Какой океан имеет минимальную соленость поверхностных вод. Что такое соленость воды? Соленость вод Мирового океана. Какова основная причина движения морских вод

В водах Мирового океана растворено огромное количество химических элементов. Их достаточно, чтобы покрыть всю поверхность суши нашей планеты слоем в 240 м. Морская вода по массе состоит на 95 % из чистой воды и более 4 % из растворенных в ней солей, газов и взвешенных частиц. Поэтому морская вода отличается от воды пресных водоемов рядом особенностей: горько-соленым вкусом, удельным весом, прозрачностью, цветом, более агрессивным воздействием на строительные материалы.

Все это объясняется содержанием в морской воде значительного количества растворенных твердых веществ и газов, а также взвешенных частиц органического и неорганического происхождения.

Количество растворенных твердых минеральных веществ (солей), выраженное в граммах на килограмм (литр) морской воды называется ее соленостью.

Средняя соленость Мирового океана равна 35 ‰. В отдельных районах Мирового океана соленость может в широких пределах отклоняться от средней величины в зависимости от гидрологических и климатических условий.

В морской воде растворено много различных веществ, но представлены они неодинаково. Одни вещества содержатся в ней в сравнительно больших количествах (в граммах на 1 кг (литр) воды), другие - в количествах, исчисляемых лишь тысячными долями грамма на тонну воды. Эти вещества - микроэлементы, распространенные в морской воде.

Впервые состав морской воды был определен Дитмаром на основании исследования 77 проб, собранных в различных пунктах Мирового океана. Вся масса океанической воды представляет собой жидкое "рудное тело". В ней содержатся практически все элементы таблицы Менделеева.

Теоретически в морской воде находятся все известные химические элементы, но весовое их содержание различно. Выделяют две группы элементов, содержащихся в морской воде. К первой группе относятся 11 основных элементов, которые, собственно, и определяют свойства морской воды, главнейшие из них мы уже называли; ко второй группе относятся все остальные элементы - их часто называют микроэлементами, общее содержание которых не превышает 3 мг/кг. Так, например, в 1 кг морской воды содержится 3х10-7 г серебра, 5х10-7 золота, а такие элементы, как кобальт, никель, олово, обнаруживают только в крови морских животных, улавливающих их из воды.

Основные элементы находятся в морской воде обычно в виде соединений (солей), главными из которых являются:

1) хлориды (NaCl и MgCl), составляющие 88,7 % от веса всех растворенных в морской воде твердых веществ;

2) сульфаты (MgSO4, СаБ04,К2804), составляющие

3) карбонаты (CaCO3) - составляющие 0,3 %.

Изменение солености поверхностных вод Мирового океана по широтам. Соленость на поверхности океана в открытых его частях зависит главным образом от соотношения между количеством осадков и величиной испарения. Чем больше разность температуры воды и воздуха, скорости ветра, тем больше величина испарения.

Выпадение осадков уменьшает поверхностную соленость. Кроме того, существенное влияние на изменение солености оказывает перемешивание вод океанов и морей. В полярных областях соленость изменяется при таянии, образования льда. Вблизи устьев рек соленость зависит от стока пресной воды.

Все перечисленные факторы позволяют судить об изменении солености по широтам.

Колебания солености по широтам имеют примерно одинаковый характер для всех океанов. Соленость увеличивается в направлении от полюсов к тропикам, достигает максимального значения около 20-25 северных и южных широт и снова уменьшается на экваторе. Такая закономерность связана с режимом осадков и испарения.

В полосе пассатной циркуляции большую часть года сохраняется ясная, солнечная погода без осадков, постоянно дующие сильные ветры при достаточно высокой температуре воздуха, что вызывает интенсивное испарение, достигающее 3 м в год, в результате чего соленость поверхностных вод в тропических широтах океанов постоянно самая высокая.

В экваториальной зоне, где ветры очень редки, несмотря на высокую температуру воздуха, а выпадающие осадки обильны, наблюдается некоторое понижение солености.

В умеренной полосе осадки преобладают над испарением и соленость в связи с этим понижается.

Равномерное изменение поверхностной солености нарушается благодаря наличию океанических и прибрежных течений, а также в результате выноса пресных вод крупными реками (Конго, Амазонка, Миссисипи, Брахмапутра, Меконг, Хуанхэ, Тигр, Евфрат и др.).

Область самой высокой солености Мирового океана (S = 37,9 %), не считая некоторых морей, лежит к западу от Азорских островов. Соленость морей тем больше отличается от солености океана, чем меньше моря сообщаются с океаном, и зависит от их географического положения. Соленость вод большую, чем воды океана, имеют моря: Средиземное - на западе 37-38 %, на востоке 38-39 %; Красное - на юге 37 %, на севере 41 %; Персидский залив - на севере 40 %, в восточной части 41 %. Соленость на поверхности морей Евразии колеблется в широких пределах. В Азовском море в средней его части составляет 10-12 % , а у берегов 9,5 %; в Черном море - в средней части 18,5 %, а в северо-западной части 17 %; в Балтийском море при восточных ветрах 10 %, при западных и юго-западных 20-22 %, а в Финском заливе, в отдельные дождливые годы, при восточных ветрах соленость уменьшается до 2-3 % . Соленость полярных морей в удаленных от берега районах составляет 29-35 % и может несколько изменяться в зависимости от притока вод из других областей океана.

Бессточные моря (Каспийское и Аральское) имеют соответственно среднюю соленость 12,8 % и 10 %.

Изменение солености по глубине. По глубине заметные колебания солености происходят лишь до 1500 м, а ниже этого горизонта соленость меняется незначительно. В ряде мест величина солености стабилизируется начиная с меньшей глубины.

В приполярных областях при таянии льда соленость с глубиной повышается, а при образовании льда - понижается.

В умеренных широтах соленость мало изменяется с глубиной.

В субтропической зоне соленость быстро убывает до глубины 1000-1500 м.

В тропической зоне соленость нарастает до глубины 100 м, затем убывает до глубины 500 м, после чего незначительно увеличивается до глубины 1500 м и ниже остается неизменной.

На распределение солености по глубине так же, как и на поверхности, влияют горизонтальные перемещения и вертикальная циркуляция водных масс.

Распределение солености на поверхности Мирового океана на картах показано при помощи линий, называемых изогалины - т. е. линии равной солености.

В различные периоды года соленость тоже имеет свои колебания. Для анализа изменения солености во времени строится график - галиноизоплет, на котором по вертикальной оси выписывается величина солености, а по горизонтали - время наблюдения. Горизонтальное распределение солей на различных глубинах существенно отличается от распределения ее по поверхности. Это объясняется рядом причин. Одна из них состоит в том, что распределение воды в океане по слоям определяется ее плотностью, а так как температура воды с глубиной обычно понижается, то для устойчивого равновесия не требуется повышения солености по мере увеличения глубины. Соленость с глубиной может понижаться (анагалинность), возрастать (катагалинность) или оставаться неизменной (гомогалинность).

Так, например, в высоких широтах обильные осадки распресняют поверхностную воду, делают ее менее плотной, что вызывает большую устойчивость вод и препятствует перемешиванию. Поэтому в районах минимальной поверхностной солености не обязательно ожидать аналогичного положения солености на глубине. Большую роль в нарушении согласованности в горизонтальном распределении солености на поверхности и на глубинах играют глубинные течения. Так, в горизонте 75-150 м у экватора в Тихом и Атлантическом океанах уже не прослеживается вторичный минимум солености, свойственный поверхностным горизонтам. Здесь поверхностные воды подстилаются горизонтом высокосоленой воды (36 %о), глубинными экваториальными противотечениями Кромвела и Ломоносова.

Происхождение солей в Мировом океане. На вопрос о происхождении солей в Мировом океане ученые еще не дали определенного ответа. До недавнего времени имелись два предположения на этот счет. Согласно первому вода Мирового океана была соленой со времени его возникновения. Согласно второму океан осолонялся постепенно, вследствие выноса солей в океан реками и благодаря вулканической деятельности.

В подтверждение правильности первого предположения приводятся анализы состава древнейших отложений калийной соли, образовавшихся в отдаленные эры существования Земли. Эти отложения возникли вследствие усыхания морских бассейнов с соленой водой. Остатки древних морских организмов, сохранившихся в упомянутых отложениях, дают основания предполагать, что они существовали в соленых водах. К тому же вода является прекрасным растворителем, и невозможно предполагать, что воды первичного океана были пресными.

Очевидной является правильность второго предположения об изменчивости солености и солевого состава под влиянием речного стока и процессов дегазации Мантии Земли. И особенно справедливо это утверждение для периода, предшествовавшего появлению биологического регулятора солевого состава.

В последние годы выдвинута еще одна гипотеза по поводу про-исхождения солености Мирового океана, являющаяся как бы синтезом различных сторон рассмотренных только что предположений. Согласно этой гипотезе:

1. Воды первичного океана были солеными с момента его возникновения, но их соленость и солевой состав, безусловно, были иными, чем теперь.

2. Соленость Мирового океана и состав его солей по своему генезису являются результатом сложных и длительных процессов, связанных с историей развития Земли. Роль одного только речного стока хотя и может объяснить накопление всей массы солей по количеству, но недостаточна для объяснения существующего ныне состава. Поступление главнейших катионов в воды океана действительно обязано процессам выветривания горных пород и речному стоку, большинство же их, наверное, поступило из недр земных.

3. Соленость менялась в течение всего периода существования Мирового океана, как в сторону ее повышения, так и в сторону понижения, а не односторонне, как это следует согласно второму предположению. К концу палеозоя, судя по составу солей существующих тогда морей и впоследствии высохших, химический состав океана был уже близок к современному.

4. Соленость и состав воды меняются и в настоящее время, но этот процесс настолько медленный, что из-за недостаточной чувствительности методов химического анализа люди не могут заметить эти изменения. Смена геологических периодов, резко отличающихся характером горообразовательной, вулканической деятельности, а также климатическими условиями, появление жизни в океане - вехи, знаменующие направленность процесса изменчивости солевого состава и солености Мирового океана.

Включает в себя все моря и океаны Земли. Он занимает около 70% поверхности планеты, в нем находится 96% всей воды на планете. Мировой океан состоит из четырех океанов: Тихого, Атлантического, Индийского и Северного Ледовитого.

Размеры океанов Тихий — 179 млн. км2, Атлантический-91.6 млн. км2 Индийский — 76,2 млн. км2, Северный Ледовитый — 14,75 млн. км2

Границы между океанами, а также границы морей внутри океанов проводятся достаточно условно. Они определяются участками суши, разграничивающими водное пространство, внутренними течениями, разницей в температуре и солености.

Моря выделяют внутренние и окраинные. Внутренние моря достаточно глубоко вдаются в сушу (например, ), а окраинные прилегают к суше одним краем (например, Северное, Японское).

Тихий океан

Тихий — самый большой из океанов Он расположен и в северном, и в южном полушариях. На востоке его границей является побережье Северной и , на западе — побережье и , на юге — Антарктиды Ему принадлежат 20 морей и более 10 000 островов.

Поскольку Тихий океан захватывает почти все , кроме самых холодных,

он отличается разнообразием климата. над океаном колеблется от +30°

Температура воды в Атлантическом океане колеблется от -1 °С до + 26 °С, средняя температура воды +16°С.

Средняя соленость Атлантического океана 35%о.

Органический мир Атлантического океана отличается богатством зеленых растений, планктона.

Индийский океан

Большая часть Индийского океана расположена в теплых широтах, здесь господствуют влажные муссоны, определяющие климат и восточноазиатских стран. Южный край Индийского океана резко отличается холодным .

Течения Индийского океана меняют направление в зависимости от направления муссонов. Самые значительные течения — Муссонное, Пассатное и .

Индийский океан отличается разнообразным , существует несколько хребтов, между которыми расположены относительно глубокие котловины. Глубочайшая точка Индийского океана — Яванская впадина, 7 км 709 м.

Температура воды в Индийском океане колеблется от -1°С у берегов Антарктиды до +30°С , средняя температура воды +18°С.

Средняя соленость Индийского океана 35%о.

Северный ледовитый океан

Большая часть Северного ледовитого океана покрыта толщей льда — зимой это почти 90% поверхности океана. Только у берегов лед примерзает к суше, большая же часть льда дрейфует. Дрейфующий лед носит название «пак».

Океан полностью расположен в северных широтах, отличается холодным климатом.

В Северном ледовитом океане наблюдается ряд крупных течений: вдоль севера России проходит трансарктическое течение, в результате взаимодействия с более теплыми водами Атлантического океана рождается течение.

Рельеф Северного Ледовитого океана отличается развитым шельфом, особенно у берегов Евразии.

Вода подо льдом всегда имеет отрицательную температуру: -1,5 — -1°С. Летом вода в морях Северного ледовитого океана достигает +5 — +7 °С. Соленость воды океана значительно снижается летом из-за таяния льдов и, это касается евразийской части океана, полноводных сибирских рек. Так зимой соленость в разных частях 31-34% о, летом у берегов Сибири может быть до 20%о.

Морской транспорт — важнейший элемент международной торговли. Такие страны, как , и другие, отрезанные от материков и не имеющие достаточного количества собственных ресурсов, всецело зависят от . С этим связана потенциальная экологическая опасность: крушение судна, перевозящего нефть, мазут, уголь и другие , наносит серьезный урон .

Мировой океан – это совокупность четырёх океанов нашей планеты: Тихого, Атлантического, Индийского и Северного Ледовитого. Мировой океан омывает берега всех материков, но в отличие от суши он – единое пространство. Океан занимает 71% поверхности нашей планеты (около 360 млн км 2).

Дно океанов сложено трёхслойной земной корой океанического типа. В отличии от материковой земной коры она имеет меньшую мощность – 5-10 км. В рельефе дна океанов принято выделять следующие составные части: подводные окраины материков, переходная зона, ложе океана.

В отличие от материков действие внешних рельефообразующих процессов выражено в океанах значительно слабее. Вследствие этого дно океана по сравнению с земной поверхностью более однородно.

Средние глубины океана составляют около 3700 м, при этом в открытых его частях наименьшие глубины отмечаются в районах срединно-океанических хребтов, а максимальные приурочены к глубоководным желобам.

Водные массы Мирового океана характеризуются рядом свойств, главными из которых являются температура и солёность вод.

Температура воды Мирового океана изменяется как в горизонтальном, так и в вертикальном направлении. Температура поверхности вод изменяется зонально, понижаясь в направлении от экватора к полюсам. Это связано с тем, что земная поверхность у экватора в силу более отвесного падения солнечных лучей получает большее количество солнечного тепла. Температура поверхностных вод океана в районе экватора составляет 25˚-28˚. В районе Северного полюса температура поверхности вод может опускаться до 0˚ и даже чуть ниже (-1,3˚), так как солёная вода замерзает при отрицательных температурах.

С глубиной температура вод в Мировом океане понижается в связи с тем, что солнечные лучи не в состоянии обогреть всю водную толщу.

Средняя солёность Мирового океана – 35%, то есть в 1 литре океанической воды растворено 35 г солей. Солёный вкус морской воды объясняется присутствием хлоридов, а горький вкус ей придают соли магния. Показатель солёности поверхностных вод определяется соотношением количества атмосферных осадков и величины испарения. Большой приток атмосферной влаги распределяет воду, значительное испарение, напротив, повышает солёность, поскольку соли вместе с водой не испаряются. Наивысшая солёность вод свойственна тропическим широтам, а Красное море вообще является самым солёным морем мирового океана.

Воды Мирового океана находятся в постоянном движении. К основным видам динамики вод относятся волны (ветровые и цунами), течения, приливы и отливы.

Поверхностные течений могут возникать в связи с различными причинами. В соответствие с этим различают виды течений: ветровые (дрейфовые); при неравномерных распределениях температур или солености (плотностные); приливно-отливные в связи с притяжением Луны; градиентные при изменении атмосферного давления; стоковые; компенсационные при отливе соседней водной массы и др.

Однако главной причиной возникновения океанских течений являются ветры общей циркуляции атмосферы: пассаты, западный перенос и другие. В каждом из полушарий система течений образует своеобразные гигантские «восьмёрки».

По температуре течения делятся на тёплые и холодные. При этом абсолютная температура воды в данном случае не играет роли. Важна температура воды течения по отношению к окружающих вод. То есть тёплое течение – мощная струя более тёплой воды среди более холодной. Общее направление тёплых течений – от экватора к полюсам, холодных наоборот, – от полюсов к экватору. Океанские течения оказывают значительное влияние на климат прибрежных территорий, которые они омывают. Так, холодные течения препятствуя подъёму воздуха, способствуют уменьшению количества осадков. На субтропических побережьях, омываемых холодными течениями (Перуанское, Бенгальское), формируются береговые пустыни (Атакама, Намиб).

Мировой океан – место зарождения жизни на Земле. Условия существования живых организмов в воде более благоприятны по сравнению с сушей. Здесь отсутствуют резкие колебания температур, окружающая вода поддерживает тело организма в пространстве. Общее число видов живых организмов Мирового океана приближается к 160 тысячам. При этом большую часть биомассы океана, в отличие от суши, составляют животные.

Мировой океан имеет огромное значение в хозяйственной деятельности человека. Океан – источник природных ресурсов. Главное – биологические ресурсы: рыба, морепродукты, морской зверь, раковины, жемчуг и т.д. Кроме биологических начали активно использовать минеральные ресурсы, в первую очередь нефть и газ шельфовых зон. Огромны потенциальные энергетические ресурсы. Кроме того, по океану проходят важнейшие транспортные магистрали, обслуживающие мировую торговлю. Побережья океанов широко используются в рекреационных целях.

Остались вопросы? Хотите знать больше о Мировом океане?
Чтобы получить помощь репетитора – зарегистрируйтесь .
Первый урок – бесплатно!

сайт, при полном или частичном копировании материала ссылка на первоисточник обязательна.

Геологическая деятельность океанов и морей

Особенности рельефа океанического дна

Разрушительная и аккумулятивная деятельность моря

Осадконакопление в морях и океанах

Общие сведения о Мировом Океане

Океан – непрерывная водная оболочка Земли, окружающая материки и острова и обладающая общностью солевого состава. Мировой Океан составляет 94% гидросферы и занимает 70,8% земной поверхности. Он представляет собой гигантские депрессии земной поверхности, вмещающие основной объём гидросферы – около 1,35 км 3 . Части Мирового Океана, обособленные сушей или возвышениями подводного рельефа и отличающиеся от открытой части океана гидрологическим, метеорологическим и климатическим режимом называют морями . Условно морями называют также некоторые открытые части океанов (Саргассово море) и крупные озёра (Каспийское море). С геологической точки зрения современные моря являются молодыми образованиями: все они определились в очертаниях, близких к современным, в палеоген-неогеновое время, и окончательно оформились в антропогене. Формирование глубоких морей связано с тектоническими процессами, мелководные моря обычно возникли при затоплении водами Мирового океана окраинных частей материков (шельфовые моря). Затопление этих участков могло быть обусловлено двумя причинами: 1) поднятием уровня Мирового Океана (вследствие таяния четвертичных ледников) или 2) погружением земной коры.

Солёность и состав морских вод. Средняя солёность вод Мирового Океана составляет около 35 г/кг (или 35 ‰ - 35 промилле). Однако, это величина в разных частях Мирового Океана различна и зависит от степени связи с открытым океаном, климата, близости устьев крупных рек, таяния льдов и т.д.: в Красном море солёность достигает 42‰, тогда как в Балтийском она на превышает 3-6‰. Максимальная солёность отмечается в отделённых от моря лагунах и заливах, расположенных в аридных областях. Ещё одной причиной аномально высокой солёности может являться поставка солей с горячими водными растворами, что наблюдается в районах с активным тектоническим режимом; в некоторых придонных участках Красного моря, где выходят термальные рассолы, солёность достигает 310‰. Минимальная солёность характерна для морей, имеющих затруднённую связь с океаном и получающих значительное количество речных вод (солёность Чёрного моря 17-18‰), и акваторий вблизи устьев крупных рек.

Морская вода представляет собой раствор, содержащий более 40 химических элементов. Источниками солей служат речной сток и соли, поступающие в процессе вулканизма и гидротермальной деятельности, а также при подводном выветривании горных пород – гальмиролизе. Общая масса солей составляет около 49,2*10 15 т, этой массы достаточно, чтобы при испарении всех океанских вод поверхность планеты покрылась слоем слои толщиной 150 м. Наиболее распространёнными анионами и катионами в водах являются следующие (в порядке убывания): среди анионов Cl - , SO 4 2- , HCO 3 - , среди анионов Na + , Mg 2+ , Ca 2+ . Соответственно, в пересчёте на слои наибольшее количество приходится на NaCl (около 78%), MgCl 2 , MgSO 4 , CaSO 4 . В солевом составе морской воды преобладают хлориды (в то время как в речной больше карбонатов). Примечательно, что по химическому составу морская вода очень схожа с соляным составом крови человека. Соленый вкус воды зависит от содержания в ней хлористого натрия, горький вкус определяет хлористый магний, сульфаты натрия и магния. Слабощелочная реакция морской воды (pH 8,38-8,40) определяется преобладающей ролью щелочных и щелочноземельных элементов - натрия, кальция, магния, калия.

В водах морей и океанов растворено и значительное количество газов. Преимущественно это азот, кислород и СО 2 . При этом газовый состав морских вод несколько отличается от атмосферного - в морской воде, например, содержатся сероводород и метан.

Больше всего в морской воде растворено азота (10-15 мл/л), который, в силу своей химической инертности не участвует и не оказывает существенно влияния процессы осадконакопления и биологические процессы. Его усваивают только азото-фиксирующие бактерии, способные переводить свободный азот в его соединения. Поэтому по сравнению с другими газами содержание растворенного азота (а также аргона, неона и гелия), мало изменяется с глубиной и всегда близко к насыщению.

Кислород, поступающий в воды в процессе газового обмена с атмосферой и при фотосинтезе. Является весьма подвижным и химически активным компонент морских вод, поэтому его содержание весьма различным – от значительного до ничтожно малого; в поверхностных слоях океана его концентрация колеблется обычно от 5 до 9 мл/л. Поступление кислорода в глубинные океанические слои зависит от скорости его потребления (окисление органических компонентов, дыхание и пр.), от перемешивания вод и переноса их течениями. Растворимость кислорода в воде зависит от температуры и солености, в целом она уменьшается с повышением температуры, чем объясняется его низкое содержание в приэкваториальной зоне и более высокое в холодных водах высоких широт. С увеличением глубины содержание кислорода снижается, достигая значений 3,0-0,5 мл/л в слое кислородного минимума.

Углекислый газ содержится он в морской воде в незначительных концентрациях (не более 0,5 мл/л), но суммарное содержание двуокиси углерода примерно в 60 раз превосходит её количество в атмосфере. При этом играет важнейшую роль в биологических процессах (являясь источником углерода при построении живой клетки), влияет на глобальные климатические процессы (участвуя в газовом обмене с атмосферой), определяет особенности карбонатного осадконакопления. В морской воде оксиды углерода распространены в свободном виде (СО 2), в форме угольной кислоты и в форме аниона НСО 3– . В целом содержание СО 2 , также как и кислорода, уменьшается с повышением температуры, поэтому его максимальное содержание отмечается в холодных водах высоких широт и в глубинных зонах толщи вод. С глубиной концентрация СО 2 увеличивается, так как уменьшается его потребление при отсутствии фотосинтеза и увеличивается поступление оксида углерода при разложении органических остатков, особенно в слое кислородного минимума.

Сероводород в морской воде в значительном количестве отмечается водоемах с затрудненным водообменном (известным примером «сероводородного заражения» служит Чёрном море). Источниками сероводорода могут служить гидротермальныме воды, поступающие из глубин на дно океана, восстановление сульфатредуцирующими бактериями сульфатов при разложении мертвого органического вещества, выделение при гниении серосодержащих органических остатков. Кислород довольно быстро реагирует с сероводородом и сульфидами, окисляя их в конечном счете до сульфатов.

Важным для процессов океанского осадконакопления является растворимость карбонатов в морской воде. Кальция в морской воде содержится в среднем 400 мг/л, но огромное его количество связано в скелетах морских организмов, растворяющихся при отмирании последних. Поверхностные воды, как правило, насыщены по отношению к карбонату кальция, поэтому он не растворяется в верхней части водной толщи сразу после отмирания организмов. С глубиной воды становятся все более недосыщенными карбонатом кальция, и в итоге скорость на некоторой глубине скорость растворения карбонатного вещества равняется скорости его поступления. Этот уровень назван глубиной карбонатной компенсации . Глубина карбонатной компенсации варьирует в зависимости от химического состава и температуры морской воды в среднем составляя 4500 м. Ниже этого уровня карбонаты накапливаться не могут, что определяет смену существенно карбонатных осадков некарбонатными. Глубина, где концентрация карбонатов равна 10% от сухого вещества осадка называют критической глубиной карбонатонакопления (carbonate compensation depth ).

Особенности рельефа океанического дна

Шельф (или материковая отмель ) – слабонаклонённая выровненная часть подводной окраины континентов, прилегающая к берегам суши и характеризующаяся общим с ней геологическим строением. Глубина шельфа обычно до 100-200 м; ширина шельфа составляет от 1-3 км до 1500 км (шельф Баренцева моря). Внешняя граница шельфа очерчена перегибом рельефа дна - бровкой шельфа.

Современные шельфы в основном сформированы в результате затопления окраин континентов при подъёме уровня Мирового океана вследствие таяния ледников, а также из-за погружений участков земной поверхности, связанных с новейшими тектоническими движениями. Шельф существовал во все геологические периоды, в одни из них резко разрастаясь в размерах (например, в юрское и меловое время), в другие, занимая небольшие площади (пермь). Современная геологическая эпоха характеризуется умеренным развитием шельфовых морей.

Материковый склон является следующим из основных элементов подводной окраины материков; он расположен между шельфом и материковым подножием. Характеризуется более крутыми уклонами поверхности по сравнению с шельфом и ложем океана (в среднем 3-5 0 , иногда до 40 0) и значительной расчленённостью рельефа. Типичными формами рельефа являются ступени, параллельные бровке и основанию склона, а также подводные каньоны, обычно берущие начало ещё на шельфе и протягивающиеся до материкового подножия. Сейсмическими исследованиями, драгированием и глубоководным бурением установлено, что по геологическому строению материковый склон, как и шельф, представляет собой непосредственное продолжение структур, развитых на прилегающих участках материков.

Материковое подножие представляет собой шлейф аккумулятивных отложений, возникший у подножия материкового склона за счёт перемещения материала вниз по склону (путём мутьевых потоков, подводных оползней и обвалов) и осаждения взвеси. Глубина материкового подножия достигает 3,5 км и более. Геоморфологически оно представляет собой наклонную холмистую равнину. Аккумулятивные отложения, образующие материковое подножие, обычно наложены на ложе океана, представленное корой океанического типа, или располагаются частично на континентальной, частично на океанической коре.

Далее располагаются структуры, образованные на коре океанического типа. Крупнейшими элементами рельефа океанов (и Земли в целом) являются ложе океана и срединно-океанические хребты. Ложе океана хребтами, валами и возвышенностями делится на котловины, дно которых занято абиссальными равнинами. Эти области характеризуются стабильным тектоническим режимом, низкой сейсмической активностью и равнинным рельефом, что позволяет рассматривать их как океанские плиты –талассократоны . Геоморфологически эти области представлены абиссальными (глубоководными) аккумулятивными и холмистыми равнинами. Аккумулятивные равнины имеют выровненную поверхность слабонаклонную поверхность и развиты преимущественно по периферии океанов в областях значительного поступления осадочного материала с континентов. Их формирование связано с приносом и накоплением материала суспензионными потоками, что и определяет присущие им особенности: понижение поверхности от материкового подножия в сторону океана, наличие подводных долин, градационная слоистость осадков, выровненный рельеф. Последняя особенность определяется тем, что, продвигаясь вглубь океанских котловин, осадки погребают первичный расчленённый тектонический и вулканический рельеф. Холмистые абиссальные равнины отличаются расчленённым рельефом и небольшой мощностью осадков. Эти равнины типичны для внутренних частей котловин, удалённых от берегов. Важным элементом рельефа этих равнин являются вулканические поднятия и отдельные вулканические постройки.

Ещё одним элементом мегарельефа служат срединно-океанические хребты , представляющие собой мощную горную систему, протягивающуюся через все океаны. Общая протяжённость срединно-океанических хребтов (СОХ) более 60000 км, ширина 200-1200 км, высота 1-3 км. В некоторых районах вершины СОХ образуют вулканические острова (Исландия). Рельеф расчленённый, формы рельефа ориентированны преимущественно параллельно протяжению хребта. Осадочный чехол маломощный, представленный карбонатными биогенными илами и вулканогенными образованиями. Возраст осадочных толщ удревняется по мере удаления от осевых частей хребта; в осевых зонах осадочный покров отсутствует или представлен современными отложениями. Области СОХ характеризуются интенсивным проявлением эндогенной активности: сейсмичностью, вулканизмом, высоким тепловым потоком.

Зоны СОХ приурочены к границам раздвижения литосферных плит, здесь протекает процесс формирования новой океанической коры за счёт поступающих мантийных расплавов.

Особого внимания заслуживают зоны перехода от континентальной к океанической коре – окраины континентов. Выделяют два типа континентальных окраин: тектонически активные и тектонически пассивные.

Пассивные окраины представляют собой непосредственное продолжение континентальных блоков, затопленное водами морей и океанов. Они включают в себя шельф, континентальный склон и континентальное подножие и характеризуются отсутствием проявлений эндогенной активности. Активные окарины приурочены к границам литосферных плит, вдоль которых происходит поддвигание океанических плит под континентальные. Эти окарины характеризуются активной эндогенной активностью, к ним приурочены области сейсмической активности и современного вулканизма. Среди активных окарин по строению выделяются два основных типа: западно-тихоокеанский (островодужный) и восточно-тихоокеанский (андский). Основными элементами окраин западно-тихоокеанского типа служат глубоководные желоба, вулканические островные дуги и окраинные (или междуговые) морские бассейны. Область глубоководного желоба соответствует границе, на которой происходит поддвигание плиты с корой океанского типа. Плавление части погружающейся плиты и расположенных выше пород литосферы (связанное с поступлением воды в составе погружающееся плиты, резко понижающей температуру плавления пород) приводит к образованию магматических очагов, из которых происходит поступление на поверхность расплавов. За счёт активного вулканизма, образуются вулканические острова, протягивающиеся параллельно границе погружения плиты. Окраины восточно-тихоокеанского типа отличаются отсутствием вулканических дуг (вулканизм проявлен непосредственно на окраине суши) и окраинных бассейнов. Глубоководный желоб сменяется крутым континентальным склоном и узким шельфом.

Разрушительная и аккумулятивная деятельность моря

Абразия (от лат. « abrasion» – соскабливание, сбривание ) – процесс разрушения пород волнами и течениями. Абразия наиболее интенсивно протекает у самого берега под действием прибоя.

Разрушение горных пород берега слагается из следующих факторов:

· удар волны (сила которого достигает при штормах 30-40 т/м 2);

· абразивное действие обломочного материала, приносимого волной;

· растворение пород;

· сжатие воздуха в порах и полостях породы во время удара волн, которое приводит к растрескиванию пород под воздействием высокого давления;

· термоабразия, проявляющаяся в протаивании мёрзлых пород и ледяных берегов, и другие виды воздействия на берега.

Воздействие процесса абразии проявляется до глубины нескольких десятков метров, а в океанах до 100 м и более.

Воздействие абразии на берега приводит к формированию обломочных отложений и определённых форм рельефа. Процесс абразия протекает следующим образом. Ударяя о берег, волна постепенно вырабатывает в его основании углубление –волноприбойную нишу , над которой нависает карниз. По мере углубления волноприбойной ниши под действием силы тяжести карниз обрушивается, обломки оказываются у подножия берега и под действием волн превращаются в песок и гальку.

Образовавшийся в результате абразии обрыв или крутой уступ называют клиф . На месте отступающего обрыва формируетсяабразионная терраса , или бенч (англ. «bench» ), состоящая из коренных пород. Клиф может граничить непосредственно с бенчем или отделяться от последнего пляжем. Поперечный профиль абразионной террасы имеет вид выпуклой кривой с малыми уклонами у берега и большими у основания террасы. Образующийся обломочный материал уносится от берега, образуя подводные аккумулятивные террасы .

По мере развития абразионных и аккумулятивных террас волны оказываются на мелководье, забуруниваются и теряют энергию не доходя до коренного берега, из-за этого процесс абразии прекращается.

В зависимости от характера протекающих процессов берега можно разделить на абразионные и аккумулятивные.

А, Б, В - различные стадии отступания берегового обрыва, разрушаемого абразией; А 1 , Б 2 , В 3 - различные стадии развития подводной аккумулятивной террасы.

Волны осуществляют не только разрушительную работу, но и работу по перемещению и аккумуляции обломочного материала. Набегающая волна выносит гальку и песок, которые остаются на берегу при отступании волны, так образуются пляжи. Пляжем (от франц. «plage» - отлогий морской берег ) называют полосу наносов на морском побережье в зоне действия прибойного потока. Морфологически выделяются пляжи полного профиля, имеющие вид пологого вала, и пляжи неполного профиля, представляющие собой наклонённое в сторону моря скопление наносов, примыкающее тыльной стороной к подножию берегового обрыва. Пляжи полного профиля характерны для аккумулятивных берегов, неполного – преимущественно для абразионных берегов.

При забурунивании волн на глубинах в первые метры, отлагаемый под водой материал (песок, гравий или ракуша) образует подводный песчаный вал . Иногда подводный аккумулятивный вал, разрастаясь, выступает над поверхностью воды, протягиваясь параллельно берегу. Такие валы называются барами (от франц. «barre» - преграда, отмель ).

Формирование бара может приводить к отделению прибрежной части морского бассейна от основной акватории – образуются лагуны. Лагуна (от лат. «lacus» - озеро ) представляет собой неглубокий естественный водный бассейн, отделённый от моря баром или соединяющийся с морем узким проливом (или проливами). Основной особенностью лагун является отличие солёности вод и биологических сообществ.

Осадконакопление в морях и океанах

В морях и океанах накапливаются различные осадки, которые по происхождению можно разделить на следующие группы:

· терригенные, образующиеся за счет накопления продуктов механического разрушения горных пород;

· биогенные, формирующиеся за счёт жизнедеятельности и отмирания организмов;

· хемогенные, связанные с выпадением из морской воды;

· вулканогенные, накапливающиеся в результате подводных извержений и за счёт принесённых с суши продуктов извержений;

· полигенные, т.е. смешанные осадки, образующиеся за счёт материала разного происхождения.

В целом, вещественный состав донных осадков определяется следующими факторами:

· глубиной области осадконакопления и рельефом дна;

· гидродинамическими условиями (наличием течений, влиянием волновой деятельности);

· характером поставляемого осадочного материала (определяемого климатической зональностью и удалённостью от континентов);

· биологической продуктивностью (морские организмы извлекают из воды минеральные вещества и поставляют их на дно после отмирания (в виде раковин, коралловых построек и пр.));

· вулканизмом и гидротермальной деятельностью.

Одним из определяющих факторов является глубина, позволяющая выделять несколько зон, отличающихся особенностями осадконакопления. Литораль (от лат. «litoralis» - береговой) - пограничная полоса между сушей и морем, регулярно затопляемая во время прилива и осушаемая при отливе. Литораль представляет собой зону морского дна, расположенную между уровнями самого высокого прилива и самого низкого отлива. Неритовая зона соответствует глубинам шельфа (от греч. «erites» - морской моллюск). Батиальная зона (от греч. «глубокий») примерно соответствует области континентального склона и подножия и глубинам 200 – 2500 м. Эта зона характеризуется следующими экологическими условиями: значительное давление, почти полное отсутствие света, незначительные сезонные колебания температуры и плотности воды; в составе органического мира преобладают представители зообентоса и рыбы, растительный мир весьма беден из-за отсутствия света.Абиссальная зона (от греч. «бездонный») соответствует морским глубинам более 2500 м, что отвечает глубоководным котловинам. Воды этой зоны характеризуются относительно слабой подвижностью, постоянно низкой температурой (1-2 0 C, в полярных областях ниже 0 0 C), постоянной солёностью; здесь полностью отсутствует солнечный свет и достигаются огромные давления, что определяют своеобразие и бедность органического мира. Участки, глубиной более 6000 м обычно выделяют какультраабиссальные зоны , соответствующие наиболее глубоким участкам котловин и глубоководным желобам.

Главным признаком, отличающим воды Мирового океана от вод суши, является их высокая соленость . Количество граммов веществ, растворенных в 1 литре воды, называют соленостью.

Морская вода - это раствор 44 химических элементов, но первостепенную роль в ней играют соли. Поваренная соль придает воде соленый вкус, а магниевая - горький. Соленость выражается в промилле (%о). Это тысячная доля числа. В литре океанической воды растворено в среднем 35 граммов различных веществ, значит, соленость будет 35%о.

Количество солей, растворенных в , будет примерно 49,2 10 тонн. Для того чтобы наглядно представить себе, насколько велика эта масса, можно привести следующее сравнение. Если всю морскую соль в сухом виде распределить по поверхности всей суши, то та окажется покрытой слоем толщиной в 150 м.

Соленость вод океана не везде одинакова. На величину солености влияют следующие процессы:

• испарение воды. При этом процессе соли с водой не испаряются;
• льдообразование;
• выпадение , понижающих соленость;
• . Соленость вод океана у материков значительно меньше, чем в центре океана, так как воды опресняют ее;
• таяние льдов.

Такие процессы, как испарение и льдообразование, способствуют повышению солености, а выпадение осадков, сток речных вод, таяние льдов понижают ее. Главную роль в изменении солености играют испарение и выпадение осадков. Поэтому соленость поверхностных слоев океана, так же как и температура, зависит от , связанных с широтой.