Основи
океанології
1.Предмет, зміст, та
завдання курсу
Мета –
дати основні знання з проблем Світового океану , геоморфології дна і геології
моря, фізики моря, динамічного і теплового режимів;взаємодії з атмосферою,
оптичних і акустичних процесів, радіоактивності вод , магнітних та електричних
хвиль
Завданням вивчення дисципліни є
Завданням вивчення дисципліни є
-вивчення
основних геологічних, рельєфних та геоморфологічних умов Світового океану;
-набуття
необхідних для подальшої професійної діяльності знань з фізичних та хімічних
властивостей морської води;
-вивчення
основних небезпечних процесів океанічних явищ, лід, течії, тепловий
баланс,хвилі.
2.Єдність та поділ
світового океану.
Перша
навколосвітня подорож Ф. Магеллана у 1519— 1522 рр. остаточно довела кулястість
Землі та єдність Світового океану, що сприяло також установленню співвідношення
води й суходолу.
Світовий
океан є складним утворенням, у якого різні частини водної товщі відрізняються
між собою. Океаносфера розділяється в основному материками, які посилюють
відмінність океанів залежно від ступеня їх відокремленості. Здебільшого кожен з
океанів має свої характерні течії, припливи і відпливи, вітри, температури,
розподіл солоності, будову дна, рослинний і тваринний світ, іхтіофауну тощо.
Відповідно
до природних обрисів берегової лінії материків і фізико-хімічних особливостей
режиму вод Світовий океан поділяється на п'ять океанів: Тихий, Атлантичний,
Індійський, Північний Льодовитий і Південний. Виділення Південного океану як
самостійного викликало серед учених багато спорів, оскільки в нього відсутні
будь-які помітні морфологічні або орографічні межі з південними частинами
Тихого, Атлантичного та Індійського океанів.
3.Моря , затоки та протоки.
Море — це
частина океану, яка більш-менш відокремлена від нього ділянками суходолу,
групами островів або підвищеннями дна та має відмінності у властивостях води,
відрізняється течіями, живими організмами.
Затока — це
частина океану (моря), яка глибоко заходить у суходіл, але вільно сполучається
з океаном (морем)
Протока —
порівняно вузька смуга води, що розділяє ділянки суходолу і сполучає суміжні
водні басейни або їх частини.
Бухта —
невелика затока, чітко відділена мисами чи островами від океану чи моря, добре
захищена від вітрів, тому часто використовується для влаштування портів.
Наприклад, Севастопольська і Цемеська (Новоросійський порт) бухти в Чорному
морі, Золотий Ріг, Находка (порт Владивостоку) у Японському морі.
Лиман —
затока, відокремлена від моря піщаною косою (пересипом), в якій є вузька
протока, котра з'єднує лиман з морем. Найчастіше лиман — це затоплена частина
найближчої до моря ділянки річкової долини (наприклад, Дніпровський,
Дністровський лимани на узбережжі Чорного моря). На гідрологічний режим лиману
значною мірою може впливати річка, яка в нього впадає.
Губа —
поширена на півночі Росії назва затоки, яка глибоко врізається в сушу
(наприклад, Чошська в Баренцевому морі, Обська в Карському)
Фіорд —
вузька та глибока затока з високими берегами (найчастіше ложе древнього
льодовика) Согнефіорд у Норвезькому морі.
4.Рельєф океанічного дна.
Рельєф дна Світового океану похований під товщею води.
Розрізнити нерівності на ньому можна за глибинами. Вимірюють їх ехолотом. Цей
прилад із судна посилає у воду звукові сигнали. Вони досягають дна,
відбиваються від нього і повертаються назад. Дослідники фіксують час, протягом
якого звук пройшов до дна і назад. Знаючи швидкість поширення звуку у воді (1
500 м/с), можна визначити глибину океану. Нині на допомогу прийшли космічні й
підводні апарати, здатні фотографувати дно океанів.
Це дало змогу скласти карти рельєфу дна морів і океанів.
Вони дають можливість бачити, що рельєф океанічного дна не менш складний, ніж
на суходолі. На кожній фізичній карті разом зі шкалою висот вміщують і шкалу
глибин. Користуючись нею, можна визначити глибини морів і океанів. З’ясувалося,
що на дні, як і на суходолі, найбільшими формами рельєфу є підводні рівнини й
гори. Крім того, чітко простежуються частини океанічного дна: підводна окраїна
материків, ложе і серединно-океанічні хребти.
Підводна
окраїна материків. Межа між материками й океанами проходить не береговою
лінією, а під водою. Частина материкової земної кори продовжується під водами
океанів. Тому ця частина дна й отримала назву підводної окраїни материків.
Уздовж узбережжя материків тягнеться шельф (материкова обмілина). Ця ділянка
справді мілководна: до 200 м завглибшки. Шельф є підводною слабо нахиленою
рівниною. Його ширина різна. Шельф вкритий осадовими уламковими породами,
принесеними річками з суходолу.
Глибше, до 3000 м, розташовується материковий схил. Це досить крутий уступ. У багатьох місцях він
порізаний глибокими долинами. Нижня частина схилу має вигляд хвилястої
нахиленої рівнини.
Там, де материковий схил переходить до ложа океану,
розташовуються глибоководні моря. З
боку океану їх обрамляють ланцюги островів. Такі острови є величезними
підводними хребтами, вершини яких здіймаються над водою. До островів прилягають
глибоководні жолоби. Це довгі й вузькі западини з крутими схилами, що мають
значні глибини (понад 6 000 м). Яскравим прикладом такого поєднання є Охотське
море, Курильські острови і Курило-Камчатський жолоб. Перехідні зони є поясами
високої сейсмічності. Там часто бувають землетруси й виверження вулканів. І
тільки за жолобами починається ложе океану.
Ложе океану.
Ложе океану – це центральна найбільша частина дна Світового океану. Його глибин
сягають 4 000–6 000 м. Ложе має земну кору океанічного типу.
Рельєф ложа є поєднанням гігантських рівнин – улоговин. У їх центральних частинах шар
осадових порід дуже тонкий. Він утворений вулканічним пилом, скелетами морських
організмів. Нагромаджується він дуже повільно: 1 мм за тисячу років. Іноді в
улоговинах височать конуси підводних вулканів. Діючі – вивергають лаву, що
осідає на дні. Згаслі вулкани мають плоскі вершини, їх вирівнюють морські
течії. Улоговини розділені гірськими хребтами. Наприклад, на дні Північного
Льодовитого океану здіймаються хребти Ломоносова і Менделєєва.
Серединно-океанічні
хребти. Майже посередині океанів проходять валоподібні підняття
океанічної кори. Їх називають серединно-океанічними хребтами. Це грандіозні
гірські споруди. Вони безперервною широкою смугою простягаються дном усіх
океанів, утворюючи ланцюг завдовжки майже 70 000 км. Висота хребтів відносно
дна перевищує 3 000 м. Серединноатлантичний хребет поділяє ложе Атлантичного
океану на дві частини.
Серединно-океанічні хребти розсічені уздовж глибокою
ущелиною з крутими схилами. Її дно перетинають тріщини, з яких виливається
лава. На схилах скупчуються вулкани. Вершини вулканічних гір іноді досягають
поверхні океану й утворюють острови із застиглої лави (наприклад, о. Ісландія).
Це свідчення того, що серединно-океанічні хребти є зонами вулканізму й
землетрусів.
Зміни
рельєфу дна Океану. Рельєф дна океанів, як суходолу, формують внутрішні і
зовнішні процеси. Внутрішні процеси утворюють підводні хребти, вулкани,
глибоководні жолоби. Найбільші зміни поверхні дна пов’язані із землетрусами і
виверженнями вулканів.
Зовнішні процеси забезпечують знесення і нагромадження
осадових порід на дні. Це призводить до вирівнювання
підводних форм рельєфу. Найбільше осадових порід нагромаджується біля
материкового схилу. У центральних частинах Океану вони нагромаджуються дуже
повільно: шар в 1 мм – за тисячу років.
1. Предмет, зміст, завдання курсу
Океанологія – це комплекс наук, які вивчають фізичні,
хімічні, геологічні та біологічні явища і процеси, що відбувають у СО.
Вживають ще термін океанографія. Підрозділи курсу та
їх предмет: фізика океану (океанографія): фізичні властивості морської води, гідродинамічні
процеси, термічний і льодовий режими; хімія океану (гідрохімія): хімічний склад
води, процеси забруднення і самоочищення; геологія океану: вивчення дна і
берегів;гідробіологія: рослинний і тваринний світ океанів і морів; регіональна
океанологія: конкретні океани, моря, їх частини; морська метеорологія:
закономірності атмосферних процесів над СО. Курс вивчає великомасштабну
взаємодію океану і атмосфери і його довготривалу мінливість, хімічний обмін
океану з материками, атмосферою і дном, біоту і її екологічні взаємодії,
встановлює місцеві або локальні процеси, що відбуваються за рахунок обміну
енергією і речовиною між різними районами океану. Змістом спеціальності є
вивчення вод Світового океану й окремих морів, водних мас різних шарів океану,
процесів їх формування та циркуляції, взаємодії вод океану з атмосферою,
хвильових процесів, змін гідрологічного режиму морів під впливом господарської
діяльності, а також прогнози окремих характеристик цього режиму.
2.
Єдність та поділ СО
СО – це безперервна водна оболонка земної кулі. 70,8%
поверхні Землі припадає на океани та моря, 29,2% на сушу. Розподіл суші і
водного простору дуже нерівномірний. У пн півкулі на окени припадає 60,7%, на
материки – 39,3, у пд півкулі відповідно 80,9 і 19,1%. Північний приполярний
простір зайнятий водою. Північніше 84* пн.ш. водна поверхня не має розривів. На
пд від мису Горн (56* пд..ш.) океан знову охоплює земну кулю суцільним
простором, який переривається невеликими островами. Підстави для поділу СО:
конфігурація берегової лінії материків і архіпелагів островів, рельєф дна,
самостійні системи океанічних течій і атмосферної циркуляції,характерні
особливості горизонтального і вертикального розподілу температури і солоності
води. Згідно з цими ознаками СО поділяється на 4 океани: Тихий, Атлантичний,
Індійський, Пн Льодовитий. З 1845 по 30-ті рр. ХХ ст. виділявся ще п’ятий океан
– Південний, умовна межа його – Пд полярне коло. На Міжнародному
гідрографічному конгресі в Монако 1952 р. прийнято рішення не виділяти в
самостійні ні Пд, ні Пн Льодовитий океани. Але не всі вчені підтримують цю
дцмку, на картах багатьох держав Пн Льодовитий є самостійним, а на деяких
виділяється і Пд океан. Межею Тихого океану на заході є береги Азії до
півострова Малакка, далі межа проходить по зх. Берегу о. Суматра, пд берегу о.
Ява до о. Тімор, потім межа прямує до мису Лондондеррі на пн узбережжі
Австралії, через Бассову протоку до мису Південний на окраїні Тасманії, далі –
по меридіану мису Південний до Антарктичного материка. На пд межею Тихого
океану є берег Антарктиди, на сх – береги Пн і Пд Америки. На пн. Межа океану
проходить через Берингову протоку по лінії: мис Дежньова-мисПринца Уельського.
Межами Атлантичного океану на зх. Є береги Пн та Пд Америки від Баффінової
Землі на пн. До мису Горн на пд., потім межа йде протокою Дрейка до Антарктиди,
а на сх межею є береги Європи, Африки і меридіан мису Голковий до Антарктиди.
На пн океан межує з Пн Льодовитим океаном по лінії: півострів
Статланд-Шетландські острови-Фарерські ови-Ісландія-через Датську протоку до
Гренландії-пд берег Гренландії-через Девісову протоку до берега Баффінової
Землі-пд вхідний мис у Гудзонову протоку. На пд межею океану є берег
Антарктиди. Межами Пн Льодовитого океану є названу межі з Атлантичним і Тихим
океанами, береги Європи, Азії, Пн Америки, Гренліндії. Межами Індійського
океану на пн є береги Азії, на зх – береги Африки і меридіан мису Голковий, на
пд – берег Антарктиди,на сх – зх межа Тихого океану від півострова Малакка.
3. Моря,
затоки, протоки
Море — частина Світового океану, що відокремлена від
нього суходолом, підводним підвищенням або островами і має своєрідний
гідрометеорологічний режим. Загальноприйнятої класифікації не існує. Зазвичай
вони поділяються за розміщенням стосовно суші, ступенем відокремленості від
океану і особливостями гідрологічного режиму. За Муромцевим діє такий поділ на:
внутрішні (середземні і напівзамкнуті), окраїнні, між острівні. Середземні:
Біле, Балтійське, Чорне, Середземне; напівзамкнуті: Берингове, Охотське,
Японське, Карибске, СхКитайське. Окраїнні: Гренландське, Норвезьке, Баренцове,
Карське, Лаптєвих. Міжострівні: Яванське, Молуккське, Сулу. Загалом за
океанографічною комісією ЮНЕСКО є 58 морів. Затока — частина акваторії моря
(або океану), що заглиблюється в суходіл і має вільний водообмін з основним
водним басейном. Затоки бувають округлі (Біскайська, Гренландська),
воронкоподібні (Двінська), витягнуті (Каліфорнійська, Фанді), розгалужені
(Сідней). Залежно від походження є фіорди (вузькі, врізані в сушу- Кольська),
лимани (мілководні,затоплені морем гирлові частини річок), лагуни (витягнуті
вздовж берега – в Охотському, вздовж берегів Сахаліну), бухти (невеликі розміри
– Геленджицька, Севастопольска, Золотий Ріг), губи (сильно опріснена вода
- на пн Росії). Протока — порівняно вузька
смуга води, що розділяє які-небудь ділянки суходолу і з'єднує суміжні водні
басейни або їхні частини. Вони мають свій особливий гідрологічний режим.
Основоположником вчення про протоки є Макаров. Класифікація: проточні і
обмінні. У проточних течії спрямовані в один бік (Флоридська). В обмінній
протоці води рухаються протилежних напрямках. Ці протоки поділяються на протоки
з водообміном у вертикальній влощині і горизонтальній. У перших поверхнева
течія спрямована по всій ширині в один бік, а глибинна в протилежний (Босфор).
4. Рельєф
океанічного дна
Океан покриває дві третини земної поверхні, тому
дослідження океанічного дна є важливою умовою для розуміння природи Землі в
цілому. Проте інтенсивне вивчення дна Світового океану почалося порівняно недавно
— в п'ятдесяті роки XX ст. Рельєф дна океанів - структура поверхні дна морської
оболонки Землі. На дні океанів знаходяться величезні гірські хребти, глибокі
ешелони з обривистими стінками, протяжні гряди й глибокі рифтові долини.
Морське дно не менш порізане, ніж поверхня суші. Океанічний рельєф дуже
складний і різноманітний. Рельєф дна складається з таких елементів: 1)
материкова обмілина (шельф), з глибинами від 0 до 200 м, є продовженням під
поверхнею моря прибережної частини материка; 2) материковий схил (глибиною до
2500 м) — більш стрімка частина дна океану, перехідна від шельфу до ложа
океану; 3) ложе океану глибиною від 2500 до 6000 м; 4) глибоководні западини і
жолоби (розломи земної кори) з глибинами понад 6000 м. Шельф, або материкова
відмілина являє собою підводну, затоплену морем частину материка. Це рівнинна
частину дна, яка прилягає до суходолу й має однакову з ним геологічну будову. У
зоні шельфу на дні накопичуються осадові породи: галька, пісок, вапняк. Тут
розвідані й розробляються родовища нафти й природного газу, досліджуються
можливості видобутку деяких інших корисних копалин. Материковий схил – це дуже
нахилена поверхня дна, яка з’єднує шельф з ложем Океану. Її схили дуже стрімкі,
часто порити підводними потоками. Між материкоим схилом і ложем є материкове
підніжжя, сформоване шлейфами осадів, накопичених біля материкового схилу. Ложе
Океану займає майже половину площі поверхні планети. Його будова дуже складна.
В межах океанського ложа виділяють такі основні форми рельєфу: глибоководні
рівнини, підводні гори й глибоководні жолоби. Їх утворення пов’язане з рухами
літосферних плит та вулканізмом. Як і на материках, рівнини розташовані в
центрі літосферних плит, в той час, як гори – переважно на їх краях. Специфічні
форми рельєфу дна – глибоководні жолоби – формуються також на краях плит. Вони
поширені в Тихому океані вздовж схдного берега Євразії. Часто на дні Океану
виникають вулканічні гори навіть у середині літосферних плит.
5.
Морські ґрунти
Будь-який матеріал, що складає поверхню океанічного
дна, називається морським ґрунтом. Більша частина поверхні дна океанів і морів
покрита шаром пухкого матеріалу, який ще називають морськими чи донними
відкладами. Інколи на морському дні оголюються корінні породи – скелі чи щільні
глини. Морські відклади, які знаходяться в зоні дії хвиль, називають морськими
наносами. Залежно від матеріалу, з якого утворюються донні відклади, вони
поділяються на теригенні та органогенні чи біогенні. Теригенні: продукти
розмиву суші – завислі та донні наноси, які виносяться річками, продукти
руйнування берегів. Органогенні формуються з решток відмерлих планктонних
організмів (скелети тварин, черепашки). Теригенні наноси під дією
гідродинамічних процесів сортуються за крупністю. Поблизу берега – найбільші
фракції (галька, гравій, пісок), дрібніші (мул, глина) виносяться на глибини.
До складу морських грунтів входять також еолові (приносяться вітрами з суші),
пірокластичні (вулканогенні), хемогенні (різні конкреції) та космогенні
матеріали. Вулканогенні пов’язані з надходженням в океан лави, попелу,
вулканічного пилу з вулканів на дні океану і на суші. Хемогенні – це результат
біохімічних процесів на дні та в придонних водах. Космогенні відклади на дні
океану представлені космічним пилом, метеоритами, магнітними кульками. Щорічно
СО поповнюється 16 млрд т осадів: 2 – еолові процеси, 1 – абразія, 10 млн –
космічні, 25 млрд – донні відклади. Відомості про морські грунти мають значення
для6 мореплавства, будівництва портів,рибної, хімічної та нафтодобувної
промисловості. Дослідження морських грунтів дозволяє отримувати дані про
гідрологічний режим океанів і морів. Якщо на морському дні є значні скупчення
валунів гальки і гравію, це свідчить про великі придонні швидкості руху води.
Збагачення грунтів карбонатом кальцію, з якого морські організми будують
черепашки, може бути прикметою теплих вод. Поява великої кількості залишків
організмів, які містять силіцій, характерна для холодних вод.
6.
Гіпотези походження океану
Питання про походження океанів і материків встав перед
людством ще в епоху античної цивілізації. Найбільш природним здавалося
уявлення, що сучасні океани є реліктами первинного океану, який покривав всю
поверхню Землі. З появою першої наукової космогонії Канта - Лапласа походження
Світового океану стали пов'язувати з конденсацією парів води, яка спочатку
огортає нашу планету. Лише в середині XX це уявлення змінилося іншим - вода
Світового океану накопичувалас япоступово за рахунок дегазації мантії Землі в
процесі вулканічної діяльності. В середині XX в., були розроблені уявлення про
утворення континентальної кори з океанської і про послідовне розростання
материків за рахунок океанів. Так чи інакше, в рамках усіх цих уявлень океани
вважалися первинними, тобто більш давніми, а материки - вторинними і, отже,
більш молодими. Серйознийудар по цим уявленням був вперше завдано в кінці XIX -
початку XX в. австрійським геологом Е. Зюсом. Працюючи над своїм знаменитим
твором «Лик Землі» він звернув увагу на подібність геологічної будови Африки,
Мадагаскару і Індостану, нині розділених Індійським океаном; надалі до таких
ділянок суші були віднесені Південна Америка та Австралія, а потім і
Антарктида. Е. Зюсс прийшов до висновку, що всі вони складали аж до середини
мезозою єдиний суперконтинент Гондвану. Це означало, що океани, розділивши
Гондвану на окремі материки, утворилися лише порівняно недавно. Е. Зюсс вважав,
що це сталося внаслідок обвалення і занурення їх кори. Принциповоінша гіпотеза
була запропонована раніше А. Вегенером. Вона передбачала горизонтальне
переміщення материків на тисячі кілометрів. Гіпотеза мобілізм була
сформульована в 1912р. Вегенером. Вегенерівська теорія руху материків
переживала періоди визнання і спростування. Вегенер припустив, що Гондвана
займала лише площу, рівну сумарній площі материків, які раніше її складали,
разом з їх підводними окраїнами. На цю думку його навело подібність обрисів
материків нині розділених Атлантичним океаном (Південна Америка і Африка).
Розпад Гондвани, вірніше Пангеї, яка включала і північні материки,
супроводжувався розсувом цих материків. Причиною розпаду Гондвани були, на його
думку, сили обертання Землі. Положення змінилося в кінці 50-х років, з
відкриття палеомагнітизму. Дані палеомагнетізму підтвердили ідею А.Вегенера про
Пангею та її розпад, а рифтові зони серединних хребтів стали логічним
розглядати як розсовуючі осі, від яких йшло розростання або спредінг, як його
стали називати, ложа океанів. Гіпотеза спредінгу була запропонована в 1961 -
1962 рр.. американськими вченими Г. Г. Хесом і Р. С. Дітц.
Загальні міркування і непрямі дані показують, що
океани повинні були існувати принаймні з середини докембрію, так як весь обсяг
води Світового океану не міг утворитися протягом пізнього мезозою та кайнозою.
7.
Формування рельєфу СО
Найбільш детально домезозойська історія СО розроблена
в рамках гіпотези про первинність океану. Згідно з гіпотезою Хаїна спочатку
утворилась суцільна базальтова оболонка. Водна оболонка в цей період покривала
всю поверхню Землі, а глибини первинного океану становили 1,5-2,0 км. В археї
утворилась первинна материкова кора. Ця кора випірнула на поверхню і створила
зародки майбутніх континентів. У результаті нарощення материкової земної кори
відбулось утворення протоматериків навколо давніх платформ. Глибина первинного
океан зросла до 2,5-3,0 км. Близько 1.5 млрд років тому утворився величезний
платформний масив материкової кори Пангея. 200 млн років тому почався розпад
Пангеї на блоки, які почали горизонтально переміщуватись. До кінця тріасу
оновлюється океанічна кора Тихого океану, утворюються первинні басейни
Атлантичного і Індійського океанів, давній океан Тетіс розділяє Пангею на
Гондвану та Лавразію. Протягом юрського періоу сформувався рифт на межі Пд
Америки та Африки, які розсуваються в протилежні боки. До кінця мезозою океан
Тетіс розпався на Каспійське, Чорне, Середземне моря. Впродовж
палеозою-кайнозою еволюція дна океану розвивалась у бік зменшення його площі і
зростання глибин. У Тихому океані в пізньому мезозої вже існував
серединно-океанічний хребет. Серединно-атлантичний і Аравійсько-Індійський
хребти є більш давніми, ніж Східнотихоокеанське, Пдтихоокеанське та
Австроло-Антарктичне підняття. Процеси океаноутворення тривають і нині. Про це
свідчить наявність зон сейсмічної активності на межах Тихоокеанської та
Євразійської плит і Тихоокеанської та Американської плит, де відбувається
розростання океанічної кори за рахунок материкової.
8.
Утворення і розвиток водної і сольової маси
Проблема утворення водної маси СО тісно пов’язана з
походженням Землі та її природних оболонок. Сучасні уявлення базуються на
космогонічних гіпотезах про виникнення Землі з первинно холодної газової
туманності. У складі цієї газово-пилової хмари містилася вода у вигляді льоду.
Поширена гіпотеза «конденсаційного походження Землі», яку розробляли
Ферронський, Денисик, Кларк. Згідно з нею, протоземна хмара відокремилась 4,5
млрд років тому від єдиної протисонячної хмари холодного газу і Земля стала
протопланетною. Наступне гравітаційне стискання протохмари супроводжувалось
розігріванням Землі. Потім був процес охолодження Землі до таких температур,
поки не розпочалась конденсація вологи і утворення гідросфери. Прихильники цієї
теорії вважають, що океан молодший за земну кору, а характеристики водної маси
мало змінились за час існування океану. Але більшість дослідників(Богданов,
Капілн, Ніколаєв) вважають, що диференціація і дегазація мантії Землі
становлять єдиний механізм утворення гідросфери. Виноградов доів це
експериментально за допомогою зонного плавлення метеоритів, які за складом
близькі до мантії Землі. За їх теорією, вода є первісним (ювеніальним)
розчином, що перебуває у стані пристосування до поверхневих природних умов.
Нерозчинні у воді гази залишились у газовій оболонці і утворили первинну
атмосферу. Процес утворення ювеніального розчину пов’язаний з інтенсивною
вулканічною діяльністю. Підтвердженням цього є подібність хімічного складу вод
СО і нині діючих вулканів.
Історія формування сучасної сольової маси СО пов’язана
зі змінами первинного ювеніального розчину відповідно до зміни умов Землі.
Сукупність поглядів на характер змін солоності і складу океанічної води можна
поділити на три групи. Перша група вважає, що на стадії охолодження
протопланети Земля первісний океан відзначався високою солоністю. Надалі
солоність поступово знижувалась. Друга група вважає, що спочатку в первісному
океані була слабо солона, майже прісна вода. Надалі солоність підвищувалась,
поки не досягла сучасних параметрів. Третя група вважає, що солоність і
хімічний склад води протягом геологічної історії Землі коливалась навколо
якихось середніх величин. Більшість сучасних дослідників вважає, що первісний
океан був гіперсолоним. Зі зменшенням вулканізму зменшувалась і солоність, і
уже в палеозої солоність океанічної води була близькою до сучасної. Виноградов
виділяє три стадії формування сольової маси. 1 – давній архей – відсутність
біосфери Землі; 2 – палеозой – виникнення і становлення біосфери; 3 – кайнозой
– сучасна стадія. Отже, в результаті диференціації речовини на Землі виникла
гідросфера, яка в основному сконцентрована у СО у великих обсягах води та
мінеральних розчинних солей.
9.
Оптичні та акустичні властивості води
До оптичних характеристик вод океану належать освітленість,
яскравість світла, коефіцієнти розсіяння,, поглинання, ослаблення, заломлення,
проте для загальної характеристики оцінюють прозорість і колір води. Під
прозорістю розуміють глибину заломлення білого диску, на якій диск перестає
бути видимим з поверхні моря. Розрізняють колір морської води та колір моря.
Колір морської води зумовлюється сукупною дією поглинання та розсіювання світла
у воді і не залежить від зовнішніх чинників. Основну роль при цьому відіграє
розсіяний потік світлової енергії з глибини моря. Потік світла, спричинений
молекулярним розсіюванням, створює синій колір. Індивідуальні особливості
кольору води кожного моря залежать від процесу розсіювання світла різними
включеннями. Визначають колір води за шкалою колірності (набір пробірок різного
кольору: від темно-синього до коричневого). Колір моря, тобто забарвлення його
поверхні, залежить від зовнішніх умов: від кута зору, кольору неба, наявності
хмар, стану поверхні моря, розмірів та форми вітрових хвиль. При виникненні
хвиль море починає синіти, при щільних хмарах колір більш темний.
Закономірністю для всіх океанів і морів є зменшення прозорості при наближенні
до берега. Колір води стає зеленуватим, і інколи жовтуватим або коричнюватим. У
центральних частинах прозорість перевищує 20м. найбільша прозорість у
Саргасовому морі. Свічення моря – збільшення яскравості морської поверхні,
зумовлене світлом, що випромінюється морськими організмами. Є три типи
свічення: розлите, іскрове, свічення великих організмів. Перший тип
зумовлюється бактеріями. Це суцільне рівномірне свічення поверхні моря. Іскрове
свічення викликається планктоном. Світяться також великі організми: риби,
великі медузи. Свічення становить практичний інтерес для різних галузей. Воно
може сигналізувати рибалкам про наявність косяків риб і в той же час відлякувати її, демаскуючи
рибальські сіті. Може попередити мореплавців про підводні небезпеки і уберегти
від зіткнення з суднами. Цвітіння моря – незвичайна зміна забарвлення його
поверхні, зумовлена біологічними причинами. Це явище спостерігається внаслідок
бурхливого розвитку планктонних рослинних або тваринних організмів, скупчення
ких забарвлює поверхню води в певний колір. Ночесвітка вдень забарвлює море в
рожеві, буро-червоні, а інколи в жовті чи зелені тони. При масовому розвитку
діатомових водоростей море побизу тихоокеанських берегів Пн Америки набуває
кольору крові. Синьозелені водорості забарвлюють морську воду в зелений колір.
Зелене забарвлення води влітку спостерігається в Азовському і Балтійському
морях. Акустичні властивості
Вода має властивість добре проводити звук. Швидкість
звуку в морі приблизно 1500м/с. Це залежить від температури та солоності води,
тиску. Звуковий сигнал в міру віддалення від джерела звуку слабшає, затухає.
Коефіцієнт затухання звуку в морі невеликий і зростає зі збільшенням частоти
звукових коливань. Звук може розходитись на дуже великі відстані, хоча це
можливо не завжди через один чинник. Це стратифікація вод океану, що приводить
до неоднорідності швидкості звуку по вертикалі. Звук, переходячи з шару в
шар,буде заломлюватись, відчувати рефракцію, наближуватись до води менш теплої
і солоної. Саме в цьому шарі концентрується енергія розходження звуку, тому
його називають підводним звуковим каналом, а шар найменшої швидкості віссю
каналу. У цьому шарі можливе далеке розходження звуку. У 1956 р. звук від
вибуху термоядерної бомби на атолі Бікіні (Маршаллові острови) був
зареєстрований гідрофонами на Бермудських островах в Атлантичному океану.
Існування звукового каналу дозволяє користуватись ним з метою зв’язку: акустика
в морі замінює радіо, оскіьки радіовипромінювання у воді дуже швидко
поглинається.
10.
Хімічний склад і солоність морської води
Речовини у воді: • головні компоненти (головні іони)
Калій, Натрій, Магній, Хлор, Сульфати, Карбонати, Фтор, Бром; • розчинені гази:
вуглекислий газ, кисень, водень, сірководень, азот, діоксин вуглецю; •біогенні
речовини: сполуки азоту, фосфору та заліза; •органічні речовини: кислоти,
гумусові речовини, азотовмісні сполуки; • мікроелементи: всі метали, крім головних
компонентів; • забруднюючі речовини: феноли, пестициди, нафтопродукти.
СОЛОНІСТЬ – мінералізація морської води, що показує
скільки солей міститься у океанічній воді. За вагою океанська вода складається
на 96,5% з чистої води та на 3,5% з різних солей. Солоних рис океанська вода
набула внаслідок розчинної властивості води.
Закон постійності сольового складу води: головна
особливість океанської води – постійність сольового складу води. Співвідношення
солей у всіх районах Світового океану однакове, незалежно від ступеню (‰ – в
проміле) солоності води. У океанській воді містяться всі хімічні елементи
таблиці Менделєєва і їх ізотопи. Однак, домінують лише кілька видів солей:•
хлориди (88,7%); • сульфати (10,8%);• карбонати (0,3%);• інші (0,2%) – органічні
сполуки, біогенні речовини.Середня солоність океанської води – 35,16% проміле.
Одиниця вимірювання солоності вод Світового океану – проміле – число, яке
показує вміст всіх солей в 1 л води (г/л – 1‰ – 1 г солей в 1 літрі води).
Цікавий факт. Якщо, з Океану випарити усю сіль і розсипати рівномірно по всій
земній кулі, то утвориться шар у 45 м, а якщо тільки по території суходолу – то
вийде шар солі висотою 153 м. В Світовому океані загалом міститься 49,2•1015
тон солей.В Світовому океані через ряд фізико-географічних причин солоність
змінюється.
11.
Баланс солей СО
Баланс солі в Світовому Океані. Всі зміни солоності в
Світовому океані залежать від балансу солі в Океані. Баланс солі складається зі
статей надходження солей і їх витрачання. Пропорції між складовими балансу
впливають або на розсолення вод Світового океану, або на їх прогресивне
накопичення.
Доходна частина сольового балансу:
• поверхневий стік (дає до 3,2 млрд. т щороку);
• виверження вулканів (до 50 млн. т);
• випадіння з атмосферними опадами і пилом (до 1-1,3
млрд. т);
• розчинення гірських порід дна і берегів (до 200 млн.
т);
• підземний стік (не оцінений).
Витратна частина сольового балансу:
• випадіння солей в осадок (до 2,6 млрд. т щороку);
• вилітання в атмосферу з водою під час штормів (300-400
млн. т);
• адсорбція солей завислими речовинами (1,2 млрд. т);
• шляхом випарування води і кристалізації солей у
відділених частинах океанічних басейнів (лагунах) (до 600 млн. т).
Прибуткова частина балансу: 1) надходження солей з
материковим стоком. Загальний річний стік розчинених речовин в океан становить
3200 млн т. ці солі поділяються: а)солі осадових порід; б) продукти дегазації
мантії; в)продукти вивітрювання вивержених порід; г)морські солі, занесені
вітром на материк. 2) надходження в океан продукті дегазації мантії. Ці
продутки надходять у товщу вод на дні океану при виверженні підводних вулканів
разом з лавою, що виливається. У складі продуктів дегазації мантії переважають
сполуки вуглецю та сірки, галогени, водень. 3) надходження солей з атмосферними
опадами. 4) надходження солей при розчиненні порід і донних відкладів на дні
океану. В основному розчиняються карбонати за умови присутності великої
кількості СО2. Розчиняються і інші сполуки. Видаткова частина балансу: 1)
випадання солей із розчину в осад на дні океану. Випадають в основному солі
кальцію, магнію, гідрокарбонати. 2) зменшення кількості солей при винесенні
вітром бризок з поверхні океану на материк становить 300-400 млн т на рік.
Втрата солей при випаровуванні морської води і напівізольованих затоках і
лагунах, інфільтрації води в донні грунти не піддається кількісній оцінці. Сам
склад морської води не зазнає суттєвих змін, тобто протягом тривалих років
сольовий склад океану можна вважати
постійним.
12.
Горизонтальний і вертикальний розподіл солоності
Зональний розподіл солоності – поширотні зміни вмісту
солей.
• Екваторіальні широти – солоність знижена – 32-34‰ і
менше (до 30‰ біля західних берегів Колумбії). Причини – велика кількість
атмосферних опадів, впадають великі річки з прісною водою – Амазонка, Конго,
Нігер.
• Тропічні і субтропічні широти – солоність підвищена
– 37-42‰. Причини – значне випарування, невелика кількість річок – поверхневого
прісного стоку, мала кількість опадів.
• Помірні та полярні широти – солоність знижена –
31-35‰. Причини – більша кількість опадів, менш інтенсивне випарування, значний
поверхневий стік (особливо в акваторію Північного Льодовитого океану), танення
льоду (в тому числі й айсбергів) – у полярних широтах.
В цілому загальна картина розподілу солоності зональна
– з піком у тропічних і субтропічних широтах і зниженням у напряму до високих
та низьких широт. Це загальна схема розподілу солоності океанської води. В
дійсності вона порушується – океанічними течіями, льодами, річками. Також на
виникнення аномалій вмісту солей впливає географічне положення акваторії та
ступінь замкненості океанічного басейну – особливо для внутрішніх морів (Чорне,
Червоне), як пов’язані з океанами вузькими протоками, що погіршує циркуляційний
зв'язок акваторії з океаном. Це в свою чергу обумовлює або аномальне зростання
солоності в посушливому кліматі, або навпаки.
Закономірності розподілу солоності по вертикалі – у
товщі вод океану з глибиною солоність також. На глибину солі потрапляють
внаслідок перемішування океанічних вод внаслідок турбулентності води та її
конвективних рухів. На поверхні океанських вод баланс солі у воді визначається
загальним водним балансом океану. Однак всі зміни солоності води під дією цього
чинника відбувається лише у приповерхневому шарі – перші десятки-сотні метрів
(максимум до 1 км). Глибше цієї величини солоність океанічних вод
стабілізується – в цілому вона зменшується до меж порядку 34,7-34,9‰, і до
океанічного дна залишається майже незмінною.Описано 4 типи змін солоності вод
океану з глибиною, що залежить від широти місцевості і інших вище зазначених
причин.1. Екваторіальний тип – солоність наростав до глибини близько 100 м –
через те, що надходять солоні води з тропіків, глибше солоність поступово
знижується і з 1-1,5 км стає постійною.2. Тропічний тип – солоність зменшується
дуже швидко до глибини 600-700 м, глибше постійна.3. Помірний тип – на поверхні
солоність води вже знижена, тому з глибиною солоність в цілому змінюється мало.
4. Полярний тип – на поверхні Океану низька, з глибиною різко зростає
(надходять солоні води з тропічних широт), але потім близько за 200 м майже не
змінюється.
13.
Горизонтальний і вертикальний розподіли температури води
Проявляється зональний і азональний характер розподіл
тепла як по широті, так і з глибиною.Середньорічна температура вод Світового
океану становить +17,5°С, що на 3°С вище температури повітря на планеті (океан
тут виступає як джерело тепла – його акумулятором). Температура води у
північній півкулі вища на 3°С на відміну від вод південної півкулі. Причина –
літо у північній тепліше і триваліше, в північній півкулі переважає меридіональний
переніс тепла, а в південній – широтний.
Середня температура поверхневих вод океанів різна.
Тихий – самий теплий – +19,37°С, Індійський – +17,27°С, Атлантичний – +1б,53°С,
Північний Льодовитий – +0,75°С.
Екваторіальні широти – тут проходить термічний екватор
– дещо північніше екватору – середньорічна температура води становить 27-29°С
Від екватору температура води поступово знижується у полюсів до -1,0-1,8°С
(моря Карське, Лаптєвих, Гудзонова затока та ін.). Загальне розподілення
температур порушується течіями, річками і кригами. Течії – несуть то холодні
води, то теплі. Загальна циркуляція вод дає наступну закономірність – західні
береги материків холодніші (приток холодних вод із високих широт), а східні –
тепліші (з низьких). Виняток – зони холодного апвелінгу в тропічних широтах.
Річки – викликають потепління вод навесні, і похолодання восени (наприклад –
дія великих Сибірських річок). Лід – танення спричиняє охолодження води океану.
На температур морів справляє вплив ще й географічне положення за ступінь
замкненості акваторії. Перська затока – найвищі зареєстровані температури –
+36,5°С, Червоному морі – +31°С (до +32-35°С). На температуру води в океані
впливають згінно-нагінні вітри що можуть зганяти теплі водні маси від берегової
зони, а на їх місце піднімаються більш холодні глибинні води. Температура
солоної океанської води напряму впливає на температуру замерзання води – вона
завжди нижча ніж 0ºС.
Закономірності розподілу температури в товщі
океанської води – з глибиною. 1. З глибиною температура води, як правило
знижується. 2. Перерозподіл тепла з глибиною відбувається за рахунок конвекції
океанських вод, внаслідок вертикального турбулентного руху води в товщі водних
мас. 3. У розподілі температури з глибиною спостерігаються 3 шари:• верхній шар
– до глибини 50-100 м – найбільші температури, які плавно знижуються;• шар
температурного стрибку – ТЕРМОКЛИН – від 100 до 700 м, температура різко
знижується;• глибинний шар – з майже однорідною температурою води, вона низька
1-3ºС.
Виключенням із загального правила Північний Льодовитий
океан Тут поверхневі води холодні, термоклину немає, навпаки на глибинах
100-600 м спостерігається незначне зростання температури – за рахунок притоку
більш теплих вод Північно-Атлантичної течії із низьких тропічних широт.
14.
Вертикальний і горизонтальний розподіли густини
Розподіл по горизонталі. Найзагальніша закономірність
– підвищення густини від екватору в бік полюсів (до широти 50-б0°). Тут
відбувається зниження температури води і зростання солоності води. Умовна
густина поблизу екватору – 22-23 кг/м³, на широті 50-60° - 26-27 кг/м3. У
полярних широтах густина дещо знижується внаслідок зменшення солоності води.
Розподіл щільності по океанах: у Тихому – найменша, в Атлантичному – найбільша.
Розподіл густини з глибиною – в океанах
спостерігається ПРЯМА СТРАТИФІКАЦІЯ – явище збільшення густини океанської води
з глибиною. Причина – охолодження води. Може бути і ЗВОРОТНЯ СТРАТИФІКАЦІЯ –
зменшення густини з глибиною, явище дуже короткочасне. У помірних широтах – густина
наростає рівномірно, у екваторіальних і полярних широтах – на глибинах 200-500
м спостерігається шар стрибку густини – різкої її підвищення (причина –
наявність меншої солоності приповерхневих вод ніж у глибше розташованих).
15. Гази
у морській воді
Газовий склад океанської води. У воді Світового океану
завжди розчинені різні гази. У першу чергу у воді розчинені – кисень,
вуглекислий газ, азот, сірководень, метан, аміак. Джерело газів в океані –
потрапляють із атмосфери, приносять річкові води, при підводних виверженнях
вулканів, при хімічних і біологічних процесах. Перерозподіл газів в океані
відбувається за рахунок перемішування вод.
КИСЕНЬ – найважливіший газ у воді океанів – основа
живого. Основне джерело кисню – надходження з атмосфери та внаслідок процесів
фотосинтезу водоростей. Найбільш збагачений ним шар океану 100-300 м, нижче
кількість кисню зменшується, хоча він присутній і в придонних водах. Зменшення
кисню зумовлене – за рахунок дихання рослин, окислення відмерлої органічної
речовини.
ВУГЛЕКИСЛИЙ ГАЗ – знаходиться переважно у зв’язаному
стані – у вигляді вуглецевих сполучень – карбонати, бікарбонати. Джерело
вуглекислого газу в Океані – атмосфера, при диханні тварин і рослин,
розкладення органічних речовин, земна кора і підводні вулкани. Запаси СО2 у
воді значні – вони у 60 р. перевищують його обсяги в атмосфері.
СІРКОВОДЕНЬ – є у воді постійно, але його концентрація
різко зростає, якщо придонні води слабко живляться киснем. Ще одна причина –
діяльність сірководневих анаеробних бактерій, потрапляння із земної кори через
тріщини, антропогенне забруднення останнім часом.
Приклад на увесь Світ – Чорне море. Тут наростання
густини з глибиною спричиняє рівновагу води, вона холодніше, тому немає
вертикальної конвекції. Життєвий шар лише перші від поверхні 80-100 м, нижче –
мертва сірководнева зона. Сірководень тут знаходиться у концентрації 4-13 мг/л,
при ГДК для людини 0,008 мг/л. Є тенденція до підвищення шару. Сірководневі
шари – це мертва зона, без присутності життя (окрім сірководневих бактерій).
16.
Теплові властивості морської води та причини змін температури
Теплоємність речовини – відношення кількості теплоти,
яку поглинає одиниця маси речовини в процесі нагрівання, до зміни її
температури, що сталася внаслідок цього процесу. Теплопровідність – кількість
тепла, що переноситься за одиницю часу через одиничну площадку, розташовану
перпендикулярну напрямку градієнта температури, коли останній дорівнює одиниці.
Є молекулярна і турбулентна теплопровідність. Теплота плавлення (кристалізація)
– теплота, яка поглинається при плавленні або виділяється при кристалізації 1 г
речовини за умови стабільності температури. Теплота випаровування (конденсація)
– кількість теплоти, яка необхідна для підтриманні незмінної температури при
випаровуванні 1 г рідини. Причини зміни температури води: 1)надходження тепла
від сонця і теплообміну з атмосферою, 2)надходження тепла з верхніх шарів води
(вертикальний теплообмні), 3) принесення тепла ззовні в результаті
горизонтального перенесення повітряних і водних мас або адвекції. На
температуру морів впливає ще й географічне положення. Перська затока – найвищі
зареєстровані температури. На температуру води в океані мають вплив
згінно-нагінні вітри що можуть зганяти теплі водні маси від берегової зони, а
на їх місце піднімаються більш холодні глибинні води.
17.
Тепловий баланс
Тепловий баланс Світового океану визначає
територіальні та сезонні зміни температури води. Баланс складається з двох
частин. Доходна частина теплового балансу визначає нагрівання води. До джерел
надходження тепла в Океан належать:• сонячна радіація;• теплообмін із
атмосферою – це головні постачальники; • тепловий стік річок;• виділення тепла
при льодоутворенні;• внутрішнє тепло Землі; • з атмосферними опадами;• з
морськими течіями.
Витратна частина теплового балансу: • витрати тепла на
випарування; • на теплообмін із атмосферою; • витрати тепла на плавлення льоду.
Кількість тепла, яку отримує земна куля за досить тривалий час, дорівнює
кількості тепла, яка витрачається нею у світовий простір. Тому в середньому за
багаторічний період температуру всієї поверхні Землі можна умовно розглядати як
незмінну.
18.
Часові зміни температури води
Температура води СО має значні коливання у часі.
Особливо змінюється температура води у верхніх шарах, на глибинах коливання
менші. Основні причини коливань температури в даній точці океану є: 1)зміна
кількості тепла, яка надходить з атмосфери, 2) надходження вод з іншою
температурою збоку або знизу. Оскільки основним джерелом тепла є Сонце, то в
коливаннях температури проявляється добовий і річний хід теплового балансу.
Добовий хід максимальної величини температура води досягає через 2,5-3 год
після полудня, а мінімальної перед сходом сонця. Амплітуда добових коливань
дуже мала (0,2-0,3 •С). але в певних частинах океану, особливо в прибережних
районах, зміна температури протягом доби може досягати більших величин. Ці
зміни зумовлені надходженням зовсім інших водних мас,що пов’язано з
припливно-відпливними рухами води, або з явищем згону поверхневої нагрітої води
і підняттям холодних глибинних вод. Значення амплітуди добових коливань
змінюється протягом року: взимку вона менша, влітку – більша.
Річний хід. У
процесі річного ходу температури основна роль належить співвідношенню елементів
теплового балану протягом року: взимку море втрачає тепло, а влітку акумулює.
Протягом року найбільші температури – у пн півкулі у вересні,в пд – у
лютому-березні. Цей період називається гідрологічне літо. Найменші температури
води бувають у пн. півкулі в лютому-березні, а в пд – у серпні-березні. Річні
амплітуди температури більші за добові. Найменші у при екваторіальній зоні,
найбільші – у районах 40 пн.ш і 30 пд.ш. річні коливання охоплюють шар води до
400-500 м глибини. Глибше 500 м не має коливнаь. Є три типи річного ходу
температури: 1)радіаційний (без принесення вод з боку), 2)радіаційно-адвективний
(за участю горизонтальної адвекції), 3)радіаційно-адвективний із вторгненням
вод із глибини. Коливання з року в рік.
Залежить від мінливості компонентів теплового балансу. Значення мають
коливання інтенсивності теплих і холодних течій та зміщення їх у просторі.
Розглядаються міжрічні коливання середніх річних температур. Чим більший період
осереднення,тим менша амплітуда. Амплітуда міжрічних коливань температури води
найменша в тропіках. Тут є області, де вона не перевищує 1 •С. у міру
віддалення від тропіків на північ і на південь вона збільшується. У високих
широтах знову мала, особливо в льодових районах. Найбільші амплітуди характерні
для фронтальних зон океану.
Немає коментарів:
Дописати коментар