Світовий Океан

Вступ

З 510 млн. кв. км площі земної кулі на Світовий океан припадає 361 млн. кв. км, або майже 71% (південну півкулю більш океанічна - 81%, ніж північне -61%). Океанічна частина земної поверхні - найбільш великий горизонтальний компонент географічної оболонки. Сам факт існування глобальної неоднорідності (материкової - океанічность) у поєднанні з географічною широтою і висотою визначає найголовніші особливості природи Землі. Крім того, суша і океан розподілені по поверхні Землі нерівномірно. Асиметрія суші та океану тягне за собою асиметрію у розподілі всіх інших компонентів природи: клімату, грунтів, тваринного і рослинного світу; впливає на характер господарської діяльності людини. Таким чином, пізнання географічних об'єктів, явищ, процесів неможливо без вивчення природи Світового океану.

Середня глибина Світового океану - близько 4 тис. м - це всього лише 0,0007 радіуса земної кулі. На частку океану, враховуючи, що щільність його води близька до 1, а щільність твердого тіла Землі - близько 5,5, припадає лише мала частина маси нашої планети. Але якщо звернутися до географічній оболонці Землі - тонкого шару в кілька десятків кілометрів, то більшу її частину складе саме Світовий океан. Тому для географії він найважливіший об'єкт дослідження.

У системі наук про Землю важливе місце займає океанологія, що охоплює всю суму знань про Світовому океані і його взаємозв'язки з материковою частиною Землі і атмосферою. Сучасна океанологія спирається на досягнення фізики, хімії, біології, геології і сама вносить істотний внесок у розвиток цих наук.

Освіта Світового океану

Згідно з самої поширеною гіпотезою, Земля виникла з обертається розпеченої газової туманності, яка, поступово охолоджуючись і стискуючись, досягла вогненно-рідкого стану, а потім на ній утворилася кора. Стан земної кори визначається силами напруги та деформації, викликаними охолодженням і стисненням внутрішньої маси Землі.

За іншою теорії, висунутої на початку нашого століття американськими вченими Т.Ч. Чемберленом і Ф.Р. Мултон, Земля спочатку представляла собою масу газу, вивергнутися під дією приливних сил з поверхні Сонця. Одночасно вивільнялося дрібні частки газу, які, швидко Згущаючи, перетворювалися на тверді тіла, що називаються планетезімалямі. Володіючи великою силою тяжіння, земна маса притягувала їх. Таким чином, Земля досягла сучасних розмірів завдяки процесу нарощення, а не в результаті стиснення, як стверджує перший гіпотеза.

Майже всі гіпотези сходяться на тому, що освіта океанічних басейнів було викликано двома головними причинами: по-перше, перерозподілом порід різної щільності, що відбувалися в період твердіння земної кори, і, по-друге, взаємодією сил в надрах стискуваної Землі, яке викликало революційні зміни в рельєфі поверхні.

Оригінальна гіпотеза походження материків і океанів, пов'язана з ім'ям австрійського геолога Альфреда Лотара Вегенера. Учений вважав, що в якийсь момент історії Землі рівномірний шар Сіаль зібрався на одній стороні. Так виник материк Пангея. Вегенер висловив припущення, що ця маса Сіаль трималася на поверхні більш щільного шару Сіми. Коли Сіаль почав розпадатися на частини, горизонтальне рух материків викликало вигинання передніх країв Сіаль. Цим можна пояснити походження таких високих прибережних гірських ланцюгів, як Анди і Скелясті гори.

Хоча походження океанічних басейнів залишається поки таємницею, картину того, як вони заповнювалися водою і як з'являлись і зникали океани в геологічному минуле Землі, можна уявити собі більш-менш точно.

Після освіти земної кори, її поверхня почала швидко охолоджуватися, тому що тепло, що отримується нею з надр Землі, недостатньо компенсувало втрату тепла, випромінюється в простір. У міру охолодження водяні пари, що оточували Землю, утворили хмарний покрив. Коли температура впала до рівня, при якому волога перетворилася на воду, пролились перші дощі.

Дощі, століттями падає на поверхню Землі, були головним джерелом води, яка заповнила океанічні западини. Море, таким чином, було дітищем атмосфери, в свою чергу представляла собою газоподібні виділення древньої Землі. Частина води надходила з надр Землі.

На Землі почав діяти процес ерозії, або розмиву. Цей процес зробив глибоке вплив на еволюцію суші і моря. Обриси морів, а разом з ними і контури океанів постійно змінювалися. У результаті ерозії і рухи земної кори створювалися нові моря, а дно старих піднімалося і перетворювалося на суходіл.

У міру того як з-за поступової втрати тепла розплавлені надра Землі зменшувалися в обсязі, відбувалося горизонтальне стиснення кори, яка деформувалася. Виникали складчасті гірські ланцюги, осідання кори.

У результаті повторюваних циклів стиснення і ослаблення обриси великих океанічних басейнів зазнавали значних змін.

Обриси Світового океану в перший період палеозойської ери - кембрійський, вік якого обчислюється майже 500 мільйонами років, були зовсім не схожі на сучасні. Тихий океан, який представляв, можливо, рубець на земній корі, мав майже такі ж обриси, як і тепер. Однак інші океани захоплювали великі райони, зайняті тепер сушею.

Основні риси рельєфу дна Світового океану

Будова океанічної земної кори відмінно від континентальної: відсутній гранітний шар, властивий останньої.

Товщина континентальної кори на рівні моря близько 30 км. Швидкість сейсмічних хвиль у верхній її половині відповідає швидкостями в гранітних породах, а в нижній половині - швидкостями в базальтах. Висока швидкість нижче межі Мохоровичича в мантії відповідає таким порід, як Дуніт, перідоти і Еклогіт, значно щільнішим, ніж породи, з яких утворена кора. В океанах під п'ятикілометровий шаром води знаходиться шар осадових порід товщиною в середньому 0,5 км, шар вулканічних порід - «фундамент» - потужністю 0,5 км, кора потужністю 4 км, і на глибині близько 10 км починається мантія. Якщо порівняти масу вертикальних колонок порід перетином 1 кв. см на континентах і в океанах, то виявиться, що вона майже однакова.

На дні Світового океану виділяються чотири зони.

Перша зона -- підводна окраїна материків. Підводна окраїна материків - це затоплена водами океану окраїна материків. Вона у свою чергу складається з шельфу, материкового схилу і материкового підніжжя. Шельф - прибережна донна рівнина з досить невеликими глибинами, по суті продовження окраїнних рівнин суші. Велика частину шельфу має платформену структуру. На шельфі нерідкі залишкові (реліктові) форми рельєфу надводного походження, а також реліктові річкові, льодовикові відкладення. Це означає, що при четвертинних отступаніях моря великі простори шельфу перетворювалися на суходіл.

Зазвичай шельф закінчується на глибинах 100-200 м, а іноді й на великих досить різким перегином, так званої брівкою шельфу. Нижче цієї бровки у бік океану простягається материковий схил - вужча, ніж шельф, зона океанічного або морського дна з ухилом поверхні в кілька градусів. Нерідко материковий схил має вигляд уступу або серії уступів з крутизною від 10 до декількох десятків градусів.

Друга -- перехідна - зона сформувалася на стику материкових брил і океанічних платформ. Вона складається з улоговин окраїнних морів, ланцюжків переважно вулканічних островів у вигляді дуг і вузьких лінійних западин - глибоководних жолобів, з якими співпадають глибинні розломи, що йдуть під материк.

На околицях Тихого океану, в районах Середземного, Карибського морів, моря Скоша (Скотія) підводні окраїни материків контактують не безпосередньо з ложем океану, а з днищем улоговин окраїнних або Середземного морів. У цих улоговинах кора Субокеаніческого типу. Вона дуже потужна головним чином за рахунок осадового шару. Із зовнішнього боку ці басейни огороджені величезними підводними хребтами. Іноді їх вершини піднімаються над рівнем моря, утворюючи гірлянди вулканічних островів (Курильські, Маріанські, Алеутські). Ці острови називають острівними дугами.

З океанічної боку острівних дуг розташовані глибоководні жолоби - грандіозні материкова земна кора відсутня. Замість неї тут розвинена земна, вузькі, але дуже глибокі (6 - 11 км глибини) депресії. Вони тягнуться паралельно острівним дуг і відповідають виходів на поверхню Землі зон сверхглубінних розломів (так звані зони Беньоффа-Заваріцкого). Розломи проникають в надра Землі на багато сотень кілометрів. Ці зони нахилені в бік континентів. До них приурочена переважна частина осередків землетрусів. Таким чином, області глибоководних жолобів, острівних дуг і глибоководних окраїнних морів відрізняються бурхливим вулканізмом, різкими і надзвичайно швидкими рухами земної кори, дуже високою сейсмічністю. Ці зони одержали назву перехідних зон.

Третя -- основна - зона дна Світового океану - ложе океану, вона відрізняється розвитком земної кори виключно океанічного типу. Ложе океану займає більше половини його площі на глибинах до 6 км. На ложі океану є гряди, плато, височини, які поділяють його на улоговини. Донні відкладення представлені різними іламі органогенного утворення та червоної глибоководної глиною, що виникла з тонких нерозчинних мінеральних частинок, космічного пилу і вулканічного попелу. На дні багато залізомарганцевих конкрецій з домішками інших металів.

Океанічні хребти досить чітко поділяються на два типи: сводово-брилові і брилові. Сводово-брилові структури є в основі сводовие, лінійно витягнуті підняття океанічної кори, звичайно розбиті поперечними розломами на окремі блоки (Гавайський хребет, який утворює підводне підставу однойменного архіпелагу).

Крім хребтів у Світовому океані відомо чимало височин, або океанічних плато. Найбільше з них в Атлантичному океані - Бермудські плато. На його поверхні - ряд підводних гір вулканічного походження.

Самий поширений тип рельєфу океанічних улоговин - рельєф Абісальна пагорбів. Так називаються незліченні височини висотою від 50 до 500 м, з діаметром підстави від кількох сотень метрів до десятка кілометрів, майже суцільно усеівающіе дно улоговин. Крім того, на дні океану відомо більше 10 тис. підводних гірських вершин. Деякі підводні роки з сплощеним вершинами називають гайотамі. Вважають, що колись ці піки здіймалися над рівнем океану, поки їх вершини не були поступово зрізані хвилями.

Два інших типи рельєфу - хвилясті та плоскі Абісальна рівнини. Вони виникли після часткового або повного поховання Абісальна пагорбів під товщею опадів.

Четверта зона виділяється в центральних частинах океанів. Це - найбільші форми рельєфу дна океану - серединно-океанічні хребти - гігантські лінейнооріентірованние сводовие підняття земної кори. При утворенні зводу найбільші напруги виникають не його вершині, тут і утворюються розломи, за яким відбувається опускання частини склепіння, формуються грабени, т.зв. рифтові долини. За цими ослабленим зонах земної кори спрямовується вгору матеріал мантії.

Починаючись в Північному Льодовитому океані невеликим хребтом Гаккеля, система цих піднять перетинає Норвезько-Гренландський басейн, включає Ісландію і переходить в грандіозні Північно-Атлантичного і Південно-Атлантичний хребти. Останній переходить в Західно-Індійський хребет вже в Індійському океані. На північ від паралелі острова Родрігес одна гілка - Аравійському-Індійський хребет - йде на північ, продовжуючись поруч форм рельєфу дна Аденської затоки і Червоного моря, а інша гілку слід на схід і переходить в серединно-океанічний хребет Тихого океану - Південно-Тихоокеанський і Східно-Тихоокеанський підняття. Серединно-океанічні хребти, ймовірно, - молоді кайнозойські освіти. Оскільки хребти з'являються в результаті розтягування земної кори, пересічені поперечними розломами і часто мають центральні рифтові долини, вони надають виняткову можливість для вивчення порід океанічної кори.

опадонакопичення - Один з найважливіших факторів рельєфоутворення в океані. Відомо, що в Світовий океан щорічно надходить більше 21 млрд. т твердих опадів, до 2 млрд. т вулканічних продуктів, близько 5 млрд. т вапняних і крем'янистих залишків організмів.

специфічні для Світового океану і інші екзогенні процеси, що формують його рельєф дна. Це перш за все робота хвиль, перетворююча рельєф дна в береговій зоні, діяльність приливно-відливних течій, які формують специфічний рельєф піщаних гряд і розносять осадовий матеріал. Осадовий матеріал переміщують, крім того, постійні (геострофіческіе) океанічні течії.

На дні океану відбуваються також гравітаційні процеси. Потужні підводні зсуви ускладнюють рельєф материкових схилів, схили підводних хребтів і височин. Інший фактор рельєфоутворення - мутьевие потоки.

Така загальна картина рельєфу дна океану.

Рух вод Світового океану

За своїм фізичному стану вода - дуже рухома середу, тому в природі вона знаходиться в безперервному русі. Цей рух викликають різні причини, перш за все вітер. Впливаючи на води океану, він збуджує поверхневі течії, які переносять величезні маси води їх одного району океану в інший. Енергія поступального руху поверхневих вод внаслідок внутрішнього тертя передається в нижележащие шари, які також залучаються до рух. Однак безпосередній вплив вітру поширюється на порівняно невелика (до 300 м) відстань від поверхні. Нижче в товщі води і в придонних горизонтах переміщення відбувається повільно і має напрямку, пов'язані з рельєфом дна.

Поверхневі течії утворюють два великих круговороту, розділених протитечією в районі екватора. Вир північної півкулі обертається за годинниковою стрілкою, а південного - Проти. При зіставленні цієї схеми з течіями реального океану можна побачити значну подібність між ними для Атлантичного і Тихого океанів. У Водночас не можна не помітити, що реальний океан має більш складну систему протитечія біля кордонів континентів, де, наприклад, розташовуються Лабрадорское протягом (Північна Атлантика) і Аляскинского зворотний перебіг (Тихий океан). Крім того, течії у західних околиць океанів відрізняються великими швидкостями переміщення води, ніж у східних. Вітри докладають до поверхні океану пару сил, обертаючих воду в північній півкулі за годинниковою стрілкою, а в південному - проти неї. Великі вири океанічних течій виникають в результаті дії цієї пари обертаючих сил. Важливо підкреслити, що вітри і течії не відносяться «Один до одного». Наприклад, наявність швидкої течії Гольфстрім у західних берегів Північної Атлантики не означає, що в цьому районі дмуть особливо сильні вітри. Баланс між обертає парою сил середнього поля вітру і результуючими течіями складається на площі всього океану. Крім того, течії акумулюють величезну кількість енергії. Тому зрушення в поле середнього вітру не призводить автоматично до зсуву великих океанічних вирів.

На вири, приводяться в рух вітром, накладається інша циркуляція, термохалінная ( «Халіна» - солоність). Разом температура і солоність визначають щільність води. Океан переносить тепло з тропічних широт в полярні. Це перенесення здійснюється за участю таких великих течій, як Гольфстрім, але існує також і поворотний сток холодної води в напрямку тропіків. Він відбувається в основному на глибинах, розташованих нижче шару порушуваних вітром вирів. Вітрова і термохалінная циркуляції представляють собою складові частини загальної циркуляції океану і взаємодіють один з одним. Так, якщо термохалінние умови пояснюють в основному конвективні руху води (опускання холодної важкої води в полярних районах і її подальший сток до тропікам), то саме вітри викликають розбіжності (дивергенцію) поверхневих вод і фактично «Викачують» холодну воду назад до поверхні, завершуючи цикл.

подання?? про термохалінной циркуляції менш повні, ніж про вітрової, але деякі особливості цього процесу більш-менш відомі. Вважається, що утворення морських криги в морі Уедделла і в Норвезькому морі має важливе значення для формування щільної холодної води, що розповсюджується у дна в Південній та Північній Атлантиці. В обидва району надходить вода підвищеної солоності, яка взимку охолоджується до температури замерзання. При замерзанні води значна частина що містяться в ній солей не включається до новообразующійся лід. У результаті солоність і щільність що залишається незамерзаючих води збільшуються. Ця важка вода опускається на дно. Зазвичай її відповідно називають антарктичної донної і північноатлантичної глибинної водою.

Інша важлива особливість термохалінной циркуляції пов'язана з плотностной стратифікацією океану та її впливом на перемішування. Щільність води в океані з глибиною зростає і лінії постійної щільності йдуть майже горизонтально. Воду з різними характеристиками значно легше перемішати у напрямку ліній постійної щільності, ніж поперек них.

Термохалінную циркуляцію важко з певністю охарактеризувати. По суті, і горизонтальна адвекція (перенесення води морськими течіями), і дифузія повинні відігравати важливу роль у термохалінной циркуляції. Визначення відносного значення цих двох процесів в будь-якому районі або ситуації представляє важливе завдання.

Головні риси поверхневої циркуляції вод світового океану визначаються вітровими течіями. Важливо відзначити, що рух водних мас в Атлантичному і Тихому океанах дуже така сама. І в тому і в іншому океані існують два величезних антіціклоніческіх кругових течії, розділених екваторіальним протитечією. В обох океанах є, крім того, потужні західні (в північній півкулі) прикордонні течії (Гольфстрім в Атлантичному і Куросио в Тихому) і такі ж за характером, але слабші східні течії (у південній півкулі) - Бразильське і Східно-Австралійський. Уздовж їх західних узбереж простежуються холодні течії - Ойясіо в Тихому океані, Лабрадорское і Гренландське течії в Північній Атлантиці. Крім того, у східній частині кожного басейну на північ від основного кругообігу виявлений циклонічною кругообіг меншого масштабу.

Деякі відмінності між океанами пов'язані з відмінностями в обрисах їхніх басейнів. Атлантичний, Індійський і Тихий океани мають різну форму. Але деякі з відмінностей визначаються особливостями поля вітру, як, наприклад, в Індійському океані. Циркуляція в південній частині Індійського океану в основних рисах схожа з циркуляцією в південних басейнах Атлантичного і Тихого океанів. Але в північній частини Інд7ійского океану вона явно підпорядковується мусонним вітрам, де в період літнього та зимового мусонів картина циркуляції повністю змінюється.

З ряду причин в міру наближення до берега відхилення від загальної картини циркуляції стають все більш суттєвими. У результаті взаємодії основних кліматичних характеристик течій з такими ж характеристиками узбереж часто виникають стійкі або квазіустойчівие вихори. Помітні відхилення від середньої картини циркуляції можуть викликати у узбереж і місцеві вітри. В окремих районах обурюють факторами режиму циркуляції служать річковий стік і припливи.

У центральних районах океанів середні характеристики течій обчислюються по малій кількості точних даних і тому особливо ненадійні.

Західні прикордонні течії - Гольфстрім і Куросио

Відомо, що західні прикордонні течії в північній півкулі (Гольфстрім і Куросио) краще розвинені, ніж їх аналоги в південній півкулі.

Якщо Гольфстрім вважати частиною кругового антіціклоніческого вихору, то навряд чи можна точно визначити його початок і кінець. Відомо, що між Мексикою і Кубою через Юкатанський протоку спрямовується сильна течія, що звичайно описує петлю в Мексиканській затоці і тільки потім виходить в океан із Флоридського протоки. На Протягом близько 1200 км, від Кі-Уеста у Флориді до мису Хаттерас в Північній Кароліні, Гольфстрім вперто слід вздовж узбережжя Америки, лише іноді злегка відхиляючись від нього. Однак, минувши Хаттерас, Гольфстрім як би починає нишпорити. На південь від Великої Ньюфаундлендська банки він перетинає Північну Атлантику. На цьому звивистій ділянці свого шляху Гольфстрім утворює величезні хвилеподібні меандри. Один з них був виявлений у 45 град. з.д., приблизно в 2500 км від мису Хаттерас. Десь на шляху між південно-східним краєм Ньюфаундлендська підняття і серединної-Атлантичним хребтом Гольфстрім перестає простежуватися як єдине перебіг.

Ширина Гольфстріму на поверхні коливається від 125 до 175 км. Лівий, якщо дивитися по течією, край Гольфстріму легко виявити по горизонтальному градієнту температури, який стає помітним, починаючи з глибини в декілька десятків метрів, і протитечія. Правий край виявити по температурі важко, але там часто відзначається досить помітне протитечія. Швидкість Гольфстріму на поверхні може досягати 250 см/с, тобто перевищувати 5 вузлів.

Представляючи собі в загальному плані циркуляцію океанічних вод у вигляді системи великих антіціклоніческіх вихорів, необхідно відзначити, що течії, в сумі утворюють кругообіг, дуже сильно відрізняються в їхніх різних ділянках. Західні прикордонні течії, такі, як Гольфстрім і Куросио, - вузькі, швидкі, глибокі потоки з досить добре вираженими кордонами. Направлені до екватора течії на іншій стороні океанічних басейнів, такі, як Каліфорнійське, Перуанський й бенгальські, навпаки, широкі, слабкі і неглибокі потоки з розпливчастими кордонами, деякі дослідники навіть вважають, що ці межі є сенс проводити на морістой стороні течій такого типу.

Каліфорнійське протягом вважається найбільш вивченим з них. Глибина цього потоку обмежується в основному верхнім 500-метровим шарі. Воно складається з ряду великих вихорів, накладених на слабкий, але широкий потік води, спрямований до екватора. Швидкості та напрямки руху води, виміряні в зоні Каліфорнійського течії, в будь-який даний момент можуть виявитися зовсім відмінними від середніх значень. Така ж картина, мабуть, характерна і для інших східних прикордонних течій.

Прибережний потік води звичайно відрізняється особливою складністю, і при описі його часто виділяють з більш широкої системи вдольберегових течій, привласнюючи йому інше назву.

У зоні багатьох східних прикордонних течій головним фактором, що визначає розподіл температури, солоності і хімічних характеристик води на поверхні, є Апвелінг. Апвелінг має важливе біологічне значення, тому що завдяки йому глибинні води виносять поживні речовини у верхні шари води і тим сприяють збільшенню продуктивності фітопланктону. Зони апвелінгу - це біологічно найбільш продуктивні райони світу.

Екваторіальний течії

Течії тропічної зони тісно пов'язані з системою пасатний вітрів. На більшій частині Атлантичного та Тихого океанів в північній півкулі дмуть північно-східні пасати, а в південній півкулі їх роль виконують південно-східні пасати. Ці два системи пасатний вітрів розділяє область внутрітропіческой конвергенції, характеризується слабкими вітрами нестійких напрямків. Її часто називають екваторіальній штильову зоною. Оскільки вона поділяє системи вітрів двох півкуль, її можна вважати свого роду кліматичним екватором. Зазвичай вона розташовується між 3 град. пн.ш. і 10 град. пн.ш.

Основні океанічні течії тропічної зони як би відображають собою особливості системи вітрів цих місць. Так, Північне і Південне екваторіальні течії західного напрямки, що утворюють частину основних антіціклоніческіх кругообігів течій північної та південної півкуль, «управляються» пасатами. Між цими двома широкими потоками розташовується порівняно вузьке (шириною 300 - 500 км) Екваторіальне протитечія, спрямоване на схід. Поблизу узбережжя і поле пасатний вітрів, і система екваторіальних течій ускладнюються.

Океанічні води тропічної зони характеризуються добре перемішаним теплим поверхневим шаром, який відокремлюється потужним термокліном від холодної води глибин. Термоклін служить також свого роду перегородкою між багатими киснем, але бідними фосфатами і нітратами поверхневими водами і глибинними водами з низьким вмістом кисню та відносно високим вмістом живильних речовин. Екваторіальні течії приурочені головним чином до області термокліна. Це екваторіальне під поверхнева течія в Тихому океані зазвичай називають плином Кромвелл. Нагадуючи в обширності океану стрічку товщиною порядку всього 200 м і шириною 300 км, воно переміщується зі швидкістю до 150 см в сек. Ядро течії зазвичай збігається з термокліном і розташовується на екваторі або поблизу нього. Іноді воно піднімається до поверхні, але це трапляється рідко.

Циркуляція полярних вод

Циркуляція вод Світового океану в полярних районах північного і. Південного півкуль зовсім різна. Арктичний океан прихований під покровом дрейфуючій льодів. Існуючі відомості про течії в Північному Льодовитому океані вказують на наявність повільного перенесення води в напрямку проти годинникової стрілки. Вільному перемішуванню глибинних холодних вод Арктики з глибинними водами Атлантичного і Тихонов океанів перешкоджають дві досить мілководних порогу між континентами. Глибина мілководного порогу в Беринговому протоці, розділяє Чукотку та Аляску, не досягає і 100 м, але сильно перешкоджає водообміну між Атлантичним і Тихим океанами через Північний Льодовитий.

У південному півкулі все виглядає інакше. Широкий (300 миль) і глибокий (3000 м) протоку Дрейка - між Південною Америкою і Антарктидою - забезпечує безперешкодний водообмін між Атлантичним і Тихим океанами. Завдяки цьому спрямоване на схід Антарктична циркумполярної протягом тягнеться до дна і при розрахункової величини витрати води виявляється найбільшим плином Світового океану.

Антарктична циркумполярної протягом приводиться в дію пануючими тут західними вітрами, а його середня швидкість і витрата води визначаються балансом між дотичної сили вітру на поверхні і силою тертя об дно. Встановлено, що над зниженнями дна протягом відхиляється на південь, а над підняттями - на північ, що вказує на безсумнівний вплив рельєфу дна на напрям цієї течії.

Найбільш добре виражені адвектівние потоки води в глибоководній області океанів відзначаються уздовж західних кордонів басейнів.

Хвилі і припливи

Хвилі регулярні і мають деякі загальні характеристики - довжину, амплітуду і період. Також зазначається швидкість поширення хвиль.

Довжина хвилі є відстань між вершинами або підошвами хвиль, висота хвилі - Вертикальне відстань від підошви до вершини, воно дорівнює подвоєною амплітуді, період дорівнює часу між моментами проходження двох послідовних вершин (або підошов) через одну й ту саму точку.

Висота брижах вимірюється приблизно сантиметром, а період становить близько однієї секунди і менше. Хвилі прибою досягають декількох метрів у висоту при періодах від 4 до 12 с.

Океанічні хвилі мають різні обриси і форми.

Хвилі, викликані місцевим вітром, називають вітровими. Інший тип хвиль - хвилі брижах, які повільно качають судно і при безвітряної погоди. Зибь утворюють хвилі, які зберігаються після того, як вони вийдуть їх області дії вітру.

При будь-якій швидкості вітру досягається якесь рівноважний стан, що виражається в доказі повністю розвиненого хвилювання, коли енергія, що передається вітром хвилях, дорівнює енергії, що передається вітром хвиль, дорівнює енергії, що втрачається при руйнуванні хвиль. Але для того, щоб утворилася повністю розвинене хвилювання, вітер має дути тривалий час і на великому просторі. Простір, що піддаються впливу вітру, називається область розгону.

Цунамі

Цунамі поширюються хвилями від епіцентру підводних землетрусів. Район дії хвиль цунамі величезний.

Цунамі пов'язані безпосередньо з рухами земної кори. Мелкофокусное землетрус, який викликає значні зсуви кори на дні океанів, викличе і цунамі. Але настільки ж сильний землетрус, не супроводжується скільки-небудь помітними переміщеннями кори, цунамі не викличе.

Цунамі виникає у вигляді одиночного імпульсу, передній фронт якого поширюється зі швидкістю мілководій хвилі. Оригінальний імпульс далеко не завжди забезпечує концентричне поширення енергії, а з нею і хвилі.

Припливи

Припливи -- повільні підйоми і спади рівня води і переміщення її кромки. Приливоутворюючої сили - результат притягання Сонця і Місяця. Коли Сонце і Місяць знаходяться приблизно на одній лінії з Землею, тобто в періоди повного місяця і молодика, припливи виявляються найбільшими. Оскільки площині обертання Сонця і Місяця не паралельні, дія сил Місяця і Сонця змінюється по сезонах, а також у залежно від фази Місяця. Приливоутворюючої сила Місяця приблизно вдвічі більше приливоутворюючої сили Сонця. Великі відмінності в амплітуді припливів на різних ділянках узбережжя визначаються головним чином формою океанічних басейнів.

Властивості вод Світового океану.

Вода -- «Універсальний розчинник»: в ній, хоча б в малому ступені, здатний розчинитися будь-який з елементів. Вода має найбільшу серед всіх звичайних рідин теплоємність, тобто для її нагрівання на один градус потрібно затратити більше тепла в порівнянні з іншими рідинами. Більше тепла потрібно і на її випаровування. Ці та інші особливості води мають величезне біологічне значення. Так, завдяки високій теплоємності води сезонні коливання температури повітря виявляються менше, ніж це було б в іншому випадку.

Температура всієї маси океанської води близько 4градусов за Цельсієм. Океани холодні. Вода в них прогрівається тільки біля самої поверхні, а з глибиною вона стає холодніше. Тільки 8% вод океану тепліше 10 град., Більше половини холодніше 2.3 град. З глибиною температура змінюється нерівномірно.

Вода - найбільш теплоємний тіло на Землі. Тому океан повільно нагрівається і повільно віддає тепло, служить акумулятором тепла. На його частку припадає понад 2/3 поглиненої сонячної радіації. Вона витрачається на випаровування, на нагрівання верхнього шару води до глибини приблизно 300 м, а також на нагрівання повітря.

Середня температура поверхневих вод океану більше 17 град., причому в північному півкулі вона на 3 град. вище, ніж у південній. Найбільші температури води в північній півкулі спостерігаються в серпні, найменші - у лютому, в південному півкулі - навпаки. Добові і річні коливання температури води незначні: добові не перевищують 1 град., річні становлять не більше 5 .. 10 град. в помірних широтах.

Температура поверхневих вод зональна. У приекваторіальних широтах температура весь рік 27 ... 28 град., В тропічних районах на заході океанів 20 ... 25 град., На сході 15 ... 20 град. (через течій). У помірних широтах температура води плавно знижується від 10 до 0 град. в південній півкулі, в північній півкулі за тієї ж тенденції у західних берегів материків тепліше, ніж у східних, теж через течій. У приполярних районах температура води весь рік 0 ...- 2 град., В центрі Арктики характерні багаторічні льоди потужністю до 5-7 м.

Максимальні температури поверхневих вод спостерігаються в тропічних морях і затоках: у Перській затоці більш 35 град, у Червоному морі 32 град. У придонних шарах Світового океану (М.О.) температури на всіх широтах низькі: від 2 на екваторі до -2 В Арктиці й Антарктиці.

При охолодженні морської води нижче точки замерзання утворюється морський лід.

Льодом постійно покрито 3 - 4% площі океану. Морський лід відрізняється від прісноводного в ряді відносин. У солоної води температура замерзання знижується в міру збільшення солоності. У діапазоні солоності від 30 до 35 проміле точка замерзання змінюється від -1.6 до -1.9 град.

Освіта морського льоду можна розглядати як замерзання прісної води з витісненням солей в осередку морської води усередині товщі льоду. Коли температура досягає точки замерзання, утворюються крижані кристали, які «оточують» не замерзлу воду. Незамерзаючих вода збагачується солями, витісненими?? ристалля льоду, що призводить до подальшого зниження точки замерзання води в цих осередках. Якщо кристали льоду не повністю оточать збагачену солями незамерзаючих воду, вона буде опускатися і змішуватися з нижележащий морською водою. Якщо процес замерзання розтягнуто в часі, майже весь збагачений солями розсіл піде з льоду і його солоність виявиться близькою до нуля. При швидкому замерзанні велика частина розсолу захопити льодом і його солоність буде майже такий же, як і солоність навколишнього води.

Зазвичай міцність морського льоду дорівнює одну третину міцності прісноводного льоду тієї ж товщини. Проте старий морський лід (з дуже низькою солоністю) або лід, що утворився при температурі нижче точки кристалізації хлористого натрію, не поступається по міцності прісноводним кригами.

Замерзання морської води відбувається при негативних температурах: при середній солоності -- близько -2 град. Чим вище солоність, тим нижче температура замерзання.

Для замерзання морської води необхідно, щоб або глибина була невелика, або нижче поверхневого шару на невеликих глибинах розташовувалася вода з більш високою солоністю. За наявності мілководного галокліна поверхнева вода, навіть охолодити до точки замерзання, буде легше, ніж більш тепла, але більш підстилаюча солона вода.

Коли поверхневий шар води остудиться до точки замерзання і перестане заглиблюватися, почнеться льодоутворення. Поверхня моря набуває маслянистий, з особливим свинцевим відтінком вид. У міру зростання крижані кристали стають видимими і набувають форми голок. Ці кристали або голки змерзаються один з одним і утворюють тонкий шар льоду. Цей шар легко згинається під дією хвиль. З збільшенням товщини лід втрачає еластичність, а потім крижаний покрив розламується на окремі шматки, дрейфуючі самостійно. Стикаючись між собою під час хвилювання, шматки льоду набувають округлі форми. Ці округлі шматки льоду від 50 см до 1 м в діаметрі називаються блінчатим льодом. На наступному етапі замерзання шматки блінчатого льоду змерзаються і утворюють поля дрейфуючого льоду. Хвилі та припливи знову розламують поля льоду, формуючи гряди торосів, мають в багато разів більшу товщину в порівнянні з початковим крижаним покривом. У крижаному покриві утворюються ділянки чистої води - ополонки, які дозволяють підводним човнам спливати на поверхню навіть у Центральній Арктиці.

Освіта льоду значною мірою зменшує взаємодію океану з атмосферою, затримуючи поширення конвекції в глиб океану. Перенесення тепла повинен здійснюватися вже через лід - дуже поганий провідник тепла.

Товщина арктичного льоду близько 2 м, а температура повітря взимку в районі Північного полюса опускається до - 40 град. Лід діє як ізолятор, оберігаючи океан від вихолажіванія.

Морський лід грає і іншу важливу роль в енергетичному бюджеті океану. Вода - хороший поглинач сонячної енергії. Навпаки, лід, особливо прісний, і сніг -- дуже гарні відбивачі. Якщо чис