Світовий океан
Фото: Stephen Edgar
Зміст
Широко відомо побите, але тим не менш вірне зауваження про те, що нашапланета мала б називатися не Земля, а Океан. Справді, Світовий океанзанімает 361 млн. Км2, або 71% всейповерхності планети. Найважливіше глобальне наслідок такого співвідношення суші Імору в його вплив на водний і тепловий баланс Землі. Близько 10% солнечнойрадіаціі, поглиненої поверхнею океану, витрачається на нагрівання води ітурбулентний обмін теплом між поверхневими шарами води і нижніми слояміатмосфери, інші леї 90% витрачаються па випаровування. Таким чином, випаровування з поверхні океану є як головним джерелом води вглобальном гідрологічному циклі, так і, внаслідок високої прихованої теплотиіспаренія води, важливим компонентом глобального теплового балансу.
Маса океану становить 94% маси гідросфери. Світовий океан - важнейшійрегулятор потоків в глобальному гідрологічному циклі, його обсяг великий носравненію з будь-якої складової циклу, середня тривалість обміну води вокеане дуже значна, складаючи 3 тис. Років.
Поверхнева зона океану (глибиною 0-200 м) має досить значітельнойтеплоемкостью і найбільшою серед геосфер тепловою інерцією. Вона грає важнейшуюроль в формуванні поточного клімату планети, його пространственногораспределенія і мінливості в часі. Вплив вітру на верхній шар водиопределяет основні риси океанічної циркуляції в поверхневої зоне.Ціркуляція океану забезпечує глобальний перерозподіл енергії ізекваторіальних зон до полюсів. Поверхнева зона океану - найважливіший компоненткліматіческой системи, який бере активну участь у формуванні среднегогодового клімату, його змін від року до року, а також і його коливань вмасштабах десятиліть і століть.
Зовнішні впливи на океан здійснюються майже виключно посредствомвоздействія на нього атмосфери, завдяки потокам тепла, прісної води іколічества руху біля поверхні океану. Таким чином, еволюція клімату іеволюція океану взаємопов`язані.
Глибокі зони океану в набагато меншому ступені, ніж поверхневі зони, підкоряються закону географічної зональності, а частіше і новішими не подчіняются.Основние глибинні і придонні потоки води формуються в полярних областях інаправлени спочатку до протилежних полюсів (рис. 15). Більше чи менше іхучастіе до природних процесах у поверхні океану і зміна ступеня етогоучастія - найважливіший фактор зміни основних рис екосфери.
Глибинна (глибиною 2000-4000 м) і придонна (глибше 4000 м) зони Міровогоокеана складають 64% всього його обсягу. Температура води в цих зонах від 3 ° С і менш. Середня температура всієї маси Світового океану всього лише близько 4 ° Сблагодаря холодним глибинної і придонному товщ. Вертикальна ціркуляціяокеаніческіх вод під впливом різниці щільності води внаслідок відмінностей в еетемпературе і солоності викликає переміщення вод з поверхні в глубінниеслоі, де вона може опинитися ізольованою від атмосферних впливів, зберігаючи теплозапасов протягом тисячоліть і більш. Вивільнення або, навпаки, накопичення такого теплозапасов може виявитися вирішальним в долговременнихізмененіях клімату.
Відео: СВІТОВИЙ ОКЕАН під музику Шрі ЧІНМОЯ.avi
Низька температура Світового океану і його величезна теплова інерція іграютважнейшую палеогеографічну роль. Глибинні шари це не тільки добротнийтеплорегулятор системи Землі. Посилення або ослаблення теплообміну междуглубіннимі шарами океану і його поверхнею грає, мабуть, вирішальну рольв глибоких і довгострокових перетвореннях клімату Землі і, відповідно, візмененіях її ландшафтів. При цьому зміни теплообміну глибинних мас океанас поверхневими, а також і розподіл поверхневих течій могутізменяться протягом десятків років, тобто надзвичайно швидко, беручи вовніманіе розміри Світового океану, що може привести до настільки ж бистромуізмененію природної обстановки.
Світовий океан це також і величезний акумулятор речовин, що містить їх врастворенном вигляді в кількості близько 50 х 1015 т. (Нагадаємо, що середня концентрація розчинених речовин у морській воді, або еесоленость, - 35 г / л.) Солоність води змінюється в просторі, по її хіміческійсостав (в% від цілого) залишається постійним. Щорічний приплив солей в океанпрімерно на сім порядків (в 107 раз) менше їх змісту в океані. Ця обставина відіграє значну роль встабілізаціі біогеохімічних циклів і екосфери в цілому.
Океан містить близько 4 х 10¹-º- туглерода в розчині, у вигляді суспензій і в живих формах. На суші, у живихорганізмів, грунтах і розпадається органічній речовині, вуглецю приблизно у 20 разів менше. Фізико-хімічні умови в океані і взаємодія з німіморской біоти зумовлюють реакцію океану на зміну концентрацііуглекіслого газу в атмосфері. Вуглекислий газ з атмосфери розчиняється і воді поглинається з неї планктоном в процесі утворення первинної продукції (фотосинтезу). Цей процес потребує сонячному світлі, вуглекислому газі в водеі розчинених біогенних речовинах (з`єднаннях азоту, фосфору і другіххіміческіх елементів). Обмежуючим фактором звичайно бувають біогенні речовини.
Первинна продукція утворюється в верхніх, добре освітлених шарах води, кудабіогени надходять або з планктону, відмираючого на тих же глибинах, або ж ссуші і з атмосфери. При відмирання планктону містять вуглець остаткіопускаются в холодні глибинні шари океану і на дно. Зрештою, етотуглерод на значній глибині перетворюється бактеріями про растворімуюнеорганіческую форму, а мала його частина відкладається у вигляді донних опадів.
Цей процес, який іноді називають «біологічний насос», надзвичайно сложен.Біологіческій насос зменшує концентрацію вуглекислого газу в верхньому слоеокеана, а також і в атмосфері і збільшує загальний вміст вуглецю вглибині і придонному зонах океану. Біо-гео-хімічсскіе процеси, пов`язані споглощеніем вуглекислого газу, відбуваються переважно в поверхневій зонеокеана, тоді як глибинна і придонна зони грають найважливішу роль вдолгосрочной акумуляції вуглецю. Процес інтенсивно вивчається в настоящеевремя, але поки все ж зрозумілий недостатньо.
Основні риси рельєфу дна Світового океану
Будова океанічної земної кори відмінно від континентальної: отсутствуетгранітний шар, властивий останньої.
Товщина континентальної кори на рівні моря близько 30 км. Швидкість сейсміческіхволн у верхній її половині відповідає швидкостями в гранітних породах, а в нижній половині - швидкостями в базальтах. В океанах під п`ятикілометровий слоемводи знаходиться шар осадових порід товщиною в середньому 0,5 км, слойвулканіческіх порід - «фундамент» - потужністю 0,5 км, кора потужністю 4 км, і наглубіне близько 10 км починається мантія.
На дні Світового океану виділяються чотири зони.
Перша зона - підводна окраїна материків. Підводна окраїна материків - етозатопленная водами океану окраїна материків. Вона в свою чергу складається ізшельфа, материкового схилу і материкового підніжжя. Шельф - прибережна доннаяравніна з досить невеликими глибинами, по суті продовження окраіннихравнін суші. Велика частина шельфу має платформену структуру. На шельфенередкі залишкові (реліктові) форми рельєфу надводного походження, а такжереліктовие річкові, льодовикові відкладення. Це означає, що при четвертічнихотступаніях моря великі простори шельфу перетворювалися в сушу.
Відео: Підводні таємниці світового океану. Знайдено нове підводне царство
Зазвичай шельф закінчується на глибинах 100-200 м, а іноді і на великих довольнорезкім перегином, так званої бровкою шельфу. Нижче цієї бровки в сторонуокеана простягається материковий схил - вужча, ніж шельф, зонаокеаніческого або морського дна з ухилом поверхні в кілька градусов.Нередко материковий схил має вигляд уступу або серії уступів з крутизною від 10до декількох десятків градусів.
Друга - перехідна - зона сформувалася на стику материкових брил іокеаніческіх платформ. Вона складається з улоговин окраїнних морів, цепочекпреімущественно вулканічних островів у вигляді дуг і вузьких лінійних западин -глубоководних жолобів, з якими збігаються глибинні розломи, що йдуть подматерік.
На околицях Тихого океану, в районах Середземного, Карибського морів, моря Скоша (Скотія) підводні окраїни материків контактують з безпосередньо з ложемокеана, а з днищем улоговин окраїнних або Середземного морів. У цих котловінахкора субокеанічним типу. Вона дуже потужна головним чином за рахунок осадочногослоя. Із зовнішнього боку ці басейни огороджені величезними підводними хребтамі.Іногда їх вершини піднімаються над рівнем моря, утворюючи гірлянди вулканіческіхостровов (Курильські, Маріанські, Алеутські). Ці острови називають островнимідугамі.
З океанічної боку острівних дуг розташовані глибоководні жолоби -грандіозние материкова земна кора відсутня. Замість неї тут развітаземная, вузькі, але дуже глибокі (6 - 11 км глибини) депресії. Вони тянутсяпараллельно острівних дуг і відповідають виходам на поверхню Землі зонсверхглубінних розломів (так звані зони Беньоффа-Заварицкого). Разломипронікают в надра Землі на багато сотень кілометрів. Ці зони нахилені в сторонуконтінентов. До них приурочена переважна частина осередків землетрусів. Такимобразом, області глибоководних жолобів, острівних дуг і глибоководних окраіннихморей відрізняються бурхливим вулканізмом, різкими і надзвичайно швидкими двіженіяміземной кори, дуже високою сейсмічністю. Ці зони одержали назву переходнихзон.
Третя - основна - зона дна Світового океану - ложе океану, вона отлічаетсяразвітіем земної кори виключно океанічного типу. Ложе океану занімаетболее половини його площі на глибинах до 6 км. На ложі океану є гряди, плато, височини, які поділяють його на улоговини. Донні отложеніяпредставлени різними илами органогенного утворення та краснойглубоководной глиною, що виникла з тонких нерозчинних мінеральних частинок, космічного пилу і вулканічного попелу. На дні багато железомарганцевихконкрецій з домішками інших металів.
Океанічні хребти досить чітко поділяються на два типи: сводово-брилові іглибовие. Сводово-брилові структури є в основі склепінні, лінійно витягнуті підняття океанічної кори, зазвичай розбиті поперечниміразломамі на окремі блоки (Гавайський хребет, який утворює підводне основаніеодноіменного архіпелагу).
Крім хребтів у Світовому океані відомо чимало височин, або океаніческіхплато. Найбільше з них в Атлантичному океані - Бермудські плато. На егоповерхності - ряд підводних гір вулканічного походження.
Найпоширеніший тип рельєфу океанічних улоговин - рельєф абіссальниххолмов. Так називаються незліченні височини заввишки від 50 до 500 м, сдіаметром підстави від кількох сот метрів до десятка кілометрів, майже сплошьусеівающіе дно улоговин. Крім того, на дні океану відомо понад 10 тис.подводних гірських вершин. Деякі підводні роки з сплощеним вершінаміназивают гайотами. Вважають, що колись ці піки здіймалися над рівнем океану, поки їх вершини не були поступово зрізані хвилями.
Відео: Світовий океан володіє розумом. Документальний фільм
Два інших типи рельєфу - хвилясті і плоскі абісальні рівнини. Вони вознікліпосле часткового або повного поховання глибоководних пагорбів під товщею опадів.
Четверта зона виділяється в центральних частинах океанів. Це - найбільші формирельефа дна океану - серединно-океанічні хребти - гігантскіелінейнооріентірованние склепінні підняття земної кори. При утворенні сводасамие великі напруги виникають не його вершині, тут і утворюються розломи, за якими відбувається опускання частини склепіння, формуються грабени, т.н.ріфтовие долини. За цим ослабленим зонам земної кори спрямовується вверхматеріал мантії.
Починаючись в Північному Льодовитому океані невеликим хребтом Гаккеля, система етіхподнятій перетинає Норвезько-Гренландський басейн, включає Ісландію іпереходіт в грандіозні Північно-Атлантичний і Південно-Атлантичний хребти.Последній переходить в Західно-Індійський хребет вже в Індійському океані. Севернеепараллелі острова Родрігес одна гілка - Аравійському-Індійський хребет - йде насевер, продовжуючись поруч форм рельєфу дна Аденської затоки і Червоного моря, а одне гілка слід на схід і переходить в океанічні хребти Тіхогоокеана - Південно-Тихоокеанський і Східно-Тихоокеанське поднятія.Средінно- океанічні хребти, ймовірно, - молоді кайнозойські образованія.Поскольку хребти з`являються в результаті розтягування земної кори, пересеченипоперечнимі розломами і часто мають центральні рифтові долини, оніпредоставляют виняткову можливість для вивчення порід океанічної кори.
Осадконакопление - один з найважливіших факторів рельєфоутворення в океане.Ізвестно, що в Світовий океан щорічно надходить більше 21 млрд. Т твердихосадков, до 2 млрд. Т вулканічних продуктів, близько 5 млрд. Т вапняних ікремністих залишків організмів.
Ще по темі:
Властивості вод світового океану
Розподіл світових водних ресурсів
глибоководні жолоби
Роль річок на Землі
Промислові риби, світового океану
склад гідросфери
Серединно-океанічні хребти
Течії Світового океану
Тихоокеанське вогненне (вулканічне) кільце
