Реферат: Мировой океан
Содержание
Введение..........................................................................................1
1. <span Times New Roman"">
ОбразованиеМирового океана ...............................................22. <span Times New Roman"">
Основныечерты рельефа дна Мирового океана ................43. <span Times New Roman"">
Движениевод Мирового океана.............................................84. <span Times New Roman"">
Свойствавод Мирового океана.............................................165. <span Times New Roman"">
ЗначениеМ.о. для окружающей среды ................................246. <span Times New Roman"">
Природныересурсы М.о. и их использование ....................25Заключение....................................................................................29
Литература....................................................................................31
Введение
Из 510 млн. кв.км площади земного шара на Мировой океан приходится 361 млн. кв. км, или почти71% (южное полушарие более океаническое — 81%, чем северное -61%).Океаническая часть земной поверхности — наиболее крупный горизонтальный компонент географической оболочки. Сам фактсуществования глобальной неоднородности (материковость — океаничность) всочетании с географической широтой и высотой определяет главнейшие особенностиприроды Земли. Кроме того, суша и океан распределены по поверхности Землинеравномерно. Асимметрия суши и океана влечет за собой асимметрию враспределении всех остальных компонентов природы: климата, почв, животного ирастительного мира; оказывает влияние на характер хозяйственной деятельностичеловека. Таким образом, познание географических объектов, явлений, процессовневозможно без изучения природы Мирового океана.
Средняя глубинаМирового океана — около 4 тыс. м — это всего только 0,0007 радиуса земногошара. На долю океана, учитывая, что плотность его воды близка к 1, а плотностьтвердого тела Земли — около 5,5, приходится лишь малая часть массы нашейпланеты. Но если обратиться к географической оболочке Земли — тонкому слою внесколько десятков километров, то большую ее часть составит именно Мировойокеан. Поэтому для географии он важнейший объект исследования.
В системе наук оЗемле важное место занимает океанология, охватывающая всю сумму знаний оМировом океане и его взаимосвязях с материковой частью Земли и атмосферой.Современная океанология опирается на достижения физики, химии, биологии,геологии и сама вносит существенный вклад в развитие этих наук.
1. <span Times New Roman"">
Образование Мирового океанаСогласно самой распространенной гипотезе, Землявозникла из вращающейся раскаленной газовой туманности, которая, постепенноохлаждаясь и сжимаясь, достигла огненно-жидкого состояния, а затем на нейобразовалась кора. Состояние земной корыопределяется силами напряжения и деформации, вызванными охлаждением и сжатиемвнутренней массы Земли.
По другой теории, выдвинутой в начале нашего векаамериканскими учеными Т.Ч. Чемберленом и Ф.Р. Мултоном, Земля первоначальнопредставляла собой массу газа, извергнутого под действием приливных сил изповерхности Солнца. Одновременно высвобождались мелкие частицы газа, которые,быстро сгущаясь, превращались в твердые тела, называемые планетезималями.Обладая большой силой тяжести, земная масса притягивала их. Таким образом,Земля достигла современных размеров благодаря процессу наращения, а не врезультате сжатия, как утверждает первая гипотеза.
Почти все гипотезы сходятся на том, чтообразование океанических бассейнов было вызвано двумя главными причинами:во-первых, перераспределением пород различной плотности, происходившим в периодотвердевания земной коры, и, во-вторых, взаимодействием сил в недрах сжимающейся Земли, которое вызвалореволюционные изменения в рельефе поверхности.
Оригинальна гипотеза происхождения материков иокеанов, связанная с именем австрийского геолога Альфреда Лотара Вегенера.Ученый считал, что в какой-то момент истории Земли равномерный слой сиаляскопился на одной стороне. Так возник материк Пангея. Вегенер высказалпредположение, что эта масса сиаля держалась на поверхности более плотного слоясимы. Когда сиаль стал распадаться на части, горизонтальное движение материковвызвало изгибание передних краев сиаля. Этим можно объяснить происхождениетаких высоких прибрежных горных цепей, как Анды и Скалистые горы.
Хотя происхождение океанических бассейновостается пока тайной, картину того, как они заполнялись водой и как появлялисьи исчезали океаны в геологическом прошлом Земли, можно представить себе болееили менее точно.
После образования земной коры, ее поверхностьначала быстро охлаждаться, так как тепло, получаемое ею из недр Земли,недостаточно компенсировало потерю тепла, излучаемого в пространство. По мереохлаждения водяные пары, окружавшие Землю, образовали облачный покров. Когдатемпература упала до уровня, при котором влага превратилась в воду, пролилисьпервые дожди.
Дожди, веками низвергавшиеся на поверхностьЗемли, были главным источником воды, которая заполнила океанические впадины.Море, таким образом, было детищем атмосферы, в свою очередь представлявшейсобой газообразные выделения древней Земли. Часть воды поступала из недр Земли.
На Земле начал действовать процесс эрозии, илиразмыва. Этот процесс оказал глубокое воздействие на эволюцию суши и моря.Очертания морей, а вместе с ними и контуры океанов постоянно менялись. Врезультате эрозии и движения земной коры создавались новые моря, а дно старыхподнималось и превращалось в сушу.
По мере того как из-за постепенной потери тепларасплавленные недра Земли уменьшались в объеме, происходило горизонтальноесжатие коры, которая деформировалась. Возникали складчатые горные цепи,оседания коры.
В результате повторяющихся циклов сжатия иослабления очертания больших океанических бассейнов претерпевали значительныеизменения.
Очертания Мирового океана в первый периодпалеозойской эры — кембрийский, возраст которого исчисляется почти 500миллионами лет, были совершенно не похожи на современные. Тихий океан,представлявший, возможно, рубец на земной коре, имел почти такие же очертания,как и теперь. Однако другие океаны захватывали большие районы, занятые теперьсушей.
2. <span Times New Roman"">
Основные черты рельефа дна Мирового океанаСтроение океанической земной коры отлично отконтинентальной: отсутствует гранитный слой, присущий последней.
Толщина континентальной коры на уровне моря около30 км. Скорость сейсмических волн в верхней ее половине соответствует скоростямв гранитных породах, а в нижней половине — скоростям в базальтах. Высокаяскорость ниже границы Мохоровичича в мантии соответствует таким породам, какдунит, перидотит и эклогит, значительно более плотным, чем породы, из которыхобразована кора. В океанах под пятикилометровым слоем воды находится слойосадочных пород толщиной в среднем 0,5 км, слой вулканических пород — «фундамент» — мощностью 0,5 км, кора мощностью 4 км, и на глубине около 10 кмначинается мантия. Если сравнить массу вертикальных колонок пород сечением 1кв. см на континентах и в океанах, то окажется, что она почти одинакова.
На днеМирового океана выделяются четыре зоны.
Первая зона — подводная окраина материков.Подводная окраина материков — это затопленная водами океана окраина материков.Она в свою очередь состоит из шельфа, материкового склона и материковогоподножия. Шельф — прибрежная донная равнина с довольно небольшими глубинами,в сущности продолжение окраинных равнинсуши. Большая часть шельфа имеет платформенную структуру. На шельфе нередкиостаточные (реликтовые) формы рельефа надводного происхождения, а такжереликтовые речные, ледниковые отложения. Это означает, что при четвертичныхотступаниях моря обширные пространства шельфа превращались в сушу.
Обычно шельфзаканчивается на глубинах 100-200 м, а иногда и на больших довольно резкимперегибом, так называемой бровкой шельфа. Ниже этой бровки в сторону океанапростирается материковый склон — более узкая, чем шельф, зона океанического илиморского дна с уклоном поверхности в несколько градусов. Нередко материковыйсклон имеет вид уступа или серии уступов с крутизной от 10 до несколькихдесятков градусов.
Вторая — переходная — зона сформировалась на стыке материковых глыб и океаническихплатформ. Она состоит из котловин окраинных морей, цепочек преимущественновулканических островов в виде дуг и узких линейных впадин — глубоководныхжелобов, с которыми совпадают глубинные разломы, уходящие под материк.
На окраинахТихого океана, в районах Средиземного, Карибского морей, моря Скоша (Скотия)подводные окраины материков контактируют не непосредственно с ложем океана, а сднищем котловин окраинных или средиземных морей. В этих котловинах кораСубокеанического типа. Она очень мощна главным образом за счет осадочного слоя.С внешней стороны эти бассейны ограждены огромными подводными хребтами. Иногдаих вершины поднимаются над уровнем моря, образуя гирлянды вулканическихостровов (Курильские, Марианские, Алеутские). Эти острова называют островнымидугами.
С океанической стороны островных дуг расположеныглубоководные желоба — грандиозные материковая земная кора отсутствует. Вместонее здесь развита земная, узкие, но очень глубокие (6 — 11 км глубины)депрессии. Они тянутся параллельно островным дугам и соответствуют выходам наповерхность Земли зон сверхглубинных разломов (так называемые зоныБеньоффа-Заварицкого). Разломы проникают в недра Земли на многие сотникилометров. Эти зоны наклонены в сторону континентов. К ним приуроченаподавляющая часть очагов землетрясений. Таким образом, области глубоководных желобов,островных дуг и глубоководных окраинных морей отличаются бурным вулканизмом,резкими и чрезвычайно быстрыми движениями земной коры, очень высокойсейсмичностью. Эти зоны получили название переходных зон.
Третья — основная — зона дна Мирового океана — ложе океана, она отличается развитием земной коры исключительно океаническоготипа. Ложе океана занимает более половины его площади на глубинах до 6 км. Наложе океана есть гряды, плато, возвышенности, которые разделяют его накотловины. Донные отложения представлены различными илами органогенногопроисхождения и красной глубоководной глиной, возникшей из тонких нерастворимыхминеральных частиц, космической пыли и вулканического пепла. На дне многожелезомарганцевых конкреций с примесями других металлов.
Океанические хребты довольно четко разделяются надва типа: сводово-глыбовые и глыбовые. Сводово-глыбовые структуры представляютсобой в основе сводовые, линейно вытянутые поднятия океанической коры, обычноразбитые поперечными разломами на отдельные блоки (Гавайский хребет, образующийподводное основание одноименного архипелага).
Кромехребтов в Мировом океане известно немало возвышенностей, или океаническихплато. Крупнейшее из них в Атлантическом океане — Бермудское плато. На егоповерхности — ряд подводных гор вулканического происхождения.
Самыйраспространенный тип рельефа океанических котловин — рельеф абиссальных холмов.Так называются бесчисленные возвышенности высотой от 50 до 500 м, с диаметромоснования от нескольких сот метров до десятка километров, почти сплошьусеивающие дно котловин. Кроме того, на дне океана известно более 10 тыс.подводных горных вершин. Некоторые подводные годы с уплощенными вершинаминазывают гайотами. Полагают, что некогда эти пики вздымались над уровнемокеана, пока их вершины не были постепенно срезаны волнами.
Два других типа рельефа — волнистые и плоскиеабиссальные равнины. Они возникли после частичного или полного погребенияабиссальных холмов под толщей осадков.
Четвертая зона выделяется в центральных частяхокеанов. Это — крупнейшие формы рельефа дна океана — срединно-океаническиехребты — гигантские линейноориентированные сводовые поднятия земной коры. Приобразовании свода самые большие напряжения возникают не его вершине, здесь иобразуются разломы, по которым происходит опускание части свода,формируются грабены, т.н. рифтовыедолины. По этим ослабленным зонам земной коры устремляется вверх материалмантии.
Начинаясь в Северном Ледовитом океане небольшимхребтом Гаккеля, система этих поднятий пересекает Норвежско-Гренландскийбассейн, включает Исландию и переходит в грандиозные Северо-Атлантический иЮжно-Атлантический хребты. Последний переходит в Западно-Индийский хребет уже вИндийском океане. Севернее параллели острова Родригес одна ветвь — Аравийско-Индийский хребет — уходит на север, продолжаясь рядом форм рельефадна Аденского залива и Красного моря, а другая ветвь следует на восток ипереходит в срединно-океанический хребет Тихого океана — Южно-Тихоокеанское иВосточно-Тихоокеанское поднятия. Срединно-океанические хребты, вероятно, — молодые кайнозойские образования. Поскольку хребты появляются в результатерастяжения земной коры, пересечены поперечными разломами и часто имеютцентральные рифтовые долины, они предоставляют исключительную возможность для изученияпород океанической коры.
Осадконакопление — один из важнейших фактороврельефообразования в океане. Известно, что в Мировой океан ежегодно поступаетболее 21 млрд. т твердых осадков, до 2 млрд. т вулканических продуктов, около 5млрд. т известковых и кремнистых остатков организмов.
Специфичны для Мирового океана и другиеэкзогенные процессы, формирующие рельеф его дна. Это прежде всего работа волн,преобразующая рельеф дна в береговой зоне, деятельность приливно-отливныхтечений, формирующих специфический рельеф песчаных гряд и разносящих осадочныйматериал. Осадочный материал перемещают, кроме того, постоянные(геострофические) океанические течения.
На дне океана происходят также гравитационныепроцессы. Мощные подводные оползни осложняют рельеф материковых склонов, склоныподводных хребтов и возвышенностей. Другой фактор рельефообразования — мутьевыепотоки.
Такова общая картина рельефа дна океана.
3. <span Times New Roman"">
Движениевод Мирового океанаПо своему физическому состоянию вода — оченьподвижная среда, поэтому в природе она находится в непрерывном движении. Этодвижение вызывают различные причины, прежде всего ветер. Воздействуя на водыокеана, он возбуждает поверхностные течения, которые переносят огромные массыводы их одного района океана в другой. Энергия поступательного движенияповерхностных вод вследствие внутреннего трения передается в нижележащие слои,которые также вовлекаются в движение. Однако непосредственное влияние ветрараспространяется на сравнительно небольшое (до 300 м) расстояние отповерхности. Ниже в толще воды и в придонных горизонтах перемещение происходитмедленно и имеет направления, связанные с рельефом дна.
Поверхностные течения образуют два большихкруговорота, разделенных противотечением в районе экватора. Водоворот северногополушария вращается по часовой стрелке, а южного — против. При сопоставленииэтой схемы с течениями реального океана можно увидеть значительное сходствомежду ними для Атлантического и Тихого океанов. В то же время нельзя незаметить, что реальный океан имеет более сложную систему противотечений уграниц континентов, где, например, располагаются Лабрадорское течение (СевернаяАтлантика) и Аляскинское возвратное течение (Тихий океан). Кроме того, теченияу западных окраин океанов отличаются большими скоростями перемещения воды, чему восточных. Ветры прилагают кповерхности океана пару сил, вращающих воду в северном полушарии по часовойстрелке, а в южном — против нее. Большие водовороты океанических течений возникаютв результате действия этой пары вращающих сил. Важно подчеркнуть, что ветры итечения не относятся «один к одному». Например, наличие быстрого теченияГольфстрим у западных берегов Северной Атлантики не означает, что в этом районедуют особенно сильные ветры. Баланс между вращающей парой сил среднего поляветра и результирующими течениями складывается на площади всего океана. Крометого, течения аккумулируют огромное количество энергии. Поэтому сдвиг в полесреднего ветра не приводит автоматически к сдвигу больших океанических водоворотов.
На водовороты, приводимые в движение ветром,накладывается другая циркуляция, термохалинная («халина» — соленость). Вместетемпература и соленость определяют плотность воды. Океан переносит тепло изтропических широт в полярные. Этот перенос осуществляется при участии такихкрупных течений, как Гольфстрим, но существует также и возвратный сток холоднойводы в направлении тропиков. Он происходит в основном на глубинах,расположенных ниже слоя возбуждаемых ветром водоворотов. Ветровая итермохалинная циркуляции представляют собой составные части общей циркуляцииокеана и взаимодействуют друг с другом. Так, если термохалинные условияобъясняют в основном конвективные движения воды (опускание холодной тяжелойводы в полярных районах и ее последующий сток к тропикам), то именно ветрывызывают расхождение (дивергенцию) поверхностных вод и фактически «выкачивают»холодную воду обратно к поверхности, завершая цикл.
Представления о термохалинной циркуляции менееполны, чем о ветровой, но некоторые особенности этого процесса более или менееизвестны. Считается, что образование морских льдов в море Уэдделла и вНорвежском море имеет важное значение для формирования холодной плотной воды,распространяющейся у дна в Южной и Северной Атлантике. В оба района поступаетвода повышенной солености, которая охлаждается зимой до температуры замерзания.При замерзании воды значительная часть содержащихся в ней солей не включается вновообразующийся лед. В результате соленость и плотность остающейся незамерзшейводы увеличиваются. Эта тяжелая вода опускается ко дну. Обычно еесоответственно называют антарктической донной и североатлантической глубиннойводой.
Другая важная особенность термохалиннойциркуляции связана с плотностной стратификацией океана и ее влиянием наперемешивание. Плотность воды в океане с глубиной возрастает и линии постояннойплотности идут почти горизонтально. Воду с разными характеристиками значительнолегче перемешать в направлении линий постоянной плотности, чем поперек них.
Термохалинную циркуляцию трудно с определенностьюохарактеризовать. По сути, и горизонтальная адвекция (перенос воды морскимитечениями), и диффузия должны играть важную роль в термохалинной циркуляции.Определение относительного значения этих двух процессов в каком-либо районе илиситуации представляет важную задачу.
Главные черты поверхностной циркуляции водмирового океана определяются ветровыми течениями. Важно отметить, что движениеводных масс в Атлантическом и Тихом океанах очень сходно. И в том и в другомокеане существуют два огромных антициклонических круговых течения, разделенныхэкваториальным противотечением. В обоих океанах есть, кроме того, мощныезападные (в северном полушарии) пограничные течения (Гольфстрим в Атлантическоми Куросио в Тихом) и такие же по характеру, но более слабые восточные течения(в южном полушарии) — Бразильское и Восточно-Австралийское. Вдоль их западныхпобережий прослеживаются холодные течения — Ойясио в Тихом океане, Лабрадорскоеи Гренландское течения в Северной Атлантике. Кроме того, в восточной частикаждого бассейна к северу от основного круговорота обнаружен циклоническийкруговорот меньшего масштаба.
Некоторые различия между океанами связаны сразличиями в очертаниях их бассейнов. Атлантический, Индийский и Тихий океаныимеют разную форму. Но некоторые из различий определяются особенностями поляветра, как, например, в Индийском океане. Циркуляция в южной части Индийскогоокеана в основных чертах сходна с циркуляцией в южных бассейнах Атлантическогои Тихого океанов. Но в северной части Инд7ийского океана она явно подчиняетсямуссонным ветрам, где в период летнего и зимнего муссонов картина циркуляцииполностью меняется.
По ряду причин по мере приближения к берегуотклонения от общей картины циркуляции становятся все более существенными. Врезультате взаимодействия основных климатических характеристик течений с такимиже характеристиками побережий часто возникают устойчивые или квазиустойчивыевихри. Заметные отклонения от средней картины циркуляции могут вызывать упобережий и местные ветры. В отдельных районах возмущающими факторами режимациркуляции служат речной сток и приливы.
В центральных районах океанов средниехарактеристики течений вычисляются по малому количеству точных данных и потому особенно ненадежны.
I.<span Times New Roman"">
Западные пограничные течения — Гольфстрими КуросиоИзвестно, что западные пограничные течения всеверном полушарии (Гольфстрим и Куросио) лучше развиты, чем их аналоги в южном полушарии.
Если Гольфстрим считать частью круговогоантициклонического вихря, то вряд ли можно точно определить его начало и конец.Известно, что между Мексикой и Кубой через Юкатанский пролив устремляетсясильное течение, которое обычно описывает петлю в Мексиканском заливе и толькозатем выходит в океан из Флоридского пролива. На протяжении около 1200 км, от Ки-Уэставо Флориде до мыса Хаттерас в Северной Каролине, Гольфстрим упорно следуетвдоль побережья Америки, лишь иногда слегка отклоняясь от него. Однако, миновавХаттерас, Гольфстрим как бы начинает рыскать. К югу от Большой Ньюфаундлендскойбанки он пересекает Северную Атлантику. На этом извилистом участке своего путиГольфстрим образует огромные волнообразные меандры. Один из них был обнаружен у45 град. з.д., примерно в 2500 км от мыса Хаттерас. Где-то на пути междуюго-восточным краем Ньюфаундлендского поднятия и Срединно-Атлантическим хребтомГольфстрим перестает прослеживаться как единое течение.
Ширина Гольфстрима на поверхности колеблется от125 до 175 км. Левый, если смотреть по течению, край Гольфстрима легкообнаружить по горизонтальному градиенту температуры, который становитсязаметным, начиная с глубины в несколько десятков метров, и противотечению.Правый край обнаружить по температуре трудно, но там часто отмечается довольнозаметное противотечение. Скорость Гольфстрима на поверхности может достигать250 см/с,т.е. превышать 5 узлов.
Представляя себе в общем плане циркуляциюокеанических вод в виде системы обширных антициклонических вихрей, необходимоотметить, что течения, в сумме образующие круговороты, весьма сильно отличаютсяв их разных участках. Западные пограничные течения, такие, как Гольфстрим иКуросио, — узкие, быстрые, глубокие потоки с довольно хорошо выраженнымиграницами. Направленные к экватору течения на другой сторонне океаническихбассейнов, такие, как Калифорнийское, Перуанское и Бенгальское, напротив,широкие, слабые и неглубокие потоки с расплывчатыми границами, некоторыеисследователи даже считают, что эти границы есть смысл проводить на мористойстороне течений такого типа.
Калифорнийское течение считается наиболееизученным из них. Глубина этого потока ограничивается в основном верхним500-метровым слое. Оно складывается из ряда крупных вихрей, наложенных наслабый, но широкий поток воды, направленный к экватору. Скорости и направлениядвижения воды, измеренные в зоне Калифорнийского течения, в любой данный моментмогут оказаться совершенно отличными от средних значений. Такая же картина,видимо, характерна и для других восточных пограничных течений.
Прибрежный поток воды обычно отличается особойсложностью, и при описании его часто выделяют из более широкой системывдольбереговых течений, присваивая емудругое название.
В зоне многих восточных пограничных теченийглавным фактором, определяющим распределение температуры, солености ихимических характеристик воды на поверхности, является апвеллинг. Апвеллингимеет важное биологическое значение, так как благодаря ему глубинные водывыносят питательные вещества в верхние слои воды и тем способствуют увеличениюпродуктивности фитопланктона. Зоны апвеллинга — это биологически самыепродуктивные районы мира.
II.<span Times New Roman"">
Экваториальные теченияТечения тропической зоны тесно связаны с системойпассатных ветров. На большей части Атлантического и Тихого океанов в северномполушарии дуют северо-восточные пассаты, а в южном полушарии их роль выполняютюго-восточные пассаты. Эти две системы пассатных ветров разделяет областьвнутритропической конвергенции, характеризующаяся слабыми ветрами неустойчивыхнаправлений. Ее часто называют экваториальной штилевой зоной. Поскольку онаразделяет системы ветров двух полушарий, ее можно считать своего родаклиматическим экватором. Обычно она располагается между 3 град. с.ш. и 10 град.с.ш.
Основные океанические течения тропической зоныкак бы отражают собой особенности системы ветров этих мест. Так, Северное иЮжное экваториальные течения западного направления, образующие часть основныхантициклонических круговоротов течений северного и южного полушарий,«управляются» пассатами. Между этими двумя широкими потоками располагаетсясравнительно узкое (шириной 300 — 500 км) Экваториальное противотечение,направленное на восток. Вблизи побережий и поле пассатных ветров, и системаэкваториальных течений усложняются.
Океанические воды тропической зоныхарактеризуются хорошо перемешанным теплым поверхностным слоем, которыйотделяется мощным термоклином от холодной воды глубин. Термоклин служит такжесвоего рода перегородкой между богатыми кислородом, но бедными фосфатами инитратами поверхностными водами и глубинными водами с низким содержаниемкислорода и относительно высоким содержанием питательных веществ.Экваториальные течения приурочены главным образом к области термоклина. Этоэкваториальное под поверхностное течение в Тихом океане обычно называюттечением Кромвелла. Напоминая в обширности океана ленту толщиной порядка всего200 м и шириной 300 км, оно перемещается со скоростью до 150 см в сек. Ядротечения обычно совпадает с термоклином и располагается на экваторе или вблизинего. Иногда оно поднимается к поверхности, но это случается редко.
III.<span Times New Roman"">
Циркуляцияполярных водЦиркуляция вод Мирового океана в полярных районахсеверного и.южного полушарий совершенно различна. Арктический океан скрыт подпокровом дрейфующих льдов. Существующие сведения о течениях в СеверномЛедовитом океане указывают на наличие медленного переноса воды в направлениипротив часовой стрелки. Свободному перемешиванию глубинных холодных вод Арктикис глубинными водами Атлантического и Тихоно океанов препятствуют два довольномелководных порога между континентами. Глубина мелководного порога в Беринговомпроливе, разделяющем Чукотку и Аляску, не достигает и 100 м, но сильнопрепятствует водообмену между Атлантическим и Тихим океанами через СеверныйЛедовитый.
В южном полушарии все выглядит иначе. Широкий(300 миль) и глубокий (3000 м) пролив Дрейка — между Южной Америкой иАнтарктидой — обеспечивает беспрепятственный водообмен между Атлантическим иТихим океанами. Благодаря этому направленное на восток Антарктическоециркумполярное течение простирается до дна и при расчетной величине расходаводы оказывается величайшим течением Мирового океана.
Антарктическое циркумполярное течение приводитсяв действие господствующими здесь западными ветрами, а его средняя скорость ирасход воды определяются балансом между касательной силы ветра на поверхности исилой трения о дно. Установлено, что над понижениями дна течение отклоняется кюгу, а над поднятиями — к северу, что указывает на несомненное влияние рельефадна на направление этого течения.
Наиболее хорошо выраженные адвективные потокиводы в глубоководной области океанов отмечаются вдоль западных границбассейнов.
IV.<span Times New Roman"">
Волныи приливыВолны регулярны и имеют некоторые общиехарактеристики — длину, амплитуду и период. Также отмечается скоростьраспространения волн.
Длина волны представляет собой расстояние междувершинами или подошвами волн, высота волны — вертикальное расстояние от подошвыдо вершины, оно равно удвоенной амплитуде, период равен времени между моментамипрохождения двух последовательных вершин (или подошв) через одну и ту же точку.
Высота ряби измеряется приблизительносантиметром, а период составляет около одной секунды и меньше. Волны прибоядостигают нескольких метров в высоту при периодах от 4 до 12 с.
Океанические волны имеют разные очертания иформы.
Волны, вызванные местным ветром, называют ветровыми.Другой тип волн — волны зыби, которые медленно качают судно и при безветреннойпогоде. Зыбь образуют волны, которые сохраняются после того, как они выйдут ихобласти действия ветра.
При любой скорости ветра достигается некоеравновесное состояние, выражающееся в явлении полностью развитого волнения,когда энергия, передаваемая ветром волнам, равняется энергии, передаваемаяветром волнам, равняется энергии, теряемой при разрушении волн. Но для того,чтобы образовалось полностью развитое волнение, ветер должен дутьпродолжительное время и на большом пространстве. Пространство, подвергающеесявоздействию ветра, называется область разгона.
V.<span Times New Roman"">
ЦунамиЦунами распространяются волнами от эпицентраподводных землетрясений. Район воздействия волн цунами огромен.
Цунами связаны непосредственно с движениямиземной коры. Мелкофокусное землетрясение, которое вызывает значительныесмещения коры на дне океанов, вызовет и цунами. Но столь же сильноеземлетрясение, не сопровождающееся сколько-нибудь заметными подвижками коры,цунами не вызовет.
Цунами возникает в виде одиночного импульса,передний фронт которого распространяется со скоростью мелководной волны.Исходный импульс далеко не всегда обеспечивает концентрическое распространениеэнергии, а с ней и волны.
VI.<span Times New Roman"">
ПриливыПриливы — медленные подъемы и спады уровня воды иперемещения ее кромки. Приливообразующие силы — результат притяжения Солнца иЛуны. Когда Солнце и Луна находятся примерно на одной линии с Землей, то есть впериоды полнолуния и новолуния, приливы оказываются наибольшими. Т.к. плоскостиобращения Солнца и Луны не параллельны, действие сил Луны и Солнца меняется посезонам, а также в зависимости от фазы Луны. Приливообразующая сила Луныпримерно вдвое больше приливообразующей силы Солнца. Большие различия вамплитуде приливов на разных участках побережья определяются главным образомформой океанических бассейнов.
4. <span Times New Roman"">
Свойствавод Мирового океана.Вода — «универсальный растворитель»: в ней, хотябы в малой степени, способен раствориться любой из элементов. Вода имеетнаибольшую среди всех обычных жидкостей теплоемкость, то есть для ее нагреванияна один градус требуется затратить больше тепла по сравнению с другимижидкостями. Больше тепла требуется и на ее испарение. Эти и другие особенностиводы имеют огромное биологическое значение. Так, благодаря высокой теплоемкостиводы сезонные колебания температуры воздуха оказываются меньше, чем это было быв ином случае.
Температура всей массы океанской воды около4градусов по Цельсию. Океаны холодные. Вода в них прогревается только у самойповерхности, а с глубиной она становится холоднее. Только 8% вод океана теплее 10 град., более половиныхолоднее 2.3 град. С глубиной температура изменяется неравномерно.
Вода — наиболее теплоемкое тело на Земле. Поэтому океан медленно нагревается имедленно отдает тепло, служит аккумулятором тепла. На его долю приходится более2/3поглощенной солнечной радиации. Она расходуется на испарение, на нагреваниеверхнего слоя воды до глубины примерно 300 м, а также на нагревание воздуха.
Средняя температура поверхностных вод океанаболее +17 град., причем в северном полушарии она на 3 град. выше, чем в южном.Наибольшие температуры воды в северном полушарии наблюдаются в августе,наименьшие — в феврале, в южном полушарии — наоборот. Суточные и годовыеколебания температуры воды незначительные: суточные не превышают 1 град.,годовые составляют не более 5..10 град. в умеренных широтах.
Температура поверхностных вод зональна. Вприэкваториальных широтах температура весь год 27...28 град., в тропическихрайонах на западе океанов 20...25 град., на востоке 15...20 град. (из-затечений). В умеренных широтах температура воды плавно понижается от 10 до 0град. в южном полушарии, в северном полушарии при той же тенденции у западныхберегов материков теплее, чем у восточных, тоже из-за течений. В приполярныхрайонах температура воды весь год 0...-2 град., в центре Арктики характернымноголетние льды мощностью до 5-7 м.
Максимальные температуры поверхностных воднаблюдаются в тропических морях и заливах: в Персидском заливе более 35 град, вКрасном море 32 град. В придонных слоях Мирового океана (М.о.) температуры навсех широтах низкие: от +2 на экваторедо -2 в Арктике и Антарктике.
При охлаждении морской воды ниже точки замер