учебники / Гаврилов В.П. «Общая и историческая геология и геология СССР»
.pdfего содержания в атмосфере. Иногда на дне морских бассейнов
и в самом донном грунте ввиду разложения органических остат
ков и жизнедеятельности серобактерий образуется сероводород.
Характерным примерам такого бассейна является Черное море,
где уже на глубине 150-200 м начинается сероводородное за ражение. Таким образом, Черное море только на 13 % своего объема заполнено нормальной морской водой.
В водах ~ирового океана растворено и органическое веlЦе
ство (до |
10 г/л в Азовском море), находятся в них также муть |
и взвесь. |
~уть суlЦественно влияет на оптические свойства |
воды, ее цвет и прозрачность.
Пропорционально глубине в морях и океанах возрастает давление: на каждые 100 м глубинына 1 ~Па. Зависит оно
от плотности воды, которая колеблется от 1,0275 · 103 (поляр
ные области) до 1,0220·103 кг/м3 (экваториальные области).
Рассчитать давление Р (~Па) можно по формуле:
Р = _!!L -1o-s
100 '
где Н-глубина, для которой производится расчет, м; р-плот
ность морской воды, кг/м3 .
Температура ВОД ~ирового океана в поверхностных и в при
донных слоях сильно различается. Поверхностные воды наи
более сильно нагреваются в экваториальной зонедо 2728 ос, в полярных зонах температура падает до -1,5 °С. Сред няя температура поверхностных вод Мирового океана 17,54 "~С, причем самый теплый-Тихий океан (19,37 ос), а самый хо лодныйСеверный Ледовитый (-0,75 °С). С глубиной темпе ратура океанических вод понижается. На глубине 400 м она равна 4 '~'С, а в придонных слоях составляет: в Тихом и Индий ском океанах 1-2 °С, в Атлантическом- в пределах 2,5 °'С,
в полярных и субполярных водах -от -0,2 до -1 °С. Темпе
ратура замерзания соленой морской воды -1,21 °С.
В полярных областях температурные условия благоприятны для образования льда. За короткое лето льды не успевают рас
таять и формируются многолетние паковые льды, мощность ко
торых иногда более 10 м. В Северном Ледовитом океане такие льды покрывают до 80 % поверхности. Кроме паковых льдов, в высоких широтах распространены айсбергиплавучие льды, возникшие за счет ледников суши. В с--еверном полушарии они спускаются до 50-й параллели, а в JQжном -до 30-й. Темпера
турный режим вод океанов существенно осложняют холодные и
теплые течения. |
|
Соленость, плотность, температура, |
содержание кислорода |
и другие гидрологические параметры |
вод ~ирового океана |
101
с глубиной изменяются скачкообразно, что приводит к страти
фикации водной толщи. Исследования последних лет позволяют считать, что океанические воды представляют собой модель, со стоящую из серии почти однородных по физическим свойствам
слоев, толщиной от десятков метров до нескольких сантимет
ров, перемежающихся более тонкими прослойками с резко от личными свойствами.
Слой, в котором вертикальные градиенты гидрологических элементов резко изменяются, называется слоем скачка. Обычно различают два основных типа слоев скачка: термаклин (харак теризует изменение температуры) и пикноклин. (характеризует изменение плотности). Слои скачка бывают сезонные и посто янные. Первые зависят от времени года: они появляются вес ной, а зимой исчезают. Непостоянна и глубина их залегания. Вторые существуют постоянно и более-менее на одной глубине. Постоянные слои скачка фиксируют сравнительно на больших глубинах. В Саргассовом море, например, верхняя граница тер моклинз лежит на глубине 500-600 м, а нижняяна глубине 1000-1200 м. Иногда в вертикальном разрезе морского бас сейна выделяется несколько слоев скачка. В Балтийском море
установлены два пикноклинана глубине 20-30 м и 65-
100 м.
Подводный аппарат, уравновешенный нейтрально, может
лежать на пикноклине, как на грунте, откуда и произошло на
звание жидкий грунт.
К важным показателям динамики вод Мирового океана от
носят течения, приливы и отливы, волновые движения, апве
линг. На перемещение водных масс, nрежде всего, влияют воз действие ветра, nритяжение Луны и Солнца, а также колеба-
ния температуры, солености и nлотности воды. |
, |
Течения--:- это горизонтальные перемещения огромных океа нических масс воды. Гольфстрим, например, за год переносит 750 тыс. км3 воды, что в 20 раз больше годового стока всех рек мира. Различают постоянные и периодические течения. Первые
возникают в основном за счет неравномерного прогрева океа
нических вод и действуют постоянно. Вторые появляются в ре
зультате действия меняющихся ветров и носят периодический
характер.
Постоянные течения, в свою очередь, классифицируют (по О. К. Леонтьеву) на фрикционные, стоковые и плотностные. Все главнейшие течения Мирового океана являются фрикционными, или дрейфовыми. Они подчиняются воздействию nерепада тем ператур, постоянно движущихся воздушных масс в атмосфере.
Кроме того, на них существенно влияют силы Карнолиса (силы вращения Земли), поэтому их и;ногда еще называют геострофи ческими. В результате воздействия сил Карнолиса в север
ном nолушарии эти течения отклоняются на северсrвосток,
102
,...
::..
-:~\\\~\~
..
~
::t
Q::)
t:t
С)
=
"'<11
:.:
о
::>
о
IQ
о
с:>.
==
~
IQ
tl:
:sl
:ж:
<11
=>'
11) f-o
11)
=
3
0::
<11
=:Е
са"'
r....:
""..;
:::1
Cl.,
ав южномна юга-восток (рис. 27). Скорость геострофиче
ских течений V определяется по формуле:
-v'sin \jJ
где А- ветравый коэффициент, равный 0,013; ш- скорость
ветра; 'ljJ-широта местности.
Таким образом, скорость течения прямо пропорциональна
скорости ветра и уменьшается с увеличением широты мест
ности.
Геострофические течения образуют систему гигантских кру
говоротов, разделенных океаническими фронтами. На рис. 27
видно, что в одних местах течения сходятся (конвергентные
зоны), а в других местахрасходятся (дивергентные зоны).
Крупные геострофические течения сопровождаются возникно
вением характерных круговых образованийводных волчков,
называемых рингами (англ.- кольцо). Это сравнительно не большие замкнутые водные системы с круговыми движениями
воды, диаметр их измеряется сотнями метров, ·реже километ
рами. Гидрофизические исследования показали, что в ядре ринга вода может быть холоднее или теплее окружающих вод.
Ринги с холодным ядром называют циклоническими, с теп
лымантициклоническими. У первых диаметр ядра достигает
30 км, а скорость движения вод 8 км/ч; у вторых скорость те
чения обычно не превышает 2 км/ч. Глубина рингов не более
600 м.
В последние десятилетия советскими учеными открыты гран
диозные круговые течения океанических вод, названные синоп
тическими вихрями. Горизонтальные размеры вихрей достигают
400 км, скорость перемещения частиц воды 10 см/с, а проник
новения в толщу воды сотни и даже тысячи метров. Образова
ние синоптических вихрей и рингов связывают с меандрирова
нием основных струй геострофических течений, последующим отсечением меандр и преобразованием их в волчкаобразные
движения океанической воды.
Стоковые течения возникают в результате накопления воды
при обильном выпадении атмосферных осадков, таянии льдов
или нагонном действии ветра. Плотностные течения обуслов
лены неравномерным распределением темпеР.атуры и солености
воды, а следовательно, и плотности по горизонтали.
Рассмотренные течения относятся к поверхностным. Кроме них, различают еще промежуточные (подповерхностные), глу бинные (придонные) и донные течения. Промежуточные тече
ния проявляются до глубины 1 км, глубинные течения до 6 км;
донные течения характерны для дна океанов, они наименее изу
чены. Глубоководными исследованиями последних лет на дне
104
океанов установлены характерные знаки ряби (рuфелu), кото
рые указывают на интенсивное движение донных вод. В неко
торых случаях, например в Тихом океане, инструментальна до казано существование донных течений со скоростью 28 см/с. В движение был вовлечен слой воды толщиной до 60 см.
Глубинные течения обычно направлены в nротивоположные
стороны по отношению к поверхностным. В результате возни
кают мощные противоположные движения глубинных вод. Су
ществует представление, что массы океанической воды харак
теризуются конвекционным движением, при этом источник по
догревасолнечное тепло-находится в верхних слоях океана.
Причиной такого необычного, на первый взгляд, конвекцион
ного движения жидкости является избыточное давление, кото рое возникает в области нагрева верхних слоев океанической
воды. Согласно закону Паскаля, давление на любой глубине
равно массе столба жидкости с единичным поперечным се
чением:
Pz=g·p1 ·Z,
где Pz- давление на глубине Z; g - ускорение силы тяжести в точке наблюдения; р 1 - начальная плотность жидкости.
Давление направлено во все стороны, но оно всюду ском пенсировано, поэтому жидкость находится в равновесии. При
прогреве верхних слоев океанической воды плотность ее умень шается и становится равной р2, а объем увеличивается, т. е.
жидкость начинает расширяться. Поскольку берега и дно оке
анического или морского водоема не сжимаются при расши
рении жидкости, то уровень моря по сравнению с прежним по
высится на величину «h». Это создаст в области прогрева избы
точное давление, равное g ·р2 · h. На произвольной глубине Z
давление изменится на величину 11Pz = g[p2 · h- (р,-р2)] · Z.
Поскольку р2<р1, то 11Pz уменьшается с ростом глубины и у дна будет равно нулю.
Избыточное давление вызовет горизонтальный nоток жид
кости у поверхности из нагретой зоны в холодную. Но как
только уменьшится h, то у дна водоема, в свою очередь, по
явится избыточное давление, но уже со стороны холодной зоны
и возникнет нижний поток из холодной зоны в нагретую, кото
рый компенсирует отток жидкости из области нагрева с поверх
ностным потоком.
В установленном режиме расходы верхнего и нижнего пото
ков равны. Процесс поддерживается разностью температур дr
между нагреваемой и холодной зонами. При постоянном значе
нии дТ неизменно и h. Верхний поток горизонтален пока су
ществует горизонтальный градиент давления, затем он оnуска
ется и соединяется с нижним потоком, замыкая конвекцион
ный цикл циркуляции. Из-за непрерывности потока количество
!05
поднимающейся и опускающейся жидкости равно между собой.
В тех местах, где происходит опускание масс воды, могут воз
никнуть обширные водовороты, а в местах подъема и выхода
на поверхность холодных возвратных потоковапвеллинг.
Апвеллингэто вертикальный подъем холодных глубинных вод к поверхности океана. Скорость такого восходящего потока сравнительно невеликанесколько метров в месяц (у Кали форнийского побережья - 20 м в месяц). Обычно они возни кают в дивергентных зонах морей и океанов. Поскольку темпе
ратура придонных слоев мала, то в апвеллингах участвуют
холодные воды. Вместе с ними выносятся свежие запасы еще
неизрасходованных биогенных элементов, содержащихся в мор
ской воде. Поэтому зоны апвеллинговэто наиболее густо за
селенные животными организмами районы Мирового океана. Приливы и отливы представляют собой периодические ко
лебания уровня Мирового океана под действием сил притяже
ния Луны и Солнца. Дважды в сутки, |
примерно через 12 ч |
|
26 мин, |
уровень воды в морях и океанах |
поднимается, образуя |
прилив, |
и дважды опускается, образуя |
отлив. При приливах |
уровень воды может повышаться до 21 м. Самые большие при
ливы бывают во время новолуния и полнолуния, когда прили
вообразующие силы Луны и Солнца складываютсяэто сизи гийные приливы. Во время первой и последней четвертой фазы Луны приливообразующие силы Солнца вычитаются из прили вообразующей силы Луны, и высота прилива будет минималь ной. Это - квадратурные приливы.
Волновые движения обусловлены перемещением частиц по
верхностной части воды в вертикальной плоскости. Причиной их возникновения обычно является ветер. Под его действием по верхностные частицы воды описывают круговые и орбитальные движения в вертикальной плоскости. Будучи в наивысшей фазе орбитального движения, частицы образуют гребни волн, в нан
низшей -ложбины волн. Расстояние по вертикали между лож
биной и гребнем волны называется ее высотой. В открытом океане высота волн составляет 1,5-4,5 м. Штормовые волны у берегов Антарктиды достигают 16 м, максимальная высота волны 37 м замерена в Тихом океане. Расстояние по горизон
тали между соседними гребнями волны наЗ?IВается ее длиной.
Обычно эта величина составляет 1 м, известны волны длиной до 210 м. Упорядоченные волнообразные движения образуют
рябь.
Волнообразные движения морской воды могут возникать не только в результате действия ветра. Так, при изменении атмос ферного давления над поверхностью моря образуются стоячие
волнысейши, амплитуда которых достигает 1,5 м.
Скорость движения волн в горизонтальном направлении различна и зависит от периода во,Jiны. Период JЗOJIHЬJ- ;по
J06
время, за :которое волна проходит nуть между смежными лож
бинами или гребнями. Обычные мелкие волны подходят к бе
регу с интервалом в несколько секунд, более крупные волны
с большей длиной подходят к берегу с интервалами до 20 с.
В глубокой воде скорость волны прямо связана с ее периодом. Так, волна с периодом 6 с движется со скоростью 35 км/ч,
а с периодом 20 с- со скоростью около 100 км/ч. В зависимо
сти от высоты и длины волны обладают различной силой.
Средняя волна высотой 2 м оказывает давление до 15 т/м2,
штормовые же волныдо 80 т/м2 . Особенно значительна раз
рушительная сила прибойных волн, т. е. таких, которые опроки
дываются на берег. Опрокидывание волн происходит при вы
ходе их на мелководье, когда глубина воды становится равной
высоте волн.
Очень мощные волны возникают при землетрясениях на
морском дне. Их называют цунами. Такие волны могут дости гать в длину сотен метров, а в высоту 25 м. Скорость движе ния цунами- 70()-800 км/ч. Они обладают огромной разруши
тельной силой.
В последнее время еще один вид волн привлекзет внима
ние океанологовэто внутренние волны. Предполагают, что
возникают они на границах слоев скачка температурных и плот
ностных характеристик. Внутренние волны имеют гораздо большую амплитуду, чем ветровые, но гораздо меньшие скоро
сти распространения.
В водах Мирового океана обитают разнообразные живот
ные и растения. Часть из них непосредственно усваивает сол
нечную энергию и преобразует ее в органическое вещество. Это продуцентырастительные организмы, обладающие способ ностью к фотосинтезу. Другие потребляют уже готовую продук цию. К ним относятся животныеконсументы. Третьи, реду
центы, составляют бактерии, питающиеся растительными и
животными остатками. Они сами служат пищей для многих морских организмов. Биомасса продуцентов оценивается в 1,1, консументов- в 28,8 и редуцентов- в О, 1 млрд т. Годовая продукция растений в Мировом океане 240,2 млрд т (на суше- 430 млрд т), животных- 16,2 млрд т.
Распределение организмов в толще воды крайне неравно мерно. Выделяются две зоны их жизни: донная и поверхност
ная (до 100 м), разделенные зоной разреженной жизни. Наи более обитаемы прибрежные районы экваториальной зоны. Бо гатая населенность этих областей океанов объясняется тремя
обстоятельствами: частыми апвеллингами, приносом с суши
речными артериями питательных веществ и хорошим прогревом
вод солнечным теплом.
Морская среда разделяется на пять зон обитания, каждая из которых характеризуется своей фауной и флорой: 1) лито-
107
ральная или nриливно-отливная, расnоложенная между уров
нямн высокого и низкого приливов; 2) неритовая (до глубины
200 м); 3) батиальная (до глубины 2 км); 4) абиссальная
(ниже уровня 2 м); 5) пелагическая, которой соответствует верхний слой воды на обширных nространствах морей и океа
нов за nределами латеральной зоны.
§ 2. ГЕОМОРФОЛОГИЧЕСI(АЯ ЗОНАЛЬНОСТЬ ДНА OI(EAHA
Анализ рельефа дна Мирового океана позволяет выделить че
тыре круnные геоморфологические nровинции: подводные ок
раины континентов, переходные зоны, океаническое ложе и сре
динно-океанические хребты. Общие представления о вертикаль ном расчленении земной nоверхности, в том числе дна океанов, дает гипсаграфическая кривая (рис. 28). Из нее следует, что
в Мировом океане на долю глубин от О до 200 м приходится
7,2 % общей поверхности; от 200 до 3000 м- 16,5 %; от 3000
до 6000 м - 73,8 %; свыше 6000 м- 2,5 %.
Подводные окраины континентов занимают 80,61 млн км2 ',
или 22,4 % общей nлощади Мирового океана. В состав этой геоморфологической провинции входят три зоны: шельф, мате
риковый склон и материковое подножие.
Шельф (англ.- полка, выступ, отмель) представляет собой nодводную равнину вокруг материков, простирающуюся от бе
реговой линии до глубины, на которой резко увеличивается
крутизна дна. Обычно углы наклона шельфа не превышают 1°. Граница резкого увеличения крутизны дна называется внеш
ним краем шельфа. Глубина моря вдоль этой границы колеб
лется от 200 до 600 м. В геоморфологическом отношении шельфэто продолжение nрибрежных материковых равнин. Образование современного шельфа связывают обычно с тая нием четвертичных ледников, которое началось 10-15 тыс. лет назад. В то время уровень Мирового океана был на 100-150 м ниже современного. Средняя ширина шельфов 65-80 км, но она может колебаться от 1 до 1500 км. Площадь их 31,08 млн км2, т. е. 8,6 % поверхности Мирового океана. Рельеф характе
ризуется наличием уступов, террас, nодводных поднятий и же
лобов.
Материковый склон начинается на глубине 200-600 м рез
ким nерегибом дна. В его пределах средние углы наклона
составляют 3-4°, максимальные 45°. На участках резкого пере
гиба рыхлые осадки nод действием силы тяжести соскальзы
вают, обнажая скалистые nороды. Нижняя граница материко
вого (или континентального) склона проходит в среднем по
1 Площади геоморфолоrнческ11х зон дна Мирового океана nриведены no данным О. К:. Леонтьева.
108
|
10 |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
:IE |
8 |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
||
6 |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
||
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
||
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
||
х |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
ci' |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
||
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|||
~ |
2 |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
~ |
|
|
|
|
|
j |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
__ jL_ _____ -- |
|||||||||
|
z |
|
|
1 |
|
/1 |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
/l |
о |
|
|
|
|
|
|
|||
|
|
|
1 |
\ |
|
|
|
|
|
|
||||
|
|
|
JV |
|
|
|
|
|
|
|
||||
|
|
|
1 |
,, |
|
|
|
|
|
|
|
|||
:>:: |
4 |
|
|
е- |
1~1"'1' |
1 |
\ |
|
1 |
}~ |
|
|
||
|
|
1~~~~~ |
lttll |
|
|
|
||||||||
:::2 |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
:t |
б |
~ |
1.~~~~~ |
~r~ |
'-- |
|
|
1 |
||||||
|
::?i |
l~l!»ltt~">l~~ |
... ~ |
~ ~~ |
||||||||||
t:j" |
|
|
~~~1~ |
~, |
~ |
м~ |
1 1 |
~ |
|
1 |
||||
~ 8 |
|
|
|
1 ~ ~~ 1 ~ ~ |
||||||||||
~ |
|
|
|
|
~~~~~~ ~~ ~~ |
~~~<!),!:$~ |
||||||||
t..::!O |
|
|
l~l~l~§j~~ |
~ |
~~~.~(ji} |
1 ~~ |
||||||||
|
|
|||||||||||||
|
|
|
|
|
~ ~~~~ |
|
|
|
<::) |
|
|
|||
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|||||
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
70 20 JO |
|
40 |
so |
|
во |
70 |
|
во |
go 100 |
||
|
|
|
|
|
|
Площаоь, |
% |
|
|
|
|
|
Рис. 28. Гипсаграфическая кривая (и) и обобщенный профиль дна Мирового океана (6). По О. К. Леонтьеву.
Вверху справасоотношение площадей г~оморфологичеСJ<IIХ провннцнй океанического
дна
изобатам 2,5-3 км, варьируя от 1 до 4,5 км. Материковый
склон, как и шельф, относится к сравнительно узкому участку океанического дна, его ширина меняется от 8 до 270 км, а пло
щадь равна 24,53 млн км2 , или 6,8 % площади Мирового океана. Высота склона составляет в среднем от 3 км (котло вины окраинных морей) до 6 км (островные дуги), иногда пре вышает 10 км (Марианская островная дуга).
Типичная форма рельефа материкового склоначередова
ние крутых уступов, незамаскированных современными осад
ками, и субгоризонтальных ступеней, покрытых рыхлыми
илами. Важная форма рельефа материкового склонасистема
поперечных подводных каньонов, представляющих собой глу
боко врезанные V-образные долины, по которым с континентов поступает большое количество обломочного материала. Пере мещение последнего происходит с помощью мутьевых (суспен
зионных или турбидитных) потоков, выносящих к подножию
огромные массы осадков, называемых турбидитами. Наиболее
распространены подводные каньоны на материковом склоне ат
лантического побережья Северной Америки. Протяженность их
достигает сотен километров; в устьях каньонов формируются
109
мощные конусы выноса. Часто подводные каньоны продолжают
современные речные долины крупных рек (Гудзон, Конго, Ама
зонка и др.).
Материковое подножие выделено в качестве самостоятель
ной геоморфологической формы подводного рельефа сравни тельно недавно. Оно располагается в самом основании матери
кового склона; его верхняя граница находится на глубине от 2
до 4 км, в среднем 3 км. Нижняя граница устанавливается на
глубине 5 км. Площадь материкового подножия 25 млн км2 , или 7 % площади Мирового океана. В морфологическом отно
шенииэто наклонная, слабоволнистая равнина, ширина ко
торой меняется от 200 до 1000 км. Поперечный профиль мате
рикового подножия имеет форму вогнутой кривой, выполажи
вающейся в сторону океана. Углы наклона в верхней части
подножия составляют первые градусы, а на границе с абис
салью не выходят за пределы 10'. Выровненный рельеф мате рикового подножия осложняет система холмов высотой от 10
до 300 м. Предполагают, что это либо конусы выноса подвод
ных каньонов, либо результаты оползания крупных блоков оса
дочных пород или намывающей деятельности придонных те чений.
Рассмотренная геоморфологическая провинция Мирового
океана, выделяемая как подводная окраина материков, состоя
щая из шельфа, материкового склона и материкового подно
жия, весьма характерна для побережья Атлантического океана. Обычно она выделяется как атлантический тип окраин (или пассивная окраина) континентов. Кроме Атлантики, она при суща также Северному Ледовитому океану и западному сек
тору Индийского океана. Иное геоморфологическое строение
характерно для азиатского побережья Тихого океана. Тихооке анический тип (или активная окраина) включает в себя шельф, материковый склон и глубоководный желоб. Имеет более слож
ный рельеф, чем атлантический тип окраин.
Переходная зона (транзиталь, по Л. И. Красному; зона кра
шинга, по И. П. Герасимову) наиболее отчетливо выражена вдоль северного и западного побережий Тихого океана (от бе регов Аляски до Новой Зеландии). Ширина ее достигает почти
4000 км. Степень расчлененности рельефа переходной зоны не
имеет аналогов не только в пределах других геоморфологиче
ских провинций Мирового океана, но и на суше. Достаточно
сказать, что разность отметок ее поверхности достигает почти
15 км при очень высоком градиенте рельефа. Она состоит из
глубоководных котловин окраинных морей; подводных и ост
ровных сооружений, известных под названием «островных дуг»;
глубоководных желобов, отделяющих переходвые зоны от абис сальных равнин океанов. Общая площадь переходных зон 30,62 млн км2, или 8,5 % общей площади Мирового океана.
110