Де більше бактерій – в океані чи у міській каналізації? За даними англійського мікробіолога Томаса Кертіса, мілілітр океанської води містить у середньому 160 видів бактерій, грам грунту – від 6400 до 38 000 видів, а мілілітр стічних вод з міської каналізації, як не

Едем у Тихому океані На островах Галапагос вирішено створити біологічну станцію! Цю радісну звістку я отримав навесні 1957 року, коли готувався до експедиції до Індо-Малайської області. Міжнародний союзохорони природи та ЮНЕСКО запропонували мені відправитися на

Найвищий шар океану (ВПС + сезонний термоклін) вимагає набагато більше детального опису. Цьому питанню буде присвячений наступний параграф.

У більш важливому динамічному формулюванні за допомогою частоти Вяйссяля-Брента N шар стрибка щільності стратифікований помітно більш стійко (Л З-10 2 с-1), ніж тропосфера в цілому, в якій дТ/дгж 6,5 ° С/км і Л/ 10-2 с“1, хоч і менш стійко, ніж сильні атмосферні інверсії (ТУ «1,7-10-1 с-1). При повсюдному поширенні шару стрибка щільності в океані і рідкості сильних інверсій в атмосфері цим пояснюється набагато ширше поширення внутрішніх хвиль в океані порівняно з атмосферою.

Найбільш активний верхній шар океану, де панує жива речовинапланктон, до 150-200 м. Забруднення піддаються тут впливу живих організмів. Останні пов'язують дуже багато розчинених і завислих речовин. Такої потужної біофільтраційної системи на суші не існує.

Своєрідною зоною Світового океану, що характеризується високою рибопродуктивністю, є апвеллінг, тобто. підйом вод із глибини у верхні шари океану, як правило, на західних берегах контингентів.

Нагрівач – тепла вода з верхніх шарів океану. Найбільш висока температура води спостерігається в Перській затоці у серпні – понад 33 °С (а найвища температура води зафіксована у Червоному морі – плюс 36 °С). Але на максимальну температуру розраховувати перетворювач не можна: вона зустрічається на обмежених ділянках Світового океану, а великі райони мають температуру поверхневого шару близько 25 °С. Це досить висока температура, за якої киплять багато рідини. Д'Арсонваль запропонував застосувати як робочу рідину аміак - рідину з температурою; кипіння мінус 33,4 “С, яка добре кипітиме ■ при 25 °С. При нормальній температурі (20 ° С) аміак - безбарвний газз їдким запахом. При підвищенні тиску газоподібний аміак знову перетворюється на рідину. При 20 °З цього тиск треба підвищити до 8,46 атм, але за 5 °З - значно меньше.[ ...]

Енергоактивні області Світового океану – це мінімальні структурні складові, що беруть участь у формуванні великомасштабного обміну теплом між океаном та атмосферою. Займаючи «20 % площі Світового океану, вони відповідають за «40 % загального теплообміну в системі океан-атмосфера-суша. Це області максимальної неузгодженості між тепловими та вологими полями верхнього шару океану та планетарного прикордонного шару атмосфери: саме тут інтенсивність роботи за узгодженням цих полів максимальна. І хоча ми стверджуємо, що ЕАО - характерні структури у великомасштабних полях, це означає, що просторове їх розташування жорстко фіксовано, а інтенсивність постійна. Цим же областям притаманні максимальні діапазони мінливості потоків тепла, що говорить про те, що вони є найбільш інформативними акваторіями для стеження за станом кліматичної системи. Тобто всі вони одночасно можуть не перебувати в активному стані, але саме в цих сферах у певній поліциклічній послідовності формується і збуджується найбільш активний локальний теплообмін.

Внаслідок дії цих факторів верхній шар океану зазвичай добре перемішаний. Він так п називається – перемішаний. Товщина його залежить від пори року, сили вітру та географічного району. Наприклад, влітку в штиль товщина перемішаного шару на Чорному морі всього 20-30 м. А в Тихому океані поблизу екватора було виявлено (експедицією на науково-дослідному судні «Дмитро Менделєєв») перемішаний шар завтовшки близько 700 м. Від поверхні до глибини 700 м розташовувався шар теплої та прозорої води з температурою близько 27 °С. Цей район Тихого океануза своїми гідрофізичними властивостями схожий на Саргасове море в Атлантичному океані. Взимку на Чорному морі перемішаний шар у 3-4 рази товщі за літній, його глибина доходить до 100-120 м. Така велика різниця пояснюється інтенсивним перемішуванням у зимовий час: чим сильніший вітер, тим більше хвилювання на поверхні та сильніше йде перемішування. Такий шар стрибка називають ще сезонним, оскільки глибина залягання шару залежить від сезону року.

АПВЕЛЛІНГ [англ. upwelling] - підйом вод із глибини у верхні шари океану (моря). Звичайний на західних берегах континентів, де вітри відганяють поверхневі води від берега, які місце займають багаті біогенними речовинами холодні маси води.[ ...]

Обмін вуглекислим газом відбувається також між атмосферою та океаном. У верхніх шарах океану розчинена велика кількість Вуглекислий газ, що у рівновазі з атмосферним. Усього в гідросфері міститься близько 13-1013 т розчиненого вуглекислого газу, а в атмосфері – у 60 разів менше. Життя Землі і газовий баланс атмосфери підтримуються щодо невеликими кількостями вуглецю, що у малому кругообігу і міститься у рослинних тканинах (5-1011 т), в тканинах тварин (5-109 т). Кругообіг вуглецю у біосферних процесах представлений рис. 2. […]

Загалом слід зазначити, що амплітуда річних коливань температури у верхніх шарах океану трохи більше 10-15°С, у континентальних водах -30-35°С.[ ...]

Кисле А. В., Семенченко Б. А., Тужілкін В. С. Про фактори мінливості структури верхнього шару океану в тропіках//Метеорологія та гідрологія, № 4, 1983, с. 84-89.

Біосфера сконцентрована переважно у вигляді відносно тонкої плівки на поверхні суші і переважно (але не виключно) у верхніх шарах океану. Вона не може функціонувати без тісної взаємодії з атмосферою, гідросферою та літосферою, а педосфера без живих організмів просто не існувала б.

Можливі та інші інтегральні показники. Так, для моделювання розподілу сайри в Тихому океані такою інтегральною характеристикою виявилася температура у верхньому шарі океану, оскільки розподіл течій, водних мас, солоності та інших гідрологічних та гідрохімічних показників північно-західної частини Тихого океану тісно корелює з розподілом температури води верхнього шару. ).[...]

Нагрів зверху (контактним чином і через сильне поглинання водою проникаючого в неї світла) і опріснення (опадами, що випадають, стоком річок, таненням льоду) можуть впливати лише на дуже тонкий верхній шар океану, всього в десятки метрів, так як через гідростатичну стійкості нагрітого або опрісненого шару він не може самостійно перемішуватися з нижчою водою, а вимушене перемішування, що створюється поверхневими хвилями, що обрушуються, проникає неглибоко (перемішування ж в турбулентних плямах, що утворюються в місцях гідродинамічної нестійкості внутрішніх хвиль, в середньому дуже слабко і , Вкрай повільно).

Якщо рівняння (4.9.2) або його еквівалентну форму зі штрихами у змінних проінтегрувати по всьому океану, то отримаємо те саме очевидне протиріччя, як і у випадку з рівнянням механічної енергії. На великих масштабах є приплив через поверхню океану (оскільки солоність поверхні висока там, де є потік солі в океан, див., наприклад), але втрати солі за рахунок дифузії незначні на великих масштабах. Як і у випадку з енергією, має місце перенесення солоності від одного масштабу до іншого через нелінійного адвективного члена (4.3.8), причому істотний внесок у праву частину (4.9.2) роблять дуже малі масштаби. За оцінкою, середньоквадратичний градієнт солоності у верхньому шарі океану в 1000 разів перевищує середній градієнт.

Сполуки азоту (нітрати, нітрити) в розчинах надходять в організми рослин, беручи участь в утворенні органічної речовини (амінокислоти, складні білки). Частина сполук азоту виноситься у річки, моря, проникає у підземні води. Зі сполук, розчинених у морській воді, азот поглинається водними організмами, а після їх відмирання переміщається в глиб океану. Тому концентрація азоту у верхніх шарах океану помітно зростає.

Аналіз причин існуючого фазового співвідношення між річними температурними коливаннями в повітрі та воді наводиться на основі модельних інтерпретацій річного ходу. Як правило, такі моделі виходять із рівняння перенесення тепла, в якому різні автори з різним ступенем повноти враховують фактори формування циклічності в океані та в атмосфері. А. А. Пивоваров та Во Ван Лань побудували нелінійну модель для стратифікованого океану та врахували об'ємне поглинання променистої енергії верхнім шаром океану. В аналізується добовий перебіг температур поверхні води та повітря. Отримано відставання по фазі температури повітря від температури води, що не узгоджується з емпіричними даними, згідно з якими і добовому ходітемпература повітря випереджає температуру води.

Гумінова і стеаринова кислоти, що зустрічаються в природі, які є звичайними домішками багатьох стічних вод, також сильно уповільнювали утворення кальциту. Це пригнічення, ймовірно, викликається адсорбцією аніону кислоти, оскільки в умовах експерименту переважають іонні форми цих сполук. Сьюес і Майєрс і Квайн виявили, що стеаринова кислота та інші природні органічні речовиниможуть сильно адсорбуватись при контакті карбонату кальцію з морською водою. Мабуть, такою адсорбцією пояснюється пригнічення утворення карбонату кальцію у верхніх шарах океану. У присутності стеаринової кислоти (1-1О-4 М) відбувається в незначній мірі, але реакція кристалізації, що піддається вимірюванню (див. рис. 3.4), яка показує, що ця кислота не так повно інгібує реакцію кристалізації, як метафосфат. ]

Другий спеціальний експеримент з вивчення синоптичної мінливості океанських течій («Полігон-70») був проведений радянськими океанологами на чолі з Інститутом океанології АН СРСР у лютому-вересні 1970 р. у північній пасатній зоні Атлантики, де протягом шести місяців були здійснені безперервні виміри на 10 глибинах від 25 до 1500 м на 17 заякорених буйкових станціях, що утворювали хрест розмірами 200X200 км з центром у точці 16 ° ЗГ 14, 33 ° 30 Ш, і був також виконаний ряд гідрологічних зйомок.

Величезний контраст теплозапасу в океані набагато перевершує як потенційну енергію нахилу рівня, так і енергію щільності диференціації вод. Самі теплові відмінності вод, зазвичай, формуються великих просторах і супроводжуються плавними просторово протяжними рухами конвективного типу. У нерівномірно прогрітих водах з щільностями, що змінюються в просторі, існують горизонтальні градієнти, які можуть бути і джерелами локальних рухів. У разі в них переходить частина доступної потенційної енергії. Якщо при її обчисленні виходити з різниці запасів потенційних енергій двох сусідніх рівних обсягівз різними щільностями у верхніх частинах, то для всього океану ми приходимо до тієї оцінки, яку раніше визначили, як енергію диференціації щільності, тобто до 1018 - Ю19 Дж. Вік вод верхнього шару океану (1000 м) оцінюється 10-20 роками. Зі зіставлення енергії теплового розмаїття вод океану і розмаїття надходження сонячної енергії до теплим і холодним водам океану [(1-3) -1023 Дж/год] слід, що з накопичення цього розмаїття потрібно приблизно 10- 15 років. Тоді можна орієнтовно прийняти, що основні риси щільності диференціації верхнього шару сформуються за 10 років. Десята частина цієї енергії щорічно передається механічним рухамокеану. Отже, щорічне надходження енергії в результаті бароклінної нестійкості орієнтовно слід оцінити приблизно в 1018 Дж.

У 1905 р. шведський вчений В. Екман створив теорію вітрової течії, яка отримала математичне та графічне вираження, відоме як спіраль Екмана. Згідно з нею, потік води має бути спрямований під прямим кутом до напрямку вітру, з глибиною він настільки відхиляється силою Коріоліса, що починає текти у протилежному вітрі напрямку. Один із наслідків перенесення води, за теорією Екмена, полягає в тому, що пасатні вітри стають причиною зміщення потоку, спрямованого на північ і південь від екватора. Для компенсації відтоку відбувається підйом холодних глибинних вод. Ось чому температура поверхневої води на екваторі виявляється нижчою на 2-3°С, ніж у сусідніх із ним тропічних областях. Повільний підйом глибинних вод у верхні шари океану називають апвеллінгом, а опускання - даунвеллінгом.

Водний простір поза сушею називається Світовим океаном. Води Світового океану займають близько 70,8 % площі поверхні нашої планети (361 млн. км 2 ) і відіграють важливу роль розвитку географічної оболонки.

Світовий океан містить 965% вод гідросфери. Обсяг його вод дорівнює 1336 млн. км 3 . Середня глибина дорівнює 3711 м, максимальна - 11022 м. Переважні глибини від 3000 до 6000 м. На них припадає 78,9% площі.

Температура поверхні води від 0°С та нижче в полярних широтах до +32°С у тропіках (Червоне море). До придонних шарів вона знижується до +1°С та нижче. Середня солоність - близько 35 ‰, максимальна - 42 ‰ (Червоне море).

Світовий океан поділяється на океани, моря, затоки, протоки.

Межі океанів не завжди і не скрізь проходять берегами материків, нерідко вони проводяться досить умовно. Кожен океан має комплекс лише йому властивих якостей. Для кожного з них характерна своя система течій, система припливів і відливів, специфічний розподіл солоності, свій температурний і льодовий режим, своя циркуляція з повітряними течіями, характер глибин і панівні донні відкладення. Виділяють Тихий (Великий), Атлантичний, Індійський та Північний Льодовитий океани. Іноді виділяють і Південний океан.

Море - Значна акваторія океану, більш-менш відокремлена від нього сушею або підводними підняттями і відрізняється своїми природними умовами(глибина, рельєф дна, температура, солоність, хвилювання, течії, припливи, органічне життя).

Залежно від характеру контакту материків та океанівморя поділяються на такі три типи:

1. Середземні моря:розташовуються між двома материками або перебувають у поясах розлому земної кори; вони характеризуються сильною порізаністю берегової лінії, різким перепадом глибин, сейсмічності і вулканізмом (Саргасове море, Червоне море, Середземне море, Мармурове море та ін.).

2. Внутрішні моря: глибоко вдаються у сушу, розташовуються всередині материків, між островами чи материками чи межах архіпелагу, значно відокремлені від океану, характеризуються невеликими глибинами (Біле море, Балтійське море, Гудзонове море та інших.).

3. Окраїнні моря: розташовуються по околицях материків та великих островів, на материкових мілинах та схилах. Вони широко відкриті у бік океану (Норвезьке море, Карське море, Охотське море, Японське море, Жовте море та інших.).

Географічне положення моря багато в чому визначає його гідрологічний режим. Внутрішні моря слабко пов'язані з океаном, тому солоність їхньої води, течії та припливи помітно відрізняються від океанських. Режим околиць морів по суті океанічний. Більшість морів знаходиться біля північних материків, особливо біля берегів Євразії.

Затока - Частина океану або моря, що вдається в сушу, але має вільний водообмін з рештою акваторією, слабо відрізняється від неї по природним особливостямта режиму. Не завжди вловима різниця між морем та затокою. У принципі затока менша за море; кожне море утворює затоки, а навпаки не буває. Історично склалося так, що у Старому світі і невеликі акваторії, наприклад Азовське та Мармурове, називаються морями, а в Америці та Австралії, де назви давали європейські першовідкривачі, навіть великі моря називаються затоками – Гудзонов, Мексиканська. Іноді однакові акваторії називаються одна морем, інша – затокою (Аравійське море, Бенгальська затока).

Залежно від походження, будови берега, форми та розмірів затоки називаються бухтами, фіордами, лиманами, лагунами:

Бухти (гавані)– затоки невеликих розмірів, захищені від хвилювання та вітрів мисами, що виступають у морі. Є зручними для стоянки суден (Новоросійська, Севастопольська – Чорне море, Золотий Ріг – Японське море та ін.).

Фіорди- Вузькі, глибокі, довгі затоки з виступаючими, крутими, скелястими берегами і коритоподібним профілем, часто від моря відокремлюються підводними порогами. Довжина деяких може сягати понад 200 км, глибина – понад 1000 м. Їхнє походження пов'язане з розломами та ерозійною діяльністю четвертинних льодовиків (узбережжя Норвегії, Гренландії, Чилі).

Лимани– мілководні затоки, що глибоко вдаються в сушу, з косами і пересипами. Вони утворюються у розширених гирлах річок при опусканні берегової суші (Дніпровський, Дністровський лимани у Чорному морі).

Лагуни– витягнуті вздовж берега мілководні затоки з солоною або солонуватою водою, відокремлені від моря косами, або з'єднані з морем вузькою протокою (добре розвинені на узбережжі Мексиканської затоки).

Губи- дрібні затоки, в які зазвичай впадають великі річки. Тут вода сильно опріснена, за кольором різко відрізняється від води прилеглої ділянки моря і має жовтуваті та коричневі відтінки (Пенжинська губа).

Протоки – відносно вузькі водні простори, що з'єднують окремі частини Світового океану та ділянки суші. За характером водообміну поділяються на: проточні- Течії спрямовані по всьому поперечному перерізу в один бік; обмінні– води рухаються у протилежних напрямках. Вони водообмін може відбуватися по вертикалі (Босфор) чи горизонталі (Лаперуза, Девисов).

СтруктуроюСвітового океану називається його будова – вертикальна стратифікація вод, горизонтальна (географічна) поясність, характер водяних мас та океанічних фронтів.

У вертикальному розрізі товща води розпадається великі шари, аналогічні шарам атмосфери. Виділяються такі чотири сфери (шару):

Верхня сфераформується безпосереднім обміном енергією та речовиною з тропосферою. Вона охоплює шар 200–300 м потужності. Ця верхня сфера характеризується інтенсивним перемішуванням, проникненням світла та значними коливаннями температури.

Проміжна сферапростягається до глибин 1500-2000 м; її води утворюються з поверхневих водпри їхньому опусканні. При цьому вони охолоджуються та ущільнюються, а потім перемішуються у горизонтальних напрямках, переважно із зональною складовою. Вони виділяються в полярних областях підвищеною температурою, в помірних широтах та тропічних областях зниженою або підвищеною солоністю. Переважають горизонтальні перенесення водяних мас.

Глибинна сферане доходить до дна приблизно на 1000 м. Цій сфері властива певна однорідність. Її потужність становить близько 2000 м і вона концентрує понад 50% усієї води Світового океану.

Придонна сферазаймає нижній шар товщі океану і простягається на відстань приблизно 1000 м від дна. Води цієї сфери утворюються в холодних поясах, в Арктиці та Антарктиці та переміщаються на величезних просторах по глибоких улоговинах та жолобах, відрізняються найнижчими температурами та найбільшою щільністю. Вони сприймають тепло з надр Землі та взаємодіють із дном океану. Тому за свого руху вони значно трансформуються.

Водною масою називається порівняно великий об'єм води, що формується у певній акваторії Світового океану і має протягом тривалого часу майже постійні фізичні (температура, світло), хімічні (гази) та біологічні (планктон) властивості. Одна маса від іншої відокремлюється океанським фронтом.

Виділяються такі типи водних мас:

1.Екваторіальні водні маси характеризуються найвищою у відкритому океані температурою, зниженою солоністю (до 34-32 ‰), мінімальною щільністю, великим вмістом кисню та фосфатів.

2.Тропічні та субтропічні водні маси створюються в областях тропічних атмосферних антициклонів і характеризуються підвищеною солоністю (до 37 ‰ і більше) та великою прозорістю, бідністю поживними солями та планктоном. У екологічному відношеннівони є океанські пустелі.

3. Помірні водні маси розташовуються в помірних широтах і відрізняються великою мінливістю властивостей як за географічними широтами, так і по сезонах року. Для помірних водних мас характерний інтенсивний обмін теплом та вологою з атмосферою.

4.Полярні водні маси Арктики та Антарктики характеризуються найнижчою температурою, найбільшою щільністю, підвищеним вмістом кисню. Води Антарктики інтенсивно занурюються у придонну сферу та забезпечують її киснем.

Води Світового океану перебувають у безперервному русіта перемішуванні. Хвилювання- коливальні рухи води, течії- Поступальні. Головна причинахвилювань (хвиль) на поверхні – вітер при швидкості понад 1м/с. Хвилювання, спричинене вітром, з глибиною згасає. Глибше 200 м навіть сильне хвилювання вже непомітно. При швидкості вітру приблизно 0,25 м/с утворюється брижі.При посиленні вітру вода відчуває як тертя, а й удари повітря. Хвилі ростуть у висоту та довжину, збільшуючи період коливання та швидкість. Горобина перетворюється на гравітаційні хвилі. Величина хвиль залежить від швидкості вітру та розгону. Максимальна висота у помірних широтах (до 20 – 30 метрів). Найменше хвилювання - в екваторіальному поясі, повторюваність штилів 20 - 33%.

Внаслідок підводних землетрусів та вивержень вулканів виникають сейсмічні хвилі – цунамі. Довжина цих хвиль 200 – 300 метрів, швидкість – 700 – 800 км/год. Сейші(стоячі хвилі) виникають у результаті різких змін тиску над водяною поверхнею. Амплітуда 1 – 1,5 метра. Характерні для замкнутих морів та заток.

Морські течії- Це горизонтальні переміщення води у вигляді широких потоків. Причиною поверхневих течій є вітер, глибинних – різна густина води. Теплі течії (Гольфстрім, Північно-Атлантичне) прямують із нижчих широт у бік ширших, холодні (Лабродорське, Перуанське) – навпаки. У тропічних широтах біля західних берегів материків пасати зганяють теплу воду і захоплюють в західному напрямку. На її місце піднімається із глибини холодна вода. Утворюється 5 холодних течій: Канарська, Каліфорнійська, Перуанська, Західно-Австралійська та Бенгельська. У південній півкулі в них вливаються холодні струмені течії Західних Вітрів. Теплі води утворюються паралельними пасатним течіям, що рухаються: Північне і Південне. В Індійському океані у північній півкулі – мусонна. Біля східних берегів материків вони поділяються на частини, відхиляються на північ і південь і йдуть вздовж материків: на 40 - 50 с.ш. під впливом західних вітрів течії вклоняються на схід і утворюють теплі течії.

Припливно-відливні рухиокеанських вод виникають під впливом сил тяжіння Місяця та Сонця. Найвищі припливи спостерігаються у затоці Фанді (18 м). Розрізняють припливи напівдобові, добові та змішані.

Також для динаміки вод характерне вертикальне перемішування: у зонах конвергенції – занурення вод, у зонах дивергенції – апвелінг.

Дно океанів і морів покрите осадовими відкладеннями, які називаються морськими опадами , ґрунтами та мулами. За механічним складомдонні відкладення класифікують на: грубоуламкові осадові породи або псефіти(брили, валуни, галечники, гравій), піщані породи або псаміті(піски великі, середні, дрібні), алевритові породи або алеврити(0,1 – 0,01 мм) та глинисті гірські породи або пеліти.

За речовим складом серед донних відкладень розрізняють слабовапняні (зміст вапна 10-30%), вапнякові (30-50%), сильновапняні (більше 50%), слабокремнисті (вміст кремнію 10-30%), крем'янисті (30-50%) і сильнокремнисті (понад 50%) відкладення. За генезою виділяють теригенні, біогенні, вулканогенні, полігенні та аутигенні відкладення.

Теригенніопади приносяться із суші річками, вітром, льодовиками, прибоєм, припливами та відливами у вигляді продуктів руйнування гірських порід. Поблизу берега вони представлені валунами, далі галькою, пісками, нарешті, алевритами та глинами. Вони покривають приблизно 25% дна Світового океану, залягають переважно на шельфі та материковому схилі. Особливий різновид теригенних відкладень складають айсбергові відкладення, які відрізняються низьким вмістом вапна, органічного вуглецю, поганим сортуванням та різноманітним гранулометричним складом. Вони утворюються з осадового матеріалу, що випадає на океанічне дно під час танення айсбергів. Вони найбільш характерні для антарктичних вод Світового океану. Виділяються також теригенні відкладення Північного Льодовитого океану, що утворюються з осадового матеріалу, що приносить річки, айсберги, річковими льодами. Здебільшого теригенний склад мають і турбідити – опади каламутних потоків. Вони типові для материкового схилу та материкового підніжжя.

Біогенні опадиутворюються безпосередньо в океанах і морях в результаті відмирання різних морських організмів, головним чином планктонних, і випадання осад їх нерозчинних залишків. Біогенні відкладення за речовинним складом поділяються на крем'янисті та вапняні.

Кремнисті опадискладаються із залишків діатомових водоростей, радіолярій та крем'яних губок. Діатомові опади поширені у південних частинах Тихого, Індійського і Атлантичного океанів як суцільного пояса навколо Антарктиди; у північній частині Тихого океану, у Беринговому та Охотському морях, але тут у них висока домішка теригенного матеріалу. Окремі плями діатомових мулів виявлено на великих глибинах (понад 5000 м) у тропічних поясах Тихого океану. Діатомово-радіолярієві відкладення найбільш поширені в тропічних широтах Тихого та Індійського океанів, кремнієво-губкові зустрічаються на шельфі Антарктиди, Охотському морі.

Вапняні відкладення, Як і крем'янисті, діляться на ряд видів. Найбільш широко розвинені форамініферово-кокколітові та форамініферові мули, поширені головним чином у тропічних та субтропічних частинах океанів, особливо в Атлантиці. Типовий форамініферовий мул містить до 99% вапна. Значну частину таких мулів становлять раковини планктонних форамініфер, а також кококолітофорид – раковини планктонних вапняних водоростей. При суттєвій домішки в донних опадах раковин планктонних молюсків птеропод утворюються птероподово-форамініферові відкладення. Великі їхні ділянки зустрічаються в екваторіальній Атлантиці, а також Середземному, Карибському морях, в районі Багамських островів, в західній частині Тихого океану та інших районах Світового океану.

Коралово-водоростіві відкладення займають екваторіальні та тропічні мілководдя західної частини Тихого океану, покривають дно на півночі Індійського океану, у Червоному та Карибському морях, черепашкові карбонатні відкладення – прибережні зони морів помірних та субтропічних поясів.

Пірокластичні, або вулканогенні, опадиутворюються в результаті надходження до Світового океану продуктів вулканічних вивержень. Зазвичай це туфи чи туфобрекчіі, рідше – неконсолідовані піски, алеврити, рідше опади глибинних, сильносолених та високотемпературних підводних джерел. Так, у їхніх виходів у Червоному морі формуються сильно залізисті опади з високим вмістом свинцю та інших кольорових металів.

До полігенним опадам відноситься один тип донних відкладень - глибоководна червона глина - осад пелітового складу коричневого або коричнево-червоного кольору. Таке забарвлення зумовлене високим вмістом оксидів заліза та марганцю. Глибоководні червоні глини поширені в абісальних улоговинах океанів на глибинах понад 4500 м. Найбільші площі вони займають в Тихому океані.

Аутигенні, або хемогенні, опадиутворюються внаслідок хімічного чи біохімічного випадання тих чи інших солей з морської води. До них відноситься оолітові відкладення, глауконітові піски та мули та залізомарганцеві конкреції.

Ооліти- дрібні кульки вапна, зустрічаються в теплих водах Каспійського і Аральського морів, Перської затоки, в районі Багамських островів.

Глауконітові піски та мули- Опади різного складу з помітною домішкою глауконіту. Найбільше поширення мають на шельфі та материковому схилі біля атлантичного узбережжя США, Португалії, Аргентини, на підводній околиці Африки, біля південного берега Австралії та деяких інших районах.

Залізомарганцеві конкреції– стягнення гідроксидів заліза та марганцю з домішкою інших сполук, насамперед кобальту, міді, нікелю. Зустрічаються як включення у глибоководних червоних глинах та місцями, особливо у Тихому океані, утворюють великі скупчення.

Понад третину всієї площі дна Світового океану зайнято глибоководною червоною глиною і приблизно таку ж площу поширення мають форамініферові опади. Швидкість накопичення опадів визначається товщиною шару опадів, що відклалися на дні за 1000 років (у деяких районах 0,1–0,3 мм за тисячу років, у гирлах річок, перехідних зонах та жолобах – сотні міліметрів за тисячу років).

У розподілі у Світовому океані донних відкладень яскраво проявляється закон широтної географічної зональності. Так, у тропічних та помірних поясах дно океану до глибини 4500–5000 м вкрите біогенними вапняними відкладеннями, глибше – червоними глинами. Субполярні пояси займає крем'янистий біогенний матеріал, а полярні – айсбергові відкладення. Вертикальна зональність виявляється у зміні карбонатних опадів на великих глибинах червоними глинами.

Багато в чому ця геосфера залишається загадковою. Так, розвиток космонавтики спростував «очевидну» істину про нульову поверхню Світового океану. Виявилося, що навіть у повний штиль водяна поверхня має свій рельєф. Впадини та пагорби з абсолютним перевищенням у десятки метрів накопичуються на відстанях у тисячі кілометрів, а тому й непомітні. Чудовими є п'ять планетарних аномалій (в метрах): Індійська мінус 112, Каліфорнійська мінус 56, Карибська плюс 60, Північно-Атлантична плюс 68, Австралійська плюс 78.

Причин таких стабільних аномалій поки не з'ясовано. Але передбачається, що перевищення та зниження поверхні Світового океану пов'язані з аномаліями сили тяжіння. Багатошаровою моделлю планети передбачає зростання густини кожного наступного по глибині шару. Межі поділу підземних геосфер нерівні. Гори поверхні Мохоровичича вдвічі вищі за земні Гімалаї. На глибині від 50 до 2900 км джерелами аномалій сил тяжіння можуть бути зони фазових переходів речовини. Напрямок тяжкості завдяки збуренням відхиляється від радіонального. Вважається, що на глибині 400 – 900 кілометрів знаходяться маси зниженої щільності та маси особливо щільної речовини. Під позитивними аномаліями густини океанічної поверхні розташовуються маси підвищеної густини, під западинами - розущільнені маси. може бути використана для пояснення рельєфу Світового океану. Обширність водно-поверхневих аномалій відповідає великим неоднорідностям внутрішнього , які пов'язані не тільки з фазовими переходами речовини, але і з різною речовиною протопланетних модулів. У Землі возз'єднаний відносно легкий матеріал місячних модулів і відносно важкий матеріал. У 1955 році на півдні США впав метеорит Твін Сіті, що складається з 70 відсотків заліза та 30 відсотків нікелю. Але мартенситову структуру, типову для подібних метеоритів, у метеориті Твін Сіті не виявили. Американський вчений Р. Кнокс припустив, що цей метеорит є незмінним фрагментом планетезималі, з якої, зокрема, мільярди років тому сформувалися планети. Наявність у глибинах мас речовини, що відповідає метеориту Твін Сіті, забезпечить стабільне існування аномалій сили тяжіння.

Як було сказано раніше аномалії поверхні Світового океану та проекцій радіаційних аномалій у просторово збігаються. Можливо, що обурення поля сили тяжіння та магнітного поля мають одну внутрішню причину, пов'язану з первинною неоднорідністю планети.

Поверхня Світового океану ретельно вивчається з населених та автоматичних супутників. Супутником «Гео-3» над східним берегом Австралії на відстані 3200 км встановлено перепад висоти поверхні океану на 2 м: рівень вод біля північного узбережжя материка вищий. Спеціальний супутник «Сісат», запущений 1978 року, вимірює водну поверхнюз точністю до 10 см.

Не менш цікавою є проблема внутрішніх хвиль Світового океану. У середині XVIIIстоліття Б. Франклін під час морської подорожі помітив, що олія у світильнику на качку не реагувала, а в шарі під олією періодично виникала хвиля. Публікація Б. Франкліна стала першою науковим повідомленнямпро підводні хвилі, хоча саме явище було добре відоме мореплавцям.

Іноді при спокійному вітрі та малому хвилюванні корабель раптово втрачав хід. Моряки говорили про загадкову «мертву воду», але тільки після 1945 року почалися систематичні дослідження цього явища. Виявилося, що при повному штилі на глибині вирують шторми небаченої сили: висота підводних хвиль досягає 100 метрів! Щоправда, частота хвиль від кількох хвилин за кілька діб, але ці повільні хвилі пронизують всю товщу океанічних вод.

Не виключено, що саме внутрішня хвиля стала причиною загибелі американської атомної субмарини «Трешер»: човен був раптово захоплений хвилею на велику глибину і був розчавлений.

Одні внутрішні океанічні хвилі викликані припливами (період таких хвиль дорівнює половині діб), інші - вітром, течією. Однак таких природних пояснень вже недостатньо, тому численні кораблі цілодобово ведуть спостереження в океані.

Людина завжди намагалася проникнути в глиб Світового океану. Перший спуск у підводному дзвоні на річці Тахо зафіксовано у 1538 році. 1911 року в Середземному морі американець Г. Гартман опустився на рекордну глибину - 458 метрів. Експериментальні підводні човни досягли 900 метрів («Долфін» у 1968 році). Батискафи штурмували надглибини. 23 січня 1960 року швейцарець Ж. Пікар та американець Д. Уолш опустилися до глибини 10 919 метрів на дно Маріанської западини. Це не лише випадки, що демонструють технічні та вольові можливості людини, а й пряме занурення у «океан загадок».

За геологічне часнастала сольова рівновага Світового океану і твердої земної кори. Середня солоність океанічної води 34,7 проміле, її коливання 32-37,5 проміле.

Головні іони Світового океану (у відсотках): CI 19,3534, SO24-2,707, HCO 0,1427, Вг-0,0659, F-0,0013, H3BO3 0,0265, Na+ 10,7638, Mg2+ Са2+ 0,4080, К+ 0,3875, Sr2+ 0,0136/

Океан поповнюється іонами із різних джерел у результаті дегазації глибин планети, руйнування океанічного ложа, вітрової ерозії, біологічного кругообігу речовини. Велике числоіонів надходить із річковим стоком. Вся суша при загальному річковому стоку 33 540 кубічних кілометрів постачає понад два мільярди тонн іонів на рік.

Водна маса Світового океану неоднорідна. За аналогією з атмосферою вчені почали виділяти у Світовому океані об'ємні межі мас. Але якщо в атмосфері звичайні циклони та антициклони діаметром тисяча кілометрів, то в океані вихори вдесятеро дрібніші. Причини – велика гідростатична стійкість водних мас та великий вплив бічних берегових кордонів; крім того, різні щільність, в'язкість і товщина океану. Але головне - різні за солоністю, і забруднення води перемішуються погано. Внутрішні водні течії, вітер і хвилі утворюють біля поверхні океану однорідний шар. Вертикальна стратифікація Світового океану є дуже стійкою. Але існують обмежені вікна вертикального переміщення вод різної температури і солоності. Особливо важливими є зони «апвелінгу», де холодні глибинні води піднімаються до поверхні моря і виносять значні маси та поживних речовин.

Межі розділів водних мас видно чітко з літаків та космічних супутників. Але це лише частина меж водних мас. Значна частка кордонів прихована на глибині. К. Н. Федоров звертає увагу на дивовижне явище: води Середземного моря, виливаючись у придонному шарі Гібралтарської протоки, стікають по схилах шельфу та материкового схилу, потім відриваються від ґрунту на глибинах близько тисячі метрів і у вигляді шару завтовшки у сотні метрів перетинають весь Атлантичний. океан. У напрямку зі сходу на захід шар середземноморської води ділиться на тонкі прошарки, які завдяки більш високій солоності та підвищеній температурі чітко простежуються на глибині 1,5 – 2 кілометри у Саргасовому морі. Аналогічно поводяться води Червоного моря, що виливаються в Індійський океан. У самому Червоному морі термальні рудоносні розсоли перекриті двокілометровою товщею вод, температура яких нижче 20-30 ° С. Однак вони не перемішуються. Термальні води нагріті до 45-58 ° С, сильно мінералізовані (до 200 г на літр) Верхня межа термальних вод представлена ​​серією різких щільних сходів, де відбувається тепломасообмін.

Таким чином, водні маси Світового океану розділені з природних причин на ізометричні області, шари та найтонші прошарки. Насправді ці властивості широко використовуються при прихованому проході підводних човнів. Однак, це далеко не все. Виявляється, можна без бетонних гребельі загородок штучно створювати слабо переборні межі вод різної солоності та температури, а це шлях до створення контрольованих зон аквакультури. Наприклад, відомі пропозиції щодо створення біля берегів Бразилії за допомогою насосів штучного «апвелінгу» для «добрива» поверхневих вод, що підвищить можливості.

Давно відомо, що океанічні води покривають більшу частину поверхні нашої планети. Вони становлять безперервну водну оболонку, частку якої припадає понад 70% всієї географічної площини. Але мало хто думав про те, що властивості океанічних вод унікальні. Вони мають величезний вплив на кліматичні умови та господарську діяльність громадян.

Властивість 1. Температура

Океанські води здатні накопичувати тепло. (близько 10 см завглибшки) утримують величезну кількість тепла. Охолоджуючи, океан обігріває нижні шари атмосфери, завдяки чому Середня температураземного повітря становить 15 °С. Якби на нашій планеті не було океанів, то середня температура важко дотягувала б до -21 °С. Виходить, що завдяки здатності Світового океану накопичувати тепло нам дісталася комфортна та затишна планета.

Температурні властивості океанічних вод змінюються стрибкоподібно. Прогрітий поверхневий шар поступово перемішується з більш глибокими водами, Внаслідок чого на глибині декількох метрів відбувається різкий температурний перепад, а потім плавне зниження до самого дна. Глибинні води Світового океану мають приблизно однакову температуру, виміри нижче трьох тисяч метрів зазвичай показують від +2 до 0 °С.

Що ж до поверхневих вод, то їх температура залежить від географічної широти. Куляста форма планети визначає сонячних променівна поверхню. Ближче до екватора сонце віддає більше тепла, ніж біля полюсів. Так, наприклад, властивості океанічних вод Тихого океану залежать від середніх температурних показників. Поверхневий шар має найвищу середню температуру, що становить понад +19 °С. Це не може не впливати і на навколишній клімат, і на підводну флору та фауну. Далі слідують поверхневі води якого в середньому прогріті до 17,3 °С. Потім Атлантика, де цей показник дорівнює 166 °С. І найнижчі середні температури – у Північному Льодовитому океані – приблизно +1 °С.

Властивість 2. Солоність

Які властивості океанічних вод вивчають сучасні вчені? їх цікавить склад морської води. Вода в океані - коктейль із десятків хімічних елементів, і важливу роль у ньому відведено солям. Солоність океанічних вод вимірюється у проміле. Позначають її значком «‰». Проміле означає тисячну частку числа. Підраховано, що літр океанічної води має середню солоність 35‰.

При дослідженні Світового океану вчені неодноразово задавалися питанням про те, які властивості океанічних вод. Чи скрізь в океані вони однакові? Виявляється, солоність, як і середня температура, є неоднорідною. На показник впливає ціла низка факторів:

• кількість атмосферних опадів - дощ та сніг значно знижують загальну солоність океану;
• стік великих і дрібних рік - солоність океанів, що омивають материки з великою кількістю повноводних рік, нижче;
• льодоутворення - цей процес підвищує солоність;
• танення льодів - цей процес знижує солоність води;
• випаровування води з поверхні океану - солі не випаровуються разом із водами, і солоність підвищується.

Виходить, що різна солоність океанів пояснюється температурою поверхневих вод і кліматичними умовами. Найвища середня солоність біля води Атлантичного океану. Однак найсолоніша точка - Червоне море, належить Індійському. Найменшим показником характеризується Північний Льодовитий океан. Ці властивості океанічних вод Північного Льодовитого океану найбільше відчуваються поблизу впадання повноводних річок Сибіру. Тут солоність не перевищує 10 ‰.

Цікавий факт. Загальна кількість солі у Світовому океані

Вчені не зійшлися на думках, скільки хімічних елементів розчинено у водах океанів. Імовірно, від 44 до 75 елементів. Але вони підрахували, що всього у Світовому океані розчинено просто астрономічну кількість солей, приблизно 49 квадрильйонів тонн. Якщо випарувати і висушити всю сіль, то вона покриє поверхню суші шаром більш ніж в 150 м.

Властивість 3. Щільність

Поняття "щільність" вивчається вже давно. Це ставлення маси речовини, у разі Світового океану, до займаному обсягу. Знання про величину щільності необхідне, наприклад, підтримки плавучості судів.

І температура, і щільність – неоднорідні властивості океанських вод. Середнє значення останньої – 1,024 г/см³. Цей показник вимірювався при середніх значеннях температури та вмісту солей. Однак на різних ділянках Світового океану щільність змінюється залежно від глибини виміру, температури ділянки та її солоності.

Розглянемо приклад якості океанічних вод Індійського океану, саме зміна їх щільності. Найбільшим цей показник буде у Суецькій та Перській затоці. Тут він сягає 1,03 г/см³. У теплих та солоних водах північно-західної частини Індійського океану показник знижується до 1,024 г/см³. А в розпреснених північно-східній частині океану та в Бенгальській затоці, де випадає багато опадів, показник найменший – приблизно 1,018 г/см³.

густина прісної водинижче, саме тому триматися на воді в річках та інших прісних водоймах дещо складніше.

Властивості 4 та 5. Прозорість та колір

Якщо набрати в банку морську воду, то вона видасться прозорою. Однак при збільшенні товщини водного шару вона набуває блакитнуватого або зеленуватого відтінку. Зміна кольору пов'язана з поглинанням та розсіюванням світла. Крім того, на забарвлення океанських вод впливають суспензії різного складу.

Блакитний колір чистої води – результат слабкого поглинання червоної частини видимого спектру. При високій концентрації в океанічній воді фітопланктону, вона набуває синьо-зеленого або зелений колір. Це відбувається через те, що фітопланктон поглинає червону частину спектра та відбиває зелену.

Прозорість океанічної води опосередковано залежить кількості зважених частинок у ній. У польових умовах прозорість визначають диском Секкі. Плоский диск, діаметр якого вбирається у 40 див, опускають у воду. Глибина, де він стає не видно, приймається за показник прозорості у цьому районі.

Властивості 6 і 7. Поширення звуку та електропровідність

Звукові хвилі здатні поширюватися під водою на тисячі кілометрів. Середня швидкістьпоширення – 1500 м/с. Цей показник для морської води вищий, ніж для прісної. Звук завжди трохи відхиляється від прямої.

Має більшу електропровідність, ніж прісна. Різниця – 4000 разів. Це від кількості іонів на одиницю водного обсягу.