Проблеми відокремлення Південного океану

Размещено на http://www.allbest.ru/

ВСТУП

Південний океан або Антарктичний океан - п'ятий за розміром океан Землі, що оточує Антарктиду, що складається так би мовити з південних частин Атлантичного, Індійського і Тихого океанів, що прилягають до Антарктиди.

Площа океану 20 327 тис. кв. км. (якщо прийняти північною межею океану 60-й градус південної широти). Найбільша глибина (Південно-Сандвичів жолоб) - 8428 м.

Вперше цей океан був виділений в 1650 році голландським географом Б. Вареніусом, і до 1-ої чверті 20 століття назва «Південний океан» поміщалася на картах і атласах (при цьому в багатьох країнах у нього включалися і території Антарктиди, тоді льодовий материк зараховувався до області океану і його кордоном була прийнята широта Південного полярного кола). З 2-ої чверті 20 століття кордон Південного океану стали проводити від 35° південної широти (за ознакою циркуляції води і атмосфери) до 60° південної широти (по характеру рельєфу дна). У радянському Атласі Антарктики (т. 2, 1969) кордоном Південного океану було прийнято північний кордон зони антарктичної конвергенції, розташованої поблизу 55° південної широти.

Навесні 2000 року міжнародна гідрографічна організація прийняла рішення оголосити водний простір на північ від узбережжя Антарктиди до 60° південної широти окремим океаном - Південним. Рішення базується на останніх океанографічних даних, що вказують на унікальність вод оточуючих Антарктиду. У російській традиції Південний океан - умовне поняття. Його приблизним кордоном вважається зона антарктичної конвергенції (північна межа антарктичних поверхневих вод). В інших країнах межа також розмита - широта південніше мису Горн, кордон плавучих льодів, зона конвенції про Антарктику.



РОЗДІЛ 1. ПІВДЕННИЙ ОКЕАН, ЯК САМОСТІЙНИЙ ВОДНИЙ ОБ'ЄКТ

У результаті обширних океанологічних досліджень південно-полярного кола вод, виконаних у середині ХХ століття у відповідності з програмою Міжнародного геофізичного року, в 1966 р. Географічною спільнотою СРСР було прийнято рішення про виділення самостійного океану - Південного. Це рішення було відображено в першому виданні радянського « Атласу Антарктики».

Поняття «Південний океан» фактично знайшло і міжнародне визнання. Воно фігурує у ряді документів Міжнародного комітету по антарктичним дослідженням і в документах міжурядової океанографічної комісії. Існують міжнародні програми, в яких фігурують назви «Південний океан»: програма БИОМАСС, Американська програма «Міжнародних досліджень Південного океану».

Виділення Південного океану було запропоновано, як для розширення знань про антарктичне кільце вод, що омивають Антарктиду, так і для зручністю опису явищ цієї величезної акваторії Світового океану. Інакше при її описі приходиться розривати єдину Антарктично-циркумполярну течію на частини, які належать трьом океанам, і назвати їх південними частинами Індійського, Тихого і Атлантичного океанів.

Головна особливість Південного океану - Антарктична циркумполярна течія (АЦТ), яка розповсюджується по всій товщі води і фактично формує всі специфічні риси режиму води, склад і розподіл флори та фауни, а також клімат. Північний кордон АЦТ співпадає з зоною субтропічної конвергенції або з субантарктичним фронтом (САФ), де більш холодні і щільні поверхневі субантарктичні води опускаються під менш щільні субтропічні.

На півдні під впливом морських льодів і в результаті взаємодії кільця вод з льодяними берегами Антарктиди формується сама холодна і щільна самостійна водна маса, яка в природних горизонтах розповсюджується далеко на північ і визначає багато рис режиму сусідніх океанів. Це також вагомий мотив для виділення самостійного Південного океану(рис.1).

Рис. 1 - Карта Південного океану

Положення зони субтропічної конвергенції коливається в часі і залежить від міжсезонних чи між річних гідрометеорологічних явищ. Її середнє положення близько підходить до південних країв материків Південної півкулі: Південної Америки, Африки, Австралії.

Таким чином, південна границя океану - берег Антарктиди, а його північною фізико-географічним (природним) кордоном умовно служить зона субтропічної конвергенції.



РОЗДІЛ 2. РЕЛЬЄФ, ГЕОЛОГІЧНА БУДОВА ТА ГЕОФІЗИЧНІ ПОЛЯ

2.1 Походження та геологічна еволюція

Досліджуючи глобальні палеогеографічні реконструкції, можна у загальних рисах прослідкувати історію формування Південного океану. Як відомо, існує багато варіантів глобальних реконструкцій, які були виконані радянськими та іноземними вченими, однак дані реконструкції були виконані на основі різноманітних методик і на різному фактичному матеріалі - геофізичному, географічному, геологічному та іншому, - відрізняються головним чином уявленнями про геодинамічну історію Північної півкулі. Для Південної півкулі ці відмінності менш значущі. Це дозволяє не проводити тут порівняльного аналізу карт різних авторів, а можна дати загальну схематичну картину утворення Південного океану.

По-скільки, Південний океан розглядається як водний простір, що оточує Антарктичний материк, тоді його генезис потрібно досліджувати як геодинамічну історію формування самостійної континентально-океанічної Антарктичної плити.

В кембрії древній Антарктичний материк, що входив у єдиний супер материк Гондвану, був частиною плити і знаходився далеко від Південного полюса та був наближений до екваторіальних широт. За наступні 250 млн. років ситуація змінилася не суттєво і лише у пермський період вся Гондванська плита прийшла у рух, поступово рухаючись на південь і майбутня Антарктида зайняла положення поблизу Південного полюса. У середньому та верхньому юрських періодах геодинамічні процеси в межах Гондванської плит активізувалися, відбувся відкол Африки і Південної Америки від Антарктиди з Австралією і за рахунок розкриття Індійського океану і формування нової літосфери з'являється область нарощування Антарктичної плити (але ще з Австралією)[2].

В ранньому крейдовому періоді разом з процесами, що продовжувалися про які вище зазначено, почала формуватися друга частина Антарктичної плити за рахунок посування Південної Америки від Африки і розростання Південної Атлантики. Цей процес продовжується до сьогоднішнього часу, але у ранньому еоцині відбувся вперше відкол іще однієї частини плити, і це була Індо-Австралійська. З того часу і тут починається швидке нарощування Антарктичної плити за рахунок океанічної літосфери.

Таким чином, на фоні бурхливої тектонічної та географічної перебудови зовнішнього вигляду Землі у мезокайнозої останнім епізодом у формуванні Південного океану в сучасному вигляді, що продовжується і сьогодні, можна вважати час 55 - 45 млн. років назад, коли Австралія відділилася від Антарктиди, а з іншого боку почала розростатися протока Дрейка і виникло циркумполярна течія.

Виходячи з аналізу географічних полів, можна припускати, що найбільш інтенсивно формується і має більш молодий геологічний вік Австро-Тихоокеанічна частина Південного океану, а єдиним участком, де можливо, збереглася мезозойська кора на дні цього океану, являється регіон між хребтом Кергелен і Антарктичним полу островом.

2.2 Морфометрія

Північним кордон Південного океану являється рухлива зона південної субтропічної конвергенції, що проходить приблизно по паралелі 40о пд.ш.

Площа Південного океану, згідно з А.Ф. Трешникова (1963), дорівнює 86 млн. км2 при середній глибині 3503 м і максимальною (Південно-Сандвічев жолоб) 8325 м.

У додатку до Атласу океанів «Терміни. Поняття. Довідкові таблиці» (1980) названо 6 морів. Крім того, Арктичний та Антарктичний науково-дослідницікий інститут виділяє моря Лазарєва, Рисел - Ларсена, Космонавтів, Співтовариства, Моусона, Дюрвиля, Сомова.

2.3 Особливості геологічної будови та рельєфу дна

З точки зору геоморфології за північний кордон Південного океану взагалі можна прийняти широтні та субширотно структури системи серединно-океанічних хребтів у Північній півкулі.Такими є, починаючи з о-ва Буве на межі з Атлантичним океаном, являються: Африкансько-Антарктичний, Західно-Індійський, Центрально-Індійський хребти, Австрало-Антарктичне та Південно-Тихоокеанське підняття, а також частина Східно-Тихоокеанського та Чилійського підняття. Між Південною Америкою та островом Буве межу слід проводити по Фолклендському (Мальвинському) піднятті і лежачим на його продовжені підняттям ложа океану до перетину з Південно-Атлантичним хребтом.

В цих межах дно Південного океану складається з підводної окраїни материка Антарктиди, невеликої частини підводної окраїни Південної Америки, перехідної області моря Скоша, ложа океану, представленого океанічними котловинами Беллінгаузена, Африкансько-Антарктичною, котловиною Крозе та Австрало-Антаркктичною, а також із перерахованих серединно-океанічних хребтів.

Підводна окраїна Антарктиди. Загальною рисою шельфа Антарктиди являється його льодовикова обробка і широкий розвиток айзбергових відкладів. Велика частина шельфу лежить на глибинах, значно перевищуючих 200 м. Характерна деяка препіднятість краю шельфу і зажуреність прилеглої до суші зони. Відмічається глибоководний характер розчленованості поверхні шельфу - разом з крупними виступами дна спостерігаються впадини з глибиною до 400 м, а в деяких випадках більше 1000 м. Значної ширини шельф досягає у прибережжя Західної Антарктиди, а особливо в морях Уедделла, Беллінгаузена, Амундсена і Росса. Біля берегів Східної Антарктиди ширина шельфу до 250 км характеризує лише море Дюрвіля і затока Прюдс. У багатьох місцях шельф перекривається потужними шельфовими льодовиками.

Між західними і східними частинами Антарктиди спостерігаються дуже різкі структурно-геологічні відмінності. Східна Антарктида - це до серединнопротерозойська платформа, із заходу обрамлена байкальськими і ранньокаледонськими складчастими спорудами (Трансантарктичний хребет). Західна Антарктида - складчаста країна, яка представляє комплекс складчастих гірських споруд герцинського і альпійського віку і крупних прогибів. Найкрупніший з них простягається вздовж Трансантарктичного хребта, з ними пов'язані впадини морів Росса і Уедделла. Більша частина підльодного ложа Антарктиди сильно занурена і на окремих площах лежить на 1000 - 1500 м нижче рівня океану, тоді як найбільша висота (масив Вінсон) складає 5140 м. Б. Н. Котенев із співавторами (1980) підкреслюють ще таку важливу особливість підводної окраїни Західної Антарктиди, як розвиток борденлендів. До цього типу структур вони відносять райони Південних Шетландських і Південно Оркнейських островів. Відповідною роздробленістю характеризується рельєф і структура материкового схилу Західної Антарктиди. Тут звертає на себе увагу густа мережа найкрупніших підводних каньйонів, що утворюють материковий схил в морях Беллінгаузена і Амундсена.

Взагалі материковому схилу Антарктиди, особливо Східній, при суща значна ширина, східчастість профілю і розчленованість дуже широкими каньйонами, що переходять в області материкового підніжжя в крупні абісальні долини.

Материкове підніжжя найбільш повно представлено в тихоокеанському секторі Південного океану. Це акумулятивне утворення, яке складене з теригенних і айсбергових матеріалів, порізане абісальними долинами і ускладнене крупними конусами виносу. Потужність опадів досягає 2 км. У котловині Беллінгаузена виділяють конуси Шарко і Палмера.

Хребти Гуннерус і Кергелен представляють собою виступи Антарктичного материка і можуть досліджуватися як елементи його підводної окраїни.

Глибоководне буріння, яке дозволяє судити про геологічну будову підводної окраїни, було проведено лише у морі Росса. Воно показало, що айсбергові відклади тут досягають потужності 400 м і що почало утворення цієї товщі відносно до олігоцену.

Перехідна зона моря Скоша.

Її будова найбільш детально розглянуто в роботі Б.Н. Котенева та ін. (1980). Її межі проходять повз підводні окраїни Південної Америки та Антарктиди, які утворюють дві області бондерлендів, тобто зони інтенсивного тектонічного роздроблення підводних континентальних окраїн. Морфологічними елементами Фолклендського (Мальвінського) бондерленда являються однойменні плато та охоплюючий його з півдня жолоб, що генетично представляє собою вузький глибокий грабен зв'язаний з трансформним розломом. В ту ж систему входить хребет Скоша з блоками - банками Естадос, Бердвуд і підняттям Південна Георгія. Південно-Оркнейський борденленд включає блок південних Шетландських островів, жолоб-рифт Лазарева глибиною до 5700 м, блок південних Оркнейських островів і ряд невеликих, але чітко окреслених розломами глиб, об'єднаних під загальною назвою хребет Бородино. В ту ж систему необхідно включити Південно-Шетландський жолоб глибиною 5486 м, що протягнувся з зовнішньої сторони Південних-Шетландських островів.

Між областями борденлендів розміщена Південно-Сандвічева острівна дуга. Вона складається з одинадцяти островів вулканічного походження, майже всі вони - активні вулкани, самий крупний та високий з них - Монтагю висотою1372 м над рівнем океану; в їх складі основним елементом є андезитові вулканіти, відомі також доцити та лапарити (Хаїн, 1971). Вулкани якби насаджені на широкий вал (ширина близько 150 км в межах ізобати 2500 м). До сходу від острівної дуги розміщено Південно-Сандвічевський глибоководний жолоб, ширина його по верхньому краю в середньому 68 км, максимальна глибина зміщена до півночі та складає 8264 м.

До заходу від острівної дуги розміщена котловина моря Скоша. Її західною межею є хребет, що протягнувся від банки Бервуда на захід - південно-захід до перетину з зоною розломів Шекелтон, що окреслює материковий схил Південної Америки. На дні котловини виділяється декілька підйомів субмеридіального простилання та глибоких жолобів, напевно, пов'язаних з розірваною тектонікою. До одного з них приурочена максимальна глибина моря Скоша - 6022м простір дна між підняттями та жолобами зайнято абісальними пагорбами, які місцями передуються з плоскими рівнинами абісального акумулятивного вирівнювання (Гершанович, Дмитренко, 1972; Котенів та інші, 1980).

Котловини ложа. Загальна характеристика котловин Південного океану подана А. В. Живаго (1971), Г.В. Агаповой, Л.П. Волокітиной (1980). Сама більша з них - Африкансько-Антарктична. Вона протягається від моря Скоша до хребта Кергелен і в цих межах має довжину 6517 км при ширині близько 1500 км. Максимальна глибина 6972 м приурочена до різко вираженої жолобоподібної депресії розміщеною південніше крупного вулканічного підняття в східній частині котловини. Найбільш високі ділянки цього підняття, що являють собою вулканічні утворення, називають банками Об і Лена, глибини над їх вершинами відповідно 230 і 251 метр. В котловині виділяються також підводні висоти Транс (глибина над нею 46 м) і Мод (з найменшою глибиною над нею 1200 м). Центральна частина дна котловини представляє собою плоску абісальну рівнину, до півдня, яка поступово переходить у похилену рівнину материкового підніжжя в північній частині цей тип рельєфу змінюється хвилястим, а далі горбистим рельєфом пригір'я середньо-океанічного хребта [6].

Вулканічним підняттям островів Крозе і Принц-Едуард описана котловина відділення від лежачої північніше котловини Крозе. Ця котловина в свою чергу відмежована середньо океанічними хребтами Західно- і Центрально-Індійським. В північній і північно-східній котловинах розвинений горбистий рельєф, а в південній і західній - хвиляста абісальна рівнина (Канаєв, 1979).

Австрало-Антарктична котловина розміщена до сходу від хребта (правильніше - підняття) Кергелен, а на сході замикається хребтом Баллені - грядою вулканічних островів генетично пов'язаних з однойменних трансформованим розломом. Максимальна глибина котловини 6089м. Густа мережа абісальних долин, що розходяться у вигляді променів із однієї точки, проходять при антарктичною частиною дна котловини, при чому всі ці долини починаються ще на підводному континентальному краї. Більша частина дна котловини займає абісальна плоска рівнина Уілкса. Котловина Беллінгаузена має найбільш складний рельєф дна (Агапова, Волокітина, 1980). Крупна зона розломів січе котловину на дві частини: західну, опущену на глибину більше 5000м і східну, що лежить на глибині 4 - 4,5 тис. м. Похилені рівнини материкового підніжжя переходять тут в плоску абісальну рівнину. Вона протягається вздовж 60о пд.ш. і трохи похилена до заходу. Б.Н. Котенев з піваторами (1980) підкреслюють важливу роль в морфології дна котловини трансформованих розломів, що січуть обмежуючі серединні хребти і, що продовжуються в рамках ложа океану як, наприклад, розлом Елтанін. Інша система розломів установлюються в східній частині котловини - це розломи Шеклт, Геро і Туле, з якими пов'язаний ряд підводних гір великі простори займає рельєф по типу абісальних пагорбів.

Всі котловини ложа Південного океану характеризуються океанічним типом земної кори: відсутністю «гранітного» шару, малої потужності кори (в центральних частинах котловин - менше 5 км), а сейсмічністю (Атлас океанів, 1977) [5]. Будова шару, що відкладається, точніше поверхневої його частини характеризує скв.322, пробурена в морі Росса. Тут була відкрита товщина осадку потужністю близько 700 м, що складається на 150 м теригенних і діатомових мулів пліоцену і плейстоцену, 250 м глин і діатомітів з прошарками шертів в низу міоценового віку, 120 м, алевролитів, вірогідно палеогену, що підстелені глинистими сланцями, збагачених металом та цеолітами, що відносяться до верхньої крейди. Під ними відкриті базальти звичайного «океанічного» складу. Немає впевненості в тому, що скважина відкрила повний розріз «осадкового» шару, по-скільки по іншим даним тут його значно більше.

Про будову «осадкового» шару в Австрало-Антарктичній котловині можна судити по розрізу скв.267. Тут під 120-метровою товщиною діатомових мулів з різним ступенем складу діатомів, охоплюючи плейстоцен, пліоцен і міоцен, залягають карбонатні олігоценові відклади, вапняки залягають на базальтах. Беззаперечно, що різка зміна креамістого типу відкладонакопичення на карбонатний на кордоні міоцена і олігоцена знаменують різку зміну температурних умов накопичення відкладів.

Середньо-океанічні хребти. Західно-Індійський і Централоно-Індійський серединні хребти характеризуються усіма основними рисами середньо-океанічних хребтів, що вже згадувались в інших регіональних томах «Географії Світового океану». Відмітимо лише деякі особливості. В.Ф. Канаєв (1970) вказує на асиметричність поперечного профілю Західно-Індійського хребта та кулісо подібну будову рельєфу рифової зони. Найбільша глибина рифової долини тут 5130 м. Велике вулканічне плато островів Принц-Едуард і Крозе також, необхідно включити у склад цього хребта, так як тут напрошується аналогія з деякими особливостями побудови середньо-атлантичного хребта, відміченими В.В. Фролем (1981).

Цей дослідник, аналізуючи особливості будови середньо-атлантичного хребта по проляганню, відмітив закономірну подібність відрізків з різко вираженою рифовою структурою і вулканічних плато типу Азорського чи Вознесення. Плато Принц-Едуард - Крозе можна розглядати як аналог останніх[4].

Центрально-Індійський хребет також закінчується подібним плато - це плато Сен-Поль - Амстердам з однойменними острова-вулканами. Від цього плато до сходу простирається зі своїми особливостями побудоване Австрало-Антарктичне підняття; воно «на поперечних профілях представляє широкий згиб дна, поверхня якого сильно посічена, але глибина по січень не значна - десятки та перші сотні метрів» (Канаєв, 1979). Усі підняття розбито багато чисельними поперечними розломами. Особливо густо вони розсікають середню частину підняття, що отримала назву «зона Австрало-Антарктичної незгоди». Особливий тектонічний розтин характеризує також східну частину підняття. Тут серія субмеридіональних розломів січе підняття таким чином, що викроєні по ним сегменти підняття зміщені відносно один одного до півдня і утворюють в плані так би мовити драбину, що простежується а ж до переходу в південно-тихоокеанське підняття. З одним з цих розломів пов'язано утворення вулканічного хребта Балені.

Південно- і Східно-тохоокеанське підняття охарактеризовані в книзі Тихий океан (1981). Згадаємо, що в їх будові є загальні риси з Австрало-Антарктичним підняттям - це, більша ширина і відносно неглибокий вертикальний розтин рельєфу. А.В.Живаго (1979) вказує також на відсутність середньої рифової долини разом з цим відмічається більш густа система трансформованих розломів, що розсікають обидва підняття. В одному із трогів, пов'язаних з найкрупнішою тут системою розломів Елтанін, в 1977 році були знайдені виходи метаморфічних сланців підбальтово-габбро-передотитовим розрізом земної кори, що вказує на можливу участь метаморфічних порід в будові океанічної земної кори (Кошинцев, Фріц-Харт, 1978)[5].

Чилійське підняття також розглядається як гілка системи середньо-океанічних хребтів глибини тут досягають близько 3 - 3,5 тис. м на окремих вузьких депресіях вони більші 4 - 4,5 тис. м. Ці депресії також являються океанічними трогами, що обумовлені трансформними розломами. По цим розломам окремі сегменти підняття потерпіли значне зміщення до сходу.

Донні відклади. Для розподілу донних відкладів Південного океану характерна чітко виражена зональність. В рамках підводної окраїни, значну частину складають відклади від айсбергів, що з віддаленням ввід континенту змінюються кременистими діатомовими мулами, найбільш характерними для котловин ложа Південного океану. На серединних хребтах, що утворюють прикордонну зону Південного океану, розвинені змішані кремнистовапнякові та змінюючи їх до півночі форамініферові відклади.

2.4 Особливості геофізичних полів

Геофізичні поля Південного океану вивчені фрагментарно - переважно в межах шельфу та континентального схилу і лише в окремих випадках у абісальних улоговинах. Геофізичні зйомки проводилися в основному при попутних плаваннях судів навколо Антарктиди, більш детальні зйомки велися в прот. Дрейка і в морях Скоша, Роса і Уеддела. Гравітаційне поле. Аномальне гравітаційне поле з редукцією у вільному повітрі в Південному океані носить у цілому досить спокійний характер, величини аномалій змінюються переважно в межах + -40 - 50 мГал. Аномалії приурочені до областей континентального схилу, збігаються з ним по простяганню і, очевидно, є наслідком крайового ефекту Гельмерта, який зазвичай у межах пасивних окраїн досягає в середньому + -50 - 60 мГал. Південно-Тихоокеанське підняття в районі 180-го Мередиан характеризується знакозмінним полем субширотного простягання інтенсивністю від + -30 до -80 мГал. Інтенсивні позитивні аномалії помічені в районі о-ва Св. Петра, в районі протоки. Брасвілд і поблизу Південних Оркнейських і Південних Сандвічевскіх островів[8].

Аномалії в редукції Бузі для глибоководних акваторій Південного океану характерізуютсяя значеннями від 200 до 350 мГал. Для південно-тихоокеанського сегменту хребта, розташованого в межах Південного океану, типова полосчатость аномалій щодо максимумів і мінімумів в межах 200-180 мГал. Біля підніжжя цього підняття відносний максимум 400 мГал нахоодітся на тлі 130-180 мГал.

Геомагнітне поле. Аномальне магнітне поле Південного океану несе риси, властиві магнітних полів інших океанів Землі, оскільки цей океан пройшов аналогічні стадії розвитку, мав характерний спрединг, і, отже, намагніченість донних порід має спільні риси з іншими регіонами Світового океану. Отже, аномальне магнітне поле на півночі характеризується наявністю протяжних лінійно витягнутих аномалій, паралельних або субдараллельних серединний хребет, що оперізує в даний час Антарктичний материк. Однак складне тектонічне взаємовідношення цього хребта з іншими призвело відповідно до досить складної картині магнітного поля на окремих відрізках хребта, що можна угледіти із загальної карти осей магнітних аномалій Світового океану.

Сотскими вченими і водночас їх американськими колегами були виявлені і вивчені лінійні корелюється магнітні аномалії в морі Скоша і прот. Дрейка і відзначено їх спредінговий характер. Ці дані послужили важливим фактичним матеріалом для визначення часу відділення Південної Америки від Антарктичного півострова і встановлення завершального епізоду формування Південного океану.

У регіонах океану, що примикають до материкового схилу, - моря Уедделла, Космонавтів і Співдружності - спостерігаються інтенсивні лінійні позитивні аномалії. У північній і північно-східній глибоководних частинах моря Уедделла спостерігається чергування позитивних і негативних магнітних аномалій, які добре корелюються в субширотному напрямку, у зв'язку з чим высказываетсяпредположение про їх спредінговой природі. Південніше басейн моря Уедделла в цілому, як вказував В. Н. Маслов та інші, характеризується знакозмінним магнітним полем порівняно простого вигляду з аномаліями невеликої інтенсивності.

Інтерпритація цих даних показала, що тут розташовані величезні седиментаційні басейни з потужностями осадового чохла в середньому 5 - 7 км і сприятливими структурними передумовами для нефтегазоносносності.

Материкового схилу морів Уедделла, Космонавтів і Співдружності відповідають витягнуті позитивні магнітні аномалії. У материкових прикордонних районах Південного океану, особливо в горах Пенсакола і в Трансантарктичних горах, будова аномального магнітного поля значно ускладнюється за рахунок появи локальних аномалій середньої і великої інтенсивності. Така ж картина спостерігається і в західній частині шельфового льодовика Ронне.

Сейсмічність. У Південному океані сейсмічність приурочена до рифтових долин серединних хребтів і до трансформованих розломів. Характерна особливість Землі, заклечається у тому, що в Південній півкулі сейсмічність на багато менша ніж у Північному, знайшла своє чітке вираження у розподілі епіцентрів землетрусів у Південному океані. Сейсмічність на всьому серединному хребті достатньо слабка, але на скільки велика її активність приурочена до південно-східної частини Індійського океану, до стику Австрало-Антарктичного, Тихоокеанічного підняття і хребта Маккуорі. Саме тут епіцентри землетрусів приурочені як до зони розтягів, так і до трансформованих розломів. До західної частини Південного океану сейсмічність приурочена до проливу Дрейка і до зони піддвига Південно-Сандвічевської острівної дуги. Глибина очагів, як у Світовому океані, невелика (3 - 10 км) у серединних хребтах і трансформованих розломів і середня (до 300 км) у зоні субдикції під острівною дугою.

Характер геофізичних полів у південній частині нашої планети дозволяє виразити одне важливе припущення. Все це через те, що прийнято вважати межею Світового океану, а у даному випадку Південного, прийнято вважати берегову лінію Антарктиди, тобто берегову лінію льодяного щита. Геофізичні поля, в тому числі гравітаційне поле, показує, що на більшій частині Західної Антарктиди поле має типічний океанічний вигляд. Так, в океані, в морях Росса і Уедделла, аномалії в редукції Буге мають величини від 20 до 100 мГал, а на площах за береговою лінією, що відносяться вже до Антарктичному материку (шельфовий льодовик Ронне, шельфовий льодовик Росса, значна частина Землі Елсуерта), покритих льодяним щитом і, по загальноприйнятій думці, що являється материковою частиною Антарктиди, також мають величини від 20 до 60 мГал. На відмінну від них гравітаційні аномалії у Західній Антарктиді, на континентальних площах, де є виходи корінних порід, що займають порівняно менші площі, складають від -20 до -80 мГал, тобто дуже відрізняються. Антарктида - це архіпелаг великих і маленьких островів, що спаяні в одне ціле льодяним панциром [3].

Рис. 2

2.5 Структурно-геоморфологічного районування дна

Для Південного океану прийняті наступні аксонометричні одиниці районування: морфоструктурні зони і морфоструктурні області; області можуть бути розділені на під області і райони. Всього у Південному океані виділяють 25 областей, вони перераховані в таблиці №1 і показані на схемі (рис. 2). Районування було проведено в геоморфологічних межах Південного океану.Таблиця 1 - Структурно-геоморфологічного районування Південного океану

Морфоструктурні зони	Підводні окраїни материків	Перехідна зона	Ложе океану	Серединно-океанічні хребти
Морфоструктурні області	Західно-Антарктичний шельф Східно- Антарктичний шельф Західно-Антарктичні материкові схили і підніжжя Південно-Оркнейський бордерленд Форкленський бордерленд Хребет Гуннерус Хребет Кергелен Східно-Антарктичні материкові схили і підніжжя	Котловина моря Скош Південно-Сандвічева острівна дуга Південно-Сандвічевський глибоководний жолоб	Котловина Белізгаузена Африкансько-Антарктична котловина Котловина Крозе Австрало-Антарктична котловина Хребет Балені	Південно-Атлантичний Африкансько-Антарктичний Західно-Індійський Центрально-Індійський Австрало-Антарктичне підняття Південно-Тихоокеанське підняття Східно-Тихоокеанське підняття Чилійське підняття

РОЗДІЛ 3. ОСОБЛИВОСТІ БЕРЕГІВ І ОСТРОВІВ

Береги Південного океану - це в основному крайова зона Антарктиди. Порівняно з нею береги Південної Америки, Африки і Австралії, що виходять до Південного океану мають малу протяжність. Тому буде доцільніше описати лише береги Антарктиди.

Загальна протяжність берегової лінії за підрахунками І.А. Суєтової 30030 км. Береги по периметру материка утворені шельфовими льодовиками (45% загальної довжини периметра), материковим льодяним бар'єром (37%), вивідними льодовиками (10%), корінними виходами скельних порід (8%). Таким чином, береги Антарктиди - це льодяні береги, що відрізняються специфічними процесами розвитку (Капиця, 1968).

Динаміка льодяних берегів Антарктиди характеризується термічною взаємодією води і повітря, складними рухами країв льодовиків (Марков, 1962). У межах вивідних і шельфових льодовиків руйнування і відступання берегів відбувається через утворення айсбергів. Такими льодовиками утворені льодяні обриви, досягають десятки метрів у висоту. В межах вивідних льодовиків берегова лінія дуже звивиста, так як у тіло льодовика врізаються глибоководні і вузькі затоки. Берегова лінія у районі шельфових льодовиків відрізняється меншою звивистістю і більш постійним окресленням материка. На морфологію льодяного узбережжя Антарктиди впливають особливості будови підльодного рельєфу. На приклад, при відносно високому і пологому заляганні корінного ложа узбережжя представляє собою рівнину, часто без тріщин.

Не дивлячись на постійне руйнування льодяних берегів, не можна думати, що всі вони відступають. Навпаки, дослідження останніх років показали, що, не дивлячись на інтенсивне утворення айсбергів, берегова лінія багатьох шельфових льодовиків висувається у море як за рахунок переважання акумуляції над абляцією, так і в результаті потовщення припаю і перетворення його у шельфовий лід.

Руйнування корінних берегів, що зустрічають рідко, проходить у результаті вивітрювання і десквамації гірських порід. З процесами морозного вивітрювання, особливо інтенсивно протікають у зоні змоченого корінного берега бризками хвиль або у зоні припливно-відпливних коливань (величина припливів 0.9 - 1.2 м).

Сучасні морські акумуляційні форми в Антарктиді представлені дуже рідко, що зустрічаються у вершинах бухт, що до глибини 2 - 3 м складені щебенем, крупнозернистим піском з великою кількістю крупних обломків.

У цілому береги Антарктиди в генетичному відношенні можуть бути віднесені до берегів, що формуються під дією не хвильових факторів, а саме до типу термоабразійних льодяних. В межах узбережжя Антарктичного півострова отримали невелике розповсюдження берега льодовиково-екзарційного і льодовиково-тектонічного розчленування, що також мало змінене морем.

У Південному океані існує менше крупних островів, ніж в Північному, але вони різноманітніші по своїм типам і ландшафтах. Тут зустрічаються острови всіх основних типів, що притаманні Світовому океанові: материкові, океанічні і острова перехідної зони, чи острівні дуги.

Материкові острови, що лежать на корі материкового типу, розволожені навкруги всіх континентах, оточуючих океан. Винятком є Африка, де на материковій окраїні немає островів, якщо не рахувати окремих скель і їх груп, що знаходяться безпосередньо біля берега.

На материковому шельфі Антарктиди крупних островів немає, але достатньо островів середнього розміру і малих. Найбільш значні з них о-ви Петра І, острів Скотта і о-ви Баллені. Всі вони складені з вулканічних порід третинного і четвертинного віку і представляють згаслі вулкани.

Крім типових вулканічних островів біля берегів Антарктиди розкидана велика кількість більш менших, складених з вивержень і древніх осадових порід. Прикладами таких острів є о-ви Хасуел, о-ів Чик і о-ви Генрі. Всі вони складені різними видами граніту. Вони представляють собою невеликі купола з оголеними схилами, на яких видно сліди льодовика.

Оригінальні о-ви Перемога і Дригальського. Обидва вони повністю складені з льоду. Острів Перемога - айсберг (площа його 2.5 тис. км2), що відколовся від шельфового льодовика Шеклтона і осівший на мілину недалеко від берега. Острів Дригальського - льодовиковий купол, повністю складений із льоду.

Декілька груп островів материкового типу лежать на континентальній мілині Південної Америки. Сама велика з них група області Магальянес, до якої входить о-ів Вогняна Земля і оточуючі його острови. Острови складені з різних комплексів порід: осадові, метеморфізовані, вулканічними і льодовиковими на рівнинах.

Біля берегів Австралії Південний океан омиває о-ів Тасманія, що представляє горстові глибу з такою ж самою будовою, що і Анди. Південний океан омиває о-ів Південний Нової Зеландії. Рельєф острова гірський, складчастий хребет Південних Альп висотою до 3764 м (гора Кука) має протяжність через весь острів.

За своєю різноманітною будовою також є Південні Шетландські острови. Тут зустрічаються інтрузивні породи, глинисті сланці, а також молоді вулканіти. На островах в кайнозої була широко розвинута вулканічна діяльність, в результаті якого були розвинуті породи середньо лужного типу. Острови, що входять у Південну Шетландську групу, мають високо гірський рельєф і несуть сучасні льодовики.

Океанічні острови Південного океану розподіляються на два підтипи: острови, що розміщені на сейсмічно активних океанічних хребтах, і острови, що розташовані на асейсмічних океанічних підняттях. Острови першого підтипу лежать у межах серединно-океанічних хребтів. Таким чином, рельєф островів цього підтипу - вулканічний: переважають вулканічні конуси, лавові плато, крупні схили, кратерні форми. Частково схили почленовані вузькими ерозійними долинами, спостерігаються терасованість схилів (о-ів Маккуорі),льодовикові форми (для островів Антарктиди і Субантарктиди характерно сучасне зледеніння).

До другого підтипу океанічних островів Південного океану відносяться надводні споруди на асейсмічних океанічних підняттях, що розміщених на двох плато південної частини Індійського океану. Плато арх. Крозе, Кергелен і Хьорд. Площа самого крупного острова арх.. Кергелен - о-ва Кергелен - 6.5 тис. км2, він оточений великою кількістю маленьких острівків і скелями, а також представляє собою плато висотою 500 - 1000 м, складеного базальтовими лавами і туфами. Значна частина острова охоплена сучасними зледеніннями.

На завершення можна відмітити, що острови Південного океану розміщені у двох географічних поясах - помірному і антарктичному. Причому деякі острови помірного поясу, як і всі острови антарктичного, зовсім безлісні, що визиває деякі складнощі при проведені меж між поясами. Проте при порівняні широтного і меридіонального ряду островів все таки вдається встановити географічні відмінності їх природи, при цьому провінційні закономірності інколи виходять сильніші за широтні.



РОЗДІЛ 4. КЛІМАТИЧНІ УМОВИ ПІВДЕННОГО ОКЕАНУ

4.1 Фізико-географічні умови формування клімату

Формування клімату Південного океану обумовлено його географічним положенням, вплив високо гірського континенту Антарктиди, відсутність теплих меридіональних течій, динамікою морських льодів і атмосферної циркуляції.

Циркумполярне розміщення океану в помірних широтах Південної півкулі обумовлює зональне розподілення сонячної радіації, що поступає до його поверхні на протязі усього року. На півночі він стикається з теплими водами Атлантичного, Індійського і Тихим океанами, його південна межа - береги Антарктиди. Вплив холодного материка проявляється не тільки в безпосередній адвекції холодних повітряних мас в прибережні райони, але й в щорічному стоці 2000 км3 материкового льоду, на танення яких витрачається більше 16 1016 ккал тепла.

Таке місцеположення океану зумовлює поступове зниження температури поверхневого шару води з 10.3° на його північній межі до 1.3° на південній, а також зональність у розподіленні турбулентного теплообміну океану з атмосферою.

Істотний вплив на клімат роблять морські льоди. Річна мінливість льодів надзвичайно велика і досягає 16 млн. км2 при загальній їхній площі 18 млн. км2. Влітку на танення льодовиків витрачається значна кількість сонячної радіації, а взимку льоди зменшують теплообмін океану з атмосферою. Енергія фазових перетворень на поверхні океану, що зв'язана з процесами танення і утворення льодів, сприяє згладжуванню річного ходу температури повітря не тільки у поверхні океану, але й в нижньому 500-метровому шарі.

Всі названі фізико-географічні умови формування клімату Південного океану, його велика теплоємність, що обумовлена значними глибинами, відсутність меридіонального розміщення орографічних перешкод на його акваторії та теплих течій, сприяють зональному розподіленню всіх метеорологічних елементів, а також розвитку великих швидкостей переміщення зонально орієнтованих циклонів. Через штормові вітри, що виникають при проходженні цих циклонів, 40-ві та 50-ті широти Південного океану отримали назву «ревущіх» і «несамовитих».

4.2 Сонячна радіація

Влітку завдяки перегілійному положенню Землі кількість сонячної радіації, що приходиться на верхню межу атмосфери Південного океану, приблизно на 7% більше, ніж тих самих широтах в Північній півкулі. Проте через велику повторюваності хмар і туманів кількість радіації, що надходить до поверхні океану, в цілому невелика (табл. 4), причому частка прямої радіації в сумарній на 50° пд. ш. складає усього 10 - 15%.

Наведенні у табл. 4 данні свідчать тільки про потенційні можливості поглинання сонячної радіації поверхнею океану. Кількість сонячної енергії, що витрачається на нагрівання повітря, визначається здатністю підстилаючої поверхні поглинати короткохвильову і випромінювати довгохвильову (теплову) радіацію. Ця здатність може виражатися через альбедо, значення якого у Південному океані змінюється у діапазоні 6 - 90%. Так, поверхня морського льоду, покривається свіже випавшим снігом, 80 - 90% радіації, що поступає відбивається назад до атмосфери. Поверхня океану, вільна від льоду, без залежності від динамічного стану і ряду інших факторів відбивається лише 6 - 10% радіації.

Характерна особливість просторового розподілу сонячної радіації - зональність, що зумовлена астрономічними факторами, циркумполярним положенням акваторії океану, відсутність значних участків суші на його акваторії зональним розподіленням морських льодів.

Розподілення радіаційного балансу короткохвильової радіації на поверхні Південного океану також має чітко виражену зональність. Його значення монотонно зменшуються від 80 ккал/см2*год на північній межі океану до 20 ккал/см2*год біля межі морських льодів.

південний океан рельєф дно

Таблиця 2 - Кількість сонячної радіації (кал/см2 мес), що надходить до поверхні Південного океану

Місяці	40 - 50° пд. ш.	60 - 70° пд. ш.	Місяці	40 - 50° пд. ш.	60 - 70° пд. ш.
Січень	477	363	Липень	82	5
Квітень	88	47	Жовтень	353	238

4.3 Атмосферна циркуляція, баричне поле, вітер

Характерною рисою атмосферної циркуляції над акваторією Південного океану являється активна циклонічна активність (рис. 3). В січні вона спостерігається в основному від 35-ї паралелі до побережжя Антарктиди. Більшість циклонів переміщується зонально.

А Б

Рис. 3 - Траєкторії і повторюваність циклонів над Південним океаном в січні (А) і в липні (Б); по Мілашенку, 1978



Повторюваність циклонів у місяць: 1 - менше 5, 2 - 6-10, 3 - більше 10.

Зональні циклони над Південним океаном мають тенденцію зміщуватися з південної складової, причому на деяких територіях вона збільшується, це пов'язано з локалізацією зони субтропічного максимуму тиску.

Для Південного океану характерне добре виражене зональне розподілення атмосферного тиску. Максимальний тиск відмічається у північній частині океану, що примикає до субтропічного антициклональному поясу. На південь від цієї зони тиск різко знижується, де досягає мінімуму десь біля 60 і 65° пд. ш. Ця при антарктична зона низького тиску простежується на картах на протязі усього року і представляє собою сукупність окремих кліматичних депресій.

У співвідношенні з структурою баричного поля формується і поле вітру. В Південному океані можна виділити два основних вітрових поясів: стійкі західні вітри помірних широт і східні вітри при арктичної зони. Стійкі західні вітри охоплюють значну територію помірних і субполярних районів. Вони розповсюджуються до зони антарктичної дивергенції.

Із рис. 4 видно, що зона максимуму швидкості вітру не являється непереривною, що визвано локалізацією в розвитку циклонічної діяльності. Найменші швидкості вітру відмічаються в західній частині атлантичного сектору Південного океану і в східних районах його тихоокеанського сектора. Максимальні швидкості вітру (до 11 м/с) відмічаються в австралійській частині океану.



Рис. 4

4.4 Температура повітря біля поверхні океану

Розподілення середньої температури повітря над Південним океаном в цілому зональна. Вона швидко збільшується, особливо в зимні місяці, від антарктичного узбережжя на північ. У зв'язку з асиметричністю положення материка відносно полюса середня температура повітря на одній і тій самій широті в атлантичному і індійському секторах Південного океану на 3 - 5° нижче, чим в тихоокеанському. У середині літа (січень) у біля антарктичного побережжя вона не перевищує 0° (-6° в морях Уедделла і Россв), 50° пд. ш. збільшується до 7° в індійському і атлантичному секторах і до 12° - тихоокеанському.

Взимку широтні контрасти значно більші. В прибережній зоні середня температура знижується до -20°. У південних частинах океану (до 50° пд. ш.) залишається додатною і рівною 2 - 3° в атлантичному та індійському секторах і 6-7° - в тихо океанічному. Таким чином, річна амплітуда середньої температури повітря складає близько 25° в указаних морях, 16-20° - уздовж узбережжя Східної Антарктиди, 8-10° - біля західного узбережжя Антарктичного півострова і лише 4-5° - на субтропічних островах.

Найбільш теплий місяць поряд з узбережжям Антарктиди - січень, у відкритому океані - лютий. Взимку найбільш низькі середні температури над океаном відмічаються за звичай в липні, рідше в серпні, в прибережних районах - в серпні (інколи в липні).

На схід від 50°пд. ш. в любий місяць року температура повітря може бути від'ємною. Літом мінімальна температура на півночі зазвичай не знижується нижче -2°, тоді як поблизу побережжя влітку (січень) вона може понижуватися до -20°. У зимні місяці над вільною від льоду акваторією температура повітря не буває нижче -10°.

Максимальна температура повітря поблизу узбережжя (за виключенням Антарктичного півострова) у зимню пору року (квітень - жовтень), як правило, не піднімається вище 0° і коливається від 0 до -5°.

У літні місяці температура тут не перевищує 9°. В більш північних районах максимальні температури на протязі усього року додатні і на 50-й паралелі досягають влітку 24°, а взимку 12°.

Річна хвиля температури повітря над океаном випереджає річну хвилю температури поверхні води на один-два тижні, так, що з кінця літа до середини зими повітря у середньому холодніше води, а з кінця зими до середини літа - тепліша. Не дивлячись на загальне зональне розподілення термічного поля, в окремих районах спостерігається значні відхилення температури від середньо зональних значень (рис. 5).



Рис. 5

4.5 Кліматичне районування

Кліматичні зони в Південному океані виділяються достатньо чітко. Згідно В. А. Бугайову (1963), це зона дрейфуючих льодів і айсбергів, зона відкритих океанічних вод і зона помірного клімату.

Зона дрейфуючих льодів і айсбергів розміщується від узбережжя Антарктиди до 60° пд. ш. Тут відмічається велика повторюваність низьких хмар і туманів, опади випадають часто, їх загальна сума може досягати 1000мм.

Зона відкритих антарктичних вод - це штормові 50-ті широти Південного океану, її північна межа - лінія антарктичної конвергенції. На протязі усього року ця територія Південного океану вільна від льоду. Середня температура зими -2°, влітку вона досягає 10°.

Зона помірного клімату має дві природні океанічні межі: лінію антарктичної конвергенції на півдні і лінію субтропічної конвергенції на півночі. Клімат цієї зони не однорідний, а з точки зору атмосферної циркуляції - це перехідна зона між штормовими 50-ми широтами і кільцем субтропічних антициклонів. Середньомісячні температури повітря на протязі всього року тут додатні: взимку 5-12°, влітку 10-18°.

І в тепле, і в холодне півріччя зона дрейфуючих льодів і айсбергів знаходиться під впливом активної циклонічної діяльності, через це погода тут нестійка, напрямок швидкості вітру швидко змінюється. Тривалість штормової погоди становить від декількох годин до двох-трьох днів, повторюваність її дуже велика.

У літнє півріччя для зони дрейфуючих льодів і айсбергів дуже характерні практично «ізотермічні» умови. Біля берегів Антарктиди проходить ізотерма -4°, до півночі простирається слабо градієнтне температурне поле, а біля 60-ї паралелі з'являються ізотерми +2 і +4°. При спокійній погоді над дрейфуючими льодяними полями холодніші, ніж над узбережжям Антарктиди. Однак з наближенням до крайки льодів відзначається різке підвищення температури, з'являється щільна низька хмарність, нерідко зливається з туманом, відзначаються часті снігопади або переохолоджений дощ. Північна межа цієї кліматичної зони збігається з ізотермою -10°.



РОЗДІЛ 5. ОСОБЛИВОСТІ ГІДРОЛОГІЇ

5.1 Течії

Течії на поверхні Південного океану створюються головним чином пануючими вітрами. Головним елементом поверхневої циркуляції є Антарктична циркуляційний протягом, що має східний напрямок, воно має смугу шириною від 40 до 50° ю. ш. і захоплює товщу вод від поверхні до 3000 м, а місцями і більше. Швидкості течії різні в різних частинах океану. У районі протоки Дрейка вони досягають 35-40 см / с. Між Антарктидою і Африкою швидкості складають 22-30 см/с, а між Австралією і Антарктидою швидкості течій рівні 25-45 см / с.

Південніше 65 ° ю. ш. поверхневі води переміщаються на захід, утворюючи вздовж континенту щодо неширокий (до 150 км) пояс Західного прибережного течії. Але це не єдиний потік. Протягом то близько підходить до берега, то помітно віддаляється від нього під впливом стічних вітрів з материка. Крім перерахованих основних течій, на поверхні Південного океану утворюються локальні різноспрямовані кругообіги вод. У загальній циркуляції вод океану важливе місце займає їх вертикальний рух. Між Східним і Західним течіями внаслідок їх розбіжності (дивергенції) відбувається підйом глибинних вод, збагачених поживними речовинами.

Над материковим схилом у межах моря Уедделла взимку охолоджені і осолонені поверхневі води, як більш важкі, занурюються в глибинні шари. У результаті такого явища утворюються щодо холодні й солоні придонні води. Вони поширюються на схід навколо Антарктиди і на північ в Атлантичний, Тихий та Індійський океани, де змішуються з їх водами.



5.2 Хвилювання, припливи та льодовиковий режим

На вільних від льоду просторах Південного океану розвивається вітрове хвилювання. Воно буває найбільш сильним взимку між 40 і 60 ° ю. ш. Тут переважають хвилі заввишки близько 2 м, а при штормі досягають висоти 8-9 м. У острова Кергелен (сектор Індійського океану) зареєстровані найвищі вітрові хвилі в Світовому океані - до 35 м. Значне хвилювання з висотою хвиль 4-6 м відзначається захід протоки Дрейка і в районі на північний захід Австралії. Влітку сила хвилювання слабшає, висота хвиль зменшується. Район 40-60° ю. ш. прийнято називати "ревуть сорокові " і "несамовиті п'ятидесятих".

Припливи в Південному океані відзначаються повсюдно, їх найбільші величини (близько 8 м) спостерігаються у південних берегів Аргентини. В інших районах величина припливу 2-2,5 м.

Льоди - одна з найбільш характерних рис природи Південного океану. Вони існують цілий рік. Під час максимального розвитку (вересень-жовтень) льоди займають площу 18-19 млн км2, А в літній час (січень-лютий) - лише 2-3 млн кмІ.Тут зустрічаються льоди морські (припай і дрейфуючі), шельфові й айсберги. На північ від припаю розташовуються дрейфуючі льоди. Закономірності і напрямок їх руху визначаються вітрами і течіями[7].

Між крайкою припаю і дрейфуючими льодами розташовуються запріпайние ополонки - великі простори чистої води. Наявність шельфових льодів пов'язане з прибережною смугою шельфу. Середня висота шельфового льоду 430 м, а над рівнем моря він підвищується на 10, а іноді на 50 м [9].

Наявність айсбергів - найзначніша особливість Південного океану. Вони утворюються в результаті відколювання прибережних частин материкових льодовиків і шельфових льодів під дією хвиль, хвилі і цунамі. За наявними даними, у водах Південного океану щороку перебувають понад 200 000 айсбергів.

Їх середня довжина близько 500 м, а висота - 50 м над рівнем моря. Окремі айсберги мають довжину до 5 км. Основна маса айсбергів тане протягом 3-5 років.

Найбільша кількість айсбергів зустрічаються на відстані 100-150 км від берега. На відстані до 700 км вони зустрічаються досить рідко.



РОЗДІЛ 6. ФЛОРА ТА ФАУНА

Наявність в океані Антарктичної циркумполярної течії обумовлює склад і поширення органічного життя. Величезні маси льоду обмежують життя в океані, але тим не менш антарктичні моря по достатку і розмаїтості живих організмів можуть змагатися з багатьма тропічними районами Світового океану. Тривале існування флори та фауни в мало змінному середовищі (не менше 5 млн. років) призвела до того, що організми пристосувалися до суворих умов проживання. Діатомові водорості зберігають життєздатність до температури - 20°С. Риби пристосувалися до життя в переохолодженій воді, а мешканці нижньої поверхні припаю користуються льодом, як укриттям, де формуються багаті пасовища льодових водоростей [8].