Що таке атлантичний океан. Води і їх руху в світовому океані

Походження океанічних вод.Вода океанів і всієї гідросфери виникла на планеті в результаті дегазації мантії. На початкових стадіях розвитку планети цей процес протікав дуже активно. Виплавки базальтів супроводжувалися виділенням водяної пари і газів з верхньої мантії при вулканічних процесах. Виділяються гази повинні були утримувати пари води, діоксид вуглецю, хлор, аміак, метан і т.д.

Сучасні дослідження показують, що не менше 75% загальної маси вулканічних газів складають пари води, другим за значенням є діоксид вуглецю (6-19%). Водяна пара, що надходять в древню атмосферу при дегазації мантії, повинні були конденсуватися, утворивши вже на самих ранніх етапах її розвитку невелику за обсягом водну оболонку. До її складу переходили атмосферні гази і діоксид вуглецю, різні кислоти, сірчисті з'єднання і аміак.

До моменту утворення океанських западин первинна гідросферабільш-менш безперервним шаром перекривала поверхню планети. На рубежі 3,8 млрд. Років, коли почався процес конвективного руху мантійної речовини, на поверхні планети розкрилися перші океанські западини, і гідросфера частково заповнила їх обсяг. Водний шар став покривати лише найглибші абісальні западини.

Значна частина первинної гідросфери поглиналася породами земної кори. Йшов процес її гідратації і особливо активно в океанській корі при формуванні габро-серпентинітовому шару. У зв'язку з цим приріст обсягу гідросфери тимчасово призупинився. Починаючи з 2 млрд. Років, після насичення водою порід земної кори, почалося нове збільшення обсягу гідросфери до її сучасних розмірів. Таким чином, вода Світового океану є давнім утворенням, і за своїм віком лише трохи молодше Землі як планети.

ймовірно, хімічний складвод первинного океанувизначався, перш за все, розчиненням в ньому атмосферних газів: діоксиду вуглецю, аміаку, різних кислот і сірчистих сполук. Значно повільніше в її склад переходили елементи з гірських порідземної кори. На 1 кг морської води доводиться 600 грам зруйнованих гірських порід, з яких в океан переходить 66% міститься в них натрію, 10% магнію, 4% стронцію, 2,5% калію і т.д. У той же час вміст хлору і брому (головних аніонів) у воді у багато разів більше того їх кількості, яке могло б бути вилучено з 600 грам гірської породи. Звідси випливає, що всі аніони морської води виникли з продуктів дегазації мантії, а катіони - із зруйнованих гірських порід (Виноградов, 1967).

Загальна солоність вод первинного океану дещо поступалася сучасної. Вона становила 2,5% (Страхов, 1960). Однак, до віку Землі в 2 млрд. Років сольовий склад океанів вже не відрізнявся від сучасного. Стародавні океани характеризувалися високим температурним режимом. 3,8 млрд. Років тому температура океанічних вод становила близько 100 о С; через 500 млн. років знизилася до 70 о С, а до 2 млрд. років - до +22 о С.

Таким чином, первинна гідросфера за своїм обсягом, складом і температурі істотно відрізнялася від сучасної, але останні 2 млрд. Років ці параметри стабілізувалися і в подальшому не змінювалися.

Хімічний склад океанічних вод, їх солоність.Від води річок і озер морська водавідрізняється гірко-солоним смаком і більшою щільністю, що пояснюється розчиненими в ній мінеральними речовинами. Морська вода є слабким (4%) розчином і має всі властивості слабких розчинів: зниженою температурою замерзання, підвищеної точкою кипіння і зниженою теплоємністю.

У ній розчинені всі відомі хімічні елементи, Що зустрічаються на Землі. В 1 тонні морської води міститься 999,989 грам речовини, що складається з 20-и перших елементів таблиці Д.І. Менделєєва. Головну масу (99,9%) складають 11 іонів, включаючи Na, K, Mg, Ca, Cl, Br, F і ін.

З усього різноманіття розчинених в океанічній воді хімічних сполук переважають хлористі сполуки (88,7%) - це хлористий натрій (77,8%) і хлористий магній (10,9%). В 1 км 3 морської води міститься 19,8 млн. Тонн NaCl, 9,5 млн. Т магнію, 6,33 млн. Т сірки, 31 тис. Т брому, 3,9 тис. Т алюмінію, 79,3 т марганцю , 79,3 т міді, 11,1 т урану, 3,8 т молібдену, 2,5 т срібла, 0,05 т золота. Всього в водах океану в розчиненому стані знаходиться близько 140 трлн. т діоксиду вуглецю (в 1 л - 50 мг), що в 60 разів перевищує його кількість в атмосфері, а кисню - 8 трлн. т. (в 1 л - 2,9 мг), що в 130 разів менше його вмісту в атмосфері. Речовини, що входять до складу морської води, умовно ділять на наступні п'ять груп:

- головні іони (солі) у вигляді іонів, комплексів і молекул (в найбільшій кількості);

- розчинені гази переважно у вигляді молекул і частково у вигляді гідратованих сполук (гідратація - приєднання води до речовини);

– органічні речовинив молекулярних, високомолекулярних з'єднаннях і в колоїдному стані;

- біогенні речовини;

- мікроелементи.

Азот в океані знаходиться в вигляді вільних молекул N 2, розчинених газоподібних сполук NH 3, іонів неорганічних речовин NO 2 і NO 3, органічної речовини. Таким чином, хімічний склад морської води - це складний комплекс мінеральних і органічних речовин, що знаходяться в різних формах іонно-молекулярного і колоїдного стану.

Головні іони (солі).Морська вода є розчином складної суміші солей, причому склад солей зберігається і не залежить від зміни загальної їх кількості. Загальна ж сольова маса Світового океану досягає 5. 10 16 т. Цікаво, що якщо умовно «розсипати її» по поверхні континентів, то утворюється шар товщиною понад 200 метрів.

Процес надходження солей в Світовий океан і його витрата визначають сольовий баланс. Надходження солей в океан здійснюється за рахунок:

- материкового стоку (3,2 млрд. Т. В рік);

- продуктів дегазації мантії (СО 2, СО, SO 3, SO 2 і т.д.);

- атмосферних опадів (1,0-1,3 млрд. Т солей в рік);

- розчинення порід і опадів на дні океану.

Сольовий витрата Світового океану складається з:

- випадання солей в осад (2,2 млрд. Т. В рік);

- винесення солей при здуванні морських бризів на берег (до 0,4 млрд. Т / рік);

- з втрати солей при випаровуванні води в легенях, затоках і т.д. (Не піддається оцінці).

Природно-видаткові процеси сольового балансу вод Світового океану, в загальному, врівноважують один одного, в зв'язку з чим вже тривалий час (сотні мільйонів років) сольовий склад океанських вод постійний. Склад солей вод океану близький до складу солей крові тварин. За складом солей морська вода найближче до ювенільний водам, що виділяється при вулканічних виверженнях, або до водам гарячих джерел. Відзначимо, що отримати морську воду лабораторним шляхом поки не вдалося.

розчинені газив океані утворюються за рахунок обміну з атмосферою, біологічних процесів в воді, річкового стоку і інших процесів. В основному гази представлені киснем, азотом, двоокисом вуглецю, сірководнем.

До і з л про р о д (О 2) надходить з атмосфери і виділяється в процесі фотосинтезу, тому біля поверхні океану вода насичена киснем. Насиченість О2 залежить від температури. У високих широтах його зміст у поверхні становить 8-9 мг / л і знижується до тропіків до 4-5 мг / л. У глибинах океану вміст кисню змінюється від великого пересичення до майже повної відсутності, що визначається швидкістю його споживання, процесом перемішування вод і перенесенням течіями.

А з о т (N 2) надходить в процесі газообміну з атмосферою. Його вміст у 2 рази більше вмісту кисню. З глибиною вміст азоту зазвичай зменшується, але при великому розпаді органічної речовини його кількість може збільшитися і підвищити загальний рівеньзмісту.

Д і о к с і д у р л е р о д а (СО 2) утворюється в результаті газообміну з атмосферою, виділяється при диханні організмів і поглинається при фотосинтезі. У вільному стані його зміст дорівнює 0,5 мг / л або в 15-20 разів менше, ніж кисню, але через з'єднання з водою розчинність СО 2 в сотні разів перевищує кисневу.

В о д о р о д (Н +) займає особливе місце, тому що має величезне значення для хімічних і біологічних процесів. У водах океану показник кислотності (рН) відхиляється від нейтральної в бік слаболужної і має найбільше значення на поверхні (рН 8,0-8,35). Завдяки інтенсивному споживанню СО2 в процесі фотосинтезу, відбувається його дисоціація (від dissociatio- розпад на частки) на водневий і двокарбонатний іони, і останнього на водневий і карбонатний. Зі збільшенням глибини рН зменшується.

З е р о в о д о р о д (Н 2 S) утворюється в придонних шарах при слабкому водообмене і відсутності кисню, який його окисляє. Постійно він знаходиться в Чорному морі (6 мг / л) на глибинах понад 150 м через відсутність обміну глибинних вод через мілководна протоку Босфор і надзвичайно повільного обміну вод по вертикалі. Постійно утворюється при гнитті органічних залишків тваринного походження. Тимчасове утворення сірководню відзначається в Каспійському морі, глибоких фіордах Норвегії, в западинах Балтійського моря.

органічна речовинав океані безперервно продукується у вигляді первинної продукції - зеленої маси рослин з одночасними процесами споживання, відмирання і розкладання.

В результаті біохімічного розпаду залишки відмерлих організмів знаходяться в океані у вигляді суспензії і є джерелом розчинених органічних речовин в молекулярних і колоїдних з'єднаннях. У складі розчинених органічних речовин містяться основні органічні сполуки: пектинові, гумусові і білкові речовини, вуглеводи, різні жирні кислоти, ферменти, антибіотики, вітаміни.

До біогенних речовинвідносяться сполуки вуглецю (карбонати), фосфору (фосфати), азоту (нітрати, нітрити, аміак), частково кремнію (силікати). Значення биогенов рівносильно значенням азотних і фосфорних добрив для росту сільськогосподарських культур. кількість неорганічних сполуказоту і фосфору в океані перевищує кількість органічних. Для життя організмів потрібні в основному нітратні іони, в меншій мірі нітритні і іони амонію.

Біогенні речовини в океані знаходяться в стані постійного кругообігу. Вони споживаються водними рослинами, в основному фітопланктоном при фотосинтезі в верхньому, добре освітленому шарі. Потім відбувається регенерація біогенних речовин в процесі виділення тваринами (пряма регенерація), або в процесі розкладання відмерлих організмів (непряма регенерація).

В результаті прямої регенерації повернення речовин відбувається безпосередньо в поверхневий продуктивний шар. При непрямої регенерації накопичення відбувається в глибинних шарах, а винос їх в поверхневий шар здійснюється за рахунок турбулентного перемішування і за рахунок вертикальної циркуляції океанських вод, особливо в зонах підйому вод (апвеллинга).

Саме завдяки цьому процесу відбувається збагачення зони фотосинтезу органічною речовиною і як результат - формування в цих зонах промислових районів (наприклад, райони північно-західній і південно-західної Африки, в Каліфорнійському перебігу, біля узбережжя Перу). Концентрація біогенних речовин залежить від співвідношення швидкості їх виробництва і споживання.

мікроелементив водах світового океану представлені майже всі. У найбільшій кількості представлений літій (Li) - 178 мкг / кг; рубідій (Rb) - 124 мкг / кг; йод (I) - 59 мкг / кг.

Многокомпонентность океанської води і складність зв'язків між її компонентами зумовлюють її своєрідність як складної хімічної системи. Тому, морську воду можна характеризувати як систему, утворену безліччю складових елементів, з яких власне вода (Н 2 О) має над іншими лише ту перевагу, що її кількісний вміст в цій системі найбільше (Mak Arkthur, 1972).

солоність -це кількість розчинених мінеральних речовин, виражене в грамах на кілограм морської води, за умови, що бром і йод замінені еквівалентним кількістю хлору, все вуглекислі солі переведені в оксиди, а все органічні речовини спалені при температурі 480 ° С (заміщення викликано технічними вимогами хімічного аналізу ). Загальний вміст розчинених солей складає в середньому 35 г на 1 кг води.

Тисячні частки цілого називають проміле (‰), отже, середня солоністьводи Світового океану дорівнює 35 проміле (35 ‰). Така солоність морської води вважається нормальною. Солоність морських вод коливається від 8 (поблизу впадання великих річок) до 310 ‰ (Червоне море). Зміст солей у водах відкритого океанузмінюється незначно - від 33 до 37 ‰ і коливається як по площі, так і по вертикальному зрізу. Розподіл солоності на поверхні Світового океану зазвичай показується на картах ізохалін- ліній рівної солоності.

зміни солоностіповерхневих вод визначається обміном вологи і солей з атмосферою: в районах з переважанням випадання опадів над випаровуванням солоність дещо знижена, а в районах з переважанням випаровування - підвищена. Цю закономірність відображає меридиональное зміна среднеширотной солоності в океанах. За картками ізохалін добре простежується загальна тенденція зменшення солоності від низьких широт до високих.

На цьому фоні виділяються два максимуму солоності: на широті 30 про в північній півкулі і на широті 20 про в південному, приурочені до пасатним зонам (причина - в зміщенні термічного екватора на північ від істинного екватора). У першому випадку зниження солоності до 32 ‰ пояснюється малим випаровуванням, великою кількістю опадів і частковим таненням льодів. Ближче до тропічної області солоність зростає до 37,5 ‰; безпосередньо в екваторіальній області вона дещо знижується. висока солоність тропічних зонокеану - результат інтенсивного випаровування при переважанні ясної погоди.

Зміна солоності океанських вод по вертикалі простежується до глибини 1,5 км, нижче цього рівня її коливання дуже малі. Солоність з глибиною може знижуватися (анахалінность), зростати (катахалінность) або залишатися незмінною (гомохалінность). Загальна закономірність вертикального розподілу солоності - її збільшення з глибиною. Це пов'язано з переміщенням і припливом вод з інших районів океану.

Зміна солоності вод у відкритому океані з глибиною в різних районах якісно різниться. У полярних районах вона з глибиною зростає на 1,5-2,5 ‰. При цьому виділяється тонкий верхній, добре перемішаний шар однорідної солоності, а нижче, до глибини 1-1,5 км, спостерігається помітне підвищення солоності. У тропічних районах, навпаки, солоність з глибиною зменшується, на глибині 0,8-1,0 км настає її мінімум, після чого спостерігається її збільшення.

Нижче 1 500 м коливання солоності мізерно малі. У ряді місць Світового океану солоність стає одноманітною зі значно більш високих горизонтів. Так, в полярних областях солоність сильно змінюється тільки до глибини 200 м, а глибше до дна практично залишається незмінною. В арктичних і антарктичних областях одноманітне розподіл солоності на глибинах порушується горизонтальним рухомглибинних і придонних вод.

У зв'язку з великою різноманітністю вертикального розподілу солоності, виділяють наступні найбільш характерні типи цього розподілу (Степанов, 1974): полярний, субполярний, помірно-тропічний, екваторіально-тропічний, північноатлантичний, середземноморський, і індомалайскій. У помірно-тропічному типі розподілу мінімум солоності на глибинах 600-1000 м створюється водами полярного походження, а зниження солоності з глибиною в придонних горизонтах обумовлено переміщенням антарктичних вод.

Тимчасові коливання солоності в верхньому шарі води у відкритому океані незначні, не перевищуючи 1 ‰. Тільки в прибережних частинах океану, морях і затоках вони можуть досягати 3 ‰. У глибоководних частинах океану солоність змінюється тільки в межах 0,02-0,04 ‰.

Температурний режим океану.Світовий океан є колосальним акумулятором тепла на нашій планеті, і завдяки динаміці вод і атмосфери це тепло перерозподіляється по поверхні Землі.

Основним джерелом тепла для Океану служить короткохвильова сонячна радіація, що складається з прямої радіації і радіації, розсіяної атмосферою. Додаткове тепло Світовий океан отримує в результаті конденсації пари на поверхні моря, за рахунок теплового потоку, що йде з надр, і енергії біологічного речовини океану, теплового контрасту вод, диференціації щільності вод, обертання вод разом із Землею і ін. В той же час океан втрачає тепло при випаровуванні, ефективному випромінюванні і водообмене.

Алгебраїчна сума кількості тепла, що надходить в воду і теряемого водою в результаті всіх теплових процесів, називається тепловим балансом моря. Всі теплові потоки в сумі дорівнюють нулю, тому Середня температураводи Океану за багаторічний період спостережень залишається незмінною.

Температура води Світового океану змінюється в досить широких межах як по горизонталі і вертикалі, так і в часі. Головними причинами просторово-часової мінливості є: значні відмінності підігріву і охолодження води в різних районах океану, перерозподіл тепла течіями, перемішування верхніх і нижчих шарів, освіта і танення льоду в високих широтах.

Для Світового океану характерні наступні температурні відмінності:

- між водами північної та південної півкуль,

- між водами західних і східних частин океанів в низьких і середніх широтах,

- надзвичайно високі поверхневі температури в північній частині Атлантичного океану,

- між водами Атлантіко-Індійської та Тихоокеанської частинами антарктичного водного кільця.

Температурні відмінності вод північного і південного півкулі більш ніж на 3 ° С пов'язані в першу чергу з тим, що максимум сонячної радіації припадає на район на північ від географічного екватораі в другу - з асиметричним розташуванням материків.

Різниця в температурі між західними і східними частинами океанів в низьких і середніх широтах пояснюється тим, що в східних частинах антіциклональниє руху вод переносять холодну воду з помірних широт до екватора. Наприклад, Бенгельское і Перуанський течії. В західних частинахтечії переносять теплу воду від екватора в більш високі широти. У південній півкулі температурні відмінності західних і східних частин океанів під впливом західного перенесення поверхневих вод зникають.

Надзвичайно високі поверхневі температури в північній частині Атлантичного океану викликані принесенням Гольфстрімом і його відгалуженнями теплих вод. В результаті виносу величезної кількості тепла південна частина Атлантичного океану аномально холодна.

Різниця між Атлантіко-Індійської та Тихоокеанської частинами антарктичного водного кільця пов'язано з ексцентричним положенням Антарктиди по відношенню до Південного полюса. Так як центр ваги холодних материкових мас знаходиться в східній Антарктиді, приантарктических води в Атлантико-Індійському секторі більш холодні, ніж в Тихоокеанському.

У Світовому океані температура води змінюється від 29 о С в екваторіальній зоні до -1,9 о С в полярних широтах. Але якщо розглядати температурний режимне тільки відкритих частин океану, то найвищі температури приурочені до внутріматериковим тропічних морів. Наприклад, найвища температура поверхневих вод відзначена в Перській затоці (35,6 о С), а найвища температура (62 ° С) в глибинних водах зареєстрована в Червоному морі і розглядається як аномальне явище, пов'язане з глибинними процесами, що відбуваються в земній корі .

Багаторічні спостереження показують, що середня температура поверхневих вод Світового океану дорівнює 17,54 о С. Найтепліший - Тихий океан (19,37 о С), оскільки його поверхня поглинає найбільшу кількість тепла, далі йде Індійський океан (17,27 о С) , потім Атлантичний (16,9 о С), самий холодний - Північний Льодовитий океан (-0,75 о С).

Оскільки найбільшу кількість сонячного тепла надходить на поверхню Землі припадає на зону екватора, то і найвищі температури поверхневих вод Світового океану припадають на екваторіальні широти і відзначаються трохи на північ від екватора між 5 про та 10 про с.ш. тут проходить термічний екватор Землі. Біля нього середня річна температура води 27-28 ° С і за минулими сезонами року вона змінюється не більше ніж на 2-3 о С. В тропічних широтах температура західних регіонів 25-27 о С, а в східних 14-16 о С. Ця різниця в температурних параметрах пояснюється припливом щодо холодних вод з півночі в Північній півкулі і з півдня в Південному.

В помірних широтахповерхнева температура води 14-15 ° С в Північній півкулі і близько 13 о С в Південному. На півночі важливу отепляющее роль відіграють теплі течії (Гольфстрім, Куросіо) при слабкому водообмене Тихого океануз Північним Льодовитим через Берингову протоку. У південній півкулі охолоджуючу дію надають води Антарктики. У полярних широтах температура води на поверхні коливається близько нульових значень.

З глибиною температура води в Світовому океані знижується, але на різних широтах зниження відбувається неоднаково, що пояснюється відмінностями в проникненні сонячної радіації всередину в різних зонах, а також адвектівнимі факторами (адвекція - перенесення, переміщення).

Перенесення тепла на глибину молекулярної теплопровідністю має другорядне значення, так як теплопровідність морської води невелика, наприклад, в порівнянні з металами (в 1000 разів менше, ніж у міді). Вирішальну роль в перенесенні тепла в глибокі шари грають конвективні і турбулентні процеси, при цьому коефіцієнт теплопровідності збільшується в тисячі разів і перемішування здійснюється швидко і до великих глибин.

Найбільш інтенсивне перерозподіл теплих і холодних вод по вертикалі відбувається в зонах конвергенції і дивергенції. У зонах дивергенціївідбувається розбіжність поверхневих течій, що виникають під впливом нерівномірного розподілу швидкостей вітрових потоків над океанами. Розвиток цих зон супроводжується висхідними потоками, в яких більш холодні глибинні води, Насичені поживними солями, виносяться до поверхні океану. У зонах конвергенціївідбувається сходження і занурення теплих поверхневих вод Світового океану.

У відкритих частинах океану зниження температури відбувається швидко до глибини 300-500 м і значно повільніше до глибини 1200-1500 м; нижче 1500 м температура знижується дуже повільно. У придонних шарах океану, на глибинах нижче 3 км, температура тримається між 2 і 0 ° С, досягаючи -1 о С в Північному Льодовитому океані.

Глибше 4000 м температура води підвищується, або за рахунок підвищення тиску ( адіабатичний прогрів), Або за рахунок надходження тепла з надр Землі ( сверхадіабатіческій прогрів).За рахунок сверхадіабатіческого підігріву відбувається придонна конвекція, перешкоджає застою води навіть в жолобах, що створює умови для глибоководного життя.

Зміна гідрологічних елементів (температури, солоності, щільності і т.д.) на одиницю відстані називається градієнтом змінивеличини даного елемента. Шар, в якому вертикальні градієнти цих елементів великі і різко відрізняються від градієнтів в інших шарах, називається шаром стрибка.

Шар води з великим вертикальним градієнтом температури виділяється як шар стрибка температури або термоклин. Для океанів прийнято вважати шаром стрибка той, в якому градієнт дорівнює не менше 0,1 о С на 1 м глибини. Відомі випадки, коли шари води в океані, з температурою, що відрізняється на декілька градусів, безпосередньо стикаються один з одним. До основних характеристик термокліна відносяться: глибина його залягання, товщина (потужність) і інтенсивність (вертикальний градієнт температури).

Розрізняють два типи термокліна: постійний ісезонний.Постоянний (головний) термоклин існує цілий і залягає на порівняно великих глибинах. Сезонний термоклин утворюється навесні і зникає взимку. Він яскраво виражений в помірних і високих широтах в літній часі пов'язаний з сильним прогріванням поверхневих вод в цей сезон. У помірних кліматичних зонахможуть зустрічатися обидва типи термокліна. Так, в Саргасовому морі інтервал залягання сезонного термокліна фіксується на глибині 50-150 м, а постійного - на глибині від 500 до 1200 м.

Якщо температура води з глибиною знижується, а потім знову збільшується , то шар холодної води, що лежить між верхнім і глибинним шарами теплої води , називається холодним проміжним шаром,а глибинний шар з підвищеною температурою - теплим.

Проміжний шар виникає в зонах конвергенції. Його виникненню сприяє також звичайна конвекція, викликана зимовим охолодженням, коли води в весняний період встигають прогріватися тільки на самих верхніх горизонтах, а нижче розташовуються води, охолоджені за зиму і опустилися на глибину. Це явище яскраво виражено в помірному поясіі в полярних районах. Виникненню проміжного шару сприяє і горизонтальне переміщення теплих і холодних мас води. Наприклад, середземноморські води, пройшовши Гібралтарську протоку, поширюються в Атлантиці у вигляді теплої і солоної прошарку на глибині 1000 м.

Верхній шар води (в середньому до 20 м), схильний до добових коливань температур, називають діяльним шаром.Сезонні коливання температури проникають до глибини 400-500 м. Нижче цих глибин температури різних верств не схильні до ні добовим, ні до сезонних коливань.

Щільність морської води.Щільність будь-якої речовини - це величина, яка вимірюється масою речовини в одиниці об'єму. За одиницю щільності приймається щільність дистильованої води при 4 ºС і нормальному атмосферному тиску. Щільність морської води - це маса води (в г), укладена в 1 см 3. Для її визначення порівнюють щільність морської води при температурі, яку вона мала в природі в місці її знаходження, з щільністю дистильованої води при 4ºС і нормальному атмосферному тиску.

У зв'язку з тим, що відхилення в значеннях щільності води в залежності від температури і солоності складають тисячні частки одиниці, з метою скорочення введено поняття умовної щільності.Для цього у числового значення щільності відкидають одиницю, а кому переносять на три цифри вправо. Наприклад, щільність морської води при температурі 0 ° С і солоності 35 ‰ становить 1,028126 г / см 3. Це означає, що маса 1 м 3 такої води на 28,126 кг більше, ніж маса дистильованої води того ж об'єму. При цьому умовна щільність запишеться як 28,126.

Середня щільність поверхневих вод Світового океану (з морями) - 1,02474 г / см 3. Якщо розглядати окремі океани, то найнижчу щільність вод має Тихий океан (24,27 або 1,02427 г / см 3), а найвищу - Атлантичний (25,4 або 1,02543 г / см 3).

Величина щільності залежить від температури і в меншій мірі від солоності, так як солоність змінюється в менших межах. На глибинах щільність залежить і від тиску. Щільність змінюється на просторах Світового океану відповідно до значень температур і солоності води. Найбільша закономірність розподілу щільності на поверхні океану - зміна її величин від мінімальних в екваторіальній зоні (1,0210 г / см 3) до максимальних в полярних областях (1,0275 г / см 3).

Зміна щільності океану по горизонталі незначно. Це пов'язано з тим, що температура і солоність як фактори, що змінюють щільність, один одного компенсують. Так, на поверхні океанів температура падає від низьких широт до високих, що підвищує щільність вод в цьому напрямку, а солоність, навпаки, зменшується від низьких до високих, знижуючи щільність в цьому ж напрямку. Крім того, такі відносно малі горизонтальні відмінності щільності обумовлені існуванням потужної горизонтальної циркуляції вод.

З глибиною зміна щільності води аналогічно зміні температури. У верхніх шарах, приблизно до горизонтів 1000-1500 м, йде досить швидке підвищення щільності з глибиною, досягаючи значень 27,5, а потім відбувається дуже повільне збільшення щільності і на дуже малі величини 27,8-27,85. В екваторіальних зонах, де на поверхні знаходяться распреснённие теплі води, а внизу - більш солоні і холодні, щільність до глибин 200 м збільшується різко, а потім повільно.

У помірних кліматичних зонах поверхню води в зимовий період сильно охолоджується, їх щільність підвищується і стає більше щільності нижчих шарів, в результаті чого води поступово опускаються вниз. Опустившись, холодні і щільні води рухаються в напрямку екватора, а на зміну їм приходять нові, більш теплі і менш щільні. Виникає замкнуте циркуляція вод у вертикальній площині, внаслідок чого, глибинні води в океанах весь час залишаються холодними і щільними. Нижче 4 км щільність морської води змінюється ще більш незначно, досягаючи 1,0282 г / см. 2

На картах, лінії, що з'єднують точки з однаковими значеннями щільності називаються ізопікни. Термоклин щільності називається пікноклину.Іноді виділяють кілька шарів стрибка щільності. Наприклад, в Балтійському морі відомі два пікноклину: в інтервалі глибин 20-30 і 65-100 м. Шар стрибка щільності, викликаний сильним распресненіем поверхневого шару моря, пов'язаний з поняттям «Мертвої води»- плотностной стратифікації шарів, при якій пікноклину знаходиться близько до поверхні моря. В цьому випадку при вході судна в шар мертвої води, його хід різко сповільнюється.

На поверхні «мертвої води» концентрується і утримується найлегший детрит, акумулюється пасивний планктон, відбувається скупчення риб, молюсків і креветок. Пікноклину використовується іноді моряками в якості «живого ґрунту», що дозволяє підводним човнам лежати на ньому, не працюючи гвинтами.

Тиск і стисливість морської води.У зв'язку з тим, що вода набагато щільніше повітря, зміна тиску з глибиною відбувається в океані у багато разів швидше, ніж його зміна в атмосфері. Тиск в морях і океанах зростає на кожні 100 м глибини на 1 МПа або на 1 атм. (1 бар) на кожні 10 м глибини. Його величина залежить від щільності води. Під дією тиску верхніх шарів питома обсяг морської води зменшується, вона стискається.

Стисливість морської води незначна: при нормальній солоності (35 ‰) і температурі 15 ° С вона дорівнює 0,0000442, тому вплив тиску води на глибоководні організми не таким значним, як може здаватися. У разі абсолютної несжимаемости води, обсяг Світового океану збільшився б на 11 млн. Км 3, а його рівень піднявся б на 30 м.

До основних фізичних властивостей води відносяться також оптичні, акустичні, електричні та радіоактивність.

оптичними властивостямиє: проникнення світла в воду, поглинання і розсіювання світла в воді, прозорість і колір. Поверхня моря висвітлюється безпосередньо сонячними променями (пряма радіація) і світлом, розсіяним атмосферою і хмарами (розсіяна радіація). Проникнення світла знаходиться в прямій залежності від висоти Сонця над горизонтом. Так, при стрімкому падінні променів в воду проникає 98% світлової енергії і тільки 2% відбивається, а при висоті сонця 10 про над горизонтом відбивається вже 34,5%.

У зв'язку з тим, що морська вода є напівпрозорої середовищем, світло на великі глибинине проникає, а розсіюється і поглощается.Степень цих процесів також залежить від висоти сонця над горизонтом. Це пов'язано зі збільшенням довжини шляху проходження сонячних променів, так при висоті сонця 10 про промені проходять шлях до деякого заданого горизонту в 1,5 рази більший, ніж при стрімкому падінні променів.

При розсіянні відбувається тільки зміна траєкторії світлових променів і догляд їх в сторону, при поглинанні світло перетворюється в іншу форму енергії (теплову, хімічну). Розсіювання буває молекулярне і від містяться в морській воді зважених часток. Процес ослаблення світлового потоку з глибиною називається екстинкція.

прозорістьморської води залежить головним чином від розмірів і кількості зважених у воді частинок. Під прозорістю розуміють глибину занурення білого диска діаметром 30 см, на якій він перестає бути видимим. Прозорість вимірюється при певних умовах, так як її величина залежить від часу доби, хмарності, хвилювання моря і висоти спостереження. Зазвичай вимірювання проводяться в полудень, при спокійній і ясній погоді, з висоти 3-7 м над поверхнею води.

колірморської води обумовлений сукупністю дій поглинання і розсіювання світла, причому основну роль при цьому відіграє дифузний (розсіяний) потік світлової енергії, що йде з глибин моря. Потік світла, утворений молекулярним розсіюванням, викликає чисто блакитний колір, який і є власним кольором абсолютно чистою (без домішок) морської води. Забарвлення поверхні моря також залежить і від ряду зовнішніх умов: кута зору, кольору неба, наявності хмар, вітрових хвиль і т.д.

У відкритому морі колір і прозорість визначаються зваженими частинками органічного походження, планктоном. Навесні і восени, в період бурхливого розвитку фітопланктону прозорість моря зменшується, а море набуває зеленуватий колір. У центральних частинах океану прозорість зазвичай перевищує 20 м, а колір знаходиться в межах синіх тонів. Найбільша прозорість зареєстрована в Саргасовому морі (65,5 м).

Води помірних і полярних широт, багаті планктоном, мають зеленувато-блакитний колір, а прозорість води тут становить 15-20 м. У міру наближення до берегів прозорість зменшується, вода зеленіє, іноді набуваючи жовтуваті й коричневі відтінки. Наприклад, в місцях впадання великих річок колір морської води мутно-коричнево-жовтий з прозорістю до 4 м. Особливо різко змінюється забарвлення моря під впливом рослинних і тваринних організмів.

Масове скупчення якого-небудь одного організму може забарвити поверхню моря в жовтий, рожевий, молочний, червоний, коричневий і зелений кольори. Це явище називається цвітінням моря. У деяких випадках в нічний час відбувається світіння моря (біолюмінесценція),пов'язане з випромінюванням біологічного світла морськими організмами.

Головну роль в цьому відіграють планктонні види, що викликають іскристе світіння. «Розлите» по поверхні моря світіння викликається бактеріями (бактеріальне світіння). Світіння великих організмів: акул, восьминогів, риб, особливо глибоководних, називають «раптовим» світінням. Найчастіше світіння спостерігається в теплих водах.

акустичні властивості(Від грец. аkustikos- слуховий) – це можливість поширення в морській воді звуку - хвилеподібно поширюються коливання частинок пружного середовища. Сила звуку залежить від частоти пружних коливань в секунду, тому в Ехолотірованіе використовують ультразвук.

Швидкість поширення звуку в морській воді залежить від щільності води, яка в свою чергу визначається солоністю, температурою, тиском і питомим об'ємом води. Швидкість звуку в морській воді коливається від 1400 до 1550 м / с, що в 4-5 разів перевищує швидкість поширення звуку в повітрі. У міру просування звуку в воді відбувається заломлення та відбиття звукових хвиль, а також його загасання внаслідок поглинання і розсіювання.

У товщі океанської води на деякій глибині є зона, де швидкість звуку мінімальна. Тут звукові промені, зазнаючи багаторазове внутрішнє віддзеркалення, поширюються на наддалекі відстані (максимально зареєстроване 19 200 км). Цей шар з мінімальною швидкістю поширення отримав назву звукового каналу. У Світовому океані канал розташований в середньому на глибині 1 км, а в полярних морях на глибині 50-100 м.

електричні властивості- це здатність морської води проводити електричний струм. Морська вода добре проводить електричний струм в зв'язку з тим, що на відміну від прісної води майже повністю представляє собою іонізований розчин. Електропровідність морської води залежить від солоності і температури: чим вони вищі, тим вище електропровідність. Причому більш істотну роль грає солоність.

радіоактивні властивості . Оскільки в морській воді розчинені радіоактивні елементи, вона володіє радіоактивністю. Основна частка припадає на ізотоп 40 К, значно менше вміст ізотопів Th, Rb, C, U і Ra. Природна радіоактивність води в 180 разів менше радіоактивності граніту і в 40 разів менше радіоактивності осадових порід континентів.

Льоди і льодоутворення.Льоди на поверхні морів і океанів можуть утворюватися тільки в умовах тривалого зимового періоду в високих широтах. Температура замерзання у солоної води нижче, ніж у прісної води на 1,5 про -2,0 о С. Чим вище солоність, тим нижче температура замерзання. Наприклад, при солоності 35 ‰ замерзання відбувається при -1,9 ° С, а при солоності 40 ‰ - при температурі -2,2 о С. В відкритому океані, з глибинами в кілька кілометрів, навіть у високих широтах вся маса води за зимовий період не може охолодитися до точки замерзання, тому утворення льоду в океанах утруднено.

Для замерзання морської води необхідні наступні умови: велика втрата тепла, переохолодження води щодо точки замерзання і присутність ядер кристалізації (пил, сніжинки). Найбільш сприятливі умови для утворення льоду мають шельфові моря полярної частини Світового океану: тут найбільш низькі зимові температури, порівняно малі глибини, що сприяють швидкому перемішування всієї товщі води і найбільш швидке охолодження води біля берегів, так як взимку суша холодніше, ніж море.

Спочатку навколо ядер кристалізації утворюються дрібні диски льоду. Зростаючись між собою, вони перетворюються в голки. На спокійній воді голки досягають довжини 10 см, а на схвильованій - від 0,5 до 2 м. Крижані голки скупчуються, змерзаються і утворюють так зване сало, Яке у вигляді плям або нальоту сірувато-свинцевого кольору покриває море. Якщо на поверхню води випадає сніг, то утворюється Снежура.

Скупчення Снежура і крижаного сала називається шугой. Якщо під час льодоутворення відбувається хвилювання, то лід утворюється на дні водного басейну - це внутрішньоводного (глибинний) і донний лід. При спокійному морі сало переходить в суцільний тонкий і еластичний шар - нілас,з товщиною не більше 10 см. блінчатий лідявляє собою невеликі диски діаметром 30-50 см, що утворюються при слабкому хвилюванні.

Поступово лід зростається, утворюючи суцільний покрив. З цього часу морська вода починає втрачати тепла значно менше і наростання льоду знизу йде дуже повільно. Лід стає практично прозорим і має правильну кристалічну структуру. Солоність льоду значно нижче солоності води, з якої він утворився. З плином часу льоди все більш опріснюються, а поверхневий льдообразующих шар води осолоняются.

Залежно від віку розрізняють: однорічні льоди, Що проіснували не більше однієї зими, і багаторічні.Лід, що проіснував більше двох років, називається пакових.Він має горбисту форму і товщину 2,5 м. Товщина паків льоду може досягати 4 м, це залежить від числа морозних днів і стабільності снігового покриву. В Атлантиці середня товщина льоду - 1 м, в Арктиці - 2 м. Вздовж берегів товщина льоду сягає 15 м, процес льодоутворення проходить тут більш активно.

Морський лід може бути нерухомимі плавучим. нерухомі льоди, Пов'язані з берегом називаються припаєм. Вони утворюються головним чином за рахунок накопичення випадає снігу та вологи, і можуть розростатися на сотні кілометрів від берега (в море Лаптєвих - 500 км ). Багаторічний припай, що підноситься над рівнем моря більш ніж на 2 м, називається шельфових льодом.

Плавучі льоди, не пов'язані з берегом, називаються дрейфують.Збиваючись разом, плавучі льоди утворюють потужні крижані тороси, Висотою від 6 до 20 метрів. Середня товщина такого льоду в 2 рази більше товщини нормального льоду. У більшості морів Арктики в зимовий період плавучі льоди практично повністю покривають поверхню, формуючи величезні крижані поля, що знаходяться в постійному русі. Середня швидкість дрейфу - 2-3 км / добу, а у північно-східного мису Гренландії і на південь від вона досягає 10-23 км / добу. Динамічне напруження, що виникає в результаті дрейфу крижаних полів, розколює їх на більш дрібні фрагменти.

У Північному Льодовитому океані лід тримається цілий рік. Південна межа рухомих льодів проходить від мису Святий Ніс до західних берегівШпіцбергена, до Ян-Маєн, по середній частині Датської протоки і далі до Південно-Західної Гренландії. Кордон морських льодів в південній півкулі заходить в помірні широти значно далі. В Атлантиці льоди зустрічаються біля мису Горн, близько 50 о пд.ш., в Тихому океані кордон льодів проходить біля 60 о пд.ш.

Зустрічаються ще два різновиди льоду - речнойі глетчерний- це прісноводні льоди, принесені в море з материка. Річковий лід, принесений з усть великих річок, не грає великої ролі, більш значущі льодовикові льоди, що накопичуються на континенті тисячоліттями і мають найбільшу потужність (наприклад, антарктичні).

В результаті впливу різних чинників від спускаються в море долинних льодовиків відколюється і несеться в океан крижана брила - айсберг- так звана «плаваюча крижана гора». Розмір айсбергів іноді досягає 100 × 400 км (в середньому 1,5 км), при висоті надводної частини до 137 м. Підводна частина айсберга складає 90% від його загального обсягу.

Основне джерело айсбергів в північній півкулі - Гренландія (пірамідальні айсберги), в південній півкулі - Антарктида (столообразние). Тривалість існування арктичних айсбергів - 1-2 роки, антарктичних - 10-13 років. У Світовому океані знаходиться близько 250 тис. Айсбергів: 200 тис. - в Антарктиді і 50 тис. - в Арктиці.

Айсберги грають провідну роль в льодовому транспорті осадового матеріалу, особливо в Антарктиді. морські льодипри цьому не мають практично ніякого значення, так як широке поширення шельфових льодовиків виключає можливість попадання в них теригенно матеріалу.

Щорічний стік льоду тільки з льодовикового щита Антарктиди становить близько 1 450 км 3, при цьому, більша частина льоду (близько 60%) йде на побудову шельфових льодовиків. У айсберги міститься до 1,6% (за обсягом) осадового матеріалу. Однак передбачається, що в даний час льодовики Антарктиди швидше оберігають континент, ніж еродують його.

Рухи води і особливості циркуляції вод Світового океану.Основними динамічними процесами океану є: хвильові руху, припливно-відливних течії і всі види рухів, що визначають циркуляцію океану. Всі фізичні і хімічні океанологічні характеристики і всі обумовлені ними параметри стану океану безперервно змінюються як в просторі, так і в часі.

Всю сукупність динамічних процесів і їх змін розглядають в просторових і часових масштабах. На основі просторово-часового принципу була розроблена класифікація рухів океанських вод. Відповідно до цього принципу все різноманіття рухів вод Світового океану умовно ділять на 3 основні групи: мікро-, мезо- і макромасштабних просторові і тимчасові руху (по Буркову і ін., 1973).

До мікромасштабним рухамвідносяться поверхневі і внутрішні хвилі, турбулентність і швидкі зміни вертикальної мікроструктури океану, з тимчасовими періодами дії від часткою секунд до десятків хвилин.

До мезомасштабної рухамвідносять короткі і довгі хвилі, припливи і інерційні течії з періодами від годин до доби; меандри і вихори (ринги) з діаметрами в кілька сотень кілометрів і періодами мінливості від декількох діб до місяців. На відміну від хвильових і приливних рухів, викликаних добовим ходом сонячної радіації, головним чинником управління меандрами і рингами є атмосферний вплив на океан у вигляді теплового впливу і змінного вітру. Крім того, до мезомасштабної системам належать зони підйому (апвеллинга) і зони опускання (даунвеллінга) океанських вод.

Макромасштабних руху (макроциркуляційних системи)формуються в місцях основних напрямків руху атмосфери і мають близькі до них горизонтальні масштаби (до 5 тис. км по меридіанах і до 15 тис. км по паралелях). під загальною циркуляцією Світового океанурозуміють великомасштабні багаторічні руху його вод в найважливіших по площі і глибині шарах водних мас: поверхневої, підповерхневої, проміжної, глибинної і придонному.

Миттєва картина загальної циркуляції океану мало відрізняється від середньої багаторічної схеми циркуляції. Тимчасової масштаб змін, що відбуваються в загальній циркуляції вод настільки великий, що на протязі людської цивілізації загальну циркуляцію океану можна вважати стаціонарної, а в просторовому масштабі циркуляційні руху обмежені тільки берегами океанів, тобто оцінюються тисячами кілометрів.

Енергію для руху Світовий океан отримує в результаті своєї взаємодії з атмосферою, тому головними факторами, збудливими загальну циркуляцію його вод вважають кліматичні чинники. Кліматичні фактори ділять на механічні та термохалінної.

До механічних кліматичних чинників відносять дотичне напруження вітру на поверхню океану і вплив нерівномірно розподіленого над океаном атмосферного тиску, до термохалінної - нерівномірний розподіл по поверхні океану тепла, опадів і випаровування. Механічні фактори є зовнішніми факторами, А термохалінної - внутрішніми. Таким чином, по фізичній природі загальну циркуляцію океанських вод можна розділити на дві складові: вітрову циркуляцію і термохалінної.

Основна відмінність цих двох чинників полягає в тому, що механічні, що призводять океанські води в рух, що не впливають на зміну властивостей води, в першу чергу щільності; в той час як термохалінної, діючи на поверхні, формують характеристики найголовніших водних мас, а ті в свою чергу через відмінності в щільності не можуть залишатися в стані спокою і залучаються до циркуляцію.

Перший вид впливу обумовлює вітрові (дрейфові) течії, а другий - термохалінної (градієнтні) течії. Ці види течій взаємодіють між собою: вітрові течії, переносячи неоднорідну воду з одних областей Світового океану в інші, ще більш загострюють нерівномірність в розподілі щільності, а це як наслідок викликає додаткове рух в Світовому океані.

Механічні і термохалінної кліматичні чинники є активними факторами, Що формують загальну циркуляцію вод. До пасивним факторам(Не кліматичних), що впливає не так на зміст, а на форму елементів загальної циркуляції, відносять: конфігурацію самого Світового океану, надзвичайно складний рельєф дна Світового океану, обриси берегів і відхиляє дію сили Коріоліса.

Глобальна система вітрів в нижній атмосфері, Через дотичне напруження на поверхні і відхиляє дію сили Коріоліса, приводить до формування величезних круговоротов. Подібно до того, як в областях високого атмосферного тиску в Північній півкулі повітря рухається за годинниковою стрілкою, а в Південному - проти, так і рух вод в океанічних круговоротах здійснюється за годинниковою стрілкою в Північній півкулі і проти - в Південному. Сила Коріоліса є однією з найважливіших чинників, які обумовлюють основну закономірність океанської циркуляції - океанічних круговоротов.

В шарі до 150-200 м циркуляція визначається, головним чином пануючими вітрами. Під впливом атмосферної циркуляції поверхневі течіїутворюють антіциклональниє кругообіг води в тропічних і субтропічних широтах і циклональні - в помірних і високих.

Північно-східні і південно-східні пасати женуть поверхневі водиокеану в західному напрямку, утворюючи Південне і Північне пасатна течії, Розділені зоною компенсаційних Міжпасатним протитечій. Досягаючи східних берегів, вони повертають на північ (в Північній півкулі) і на південь (в Південному) і рухаються уздовж материків приблизно до широти 40-45 °.

У східних узбереж Південної Америки, Африки та Австралії під впливом західних вітрів поверхневі течії (Бразильське, Мозамбікського і Східно-Австралійська) відхиляються на схід і, змішуючись з холодними водами Антарктиди, утворюють перетинає Світовий океан холодну Перебіг Західних вітрів. Досягнувши материків, холодні води наповнюють його гілки - Перуанська течія у західних берегів Південної Америки, Бенгельское - у Африки і Західно-Австралійське - у Австралії.

В області пасатів вже нагріті води залучаються до південні пасатні течії і замикають субтропічний антіциклональний круговорот води в океанах Південної півкулі. Поблизу Антарктиди існує протягом, орієнтоване зі сходу на захід, яке з південними гілками Течії західних вітрів утворює циклональний круговорот поверхневих океанічних вод.

З періодичністю чотирьох і більше років сформувалася система течій в Південній півкулі приходить в обурене стан в результаті проникнення теплих вод сезонного перебігу Ель-Ніньоуздовж західних берегів Еквадору до 15 ° пд.ш. (Південне відгалуження тихоокеанського Міжпасатним протитечії). Тонкий шар теплих вод відтісняє холодні води Перуанської течії, викликаючи серйозні метеорологічні зміни в багатьох регіонах планети і породжуючи значні екологічні проблемина акваторії (загибель риби та ін.) і на суші (погодні аномалії, урагани, повені та ін.).

Кругообіг води в океанах Північної півкулі визначається не тільки загальною циркуляцією атмосфери, а й географічним положеннямі розмірами материків Євразії та Північної Америки. Пасатні вітри формують північні пасатні течії в Тихому й Атлантичному океанах, які, досягнувши східних берегів цих материків, відхиляються на північний схід і утворюють потужні теплі течії Куросіо - Північно-Тихоокеанський і Гольфстрім - Північно-Атлан-тическое. Їх південні гілки переходять в перебігу Каліфорнійське у західних берегів Північної Америки і Канарська - у західних берегів Африки, звідки північно-східний пасат відганяє нагріту поверхневу воду. Ці холодні течії замикають антіциклональний круговоротокеанічних вод в Північній півкулі.

Східно-Гренландское, Лабрадорское (у східних берегів Північної Америки), Оясио-Камчатський і Приморське (у східних берегів Азії) холодні течії замикають кругообіг океанічних вод в помірних широтах. Загальна схемаповерхневих течій визначає найбільш характерні рисиїх наступних великомасштабних систем.

Екваторіальна антіціклоніческіх системав Атлантиці простежується між екватором і 10-15 ° пн.ш., в Тихому океані вона формується з невеликих антіціклоніческіх круговоротов в межах п'ятиградусний екваторіальній смуги, а в Індійському океані такі кругообіг є по обидва боки від екватора. Для цієї системи характерна висока інтенсивність циркуляції. Швидкості течій у верхньому шарі (до 200 м) перевищують 20-30 см / с. Південну периферію екваторіальної системи утворюють гілки Південного пасатної течії, а північну - Екваторіальне протитечія, стійкість якого досягає 75%, а швидкість потоку 30-60 см / с.

Під вітровими поверхневими течіями екваторіальної зонирозташовані течії подповерхностного шару води(Ломоносова - в Атлантичному океані, Кромвеля - в Тихому океані і Тареева - в Індійському), що складаються з декількох струменів, спрямованих на схід. Вони простежуються на глибинах 50-300 м, а їх швидкості досягають 1,0-1,5 м / с.

Тропічні циклонічні системиутворюються з гілок холодних течій Канарського і Бенгельского в Атлантичному океані і Перуанського в Тихому океані, які, відходячи від східних берегів, направляються у відкритий океан. Ці системи істотно впливають на тепло- і водообмін океану з атмосферою.

В результаті згону великих обсягів води в прибережних акваторіях східних частин океанів виникають висхідні компенсаційні руху (апвелінгу), які виносить до поверхні багаті біогенними речовинами холодні глибинні води, внаслідок чого температура океану тут виявляється на 5-10˚ нижче, ніж на тих же широтах на захід від .

Субтропічні антіціклоніческіх системиє одними з найбільш великих кругообігів води в океані. Вони простежуються від одного берега океану до іншого протягом від 6-7 тис. Км в Атлантичному океані до 14-15 тис. Км в Тихому океані, а по меридіану їх протяжність становить 3-5 тис. Км. Течії, що становлять ці системи, відрізняються великою стійкістю і високими швидкостями. Почав їх дають пасатні течії, швидкості в яких з наближенням до екватора підвищуються, завдяки збільшенню сили пасатів до 0,5-1,0 м / с. і більше.

Досягаючи західних берегів, пасатні течії розгалужуються. Менша частина їх вод повертає до екватора і дає початок Міжпасатним протитечій, а велика частина слід в високі широти, утворюючи потужні теплові течії, які є найбільш стійкими потоками океану. В Атлантичному океані до них відносяться течії: Гвіанське, Антильські, Гольфстрім і Бразильське, в Індійському океані - мадагаскарських і Сомалійське, в Тихому - Мінданао і Куросіо. Швидкості в них складають в середньому 25-50 см / с.

Досягаючи помірних широт, вони залучаються в загальні потоки, які переносять води із заходу на схід в зоні переважання західних вітрів. У північній півкулі до них відносяться Північно-Атлантичний і Північно-Тихоокеанське течії, в південній півкулі - Південно-Атлантичний, Південно-Індоокеанском і Південно-Тихоокеанське течії. З наближенням до східних берегів океанів значна частина їх переносите ними вод повертає в бік екватора, утворюючи холодні течії, що замикають антіціклоніческіх системи.

Антарктична циркумполярної системаформується одним потужним плином, яке переміщує величезні маси води із заходу на схід навколо Антарктиди. Воно поповнюється водами течій південних частин океанів і прибережних течій Антарктики, але в той же час втрачає частину вод, замикаючи субтропічні кругообіг південної півкулі і відокремлюючи верві при зустрічі з південними краями материків Америки, Африки та Австралії. Антарктична циркумполярної система є найпотужнішим в океані: ширина його досягає 1000-1500 км.

Високоширотні циклонічні системирозрізняються між собою розмірами і інтенсивністю звернення вод. Північні циклонічні системи утворюються в областях Ісландського і Алеутського барических мінімумів під впливом північних гілок Північно-Атлантичного і Північно-Тихоокеанських течій. Пройшовши вздовж східних берегів океанів і досягнувши північних проток, ці гілки діляться ще на дві частини.

Одна з них проникає в арктичний басейн, а інша повертає на захід і потім слід на південь, даючи початок холодним течіям - Східно-гренландського, Лабрадорської, Камчатському, Ойясіо (Ойясіо). Завдяки активному водообміну з Північним Льодовитим океаном ці системи в Атлантичному і тихому океанах добре розвинені і діляться на ряд окремих циклонічних кругообігів - в морях Лабрадорської, Баффина, Норвезькому, Баренцевому, Беринговому.

Южноціклоніческіе системи утворюються по прибережній периферії Антарктичного циркумполярної течії і відрізняються великою інтенсивністю. Особливо активний і великий циклонний круговорот в Тихоокеанському секторі Антарктики, дещо слабше - в морі Уедделла.

Антіціклоніческіх система Арктичного басейну.Сюди надходять тихоокеанські води через Берингову протоку і атлантичні води вздовж Західного Шпіцбергена, а арктичні води виносяться через протоку Нансена уздовж Східної Гренландії і через протоки Канарського архіпелагу. Огинає басейн Західне Арктичне перебіг.

Горизонтальне звернення мас збуджує складну систему вертикальних рухів, що охоплюють не тільки верхню сферу, а всю товщу вод океану. У центральних частинах антициклонів відповідно до гідродинамічним ефектом створюються спадні вертикальні руху, а по їх периферії - висхідні. У циклонічних системах спостерігається зворотна картина. В остаточному підсумку, створюється складне взаимообусловленное звернення водних мас, яке здійснюється в горизонтальному і вертикальному напрямках.

У Світовому океані, крім поверхневих і підповерхневих течій, існує глибинна і придонна циркуляція вод. Спільність рис глибинної і придонному циркуляції дозволило об'єднати їх в єдину циркуляцію нижньої сфери океану. Характер цієї циркуляції докорінно відрізняється від циркуляції верхньої сфери.

Особливо великі відмінності між поверхневою циркуляцією і придонному, однак на горизонтах поблизу кордону верхньої та нижньої сфер існують деякі подібні особливості. Таким чином, перехід від циркуляції верхньої сфери до циркуляції нижньої відбувається не стрибком, а поступово, в шарі 1000 - 2000 м, причому цей перехід для різних точок Світового океану відбувається на різних глибинах. Середня швидкість циркуляційних потоків нижньої сфери приблизно в п'ять разів нижче швидкості течій на поверхні океану.

Основний напрямок руху вод нижньої сфери - меридіональне, головним структурним елементом тут є західні прикордонні течії, які існують тільки в західних частинах океанів (Стомель, Аронс, 1960). Західні прикордонні глибинні течії в Атлантичному океані йдуть на південь паралельно узбережжю Північної і Південної Америк від високих північних широт до високих південних, а в Індійському і Тихому також в західній частині, але, навпаки, на північ від Антарктичного циркумполярної течії до екватора і далі в північне півкуля. Західні прикордонні придонні течії в усіх трьох океанах направляються з південних високоширотних джерел до екватора, перетинають його і припадають в північну півкулю приблизно до 40 ° пн.ш.

Джерела глибинних і придонних вод Світового океану знаходяться в шельфових зонах полярних морів. Головною рушійною силою глибоководної циркуляції вод служить занурення холодних полярних вод. Придонні холодні води Північного Льодовитого океану замкнені сушею (острова Шетландские і Ісландія) і мілководдям (Фарерські-Ісландська поріг) Північної Атлантики. Тільки між південно-східним схилом Гренландії і хребтом Рейк'янес відбувається опускання холодних вод Арктики під тепла течіяІрмінгера.

Основна маса глибинних і придонних вод, як в Північному, так і в Південній півкулі, бере початок у Антарктиди. Відповідно до теорії термохалінної циркуляції, холодні води, основним центром формування яких є море Уедделла, по материковому схилу Антарктиди опускаються вниз між 40 і 60 ° пд.ш. З Атлантичного океану частина холодних вод надходить в Індійський океан. У Тихому та інших океанах, ймовірно, існує додаткове джерело холодних вод.

У 1969 році був відкритий новий тип формування глибинних вод- у відкритому морі. Суть його полягає в тому, що в локальній області відкритого океану, де глибини великі, при охолодженні поверхневого шару води в зимовий часзбільшується його щільність. В результаті в циклонний круговорот відбувається підйом і нахил пікноклину. Пікноклину набуває властивостей твердого шельфу, уздовж якого охолоджені поверхневі води стікають вниз, утворюючи холодний підповерхневий шар.

За рахунок вихрового перемішування перепад щільності і стійкість шарів зникає, утворюється єдиний однорідний шар від поверхні до дна. При подальшому інтенсивному штормовому впливі виникає сильне конвективное перемішування цього шару. В результаті утворюються «молоді» глибинні води, які за своїми термодинамічним характеристикам сильно відрізняються від характеристик «старих» глибинних вод, утворених в традиційних джерелах.

Здійснюючи безпосередній зв'язок верхньої і нижньої сфер океану, глибока конвенція виробляє «вентиляцію» останніх. Такі області глибокої конвекції, розташовані всередині стійко стратифікованої води знаходяться лише нетривалий період часу і підтримуються лише потужним атмосферним впливом (штормом).

З його загасанням води з верхніх горизонтів опускаються вниз і розтікаються, а їх місце займають легкі і теплі води з периферії цієї області, відновлюючи порушену стратифікацію. Температура верхнього однорідного холодного шару води в період конвективного перемішування підвищується, що має серйозні наслідки для льодових морів (наприклад, гігантська ополонка в морі Уедделла). Тривалість цього процесу займає кілька тижнів.

Велику роль у розвитку глибинної і особливо придонному циркуляції грає рельєф, який виступає як пасивний фактор, видозмінюючи, зміщуючи і обмежуючи циркуляцію, викликану активними факторами, тобто силами, що діють у всій товщі океану.

Перш за все, рельєф сильно впливає на поведінку придонних потоків. Вони рухаються уздовж изобат і, завдяки стратифікації водної товщі, течії не перевалюють через підняття дна. Наприклад, рух антарктичної придонному води на північ обмежене Західно-Індійським хребтом, Австралія-Антарктичним, Південно-Тихоокеанським і Східно-Тихоокеанським поднятиями на дні двох океанів. Крім того, сповільнюючи і обмежуючи водообмін між улоговинами, рельєф сприяє виникненню ізольований систем циркуляції глибинних і придонних вод.

Хвилі і хвильові руху в Світовому океані.Води Світового океану реагують на вплив різних сил, як внутрішніх, так і зовнішніх, виникненням хвиль і хвилевих руху. Хвилювання в морях і океанах є одним з видів руху води. Хвилювання є сукупність хвиль, а хвилі - це періодичні коливання частинок води біля положення їх рівноваги, що здійснюються за замкнутим або майже замкнутих орбітах в вертикальному і в меншій мірі в горизонтальному напрямках, при якому сам рух залишається потенційним, так як відсутній обертальний руху самих частинок щодо будь-якої своєї осі. Зовні цей процес проявляється у вигляді наступних один за іншим валів і поглиблень між ними.

Виділяють наступні причини хвилеутворення: вітер, припливи, зміни атмосферного тиску, землетрусу і вулканізм, вплив рухомих тел. Залежно від причин походження хвилі ділять на 5 генетичних типів: тертя (фрикційні або вітрові), приливні, анемобаріческіе, цунамі і корабельні хвилі.

Крім того, по розташуванню щодо вирівняній поверхні, розрізняють поверхневі хвилі, Що виникають на поверхні і в при поверхневому шарі моря, і внутрішні, Які проявляються на деякій глибині і непомітні на поверхні. існує також поступальні хвилі, У яких спостерігається видиме переміщення форми хвилі, і стоячі,видима форма яких в просторі не переміщається - це поділ за характером руху хвилі.

Залежно від форми хвилі і швидкості її поширення розрізняють короткі хвилі,у яких довжина хвилі менше глибиниморя і довгіз довжиною хвилі більшою, ніж г

86, Поверхнева циркуляція вод Атлантичного океану

Атлантичний океан - другийза величиною після Тихого, океан Землі. Як і Тихий, він простягається від субарктичних широт до Субантарктики, т. Е. Від підводного порога, що відокремлює його отСеверного Льодовитого океанана півночі, до берегів Антарктиди на півдні. На сході Атлантичний океан омиває береги Євразії і Африки, на заході - Північної і Південної Америки.

У пріекваторіальних широтах існує два пасатних течії - Північне Пасатне і Південна Пасатна, що переміщаються зі сходу на захід. Між ними на схід рухається Межпассатное протитечія. Північне Пасатне протягом проходить поблизу 20 ° пн.ш. і біля берегів Північної Америки поступово відхиляється на північ. Південна Пасатна течія, що проходить південніше екватора від берегів Африки на захід, досягає східного виступу південноамериканського материка і біля мису Кабо-Бранку розділяється на дві гілки, що йдуть уздовж берегів Південної Америки. Північна його гілка (Гвіанське протягом) досягає Мексиканської затоки і разом з Північним Пасатною плином бере участь у формуванні системи теплих течій Північної Атлантики. Південна гілка (Бразильське течія) досягає 40 ° пд.ш., де зустрічається з відгалуженням циркумполярної течії Західних вітрів - холодним Фолклендських плином. Ще одна гілка течії Західних вітрів, виносять на північ відносно холодні води, входить в Атлантичний океан біля південно-західного узбережжя Африки. Це Бенгельское течія - аналог Перуанської течії Тихого океану. Його вплив простежується майже до екватора, де воно вливається в Південне пасатні протягом, замикаючи південний кругообіг Атлантики і значно знижуючи температуру поверхневих вод біля берегів Африки.

Загальна картина поверхневих течій Північної Атлантикинабагато складніше, ніж в південній частині океану, і має також суттєві відмінності від системи течій північній частині Тихого океану.

Гілка Північного пасатної течії, посилена Гвианским плином, проникає через Карибське море і Юкатанський протоку в Мексиканську затоку, викликаючи там значне підвищення рівня води в порівнянні з океаном. В результаті виникає потужне сточное течія, яка, огинаючи Кубу, через Флоридський протоку виходить в океан під назвою Гольфстрім( «Потік з затоки»). Так у південно-східних берегів Північної Америки зароджується найбільша система теплих поверхневих течій Світового океану.

Гольфстрім у 30 ° пн.ш. і 79 ° з.д. зливається з теплим Антильским плином, що є продовженням Північного пасатної течії. Далі Гольфстрім проходить уздовж краю материкової мілини приблизно до 36 ° пн.ш. Біля мису Хаттерас, відхиляючись під впливом обертання Землі, він повертає на схід, огинаючи край Великий Ньюфаундлендської банки, і йде до берегів Європи під назвою Північно-Атлантичний протягом, або «Дрейф Гольфстріму».

При виході із Флоридського протоки ширина Гольфстріму досягає 75 км, глибина - 700 м, а швидкість течії - від 6 до 30 км / ч. Середня температура води на поверхні 26 ° С. Після злиття з Антільських плином ширина Гольфстріму збільшується в 3 рази, а витрата води складає 82 млн м 3 / с, т. Е. В 60 разів перевищує витрати всіх річок земної кулі.

Північно-Атлантичний протягом у 50 ° пн.ш. і 20 ° з.д. розділяється на три гілки. Північна (протягом Ірмінгера) направляється до південних і західних берегів Ісландії, і огинає потім південне узбережжя Гренландії. Основна середня гілка продовжує рухатися на північний схід, до Британських островів і Скандинавському півострові, і йде в Північний Льодовитий океан під назвою Норвезьке перебіг. Ширина його потоку на північ від Британських островів досягає 185 км, глибина - 500 м, швидкість течії - від 9 до 12 км на добу. Температура води на поверхні становить 7 ... 8 ° С взимку і 11 ... 13 ° С влітку, що в середньому на 10 ° С вище, ніж на тій же широті в західній частині океану. Третя, південна, гілка проникає в Біскайська затока і триває на південь вздовж Піренейського півострова і північно-східних берегів Африки у вигляді холодного Канарського течії. Вливаючись в Північне Пасатне протягом, воно замикає субтропічний круговорот Північної Атлантики.

Північно-західна частина Атлантичного океану знаходиться в основному під впливом холодних вод, що надходять з Арктики, і там складаються інші гідрологічні умови. У районі острова Ньюфаундленд назустріч Гольфстріму рухаються холодні води Лабрадорского течії, відтісняючи теплі води Гольфстріму від північно-східних берегів Північної Америки. Взимку води Лабрадорского течії бувають на 5 ... 8 ° С холодніше Гольфстріму; весь рік їх температура не перевищує 10 ° С, вони утворюють так звану «холодну стіну». Сходження теплих і холодних вод сприяє розвитку мікроорганізмів в верхньому шарі води і, отже, достатку риби. Особливо славиться в цьому відношенні Велика Ньюфаундлендская банку, Де ловлять тріску, оселедець, лосося.

Приблизно до 43 ° пн.ш. Лабрадорское протягом виносить айсберги і морський лід, що в поєднанні з характерними для цієї частини океану туманами представляє велику небезпеку для судноплавства. Трагічною ілюстрацією служить катастрофа лайнера «Титанік», який зазнав аварії в 1912 р в 800 км на південний схід від Ньюфаундленду.

температураводи на поверхні Атлантичного океану, як і в Тихому, в південній півкулі в цілому нижче, ніж у північному. Навіть на 60 ° пн.ш. (За винятком північно-західних районів) температура поверхневих вод коливається протягом року від 6 до 10 ° С. У південній півкулі на тій же широті вона близька до 0 ° С і в східній частині нижче, ніж в західній.

Найбільш теплі поверхневі води Атлантики (26 ... 28 ° С) приурочені до зони між екватором і Північним тропіком. Але навіть ці максимальні величини не досягають значень, що відзначаються на тих же широтах в Тихому та Індійському океанах.

показники солоностіповерхневих вод Атлантичного океану відрізняються набагато більшою розмаїтістю, ніж в інших океанах. Найбільші значення (36-37% о - максимальна величина для відкритій частині Світового океану) характерні для прітропіческіх районів з малими річними сумами опадів і сильним випаровуванням. Висока солоність пов'язана також з надходженням солоних вод із Середземного моря через мілководна Гібралтарську протоку. З іншого боку, великі ділянки водної поверхні мають середньої океанічної і навіть зниженою солоністю. Це пов'язано з великими сумами атмосферних опадів (в приекваторіальних районах) і опріснюються впливом великих річок (Амазонки, Ла-Плати, Оріноко, Конго та ін.). У високих широтах зниження солоності до 32-34% о, особливо в літню пору, пояснюється таненням айсбергів і плавучих морських льодів.

Особливості будови улоговини Північної Атлантики, циркуляція атмосфери і поверхневих вод в субтропічних широтах зумовили існування тут унікального природного утворення, званого Саргасове море. Це ділянка акваторії Атлантичного океану між 21 і 36 пн.ш. і 40 і 70 ° з.д. Саргасове море «безмежно, але не безмежне». Його своєрідними рубежами можна вважати течії: Північне Пасатне на півдні, Антильські на південному заході, Гольфстрім на заході, Північно-Атлантичний на півночі і Канарська на сході. Межі ці рухливі, тому площа Саргасового моря коливається між 6 і 7 млн ​​км 2. Його положення приблизно відповідає центральній частині Азорського баричного максимуму. У Саргассовому моря знаходяться вулканічні і коралові острови Бермудського архіпелагу.

Основні особливості поверхневих вод Саргасового моря в порівнянні з навколишнім акваторією - мала їх рухливість, слабкий розвиток планктону і найбільша в Світовому океану прозорість, особливо влітку (до глибини 66 м). Характерні також високі показники температури і солоності.

Поверхнева циркуляція вод в Атлантичному океані.Поверхневі течії в океані створюються головним чином пануючими вітрами, тому є певна схожість у напрямках вітрів і течій. Рух вод утворює стійкі в часі великомасштабні океанічні кругообіг в різних районах океану.

Субарктичний (субполярний) циклонний круговорот створюється Східно- і Західно-Гренландским течіями на півночі, Лабрадорським на заході, Північноатлантичним на півдні, Ірмінгера ( Ірмінгера протягом,тепла течія в Атлантичному океані біля південних берегів Ісландії, західна гілка Північно-Атлантичного течії, швидкість близько 1 км / год. Температура води від 5 ° С до 7 ° С взимку і від 10 ° Cдо 12 ° Cвлітку. Солоність 34,8- 35 ‰. Названо по імені датського мореплавця К. Ірмінгера (С. Irminger), вперше його відзначив і описав в 1853-54.) - на сході.

Північний субтропічний антіціклоніческій круговорот складаєтьсяз течій Гольфстрім, Північноатлантичного, Канарська і Північне пасатна. Цей круговорот - більш широке і потужне циркуляційний освіту Атлантики. Гольфстрім отримав свою назву через помилкову думку, ніби він зароджується в Мексиканській затоці. По-англійськи «Гольфстрім» означає «протягом затоки». за сучасними уявленнями, Власне Гольфстрім формується в районі на північний захід від Малої Багамской банки в результаті злиття Антільського і Флоридського течій. Найбільші швидкості на його поверхні 3 м / с.

Північний тропічний циклонний круговоротформується Північним пасатним і Північним екваторіальним протитечіями. Між тропічних циклонів кругообігом і екватором наявна Північний тропічний антіціклоніческій круговорот,створюваний Південним пасатним і Гвианским течіями на півдні і Північним екваторіальним протитечією, перехідним в Гвінейській, - на півночі. Південний тропічний циклонний круговоротвідзначається між Південним екваторіальним протитечією на півночі, Бенгельского на південному заході і ангольської (південним) на сході. Південний субтропічний антіциклональний круговорот, утворений Бенгальська протягом на його північній периферії, Бразильським на заході і Круговим Антарктичним (плином Західних вітрів) на півдні - найбільш значний океанічний круговорот південної Атлантики.

Південніше кругового Антарктичного течії до берегів Антарктиди переважає циклонічних рух вод. Західне прибережна течія замикає Південний субантарктичний циклонний круговорот.

Швидкості поверхневих течій в Атлантичному океані варіюють в досить широкому діапазоні величин. Середня швидкість течій на поверхні океану приблизно 10 м / с.

Детальні дослідження динаміки вод Атлантичного океану привели до важливих географічних відкриттів.

Під час радянсько-американських експедиційних робіт в північно-західній Атлантиці були виявлені вихори, різні за розмірами і часу існування, замкнуті циркуляційні освіти подібні циклонів і антициклонам в атмосфері. Одні з них утворюються і підтримуються стаціонарними вітровими вихорами над океаном і мають діаметри від 50 до 200 - 300 км, а кругові рухи води в них простежуються до горизонтів 800 - 1000 м. У північній частині океану добре виражений антіціклоніческій вихор на північний схід від Ньюфаундленду . Походження іншого роду вихорів пов'язано з Гольфстрімом, рух вод в якому відбувається у вигляді хвилеподібних вигинів - меандр. По обидва боки течії в нешироких смугах (до 100 - ПО км) спостерігаються малі вихори діаметром 50-60 м і більше. Вони утворюються в результаті відриву деяких мас води від основного потоку Гольфстріму. Зліва по відношенню до напрямку течії виникають циклонічні вихори, вода в яких обертається проти годинникової стрілки, а праворуч - антіціклоніческіх, де вода обертається за годинниковою стрілкою. Іноді при відділенні меандр від Гольфстріму утворюються вихори діаметром 100-300 км і товщиною від тисячі до кількох тисяч метрів. Швидкість руху води в них досягає часом 300 см / с. Такі вихори можуть існувати від декількох місяців до декількох років. Вихори, що утворилися з меандр Гольфстріму, переносять теплі води на північ, а холодні - на південь. В цьому проявляється їх важлива географічна роль.

У 1959 р вітчизняне науково-дослідне судно «Михайло Ломоносов» проводило комплексне вивчення екваторіальних районів Атлантичного океану. Під час цих робіт було відкрито м ощное підповерхневе протівотеченіє, назване по імені судна плином Ломоносова.Воно має протяжність 4600-4800 км, перетинає майже всю Атлантику із заходу на схід від 40 - 38 ° з.д. до 6 - 7 ° східної довготи, проходить в обох півкулях майже симетрично екватора, займаючи смугу шириною 370 - 440 км на заході і 185 - 220 км на сході. Перебіг займає шар між горизонтами 25 - 30 і 200 - 250 м, хоча місцями воно виходить на поверхню або поглиблюється нижче середньої лінії. Його ядро ​​зазвичай знаходиться на горизонтах 70 - 75 м, але іноді піднімається до горизонту 50 м. Від витоків на заході протягом посилюється в міру руху на схід і найбільш розвинене між 15 і 25 ° з.д., звідки поступово згасає. Швидкість течії різна в різних районах і змінюється з глибиною. Максимальна швидкість - 150 см / с - спостерігається в ядрі, в районі 23 "30" з.д. В середині 60-х років радянськими вченими було відкрито велике Антіло-Гвианское протитечія, що рухається в підповерхневих горизонтах на південний схід. Його ширина близько 250 км, горизонти залягання - 1000 - 1500 м, максимальна швидкість - близько 50 см / с - спостерігається у верхніх шарах. Вертикального переміщення атлантичних вод властивий апвелінг, при якому їх глибинні шари з горизонтів 100 - 150 м, зрідка з 400-500 м, піднімаються до поверхні. В результаті цього поверхневі води збагачуються поживними речовинами, що збільшує біологічну продуктивність в зонах апвеллинга. Вони зустрічаються в різних районах Атлантичного океану, але найбільш яскраво апвелінг виражений біля узбережжя Африки. Вітрове хвилювання розвивається на всіх просторах Атлантики. Воно найбільш часто спостерігається в холодну пору року в зоні від 40 до 60 ° с. ш., між 30 "в. д. і нульовим меридіаном. Середня висота хвиль тут близька до 2 м, а максимальна сягає 25 - 26 м. В південній частині океану найбільш часте і сильне хвилювання спостерігається в зоні переважання штормових західних вітрів, приблизно близько 40 ° ю. ш. В екваторіальній частині океану переважає спокійний стан.

Іноді в океані зустрічаються нищівні гостроверхі хвилі, що виникають при безвітряної погоди. Вони безладно громадяться, і вода без будь-якої видимої причини вирує як в котлі. Це явище називається «Сулою». Воно породжується зустріччю і зіткненням різноспрямованих течій

Течії Атлантичного океану

Південна пасатна перебіг. Починається майже від берегів Африки смугою близько 10 градусів широти. Північна межа течії близько 1 ° N спочатку і біля берегів Південної Америки доходить до 6-7 ° N. Дуже стійко, найбільша добова швидкість - 55 миль. Взимку швидкість менше, ніж влітку. Доходить до миcа Кабо-Бранку, де розділяється на Бразильське течія, що йде на південь, і Гвіанське перебіг.

Гвіанське перебіг. Від мису Кабо-Бранку направлено на північний захід уздовж берега Південної Америки, швидкості 30-60 миль на добу, температура 27-28 °. Влітку його швидкість доходить до 90 миль. Входячи в Карибське море, тече від проток між Малими Антильські острови до юкатанским протоці по всій поверхні Карибського моря. Швидкість до 35-50 миль. Проходячи Мексиканську затоку, в основному ухиляється до Флоридскому протоці. Надалі зливається з Північним пасатним плином.

Північне пасатна перебіг. Починається від Зеленого мису смугою між 8 і 23 ° N. Швидкість до 20 миль. Підходячи до. Малим Антільських островів, поступово ухиляється на захід-північний захід, розділяючись на дві гілки. Океанічна гілка отримує назву Антільської течії, швидкість якого 10-20 миль на добу. Надалі Антильські протягом приєднується до Гольфстріму. Друга гілка зливається з Гвианским плином, входячи з ним в Карибське море.

Гольфстрім. Починається від Флоридського протоки. Швидкість до 120 миль на добу спочатку і 40-50 біля мису Гаттераса. Протікає уздовж берегів Північної Америки від Флоридського протоки до району східне Ньюфаундлендської банки, де течія починає розгалужуватися. З видаленням на північ швидкість течії падає з 45-50 миль на добу до 25-30 миль. Серед течії, розширюється у 50 ° W до 350 миль, з'являються смуги з різними швидкостями і температурами. Між Гольфстрімом і берегом материка розташована смуга холодної води, що є продовженням гілки холодного Лабрадорского течії із затоки св. Лаврентія. Східним межею Гольфстріму слід вважати район східного краю Ньюфаундленду, приблизно 40 ° W.

Північно-Атлантичний протягом. Ця назва присвоєно всьому комплексу течій півночі Атлантичного океану. Починаються вони з північно-східного кордону Гольфстріму, будучи його продовженням Між Ньюфаундлендом і Ла-Маншем середня швидкість течії 12-15 миль на добу, а південна межа проходить приблизно по 40 ° N. Поступово від його південного краю відділяється південно-східна гілка, що омиває Азорські острови, ця гілка носить назву Північно-Африканського, або Канарського течії. За своєю температурі води течії на 2-3 ° холодніше навколишніх. Надалі Канарська течія, повертаючи на південний захід, дає початок Північного пасатної течією. Атлантична течія, наближаючись до берегів Європи, поступово згортає на північний схід. На паралелі Ірландії від нього відділяється вліво гілка, яка називається плином Ірмінгера, що йде до південного краю Гренландії, і далі посеред Девісова протоки в Баффиново море, утворюючи там тепле Західно-Гренландское перебіг. Основна ж частина Атлантичного течії проходить протоками між Ісландією та Шотландією до околиці материкового схилу Норвегії і вздовж її берегів на північ. Пройшовши Норвегію, протягом розділяється на дві гілки, одна гілка йде на схід під назвою Нордкапского течії в Баренцове море, а друга до Шпіцбергені, огинаючи острів уздовж його західних берегів і поступово зникаючи.

Східно-Гренландское протягом йде з північного сходу до мису Фаруелла, а від цього мису в Девісі протоку між берегом Гренландії і теплим Західно-Гренландским плином. У Датському протоці швидкість цієї течії доходить до 24 миль на добу.

Лабрадорское протягом бере початок з проток Північно-Американського архіпелагу, протікаючи вздовж західного берега Баффінова моря. Швидкість його в цьому морі трохи менше 10 миль на добу, але в подальшому зростає до 14 миль. Води цієї течії, зустрічаючись з Гольфстрімом, йдуть під нього; в район зустрічі вони виносять від Гренландії айсберги, що представляють значну небезпеку для судів, тим більше, що в районі зустрічі течій відзначається до 43% туманних днів в році. До Лабрадорское протягом в Девісовом протоці і біля мису Фаруелла примикають Західно-Гренландское і Східно-Гренландокое течії.

Бразильське течія. Є південною гілкою Південного пассатного течії, швидкість його 15-20 миль, в добу. На південь від гирла р. Парани поступово відходить від берега і з 45 ° S згортає на схід, зливаючись з плином Західних вітрів, спрямованим до мису Доброї Надії.

Фолклендські протягом утворено холодними водами течії Західних вітрів, гілкою його, що йде до екватору вздовж східних берегів Патагонії і Південної Америки. Ця течія, доходячи до 40 ° S, несе з собою велику кількість крижаних гір, головним чином влітку, південної півкулі (жовтень-грудень). Надалі воно примикає до течії Західних вітрів.

Бенгуельское протягом виникає як північна гілка течії Західних вітрів, що відходить від нього біля мису Доброї Надії до екватора вздовж західного берега Африки. Швидкість близько 20 миль на добу. Перебіг доходить до 10 ° S і, згортаючи там на захід, дає початок Південному Пасатна течія.

87. Поверхнева циркуляція вод Тихого океану.

1) загальні дані

2) рельєф дна

4) клімат і циркуляція океану

5) течії і поверхнева циркуляція водних мас

Питання: РОЗКАЖІТЬ про явище ЕЛЬ - НІНЬО.

Це глобальне океано - атмосферне явище. Тепла течія Ель-Ніньо, що складається із збідненої планктоном тропічної води і нагрівається його східною протокою в Екваторіальній протягом, замінює холодні, багаті планктоном води Течії Гумбольдта, також відомої як Перуанська Перебіг, яке містить великі популяції промислової риби. Феномен Ель-Ніньо полягає в різкому підвищенні температури (на 5-9 ° С) поверхневого шару води на сході Тихого океану (в тропічній і центральній частинах) на площі близько 10 7 км 2. Ель-Ніньйо.Ель-Ніньйо - тепле тихоокеанське екваторіальну течію, що виникає раз у кілька років. За останні 20 років відзначені п'ять активних циклів Ель-Ніньйо: 1982-83, 1986-87, 1991-1993, 1994-95 і 1997-98, тобто в середньому через кожні 3-4 роки.

У роки, коли Ель-Ніньйо відсутня, уздовж усього тихоокеанського узбережжя Південної Америки через прибережного підйому холодних глибинних вод, викликаного поверхневим холодним Перуанським плином, температура поверхні океану коливається у вузьких сезонних межах - від 15 ° С до 19 ° С. У період Ель-Ніньйо температура поверхні океану в прибережній зоні підвищується на 6-10 ° С. При Ель-Ніньйо в районі екватора ця течія прогрівається сильніше, ніж зазвичай. Тому пасатні вітри слабшають або зовсім не дують. Нагріта вода, розтікаючись в сторони, йде назад до американського берега. Виникає аномальна зона конвекції, і на Центральну і Південну Америку обрушуються дощі та урагани. Глобальне потепліннявже в недалекому майбутньому може привести до катастрофічних наслідків. Вимирають цілі види тварин і рослин, які не встигають пристосуватися до зміни клімату. Через танення полярних льодів рівень океану може підвищитися на цілий метр, і островів стане менше. За століття потепління може досягти 8 градусів.

Аномальні погодні умови на земній кулів роки Ель-Ніньйо.У тропіках відбувається збільшення опадів над районами на схід від центральної частини Тихого океану і зменшення на півночі Австралії, в Індонезії і на Філіппінах. У грудні-лютому опади більше норми спостерігаються на узбережжі Еквадору, на північному заході Перу, над південною Бразилією, центральної Аргентиною і над екваторіальній, східною частиною Африки, а протягом червня-серпня - на заході США і над центральною частиною Чилі.

Появи Ель-Ніньйо відповідальні також за великомасштабні аномалії температури повітря у всьому світі. У ці роки бувають видатні підвищення температури. Більш теплі, ніж нормальні, умови в грудні-лютому були над південно-східною Азією, над Примор'ям, Японією, Японським морем, над південно-східною Африкою і Бразилією, на південному сході Австралії. Температури вище норми також відзначаються в червні-серпні на західному узбережжі Південної Америки і над південно-східною Бразилією. Більш холодні зими (грудень-лютий) бувають на південно-західному узбережжі США.

Ланін. Ланін - на противагу Ель-Ніньйо, проявляється як зниження поверхневої температури води на сході тропічної зони Тихого океану. Такі явища спостерігалися в 1984-1985, 1988-1989 і 1995-1996. У цей період незвично холодна погода встановлюється на сході Тихого океану. Вітри зрушують зону теплої води і «мова» холодних вод розтягується на 5000 км, в районі Еквадору - островів Самоа, саме в тому місці, де при Ель-Ніньйо повинен бути пояс теплих вод. У цей період в Індокитаї, Індії та Австралії спостерігаються потужні мусонні дощі. Країни Карибського басейну і США при цьому страждають від посух і смерчів.

Аномальні погодні умови на Земній кулі в роки Ланина. Протягом періодів Ланина опади посилюються над західною екваторіальній частиною Тихого океану, Індонезією і Філіппінами і майже повністю відсутні в східній частині океану. Переважно опади випадають в грудні-лютому на півночі Південної Америки і над Південною Африкою, і в червні-серпні над південно-східною Австралією. Більш посушливі умови спостерігаються над узбережжям Еквадору, на північному заході Перу і над екваторіальній частиною східної Африки протягом грудня-лютого, а також над південною Бразилією і центральною Аргентиною в червні-серпні. У всьому світі відзначаються великомасштабні відхилення від норми. Спостерігається найбільша кількість областей з аномально холодними умовами, наприклад, холодні зими в Японії і в Примор'ї, над Південною Аляскою і західної, центральної Канадою, а також прохолодні літні сезони над південно-східною Африкою, над Індією і південно-східною Азією. більш теплі зиминаступають на південному заході США.

Ланін, як і Ель-Ніньйо, найчастіше виникають з грудня по березень. Різниця в тому, що Ель-Ніньйо виникає в середньому один раз в три-чотири роки, а Ланина - раз в шість-сім років. Обидва явища несуть із собою підвищену кількість ураганів, але під час Ланина їх буває в три-чотири рази більше, ніж при Ель-Ніньйо.

Згідно з останніми спостереженнями, вірогідність настання Ель-Ніньйо або Ланина, можна визначити, якщо:

1. В районі екватора, у східній частині Тихого океану, утворюється пляма більш теплої води, ніж зазвичай, в разі Ель-Ніньйо і холоднішою - в разі Ланина.

2. Якщо атмосферний тискв порте Дарвін (Австралія) має тенденцію до зниження, а на острові Таїті - до підвищення, то очікується Ель-Ніньйо. В іншому випадку буде Ланина.

Ель-Ніньйо та Ланина - найбільш яскраво виражені прояви глобальної річної мінливості клімату. Вони являють собою великомасштабні зміни температур океану, Опадів, атмосферної циркуляції, вертикальних рухів повітря над тропічної частиною Тихого океану.

Займає 1/3 поверхні Землі. Найдавніший, найбільший, самий теплий і найглибший з усіх океанів. Розташований у всіх півкулях. Оточений Євразією і Австралією на заході, Північною і Південною Америкою на сході і Антарктидою на півдні. Кордон його з Північним Льодовитим океаном проходить по Беренговом протоці, з Атлантичним по самому вузькому місці - протоку Дрейка, з Індійським по уловной лінії на схід від Австралії після 145 меридіана східної довготи). Берегова лінія щодо прямолінійна, сильно розчленована біля берегів Сівши. Пд. Америці і Євразії. Площа - 178,62 млн. Кв. км., середня глибина 3980 м, найглибше місце в світі 11 022 м.

Рельєф складний. Значна частина океану лежить на одній Тихоокеанської плити. За її кордонів розташовані сейсмічні пояси. Шельф вузький. На півдні - сході розташоване Південно-Тихоокеанське підняття.

На американському і азіатських шельфах поклади нафти, в гирлах річок - родовища кольорових і дорогоцінних металів. На дні знайдені залізомарганцевих конкреції.

Тихий океан розташований в усіх Клим. поясах. На клімат і прилеглі території великий вплив мають пасати, що панують в тропіках, і західні вітри, що дмуть в помірних широтах. Влітку з океану на суші дмуть змінні вітри - мусони, які впливають на клімат східних берегів Євразії.

- ПЕРЕБІГУ

Утворюють два кільця. Північне - Північне Пасатне, Куросіо, Північне Тіхоокеанічсекое, Каліфорнійське. Ці течії рухаються за годинниковою стрілкою. Південне кільце включає в себе Південна Пасатна, Східно-Австралійська, Перуанська та течія Західних вітрів. Це кільце течій рухається проти годинникової стрілки.

Вони істотно впливають на перерозподіл тепла і вологи в океані, на природу прилеглих територій. Наприклад, пасатні течії переносять теплу воду зі східних частин океану в західні, тому в низьких широтах західна частина океану істотно тепліше східній. У середніх і високих широтах - навпаки, східні частини океану тепліше західних.

У північному субполярних поясі відбувається інтенсивна циркуляція вод, тому вони багаті на рибу. Для північного помірного поясу характерно взаємодія теплих і холодних водних мас. Багаті киснем води повні різноманітними організмами. Західна частина Північного субтропічного пояса тепла, східна - холодна. Води слабо перемішуються, кількість планктону і риб не велика.

Згадайте:

Питання: Що таке Світовий океан і як проводять кордону між його окремими частинами?

Відповідь: Світовий океан - основна частина гідросфери, безперервна, але не суцільна водна оболонка Землі, що оточує материки й острови, і відрізняється спільністю сольового складу. Світовий океан покриває майже 70% земної поверхні.

Межі океанів проводять по материках, островам, а у водних просторах або по підводним підняттям, що утрудняє водообмін, або навіть умовно по меридіанах і паралелях. Кордон між Тихим і Атлантичним океанами проведена по меридіану мису Горн (острів Вогняна Земля), між Атлантичним і індійським океанами- по меридіану мису Голковий (південь Африки), Індійським і Тихим океанами - по меридіану мису Південний (острів Тасманія) і по західних берегів півострова Малакка, Великих і Малих Зондських островів. Кордон Північного Льодовитого океану з Атлантичним проходить частково по підводним порогам і островам: від затоки Согне-Фіорд (Скандинавський півострів) через Фарерські острови та Ісландію, далі по південному схилу узвишшя дна Датської протоки до м. Брустер (о. Гренландія); потім по південному схилу узвишшя в Девисова протоці до півострова Лабрадор. Кордон між Тихим і Північним Льодовитим океанамипроходить по Берингову протоці від мису Дежньова на Чукотці до мису принца Уельського на Алясці.

Питання: Що таке острова? Як вони утворюються?

Відповідь: Острів - невеликий (в порівнянні з материком) ділянка суші, з усіх боків оточений водою. Бувають поодинокі острова, групи островів - архіпелаги і ланцюжки островів - острівні дуги. За походженням виділяються острова декількох типів:

Материкові - відокремилися від материка в результаті опускання земної кори, в їх основі лежить материкова земна кора;

Вулканічні - утворені в результаті виверження підводних вулканів і появи над поверхнею води вулканічних конусів, складені вулканічними гірськими породами;

Коралові - створені в результаті життєдіяльності організмів з вапняним скелетом - коралів.

Питання: Які океанічні течії називають теплими, які холодними?

відповідь: океанічні течії, В результаті яких водяні маси переміщаються від екватора до високих широт (природно, вода таких течій тепліше вод навколишнього океану) називаються теплими, а в зворотному напрямку - холодними. Течії, температура яких однакова з температурою вод, що оточують протягом, називаються нейтральними.

Приклади течій:

Тепле: Східно-Австралійська, Північно-Атлантичний, Гольфстрім.

Холодне: Перуанська, Бенгельское, Лабрадорское

Нейтральне: Алеутські, Південно-Атлантичний, Південно-Тихоокеанське.

Питання: Які небезпечні для людини природні явищапов'язані зі Світовим океаном?

Відповідь: Цунамі, підводні виверження вулканів, підводні землетрусу, шторми, торнадо, тропічні циклони, тайфуни.

Мої географічні дослідження:

Питання: Знайдіть на карті серединно-океанічні хребти і визначте їх назви в кожному з океанів. Встановіть на кордонах розбіжності яких літосферних плитвони знаходяться?

Відповідь: Атлантичний океан:

Серединний Атлантичний хребет (20 тис.км): плита Ю-Американська і Африканська.

Тихий океан:

Південно-Тихоокеанський, плита Антарктична і Індо-Австралійська

Індійський океан:

Східно-Індійський, плита Сомалійська і Індо-Австралійська,

Західно- Індійський (або Австралійський), плита Сомалійська і Антарктична

Північний Льодовитий океан

Серединний Арктичний хребет: хребет Гаккеля (Євразійська і Північно-Американська плити).

Питання: Наведіть приклади глибоководних жолобів і встановіть на кордонах сходження яких літосферних плит вони розташовуються?

Відповідь: Океанические глибоководні жолоби- це довгі, вузькі зниження дна океанів в перехідній зоні між материком і океаном, що представляють сучасні геосинклінальні структури. Глибина жолобів більше 6000м. Жолоби розташовуються з зовнішньої (океанічної) сторони хребтів острівних дуг.

Жолоби: Алеутська - 7855 м, (Тіхоокеанская- Північно-Американська плити) Курило-Камчатський - 9783 м (Євразійська і Тихоокеанська плити) Маріанський - 11022 м (Тихоокеанська і Філіппінська плити), Тонга - 10882 м, і Кермадек - 10047 м. Розташовані практично в одному місці (Австралійська і Тихоокеанська плити)

Питання: Визначте, в якому з океанів глибоководні улоговини океанічного ложа мають найбільші розміри? Наведіть приклади глибоководних улоговин.

Відповідь: Котловина - це зниження дна морів або океанів переважно округлих обрисів. Самі глибоководні і великі по території знаходяться в Тихому океані.

Улоговини: Північно-східна (7168м.), Центральна (6957м.), Південна, Беллінсгаузена, Філіппінська, Маріанська (західна і східна), Каролінська, (західна і східна), Меланезійська, Фіджійська (північна і південна), Тасманового, Коралове, гватемальська, Панамська, Перуанська, Чилійська.

Запитання і завдання:

Питання: Як обсяг води залежить від рельєфу дна океанів?

Відповідь: Обсяг води в океані залежить від площі і глибини океану.

Питання: Складіть розповідь про освіту круговоротов течій.

Відповідь: В приполярних зонах вода, охолоджуючись, стає більш щільною і опускається на дно. Звідти вона повільно сповзає до екватора. Тому на всіх широтах глибинні води холодні. Навіть у екватора придонні води мають температуру тільки 1-2 ° вище нуля. Так як від екватора течії відносять теплу воду в помірні широти, то на це місце з глибини дуже повільно піднімається холодна вода. На поверхні вона знову прогрівається, йде в приполярні зони, де остигає, опускається на дно і по дну знову переміщається до екватора.

Таким чином, в океанах існує своєрідний круговорот води: по поверхні вода рухається від екватора в приполярні зони і по дну океанів - з приполярних зон до екватора. Цей процес перемішування води поряд з іншими явищами, про які говорилося вище, створює єдність Світового океану.

Основною силою, що приводить в рух поверхневі води океану, є вітер. Тому поверхневі течії слід розглядати, де переважають вітри.

В межах південної периферії океанічних антициклонів північної півкуліі північній периферії антициклонів південної півкулі (центри антициклонів розташовуються на 30 - 35 ° північної і південної широти) Діє система пасатів, під впливом яких утворюються стійкі потужні поверхневі течії, спрямовані на захід (Північні і Південні пасатні течії). Зустрічаючи на своєму шляху східні берега материків, ці течії створюють підвищення рівня і повертають в високі широти (Гвіанське, Бразильське і ін.). У помірних широтах (близько 40 °) переважають західні вітри, що підсилює течії йдуть на схід (Північно-Атлантичний, Північно-Тихоокеанський і ін.). У східних частинах океанів між 40 і 20 ° північної і південної широти течії направлені до екватора (Канарська, Каліфорнійське, Бенгельское, Перуанська та ін.). Таким чином, на північ і на південь від екватора в океанах утворюються стійкі системи циркуляції вод, що представляють собою гігантські антіціклоніческіх кругообіг. Так, в атлантичному океані північний антіціклоніческій круговорот простягається з півдня на північ від 5 до 50 ° північної широти і від сходу на захід від 8 до 80 ° західної довготи. Центр цього кругообігу зрушать щодо центру азорського антициклону на захід, що пояснюють збільшенням сили Коріоліса з широтою. Це призводить до інтенсифікації течій в західних частинах океанів, що створює умови для формування таких потужних течій, як Гольфстрім в Атлантичному і Куросио в Тихому океані.

Питання: Вкажіть райони Світового океану становлять небезпеку для людей.

Відповідь: Камчатка, Сахалін, Курили, узбережжі Тихого океану, Індонезія, Чилі, Перу, Японія, Східна Ява, Алеутські острови, Аляска, Гавайські острови.

Південні широти океанів де зароджуються самі руйнівні циклони

Питання: З чим пов'язані екологічні проблеми океанів?

Відповідь: З безконтрольної видобутком риби, морських тварин, морської рослинності (корисні водорості, н-р ламінарія «морська капуста»), забрудненням океану відходами діяльності людини, особливо в прибережних районах, в місцях видобутку вуглеводнів, і судноплавних маршрутах.