²); вязкость астеносферы сильно понижена
(10¹⁹-10²¹ пз). Считается, что благодаря этому
в астеносфере происходит медленное перетекание масс в горизонтальном направлении
под влиянием неравномерной нагрузки со стороны
земной коры (восстановление изостатич. равновесия).

Упругие свойства вещества
Земли в зависимости от глубины: Е - модуль Юнга; К - модуль
всестороннего сжатия; - модуль
сдвига: - коэффициент Пуассона.
Части кривых, обозначенные пунктирными линиями, показывают предполагаемый
ход кривых в общих чертах.

Вязкость внешнего ядра на
много порядков меньше вязкости мантии. В верхней мантии до глубины 700
км
отмечаются очаги землетрясений,что указывает на значит. прочность слагающего
её материала; отсутствие более глубоких сейсмич. очагов объясняется либо
малой прочностью вещества, либо отсутствием достаточно сильных механич.
напряжений.

Электропроводность в верх.
части слоя В очень низка (порядка 10^-2 ом^-1*м^-1);
в слое Гутенберга она повышена, что связывают с ростом темп-ры. В слое
Голицына она постепенно увеличивается приблизительно до 10-100 ом^-1*м^-1,
а
в ниж. мантии, по-видимому, возрастает ещё на порядок. В ядре 3. электропроводность
очень высока, что указывает на металлические свойства его вещества.

Из совр. космогонич. гипотез
вытекает, что химический состав планет, их спутников и метеоритов должен
быть близок к составу Солнца (см. Геохимия). Сопоставляя известные
хим. анализы земных и лунных пород, метеоритов, спектральные анализы Солнца
и учитывая данные о плотности и др. физ. свойствах материала в недрах 3.,
можно в общих чертах охарактеризовать состав 3. в целом и состав её различных
геосфер. В табл. 6 приводится общий хим. состав 3., согласно подсчётам
амер. геохимика Б. Мейсона. При этом предполагается, что ядро состоит из
железо-никелевого сплава, подобного металлич. фазе хондритов. Относительно
состава земного ядра существуют две гипотезы. Согласно первой - ядро состоит
из железа с примесью (18-20% ) кремния (или иного, сравнительно лёгкого
материала); согласно второй - внешнее ядро слагается силикатом, к-рый под
влиянием огромного давления и высокой темп-ры перешёл в металлич. состояние
(см. Давление высокое); субъядро может быть железным или силикатным.

В составе 3. преобладают
(как по массе, так и по числу атомов) железо, кислород, кремний и магний.
В сумме они составляют более 90% массы 3. Земная кора почти наполовину
состоит из кислорода и более чем на четверть из кремния. Значительная доля
принадлежит также алюминию, магнию, кальцию, натрию и калию. Кислород,
кремний, алюминий дают наиболее распространённые в коре соединения - кремнезём
(SiО

Мантия состоит преим. из
тяжёлых минералов, богатых магнием и железом. Они образуют соединения с
SiO(Mg(Feвлиянием очень высокого давления эти минералы разложились на окислы (SiOMgO, FeO).

Агрегатное состояние вещества
земных недр обусловлено наличием высоких темп-р и давлений. Материал мантии
был бы расплавлен, если бы не высокое давление, вследствие к-рого вся мантия
находится в твёрдом кристаллич. состоянии, за исключением, вероятно, астеносферы,
где влияние близкой к точке плавления темп-ры сказывается сильнее, чем
действие давления. Полагают, что здесь вещество мантии находится либо в
аморфном, либо частично в расплавленном состоянии. В слое Голицына, по
мере роста давления с глубиной, по-видимому, происходит перестройка кристаллич.
решёток минералов в сторону более плотной упаковки атомов, чем объясняется
быстрый рост с глубиной плотности и скоростей сейсмич. волн.

Внешнее ядро, очевидно, находится
в жидком (расплавленном) состоянии, поскольку поперечные сейсмич. волны,
не способные распространяться в жидкости, через него не проходят. С существованием
жидкого внешнего ядра связывают происхождение магнитного поля 3. Субъядро,
по-видимому, твёрдое (продольные волны, подходя к границе субъядра, возбуждают
в нём поперечные волны). Е. Н. Люсткх.

Геодинамические процессы.
Вещество
геосфер 3. находится в непрерывном движении и изменении. Быстрее всего
они протекают в жидкой и газообразной оболочках, но основное содержание
истории развития земного шара составляют гораздо более медленные изменения,
совершающиеся во внутренних геосферах, сложенных преим. твёрдым веществом;
именно изучение их природы и динамики необходимо прежде всего для верного
понимания совр. и всех прошлых состояний 3.

Среди процессов, совершающихся
в недрах и на поверхности 3., различают две главные группы. Первую образуют
внутренние, или эндогенные, процессы, движущим началом к-рых является внутренняя
энергия 3. (гл. обр. энергия радиоактивного распада). Вторую группу составляют
внешние, или экзогенные, процессы, порождаемые поступающей на 3. энергией
солнечного излучения. Эндогенные процессы свойственны гл. обр. глубинным
геосферам. В нижних зонах земной коры, в верхней мантии, видимо, и много
глубже происходят перемещения огромных масс вещества, его расширение, сжатие
и фазовые превращения, происходят миграция химич. элементов, циркуляция
тепловых и электрич. токов и т. д. Несомненно, что в своей совокупности
они обусловливают непрерывно идущий процесс глубинной дифференциации вещества,
приводящий к концентрации более лёгких его компонентов в верхних, а более
тяжёлых - в глубоких геосферах. В мантии движущим фактором, по-видимому,
является механизм, подобный зонной плавке, в результате к-рого химич. элементы
(или соединения) закономерно распределяются между легкоплавкой и тугоплавкой
фазами. Глубинные эндогенные процессы воздействуют на земную кору, вызывая
вертикальные и горизонтальные перемещения отдельных её участков и блоков
(движения земной коры), деформацию и преобразование внутр. структуры земной
коры. Все эти процессы наз. тектоническими, а область ихпроявления, охватывающая,
кроме земной коры, по меньшей мере и верхнюю мантию,- тектоносферой. В
тесной взаимосвязи с тектонич. процессами протекают процессы магматические,
заключающиеся во внедрении в земную кору поднимающейся снизу магмы (глубинный
магматизм) и в излиянии её по трещинам на поверхость 3. в виде лавы (вулканизм).
В ходе тектонич. деформаций (дислокаций) и внедрений магмы происходят также
процессы метаморфизма горных пород, изменяющих свой минералогич. состав
и структуру под воздействием повышенных давлений н температур.

Земная поверхность и внешние
слои земной коры одновременно подвергаются влиянию экзогенных процессов.
Они подразделяются на разрушительные (выветривание горных пород, снос ветром
и смыв текучими водами продуктов их разрушения, изменение поверхности 3.
реками и ручьями, подземными водами, движущимися ледниками и др.) и созидательные
(накопление осадков в понижениях суши, в морских и озёрных водоёмах с дальнейшим
преобразованием в осадочные горные породы).

Действие эндогенных и экзогенных
процессов на земную поверхность взаимно противоположно. Эндогенные процессы
(в основном тектонич. движения) создают прежде всего крупные неровности,
от к-рых зависят распределение суши и моря и возможность перемещения вещества
под действием силы тяжести. Экзогенные процессы расчленяют и разрушают
поднятые участки, заполняя продуктами разрушения пониженные места, т. е.
в целом имеют тенденцию выравнивать поверхность 3. При взаимодействии внутр.
н внешних процессов на земной поверхности образуются различного рода неровности,
совокупность к-рых наз. рельефом. При различном соотношении внутр. и внешних
сил формируются либо горные, сильно расчленённые типы рельефа, либо мало
расчленённые, равнинные. Под влиянием совокупного действия эндогенных и
экзогенных процессов происходит медленный, протекающий миллионы и миллиарды
лет кругооборот вещества, сопровождаемый перестройкой и обновлением структуры
земной коры.

Эндогенные процессы выводят
на земную поверхность глубинное вещество, вовлекаемое здесь в процессы
денудации и аккумуляции н являющееся одним из основных источников материала
осадочных пород. В ходе опусканий земной коры осадочные породы вовлекаются
в её глубокие зоны и, попадая в сферу действия глубинных эндогенных процессов,
преобразуются иногда вплоть до переплавления в магму и в этом изменённом
виде вновь поднимаются тектонич. процессами на поверхность 3.

В. В. Белоусов, Е. Н.Люстих,
Е. В.Шанцер.




Основные черты структуры
земной коры. Земная кора - единственная из внутренних геосфер, доступная
непосредственному изучению. Поэтому знание её структуры является важнейшей
основой для суждения не только об истории развития земной коры, но и Земли
в целом. Из двух основных структурных подразделений - материков и океанов,
- принципиально различающихся по типу земной коры, лучше изучены материки.

Древнейшими элементами структуры
материковой коры являются древние (докембрийские)
платформы (см. тектонич. карту мира) - обширные, тектонически мало подвижные
(стабильные) массивы. Значительная часть их территории в течение геол.
истории превратилась в плиты, перекрытые почти горизонтально залегающими
осадочными породами (платформенным чехлом), под к-рым погребён древний
складчатый фундамент. Последний выступает на поверхность в пределах щитов,
лишённых платформенного чехла, и сложен интенсивно смятыми в складки метаморфич.
породами, прорванными глубинными магматич. интрузиями преим. гранитного
состава. Это указывает на первоначально большую тектонич. подвижность участков
коры, вошедших в состав фундамента. Древние платформы разделяются и окаймляются
тектонически активными геосинклинальными поясами, к-рые состоят
из ряда геосинклинальных систем, и включают иногда относительно
стабильные внутренние (срединные) массивы. Некоторые геосинклин. системы
в результате своего развития приобрели черты, свойственные платформам,
и наз. молодыми платформами. Их фундамент, в отличие от древних (докембрийских)
платформ, имеет более молодой (палеозойский или мезозойский) возраст.

Геосинклин. пояса характеризуются
линейностью простирания (многие тысячи и десятки тысяч км), повышенной
мощностью коры, контрастными вертик. движениями большой амплитуды, интенсивным
смятием горных пород в складки, вулканич. активностью и высокой сейсмичностью.
Платформы отличаются изометричностью очертаний, выдержанностью мощности
коры (меньших значений по сравнению с геосинклинальными поясами), медленными
вертик. движениями небольшой амплитуды, слабыми проявлениями складчатости,
сейсмичности и вулканизма.

Несравненно хуже известна
совр. структура океанической коры, по поводу к-рой во многом приходится
ограничиваться догадками. Обширные относительно ровные пространства океанич.
дна, отличающиеся слабым проявлением вулканизма, слабой сейсмичностью и,
по-видимому, малыми скоростями вертикальных движений земной коры, по аналогии
со стабильными структурами материков называют океаническими платформами,
или талассократонами. Им противостоят как тектонически подвижные
зоны океанические рифтовые пояса - совершенно своеобразные глобального
значения структуры растяжения, резко отличные от геосинклинальных складчатых
систем материков. Они протягиваются через все океаны в виде срединноокеанических
хребтов, к-рым свойственны интенсивный вулканизм, большая сейсмичность
и повышенные значения идущего из недр теплового потока. Хребты осложнены
продольными разломами, по к-рым развита система глубоких рифтовых впадин
(см. Георифтогеналъ, Рифтов мировая система).

Что касается структурных
соотношений океанической и материковой коры, то можно выделить два принципиально
отличных их типа. Первый, или атлантический, свойствен большей части Атлантического,
Индийского и Сев. Ледовитому океанам. Здесь граница материка и океана сечёт
вкрест структуры материковой
коры, а переход от неё к океанической резкий, осуществляющийся путём быстрого
выклинивания "гранитного" слоя в зоне материкового склона. Второй, или
тихоокеанский, тип свойствен периферии Тихого океана, Карибскому и Южногебридскому
районам Атлантического и индонезийскому побережью Индийского океанов. Ему
присуще параллельное краю континента простирание мезозойских и кайнозойских
складчатых систем и современных геосинклиналей, как бы огибающих океаническую
впадину, а также наличие более или менее широкой переходной зоны с промежуточным
или мозаичным строением коры. В составе переходной зоны выделяются геоантиклинальные
поднятия, выраженные в совр. рельефе гористыми архипелагами островных
дуг, имеющих в плане характерную форму гирлянд. С ними сопряжены геосинклинальные
прогибы в виде глубоководных впадин окраинных морей и узких длинных океанических
желобов (см. Желоба глубоководные океанические).

Очень часто эти особенности
строения побережий Тихого океана толкуются как свидетельства его значит.
древности. В то же время никто не сомневается в относительной молодости
океанов атлантич. типа. Данные историч. геологии однозначно указывают,
что ещё в конце палеозойской эры материки Юж. Америки, Африки, Австралии
и Антарктиды, вместе с Мадагаскаром и древней Индостанской платформой,
составляли единый континентальный массив Гондваны. Только в течение
мезозоя он разделился на части, и возникли совр. впадины Индийского и Атлантического
океанов.

Единодушное признание этого
факта не исключает весьма различного его истолкования. Нек-рые учёные рассматривают
его как результат "океанизации", т. е. преобразования материковой коры
в океаническую. Процесс океанизации связывают с образованием очагов плавления
в мантии, ассимилирующих опускающиеся в них крупные блоки литосферы, что
приводит в сочетании с излияниями на поверхность базальтов к исчезновению
гранитного слоя, общему утяжелению коры и образованию на месте ранее существовавшего
материка океанической впадины.

С другой стороны, всё более
распространяются взгляды на образование океанов путём раздвижения блоков
материковой коры и обнажения подстилающего субстрата. Эти идеи дрейфа материков
(мобилизма,
или эпейрофореза) подкрепляются данными палеогеографии, поскольку без
их принятия трудно объяснить несоответствие между расположением климатич.
поясов геологич. прошлого и совр. географич. полюсов. Приводятся также
аналогичные аргументы, основанные на несоответствии вычисленных по данным
остаточной намагниченности горных пород палеомагнитных широт и ориентировки
магнитных меридианов прошлого совр. положению магнитных полюсов, и т. п.

Из мобилистских гипотез шире
всего распространилась выдвинутая в 60-х гг. 20 в. гипотеза т. н. "новой
глобальной тектоники", или "тектоники плит", к-рая основана на геофизич.
исследованиях океанов. Она предполагает как бы двустороннее "растекание"
океанической коры в обе стороны от срединноокеанических хребтов и связанное
с этим расширение океанических впадин. Нек-рые учёные считают
возможным сосуществование в разных местах, в зависимости от обстановки,
"растекания" коры и "океанизации".

Всё большее значение начинает
придаваться значит. горизонтальным смещениям блоков земной коры и в развитии
обычных геосинклинальных поясов; присутствие в их пределах обширных зон
развития ультраосновных изверженных пород и типичный для начальных стадий
развития геосинклин. систем т. н. инициальный базальтовый вулканизм расцениваются
как показатели заложения геосинклиналей на океанич. коре, подобно совр.
океаническим желобам. Согласно этим представлениям, известные ныне складчатые
системы геосинклин. поясов являются лишь окраинными структурами некогда
обширных океанических впадин, впоследствии замкнувшихся в результате надвигания
на них примыкавших материковых массивов, постепенно сблизившихся до соприкосновения.

Т. обр., проблема исторических
соотношений материковой и океанической коры далека от решения. Тем более
это касается общих причин тектонич. процессов, по поводу к-рых существует
множество часто противоречивых предположений (см. Тектонические гипотезы).
В. В. Белоусов. Е. В. Шанцер.

Рельеф Земли. Самые
крупные (планетарные) формы рельефа 3. соответствуют крупнейшим структурным
элементам земной коры. Их морфологические различия определяются различиями
строения и истории отдельных участков земной коры, а также направленностью
тектонич. движений. Эти подразделения рельефа земной поверхности, в формировании
к-рых ведущая роль принадлежит внутренним процессам, носят назв. морфоструктур.

Морфоструктуры планетарного
масштаба расчленяются на морфоструктуры более мелкого порядка - отдельные
возвышенности, хребты, массивы, плато, впадины и другие, являющиеся всё
же относительно крупными формами рельефа. На них накладываются более мелкие
разнообразные формы, т. н. морфоскулъптуры, образующиеся преим.
под влиянием внешних сил 3., питаемых энергией Солнца.

Морфоструктуры. Крупнейшие
неровности поверхности 3. образуют выступы материков (суша вместе с шельфом)
и впадины океанов. Наиболее крупные элементы рельефа суши - равнинноплатформенные
и горные (орогенные) области (см. Геоморфологическую карту).

Равнинно-платформенные области
включают равнинные части древних и молодых платформ и занимают ок. 64%
площади суши. Преобладают первичноравнинные поверхности, образованные почти
горизонтально залегающими толщами осадочных пород. В размещении этих областей
наблюдается симметрия: они приурочены к двум широтным поясам, один из к-рых
расположен в Сев., а другой - в Юж. полушарии. В Сев. полушарии находятся
Северо-Американская, Восточно-Европейская и Сибирская равнинные области,
в Южном - Южно-Американская (Бразильская), Африкано Аравийская и Австралийская.
В пределах платформенных равнин имеются отдельные низменности и возвышенности,
плато, плоскогорья и высоко поднятые массивы (Жигулёвские горы на Восточно
Европейской равнине, горы Путорана на Среднесибирском плоскогорье, горный
массив Ахаггар на Африкано-Аравийской платформенной равнине. В целом амплитуда
высот поверхности платформенных равнин в 10-20 раз меньше, чем в горных
странах.

Среди равнинно-платформенных
областей имеются низкие, с абсолютными выс. 100-300 м (Восточно-Европейская,
Западно-Сибирская, Туранская, Северо-Амернканская), и высокие, поднятые
новейшими движениями коры на выс. 400-1000 м (Среднесибирское плоскогорье,
Африкано-Аравийская, Индостанская, значительные части Австралийской и Южно-Американской
равнинных областей). В рельефе суши преобладают равнины второго типа. Морфологич.
облик низких и высоких равнин резко различен. Высоким равнинам, в отличие
от низких, свойственны большая глубина расчленения, ступенчатость поверхности,
обусловленная гл. обр. смещениями по разломам, и местами - проявления вулканизма.

Различают древние платформенные
равнины, сформировавшиеся на докембрийских платформах (напр., Вост.-Европейская),
и молодые - на молодых платформах (напр., Зап.-Сибирская) - более подвижные
но сравнению с первыми.

Горные (орогенные) области
занимают ок. 36% площади суши. В их пределах выделяются горные сооружения
двух типов: молодые, или эпитеосинклинальные, возникшие впервые в орогенном
этапе развития геосинклин. систем кайнозоя (горы юга Евразии, запада Сев.
н Южной Америки ). и горы возрождённые, или эпиплатформенные, к-рые образовались
па месте древних выровненных или полуразрушенных складчатых областей различного
возраста в результате омоложения и возрождения новейшими движениями земной
коры (напр., Тянь-Шань, Куньлунь, горы Южной Сибири и Сев. Монголии в Азии,
Скалистые горы в Сев. Америке, нагорья Вост. Африки и др.). Возрождённые
горы преобладают по площади над молодыми, что связано с огромным распространением
эпиплатформенного орогенеза на неотектоническом этапе развития земной коры
(неоген - антропоген). От эпохи, предшествовавшей новейшему горообразованию,
в горах этого типа сохраняются поднятые участки древних поверхностей выравнивания.
В отличие от молодых гор, для них характерно несоответствие между орографическим
планом, строением гидросети и геол. структурой.

Дно океанов подразделяется
на подводную окраину материков, зону островных дуг, или переходную зону,
ложе
океана и срединнооксанические хребты.

Подводная окраина материка
(ок. 14% поверхности 3.) включает мелководную равнинную в целом полосу
материковой отмели (шельф), материковый склон и расположенное на
глубинах от 2500 до 6000 м материковое подножие. Материковый склон
и материковое подножие отделяют выступы материков, образованные совокупностью
суши и шельфа, от основной части океанич. дна, называемой ложем океана.

Зона островных дуг. Ложе
океана не во всех областях земного шара непосредственно граничит с материковым
подножием. На сохранивших до настоящего времени геосинклин. режим зап.
окраинах Тихого ок., в области Малайского арх., Антильских о-вов, моря
Скоша и в нек-рых др. районах между материком и ложем океана располагается
переходная зона, которая отличается значит. шириной и резкой сменой поднятых
н глубоко опущенных участков дна. В этих районах выделяются архипелаги
островных дуг. котловины окраинных морен (напр.. Берингова, Охотского н
др.), горы п поднятия в их пределах, а также глубоководные желоба. Островные
дуги представляют собой молодые горные сооружения, выступающие над водой
в виде цепочки о-вов (Курильские, Зондские, Антильские и пр.); глубоководные
желоба - длинные и узкие впадины океанич. дна, окаймляющие островные дуги
со стороны океана и погружённые на глубину 7-11 км. Нек-рые островные
дуги состоят из двух параллельных хребтов (напр., Курильская дуга) или
замещаются цепью молодых гор, расположенной вдоль окраины материка (например.
Кордильеры на Тихоокеанском побережье Америки). В зоне островных дуг наблюдается
самая большая на 3. контрастность рельефа.

Собственно ложе океана (ок.
40% поверхности 3.) большей частью занято глубоководными (ср. глуб. 3-4
тыс. м) равнинами, к-рые соответствуют океанич. платформам (талассократонам).
Выделяются плоские (субгоризонтальные), наклонные и холмистые равнины с
колебаниями высот (для последних) до 1000 м. Равнины образуют дно
отдельных котловин, к-рые разделены в субширотном и субмеридиональном направлениях
подводными возвышенностями, валами н хребтами. Среди равнинных пространств
ложа океана возвышаются многочисленные изолированные подводные горы (вулканы),
нек-рые из них имеют уплощенные вершины (гайоты).

Крупнейшим элементом подводного
рельефа являются срединноокеанические хребты (ок. 10% поверхности 3.).
Их суммарная длина составляет более 60 тыс. км. Они представляют
собой пологие пилообразные поднятия от неск. десятков до 1000 км шириной,
возвышающиеся над дном соседних котловин на 2-3 км. Отдельные вершины
хребтов поднимаются над ур. океана в виде вулканич. о-вов (Тристан-да-Кунья,
Буве, Св. Елены п др.). Нек-рые звенья системы срединных хребтов отличаются
меньшей относит. высотой (низкие срединноокеанич. хр.), отсутствием рифтовых
нарушений и меньшим расчленением.

Каждый из срединных хребтов
имеет своё продолжение в области коры материкового типа: рифтовые нарушения
Восточно-Тихоокеанского поднятия прослеживаются в структурах Калифорнийского
побережья СТА, нарушения Центральноиндийского хребта - в грабенах-рифтах
Аденского зал., Красного м. и в разломах Вост. Африки, нарушения Средин
но-Атлантич. хр. - на о. Шпицберген.

В строении поверхности 3.
огромную роль играют глубинные разломы, рассекающие всю земную кору и нередко
уходящие в мантию. Они разделяют кору на отдельные глыбы, хорошо выраженные
в рельефе. С ними, в частности, связаны прямолинейные участки вочертаниях
материков. На дне океанов крупнейшие разломы протягиваются на тысячи км
в широтном и субширотном направлениях и выражены в рельефе в виде уступов,
узких впадин и возвышающихся над ними хребтов. Эти разломы пересекают срединноокеанич.
хребты, разбивая их на отдельные сегменты, сдвинутые один относительно
другого на десятки и сотни км.

Морфоскульптуры. Наибольшую
роль в формировании морфоскульптур играет работа рек и врем. потоков. Они
создают широко распространённые флювиальные (эрозионные и аккумулятивные)
формы (речные долины, балки, овраги н др.). Большое распространение имеют
ледниковые формы, обусловленные деятельностью совр. и древних ледников,
особенно покровного типа (сев. часть Евразии и Сев. Америки). Они представлены
долинами-трогами, "бараньими лбами" и "курчавыми" скалами, моренными грядами,
озами и др. На огромных терр. Азии н Сев. Америки, где распространены многолет-немёрзлые
толщи пород, развиты разнообразные формы мерзлотного (криогенного) рельефа.
Для пустынных и полупустынных областей 3. характерны т. н. аридные формы,
в создании к-рых решающую роль играют интенсивное физич. выветривание,
деятельность ветра и врем. потоков.

Внешние процессы на суше
в значительной мере обусловлены климатич. особенностями местности, в связи
с чем области распространения морфоскульптур определённого типа распределены
по поверхности 3. достаточно закономерно.

На дне океанов морфоскульптуры
образуются под влиянием береговых абразионно-аккумулятивных процессов,
деятельности мутьевых (суспензионных) потоков, воздействия придонных течении
И др . Т. К. Захарова.
Биосфера

Важнейшая особенность 3.
как планеты - наличие биосферы - оболочки, состав, строение п энергетика
к-рой в существенных чертах обусловлены деятельностью живых организмов.
Границы её понимаются различно, в зависимости от подхода к её изучению.
Наиболее полно значение этой оболочки выявлено в учении о биосфере, созданном
В. II. Вернадским. Биосфера включает в себя не только область приповерхностного
сосредоточения совр. жизни, но и части др. геосфер, в к-рые проникает живое
вещество и к-рые преобразованы в результате его былой деятельности. Т.
о. биосфера объединяет не только живые организмы, но и всю среду их совр.
н былого обитания. По В. И. Вернадскому, эта "сфера жизни" объединена биогенной
миграцией атомов. Живое вещество реально проявляется в виде отдельных (дискретных)
живых организмов, различающихся составом, строением, образом жизни и принадлежащих
к различным видам. На 3. существует (по разным данным) от 1,2 до 2 млн.
видов животных н растений. Из них иа долю растений приходится примерно
1/4 или 1/3 общего числа видов. Из животных по числу описанных видов
первое место занимают насекомые (ок. 750 000), второе - моллюски (по разным
данным, от 40 000 до 100 000), затем идут позвоночные (60 000-70 000 видов).
Из растений на первом месте - покрытосеменные (по разным данным, от 150
000 до 300 000 видов), затем грибы (от 70 000 до 100 000 видов). Числом
видов растений и животных измеряется богатство флоры и фауны. Однако обилие
видов ещё не означает обилия особей, так же как и бедность флоры и фауны
видами может сопровождаться чрезвычайным обилием особей. Поэтому для характеристики
растительности и животного мира, в отличие от флоры и фауны, пользуются
понятиями биомассы (общей массы организмов) и биологической продуктивности
- способности организмов к воспроизводству биомассы в единицу времени
(на единицу площади или объёма местообитания). По биомассе организмы распределяются
иначе, чем по числу видов: биомасса растений на суше значительно больше,
чем животных.

Биосфера как область наблюдаемой
на 3. максимальной изменчивости условий и состояния вещества включает твёрдое,
жидкое и газообразное вещество и имеет мозаичное строение, в основе к-рого
лежат различные биогеоценозы - комплексы живых организмов и неорганич.
компонентов, взаимосвязанных обменом веществ и энергии. Это - единая организованная
система, способная к саморегулированию.

Вещество биосферы неоднородно
по структуре; оно делится на живое (организмы), биогенное (созданное живыми
организмами), биокосное (результат совместного действия биологич. и неорганич.
процессов) и косное (неорганическое). Геологич. роль живого вещества проявляется
в ряде биогеохимич. функций. Через посредство живых организмов (гл. обр.
через фотосинтез) солнечная энергия вводится в физико-химич. процессы
земной коры, а затем перераспределяется через питание, дыхание и размножение
организмов, вовлекая в процесс большие массы косного вещества (см. Круговорот
веществ). Живые организмы распространены во всех доступных им областях
3., близких к областям термодинамич. устойчивости жидкой воды (за исключением,
по-видимому, областей перегретых подземных вод), и в ряде областей с темп-рой
ниже О °С. Условия среды, в к-рых возможно проявление жизнедеятельности
организмов,- поле устойчивости жизни - расширяется с возрастанием её приспособляемости
в ходе эволюции. Границы биосферы расширялись в процессе эволюции 3. не
только за счёт прямой приспособляемости организмов к более суровым условиям,
но и за счёт создания защитных оболочек, внутри к-рых возникают особые
условия, отличающиеся от условий окружающей среды. Этот процесс наибольший
размах принял с появлением человека, к-рый способен существенно расширять
сферу своего обитания. К. П. Флоренский.

Географическая <оболочка

Носителем наиболее своеобразных
и характерных особенностей 3. является её географическая (ландшафтная)
сфера, заключающая в себе несмотря на малую относительную толщину самые
яркие индивидуальные черты 3. В пределах этой сферы происходит не только
тесное соприкосновение трёх геосфер - нижних разделов атмосферы, гидросферы
и земной коры, но и частичное перемешивание и обмен твёрдыми, жидкими и
газообразными компонентами. Ландшафтная сфера поглощает основную часть
лучистой энергии Солнца в пределах волн видимого диапазона и воспринимает
все прочие космич. влияния. В ней же проявляются тектонич. движения, обязанные
энергии радиоактивного распада в недрах 3., перекристаллизации минералов
и т. д.

Энергия различных источников
(гл. обр. Солнца) претерпевает в пределах ландшафтной сферы многочисленные
трансформации, превращаясь в тепловую, молекулярную, химическую, кинетическую,
потенциальную, электрическую формы энергии, в результате чего здесь сосредоточивается
тепло, притекающее от Солнца, и создаются разнообразные условия для живых
организмов. Геогр. оболочке свойственны целостность, обусловленная связями
между её компонентами, и неравномерность развития во времени и пространстве.

Неравномерность развития
во времени выражается в присущих этой оболочке направленных ритмичных (периодических
- суточных, месячных, сезонных, годовых и т. п.) и неритмичных (эпизодических)
изменениях. Как следствие этих процессов формируются разновозрастность
отдельных участков геогр. оболочки, унаследованность хода природных процессов,
сохранение реликтовых черт в существующих ландшафтах. Знание осн. закономерностей
развития геогр. оболочки позволяет во многих случаях прогнозировать природные
процессы.

Благодаря разнообразию условий,
создаваемых рельефом, водами, климатом и жизнью, ландшафтная сфера пространственно
дифференцирована сильнее, чем во внешних и внутренних геосферах (кроме
верхней части земной коры), где материя в горизонтальных направлениях отличается
относительным однообразием.

Неравномерность развития
геогр. оболочки в пространстве выражается прежде всего в проявлениях горизонтальной
зональности и высотной поясности. Местные особенности (условия экспозиции,
барьерная роль хребтов, степень удаления от океанов, специфика развития
органич. мира в том или ином районе 3.) усложняют структуру геогр. оболочки,
способствуют образованию азональных, интразональных, провинционных различий
и приводят к неповторимости как отдельных регионов, так и их сочетаний.

Типы ландшафта, к-рые выделяются
в ландшафтной сфере, различны по рангам. Наиболее крупное деление связано
с существованием и размещением материков и океанов. Далее оно обязано шарообразной
форме 3. и проявляется в разном количестве тепловой энергии, поступающей
на её поверхность. Благодаря этому образуются тепловые пояса, распространяющиеся
циркумполярно: жаркий, 2 умеренных и 2 холодных. Однако термич. различия
определяют собой не все существенные черты ландшафта. Сочетание сферич.
формы 3. с её вращением вокруг оси создают, помимо термич., заметные динамич.
различия, возникающие прежде всего в атмосфере и гидросфере, но распространяющие
своё влияние и на сушу. Так складываются климатич. пояса, каждому из к-рых
свойственны особый режим тепла, свои воздушные массы, особенности их циркуляции
и, как следствие этого,- своеобразная выраженность и ритмика ряда геогр.
процессов: биогеохимич., геоморфологич., испаряемости, вегетации растительности,
миграции животных, круговоротов органич. и минерального вещества и др.

В полярных (арктич., антарктич.),
умеренных, тропических и экваториальном поясах в течение круглого года
господствуют или преобладают формирующиеся в них одноимённые массы воздуха.
Между этими поясами располагаются переходные пояса, где в течение года
закономерно чередуются воздушные массы смежных поясов; это находит отражение
в наименованиях переходных поясов с применением приставки "суб" (субполярные,
субтропич. и субэкваторнальные пояса).

Членение 3. на широтные климатич.
пояса оказывает столь существенное влияние на прочие стороны ландшафта,
что деление природы 3. по всему комплексу признаков на пояса физико-географические
почти
соответствует климатич. поясам, в основном совпадая с ними по числу, конфигурации
и названиям. Географич. пояса существенно различаются по многим признакам
в Сев. и Юж. полушариях 3., что позволяет говорить об асимметрии географич.
оболочки.

Дальнейшее выявление горизонтально-зональных
различий происходит в прямой зависимости от размеров, конфигурации суши
и от связанных с этим различий в количестве влаги и режиме увлажнения.
Здесь наиболее резко выступает влияние секторных различий между приокеанич.,
переходными и континентальными частями (секторами) материков. Именно в
конкретных условиях отдельных секторов формируются разнородные участки
географич. поясов суши, именуемые физико-географич. зонами. Многие из них
одноимённы с зонами растительности (лесная, степная и др.), но это отражает
лишь физиономич. представленность растительного покрова в облике ландшафта.

Горизонтальная зональность
внутри различных географич. поясов проявляется по-разному. Отдельные зоны
и подзоны полярных и субполярных поясов протягиваются параллельно их простиранию
и сменяют одна другую циркумполярно. В умеренном поясе, к-рый на суше развит
преим. в Сев. полушарии, широтное простирание зон свойственно только континентальному
сектору. В переходных секторах простирание зон переходит в диагональное
по отношению к градусной сети, а в приокеанич., особенно в их более низких
широтах, зоны сменяют одна другую с долготой.

Примерами физико-географич.
зон Сев. полушария могут служить: в арктич. поясе - зоны ледяных и арктич.
пустынь; в субарктич. поясе - зоны тундры (с подзонами арктич., мохово-лишайниковой
и кустарниковой тундры) и лесотундры; в умеренном поясе - зоны: лесная
(с подзонами редколесий, нескольких типов тайги, смешанных и лиственных
лесов), лесостепная, степная (с подзонами разнотравных и сухих степей),
полупустынная и пустынная (с подзонами сев. и юж. пустынь).

В субтропич. поясах смена
зон происходит преим. с долготой; напр., в субтропиках Евразии и Сев. Африки
с 3. на В. сменяются влажные лесные субтропики, полусухие (средиземноморские)
лесокустарниковые субтропики и субтропич. зоны лесостепи, степей, полупустынь
и пустынь. Тропич. пояса выражены гл.
обр. во внутриконтиненталъных секторах материков. В субэкваториальных поясах
в зависимости от конфигурации суши встречаются сложные сочетания членения
на широтные зоны (от сухих и более влажных саванн и редколесий к муссонным
лесам) и на разнородные секторные варианты ландшафта (лесные в океанич.
и сухосаванновые в континентальных секторах). В экваториальном поясе отмечаются
преим. секторные различия.

В соотношениях тепла и увлажнения
зон наблюдаются нек-рые пространств. аналогии; так, зоны с относит. равновесием
тепла
и увлажнения, где тепла хватает как раз для испарения влаги, не удалённой
стоком, закономерно повторяются и разных поясах (лесостепи, саванны).

Пояса, аналогичные геогр.
поясам суши, прослеживаются и в Мировом океане. Их положение определяется
теплом, испарением, облачностью, солёностью и плотностью воды, к-рые в
осн. являются функцией радиан, баланса; господствующими ветрами и мор.
течениями; вертикальной циркуляцией воды, содержанием в ней кислорода,
планктона и высших организмов, а на дне также бентоса. Обычно эти условия
изменяются с широтой постепенно, а мор. течения, подчиняясь силе Корнолиса
и в соответствии с очертаниями берегов, выходят за пределы поясов господствующих
ветров и оказывают существенное влияние в др. поясах. Поэтому для определения
границ геогр. поясов в океане более важны линии конвергенции (сходимости)
осн. водных масс, кромки многолетних (летом) и сезонных (зимой) льдов в
приполярных областях, широтные оси центров действия атмосферы. По ту и
другую сторону от этих осей ветры имеют (при господствующем зап.-вост.
переносе) противоположное направление. Д. Л. Арманд, Ю.К.Ефремов.

А Б В Г Д Е Ё Ж З И Й К Л М Н О П Р С Т У Ф Х Ц Ч Ш Щ Ъ Ы Ь Э Ю Я