Подразделения Мирового океана, его происхождение, причины колебаний

МИНИСТЕРСТВООБРАЗОВАНИЯ И НАУКИ РОССИЙСКОЙ ФЕДЕРАЦИИ
ФЕДЕРАЛЬНОЕ АГЕНТСТВО ПО ОБРАЗОВАНИЮ
САХАЛИНСКИЙ ГОСУДАРСТВЕННЫЙ УНИВЕРСИТЕТ
Факультет природопользования
Кафедра геологии и геологического мониторинга
РЕФЕРАТ
По дисциплине «Гидрология»
На тему: «Подразделения Мирового океана, его происхождение, причиныколебаний»
Выполнилстудент 1 курса специальности «природопользования» (пр. 156)
ШевцовК.В.
Проверил зав. кафедрой Генсиоровский Ю.В.
Южно-Сахалинск
2006
Оглавление
Введение……………………………………………………………………………..       3
Происхождение океана……………………………………………………………..       3
Подразделения мирового океана…………………………………………………..       7
Уровень океанов и морей и причины колебаний…………………………………      14
Литература……………………………………………………………………………     16
ВВЕДЕНИЕ
Значение Мирового Океана труднопереоценить. Благодаря нему зародилась жизнь на Земле, благодаря нему мы имеемогромные запасы биоресурсов. Океан является аккумулятором тепла и существенновлияет на климат планеты. Он близок любому жителю нашего острова, но тем нименее мало изучен. Данная работа является попыткой объединить новые знанияфизической океанографии и океанологии с классическими источниками.
ПРОИСХОЖДЕНИЕ МИРОВОГО ОКЕАНА
Молодая Земля в катархее была лишена как гидросферы, так и плотнойатмосферы  Поэтому естественнопредположить, что эти внешние и весьма подвижные геосферы возникли на Землетолько благодаря ее дегазации, которая могла начаться лишь после возникновенияв недрах процессов дифференциации земного вещества и появления первых признаковэндогенной тектономагматической активности на поверхности около 4 млрд летназад. Следует ожидать также, что дегазация Земли, а точнее, ее мантиисущественно зависела не только от тектонической активности, определяемойинтенсивностью конвективных движений в мантии, но и от ее химического состава.
Впротерозое и фанерозое после окончания процесса формирования земного ядрапонятия “конвектирующая мантия” и просто “мантия Земли” полностью совпадают. Нов архее это было не так. Под конвектирующей мантией в архее будем пониматьтолько участки земной оболочки, прошедшие дифференциацию (перекрывающие зонысепарации железа и его окислов в земных недрах) и охваченные конвективнымитечениями. В раннем архее конвектирующая мантия была еще сравнительно тонкой,но постепенно увеличивалась по массе, скорее всего существовала в видекольцевой геосферы под экваториальным поясом Земли. Только к концу архея онапревратилась в полностью сферическую оболочку.
Вовторой половине ХХ в., особенно после опубликования работы В. Руби (Rubey,1951) о геологической истории морской воды, стало почти общепризнаннымпредставление о том, что происхождение гидросферы и накопление воды в океанахполностью определялось дегазацией мантии и, таким образом, зависело от эндогенныхрежимов развития Земли. В большинстве работ предполагалась ранняя дегазацияЗемли, начавшаяся сразу же после ее возникновения, но в разных моделяхпротекавшая с разной скоростью. Однако в моделях такого рода скорость дегазациимантии принималась произвольной или обосновывалась общими соображениями, нотолько при условии равенства массы дегазированной воды ее реальной массе вгидросфере. Поэтому и основанные на таких подходах закономерности накопленияводы в океанах обычно носили лишь умозрительный характер и полностью исключаликоличественный подход.
С появлением теории тектоники литосферных плит и особеннопосле разработки основ концепции глобальной эволюции Земли возникла реальнаявозможность количественного описания процессов формирования океанов на Земле.Первые количественные модели роста массы воды в Мировом океане, основанные напредставлениях наиболее общей концепции глобальной эволюции Земли (вобравшей всебя, как составную часть, тектонику литосферных плит), были выполнены еще всередине 70-х – начале 80-х годов (Сорохтин, 1974, 1979). В этих моделяхучитывалось, что скорость дегазации Земли прямо пропорциональна скоростиконвективного массообмена в мантии Q&, а главный вклад вмантийную конвекцию вносит наиболее
мощныйэнергетический процесс – гравитационная химико-плотностная дифференциацияземного вещества на плотное окисно-железное ядро и остаточную силикатнуюмантию. Однако и в этих работах начало дегазации Земли еще относилось к моментуокончания процесса формирования нашей планеты около 4,6 млрд лет назад.
Несколькопозже (Монин, Сорохтин, 1984; Сорохтин, Ушаков, 1991) были опубликованы болеесовершенные модели формирования гидросферы, основанные на бародиффузионном изонном механизмах дифференциации земного вещества. В этих моделях уже учитывалось,что дегазация Земли могла начаться значительно позже времени ее образования(приблизительно на 600 млн лет) – только после предварительного прогревапервоначально холодных земных недр до температуры начала плавления силикатов ивозникновения у молодой Земли первой астеносферы.
У молодой Земли отсутствовала гидросфера, а земнаяатмосферы была весьма разреженной и состояла только из азота и благородныхгазов. Все же летучие элементы и соединения, входящие сейчас в состав этихгеосфер, тогда еще находились в земных недрах в связанном состоянии. ДегазацияЗемли началась только после расплавления земного вещества в ее верхних слоях,возникновения первых конвективных движений в верхней мантии и разрушенияпервозданной литосферной оболочки, т.е. после начала тектономагматическойактивности Земли около 4 млрд лет назад.
Первичная дегазация мантии, по-видимому, связана соснижением растворимости летучих компонентов в силикатных расплавах приотносительно малых давлениях. В результате излившиеся на поверхность Землимантийные расплавы, в основном базальты, а в архее и коматиитовые магмы,вскипали, отдавая излишки летучих элементов и соединений в атмосферу. Крометого, часть летучих могла освобождаться и при выветривании изверженных породпосле их разрушения в поверхностных условиях, однако главным механизмомдегазации воды все-таки является снижение ее растворимости при охлаждении икристаллизации водосодержащих базальтовых расплавов при низких давлениях.Отсюда следует, что скорость дегазации Земли пропорциональна массе изливающихсяна земную поверхность в единицу времени мантийных пород, содержанию в нихлетучих компонентов и их подвижности. В первом приближении скорость излияниямантийных пород пропорциональна тектонической активности Земли, определяемой еесуммарными теплопотерями.

Поскольку океан постепенно увеличивался в объеме, то вистории его развития неизбежно должен был наступить такой момент, когдаокеанические воды перекрыли собой гребни срединно-океанических хребтов срасположенными на них рифтовыми зонами Земли. После этого должна была быстровозрасти гидратация пород океанической коры и как следствие – изменитьсяусловия выплавки континентальной коры в зонах поддвига океанических плит подконтиненты и островные дуги. Такие изменения, отмечаемые в геологическойлетописи Земли, действительно происходили на рубеже архея и протерозоя (Тейлор,Мак-Леннан, 1988), и с точки зрения теории тектоники литосферных плит онинеплохо объясняются увеличением степени гидратации пород океанической коры.Именно такая интерпретация послужила основой для количественных расчетовнекоторых предшествующих моделей эволюции Мирового океана (Сорохтин, 1974;Монин, Сорохтин, 1984).
Однако в истории развития Мирового океана наиболее четко ирезко должен выделяться момент полного насыщения пород океанической коры водойи последующего отрыва поверхности растущего океана от среднего уровня стояниягребней срединно-океанических хребтов. Объясняется это тем, что до того временився дегазировавшаяся из мантии избыточная вода полностью уходила в океаническуюкору (масса океана временно сохранялась приблизительно постоянной), т.е.,попадая в рифтовые зоны, вода из них обратно уже не вытекала. В результате доэтого момента не могла существовать и свободная циркуляция океанических вод потолще океанической коры, а следовательно, не мог происходить и широкий выносминеральных веществ из рифтовых зон Земли в океаны. Поэтому только послеполного насыщения океанической коры водой и некоторого подъема поверхностиокеана над уровнем гребней срединно-океанических хребтов из рифтовых зон вокеаны стали в изобилии выноситься минеральные компоненты океанической коры,тогда как до этого момента состав океанических вод преимущественно определялсятолько континентальным стоком.
Следовательно, после описываемого события должна была резкоизмениться и геохимия океанических осадков – в их составе должны были визобилии появиться выносимые из мантии элементы. Наиболее характерным из такихэлементов и ярким индикатором искомого рубежа – момента насыщения океаническойкоры водой, безусловно, является железо. Ведь в докембрийской мантии в заметныхколичествах еще содержалось свободное (металлическое) железо. Поднимаясь вместес горячим мантийным веществом в рифтовые зоны, оно вступало там в реакцию с морскойводой, образуя в бескислородной среде в присутствии углекислого газа хорошорастворимый в воде бикарбонат железа:
Fe + H2О + 2СО2 → Fe(HСО3)2,
а также формальдегид – одно и соединений, послуживших,по-видимому, основой возникновения жизни на Земле (Галимов, 2001):
2Fe + H2O + CO2 →2FeO + HCOH + 3,05 ккал/моль.
После перекрытияповерхностью океана гребней срединно-океанических хребтов растворимаягидроокись железа стала разноситься по всему океану. Попадая на
мелководья с богатым фитопланктоном, двухвалентная окисьжелеза могла окисляться микроводорослями прямо in situ в воде почти безвыделения кислорода в атмосферу:
2Fe(HСО3)2+ О → Fe2О3+ 4СО2+ 2Н2О.

континентальной коре
Если спросить человека:«Отчего море соленое?», он почти наверняка ответит: «Оттого же,отчего солоны бессточные озера (вроде озера Эльтон, снабжающего нас пищевойповаренной солью): впадающие в море реки несут некоторое количество солей,потом вода испаряется, а соль остается». Ответ этот неверен: соленость океанаимеет совершенно иную природу, чем соленость внутриконтинентальных конечныхводоемов стока. Дело в том, что вода первичного океана имела различные примеси.Одним источником этих примесей были водорастворимые атмосферные газы, другим — горные породы, из которых в результате эрозии (как на суше, так и на морскомдне) вымываются различные вещества.
«Кислые дымы»,растворяясь в воде, давали галогеновые кислоты, которые тут же реагировали ссиликатами — основным компонентом горных пород, и извлекали из них эквивалентноеколичество металлов (прежде всего, щелочных и щелочноземельных — Na, Mg, Ca,Sr, K, Li). При этом, во-первых, вода из кислой становилась практическинейтральной, а во-вторых, соли извлеченных из силикатов элементов переходили враствор; таким образом, вода океана с самого начала была соленой. Концентрациякатионов в морской воде совпадает с распространенностью этих металлов в породахземной коры, а вот содержание основных анионов (Cl-, Br-, SO4-, HCO3-) вморской воде намного выше того их количества, которое может быть извлечено изгорных пород. Поэтому геохимики полагают, что все анионы морской воды возниклииз продуктов дегазации мантии, а все катионы — из разрушенных горных пород.
В архее из так называемых “кислых дымов” без потерь могдегазироваться только углекислый газ, теплота образования которого (94,05ккал/моль) выше, чем у окиси железа (63,6 ккал/моль), тогда как, например,соляная кислота (теплота образования которой равна 22,1 ккал/моль), еслитаковая и присутствовала в первичном планетном веществе, должна была полностьюразлагаться в расплавах железа, образуя в них хлориды железа FeCl2 и FeCl3(теплóты образования которых соответственно равны 81,7 и 95,5ккал/моль). При высоких температурах оба хлорида железа летучи. Поэтомуобразование HCl, но уже на земной поверхности могло происходить толькоблагодаря гидролизу хлоридов железа с привносом тепла (т.е. в горячихисточниках). Хлориды же щелочных металлов могли образовываться, например, путемреакций попавших на поверхность ювенильных галоидов со щелочными силикатамитипа нефелина (или альбита):
FeCl2+ 2NaAlSiO4→ 2NaCl + FeO + AlAlO[SiO4] + SiO2+ 15,8ккал/моль нефелин андалузит 2FeCl3+ 6NaAlSiO4→ 6NaCl + Fe2O3+3AlAlO[SiO4] + 3SiO2+ 107,7 ккал/моль
Наиболеераспространенные в горных породах окислы щелочноземельных металлов (MgO, CaO,FeO) при растворении в воде (после выветривания самих пород) становятсяхимическими основаниями, активно вступающими в реакции с дегазированным измантии углекислым газом, образуя тем самым карбонаты этих металлов. Однако вархее существовала достаточно плотная углекислотная атмосфера, а карбонатов ещевозникало мало, поэтому воды архейских морей и океанов, находившиеся и тогда вравновесии с земной атмосферой, должны были характеризоваться кислой реакцией, сpH ≈ 3–5.
Главнымфактором, определяющим кислотность морской воды служит содержание в нейуглекислоты (CO2 — водорастворимый газ, и в океанах его сейчас растворено 140трлн т против 2,6 трлн т, содержащихся в атмосфере). В океанах существуетдинамическое равновесие между нерастворимым карбонатом кальция CaCO3 ирастворимым бикарбонатом Ca(HCO3)2: при недостатке CO2 «лишний»бикарбонат превращается в карбонат и выпадает в осадок, а при избытке CO2карбонат превращается в бикарбонат и переходит в раствор. Карбонатно-бикарбонатныйбуфер возник в океане на самом начальном этапе его существования, и с тех порон поддерживает кислотность океанской воды на стабильном уровне.
 
ПОДРАЗДЕЛЕНИЯ МИРОВОГО ОКЕНАНА
Земной шаробычно делят на северное и южное, западное и восточное полушария, Его можно так же разделить на океаническое иматериковое полушария  по преобладанию наних суши или вод океанов. Полюс океанического полушария расположиться у береговНовой Зеландии, а полюс материкового – во Франции, возле устья Луары.
            Мировойокеан огромен (361,254,000 км2) и непрерывен. Расчленение воднойоболочки океана, обусловленное размещением материков, дает основание дляподразделения Мирового океана на отдельные части: океаны; в океанах в своюочередь выделяются моря. При выделении частей океана учитываются такиепризнаки, как  рельеф дна, наличиеостровных архипелагов, системы самостоятельных течений, циркуляция атмосферы,распределение температуры и солености вод, биологические условия и др.
Следует учесть, что в разные годыприменялись разные подходы деления и районирования океана:
1) Первый этап (1650-1917 гг.):
Характеризовался применением восновном морфометрических и формальных признаков при делении вод океанов,проведением абстрактных границ, не связанных с реальными зонами раздела вводной среде, что объяснялось недостатком фактических сведений о Мировомокеане.
Варениус Б.положил в основу районирования расположение вод относительно суши и провёлделение Мирового океана с учётом главнейшей азональной закономерностидифференциации географической оболочки Земли — существования материков иокеанов. При этом Варениусом Б. были выделены в составе Мирового океана 5океанов (Тихий, Атлантический, Индийский, Северный полярный и Южный полярный) иморя, как некоторые самостоятельные его части, а также подчинённые им заливы ипроливы.
С тех поррайонирование Мирового океана строилось большинством авторов преимущественно наазональной основе, что объяснялось недостаточностью знаний о природеокеанических пространств с одной стороны и неразвитостью представлений огеографической зональности с другой. Предлагавшиеся в XIX и начале XX векаделения Мирового океана исходили главным образом из морфометрических,морфологических или формальных соображений. Границы часто проводились померидианам, параллелям, тропическим, полярным кругам и другим условным линиям,что не соответствовало реальной физико-географической структуре вод океанов.Таковы схемы Королевского географического общества Великобритании (1845 г.), Крюммеля О. (1878и 1907 гг.), Воейкова А. И. (1895 г.), Мёррея Дж. (1895 г.), Зупана А. (1899 и 1911 гг.).
2) Второй этап(1917-1942 гг.):
Начался послеопределения Шокальским Ю. М. в 1917 году основного принципа разработкинаучно-обоснованного районирования Мирового океана, применение которогопозволяло сделать районирование в полной мере природно-географическим в отличиеот проводившегося ранее зачастую субъективного деления. На этом этапеисследователи пытались положить в основу районирования объективные показатели иразграничивать акватории на регионы, реально отличающиеся спецификой природныхусловий.
Главным основанием для выделениясамостоятельных регионов в океане по Шокальскому Ю. М. должны служить:«Самостоятельные системы течений, океанических и воздушных, самостоятельнаясистема приливов, самостоятельное распределение солёности и температуры поповерхности, правильное вертикальное распределение температуры исолёности».
Однако дляпроведения в соответствии с этим принципом детального районирования Мировогоокеана в то время ещё не было накоплено достаточного объёма данных.
Издававшиеся в 1923, 1928 и 1937гг. Международным гидрографическим бюро в Монако схемы границ океанов и морейпредназначались для удовлетворения практических нужд флота и основывались наисторически сложившемся в мореплавании разграничении Мирового океана на части,мало считаясь с особенностями его природы.
Только в 1933году французским океанографом Камиллом Валло была разработана схемарайонирования на основе особенностей циркуляции воды и атмосферы. Поэтомурайонирование Валло К. имеет преимущественно зональный характер и выделенные имв составе 4-х океанов (Атлантического, Индийского, Тихого и Южного) 10океанических регионов являются по существу зонами (поясами). Опыт Валло К.показал, что попытка построения районирования на основе объективныхгидрометеорологических показателей ведёт к проявлению в схеме районированияосновных зональных закономерностей дифференциации природы океанов. Тем неменее, схема Валло К. носила всё ещё слишком общий и упрощённый характер.
В системенемецкого океанолога Шотта Г. (1936) было обособлено 3 отдельных океана(Атлантический, Индийский, Тихий) и в их составе — 39 «естественныхрайонов» в соответствии с особенностями циркуляции атмосферы и вод сучётом биологических данных. Шотт Г. пытался сочетать океанографическиесоображения с климатическими и биологическими, поэтому границы на его схемезачастую имеют различный характер. Часть их соответствует пограничным зонамосновных течений, часть — границам биологических ареалов, часть — границамклиматических областей [7]. При этом Шоттом Г. на одном уровне районированиявыделялись и зональные, и азональные единицы [3].
Советскаясхема районирования Зубова Н. Н. и Эверлинга А. В., разработанная в 1937-1940гг. в связи с созданием Большого советского атласа мира, была построенапреимущественно на азональной основе: океанические регионы выделялись погеоморфологическим особенностям рельефа дна. Руководствуясь этим признаком,Зубов Н. Н. и Эверлинг А. В. разделили 4 океана (Атлантический, Индийский,Тихий, Северный Ледовитый) в соответствии с котловинами дна на 29 океаническихбассейнов, каждый из которых имеет свои собственные, отличные от других,особенности динамического и гидрологического режима, определяемые его морфологическимстроением. Однако недостаточный учёт при районировании гидрометеорологическихпоказателей и ряд других пробелов не позволяют, по мнению многих специалистов,считать систему Зубова Н. Н. и Эверлинга А. В. достаточно полной системойфизико-географического районирования Мирового океана.
3) Третий этап(1942 -1949 гг.):
Начался всвязи с совершенствованием учения о водных массах как однородных комплексахкомпонентов, что позволило разрабатывать схемы районирования Мирового океана наоснове важнейшего принципа физико-географического районирования — принципафизико-географической однородности.

ОбоснованиеХромовым С. П. в 1949 году существования ландшафтных зон в Мировом океанеознаменовало собой начало нового периода в развитии физико-географическогорайонирования океанических акваторий, позволив осуществлять широкое применениеучения о ландшафтно-географической зональности к решению задач районированияокеанов и строить схемы районирования на зонально-азональной основе. Этотпринцип открыл путь к достижению главной цели районирования — разграничениюобъективных физико-географических комплексов Мирового океана, складывающихся врезультате взаимодействия зональных и азональных факторов.
И только сприходом спутниковой эры (1978- 1995) и затем и комплексно- системной наукиЗемли были сделаны первые попытки систематизирования таксонометрических единицс учетом как зональных и азональных факторов (см. табл.)
            Тем нипонятие «Подразделения мирового океана» многие источники трактуют как
азональное районированиегоризонтального водного ряда Мирового океана.
На сегодняшниймомент, согласно данным издания (2000 г.) «Границы Океанов и Морей» МеждународнойГидрографической Организации, ответственной за мировую стандартизацию Мирового океана мы насчитываем 5океанов: Тихий, Индийский, Атлантический, Северный ледовитый (Арктический) иЮжный. Последний был выделен в отдельный океан на основании  исследования течений в Антарктическом районеМирового Океана. Рассмотрим их подробнее:
ТихийОкеан:
Тихий океан – самый большой и самый глубокий океан в мире,занимающий 28% поверхности Земли.
Географическое положение: между материками Евразией иАвстралией на западе, Северной и Южной Америкой на востоке, Южным Океаном наюге.
Площадь: 155 557 млн км2  (здесь и далее по данным IOC 2000)
Береговая линия: 135,663 км
Атлантический океан:
Атлантический океан, второй повеличине (после Тихого океана).
Географическое положение: междуматериками Евразией и Африкой на востоке, Северной и Южной Америкой на западеи  Южным Океаном на юге,
Площадь: 76.762 млн км2
Береговая линия: 111,866 км
Индийский океан
Индийский океан, третий по величине на Земле (после Тихого иАтлантического). Географическое положение:  большей частью в Южном полушарии, между Азиейна севере, Африкой на западе, Австралией на востоке и Южным Океаном на юге.
Площадь: 68.556 млн км2
Береговая линия: 66,526 км
Серверный Ледовитый океан (Арктический)
Серверный Ледовитый океан, наименьший по площади океанземного шара. Расположен Географическое положение:  между Евразией и Северной Америкой.
Площадь: 14,75 млн. км2;
Береговая линия: 45,389 км
Южный Океан
Несмотря на то, что в мире ЮжныйОкеан признан сравнительно недавно,
в нашей стране былопроизведено комплексное исследование антарктических вод в конце 50-х — начале60-х годов XXв, которое показало,что по морфологи­ческим формам дна, циркуляции атмосферы и вод, своеобразию биологических условийи другим природным факторам этот рай­он океана представляет собой самостоятельнуючасть Мирового океана. На этом основании Географическое общество нашей стра­ны в 1966 г. приняло решение овыделении самостоятельного Южного океана. С этим статусом он вошел в «АтласАнтарктики» (1966), изданный в нашей стране, и в монографию «География океана», в том«Северный Ледовитый и Южный океаны» (1985). Под названием «Южный океан» он входит вматериалы Междуна­родного комитета по антарктическим исследованиям Межправи­тельственнойокеанографической комиссии, американскую про­грамму «Международное исследованиеЮжного океана» и др.
Географическое положение: Между Антарктикой на юге и 60 параллелью на севере (IOC)
                                                  Между Антарктикой на юге и зоной южной субтропической конвегенции(полосой схожденияповерхностных течений), которая идет при­близительно по 40° ю.ш (Россия)
Площадь: 20.327 млн. км2 ; (IOC)
                   86 млн км2   (Россия)
Береговая линия: 17,968км
Каждый океан имеет свои ответвления— моря и заливы. Эти периферийные участки океанической акватории обычно лежатна шельфах и материковых склонах или в межконтинентальных и межостровныхкотловинах.
Море — частьМирового океана, более или менее обособленная сушей или возвышениями подводногорельефа и отличающаяся от открытой части океана главным образомгидрологическим, метеорологическим и климатическим режимом. Отличительные чертыМ. обусловлены окраинным положением в океане (что определяет значительноевоздействие на них суши) и ограниченностью связи с его открытой частью (чтосказывается главным образом на замедлении водообмена); т. о., чем болеезамкнуто М. сушей, тем в большей степени оно отличается от океана. Условно М. называетсятакже некоторые открытые части океанов, как, например, Саргассово море всеверной части Атлантического океана и Филиппинское море в западной частиТихого океана. Некоторые озёра — Аральское, Мёртвое — называются М., анекоторые М. — заливами (Гудзонов, Мексиканский, Персидский и др.).
По морфологическим игидрологическим признакам моря под­разделяютсяна окраинные, средиземные (внутриматериковые и межматериковые),межостровные и внутренние. Все они пред­ставляют собой вбольшей или меньшей степени обособленные участки океанической акватории. Каждоеморе обладает чертами, которые отличают его от остальной части океана. Онимогут отли­чаться строением земной коры и дна (под морями обычно кора неокеанического, а материкового или переходного типа), составом и свойствамиводы. Так, соленость морей зачастую отличается от средней солености Мировогоокеана. Именно в средиземных морях отмечены крайние величины солености вод длявсего Мирового океана — максимальные   и   минимальные.
Моря отличаются от океанов также потемпературному режи­му, по экологическим условиям, по характеру приливов; вморях существуют собственные системы течений. Эти особенности морей обусловленыв основном взаимодействием моря с прилегающей сушей.
Окраинные моря. Они расположены на подводном продолжении материков, режев переходной зоне. От океана окраинные моря отделены грядами островов,полуостровами или подводными порогами. Большинство морей этого типа имеютсравнительно небольшие   глубины   (до  1000   м).
Некоторые ученые Англии и США средиокраинных морей раз­личают по батиметрическим признакам прибрежные и открытыеморя: мелководные (глубинойдо 500 м)и глубоководные (вдаю­щиеся   в  открытую   часть   океана).
Окраинные моря хорошо сообщаются сокеаническими акваториями, поэтому их воды по физическим свойствам ихимическому составу   мало   отличаются  от   океанических.
В Северном Ледовитом океаневыделяют Баренцево, Карское, Лаптевых, Восточно-Сибирское и Чукотское окраинныеморя. Они лежат   на   подводном  продолжении   материка.
В Тихом океане у берегов Азиирасположены Берингово, Охот­ское и Японское окраинные моря (глубина 3500—4000м). Эта полузамкнутые моря, отделенные от океана гирляндами островов… Ониприурочены к переходной зоне. Желтое и Восточно-Китай­ское— шельфовые моря.Глубина Желтого моря не превышает 100 м. Большим окраинным морем является Коралловое уберегов-Австралии. В Атлантическом океане типичным шельфовым морем является Северное,а окраинным морем в переходной зоне — Карибское.
Средиземные моря. Среди них выделяются межматериковые и внутриматериковые.Межматериковые моряприурочены к круп­ным зонам тектонической активности с сейсмическими явлениямии процессами вулканизма. О географическом положении таких морей говорит самоназвание. Материки обычно примыкают почти со всех сторон к акватории моря.Только узкие проливы соединяют моря с океаном, поэтому водообмен обычнозатруднен и воды средиземных морей значительно отличаются по своим характери­стикамот вод океана. К типичным средиземным (межматерико­вым) морям относятсяевропейское Средиземное (Романское) и Красное моря. К этой жегруппе принадлежит и Американ­ское Средиземноморье (Мексиканский залив сглубоководным желобом).
Межматериковым морем является и Азиатско-Австралийское^представляющее собой систему межостровных морей, но по харак­терувзаимодействия с материками оно имеет черты окраинного моря. Межматериковыеморя отличаются большими глубинами… В Средиземном (Романском) море глубиныдостигают 4500 м„ во впадинах Азиатско-Австралийского моря —до 7400 м (в море Банда), вКрасном море —до 2600 м,в Американском Средиземно­морье — свыше 3600 м. Большинство этих морей сильно расчлене­но;они обладают своеобразным гидрологическим режимом.
Внутриматериковые моряоконтурены берегами одного и того-же материка: Балтийское,Белое, Азовское моря, Гудзонов залив-и др. Это обычно мелководные моря(типа шельфовых акваторий), лежащие на участках с материковой корой. Наибольшаяглубина Балтийского моря не превышает 460 м, Белого моря — 300 м,. Азовского—15 м.Природные условия внутриматериковых морей тесно связаны   с   природой  окружающей   суши.
Внутренние моря. Этозамкнутые реликтовые моря (озера-моря), не связанные с океаном, Каспийское иАральское. Их воды резко  отличаются   от   вод  океанических.
Межостровныеморя. Они окружены более или менеетесным кольцом отдельных островов или островными дугами. К ним относятся преждевсего моря, являющиеся частями Азиатско-Австра-лийского межматерикового моря,— Сулавеси,Банда, Сулу. Из са­мостоятельных межостровных морей следует назвать Филиппин­ское,   Фиджи,  Соломоново   и   др.
Есть моря, расположенные в открытой части океана, без ярковыраженных границ. Таково уникальное Саргассово море. Это «море безберегов» обладает самой прозрачной водой с высокими температурами, своейсистемой течений, особыми видами живот­ных и растительных форм. Саргассово море— родина угрей и сар-гассовых водорослей.
С геологической точкизрения современные Моря. являются молодыми образованиями: все они определилисьв очертаниях, близких к современным, в палеоген-неогеновое время, иокончательно оформились в антропогене. Наиболее глубокие Моря образовались вместах крупных разломов земной коры (например, Средиземное море). Мелкие — возникли при затоплении водами Мирового океана окраинных частей материков приих опускании или при повышении уровня океана и располагаются обычно наматериковой отмели.
Климат Морей. в зависимостиот степени их обособленности сушей отличается чертами большей или меньшейконтинентальности. Это сказывается главным образом в увеличении сезонныхколебаний температуры воздуха и воды на поверхности. В зависимости отгеографического положения одни моря и на поверхности и на глубинах теплеесоседних открытых частей океана (например, Красное море), другие — холоднее(например, Охотское море). В морях. отмечаются все крайние значения солёностиМирового океана, так, в открытой части Балтийского моря солёность составляетлишь 6,0-8,0%0, в Красном море она достигает 41,5%0. Всоответствии с распределением в морях крайних величин температуры и солёности,плотность воды в них также достигает крайних значений для Мирового океана (вБалтийском море 1,0100, в Красном море 1,0287).
Некоторыеморя Мирового Океана
Название и тип моря
Площадь, тыс. км2
Наибольшая глубина, м
Название и тип моря
Площадь, тыс. км2
Наибольшая глубина, м
Моря Тихого океана
 
 
Арафурское (окраинное)
1037
3680
Коралловое (полузамкнутое)
4791
9140
Красное (средиземное)
450
2811
Южно-Китайское (полузамкнутое)
3447
5245
Тиморское (окраинное)
615
3310
Берингово (полуз