Вопросы перед параграфом

1. Какую часть поверхности Земли занимает Мировой океан?

Мировой океан оказывает сильнейшее воздействие на климат нашей планеты. Он не только представляет большую значимость для общего круговорота воды, но и содержит огромный резерв полезных ископаемых, является источником пищи и других ресурсов нашей планеты. Мировой океан занимает примерно 71 % земной поверхности. На карте мира обозначается голубым цветом.

2. Почему нашу планету называют Землей, а не океаном?

Дело в том, что когда-то люди не знали ничего о планетах и искренне считали, что наша Земля плоская. И вот оно, главное слово, от которого и берет начало свое название нашей планеты. Дело в том, что в общеславянской группе языков корень слова Земля означает следующее: низ, пол, внизу, почва, земля. То есть, если люди представляли нашу планету как своеобразный огромный земельный блин, то соответственно, именно так ее и называли, в значении: земля внизу, почва под ногами, плоская низкая тарелка.

3. Покажите на карте известные вам океаны, моря, заливы и проливы.

Океаны: Тихий, Атлантический, Индийский и Северный Ледовитый.

Окраинные моря: Норвежское, Баренцево, Карское, Лаптевых, Жёлтое, Восточно-Сибирское, Чукотское, море Беллинсгаузена и Карибское море.

Внутренние моря: Белое море, Азовское море, Чёрное море.

Заливы: Аляскинский, Бенгальский, Бискайский, Большой Австралийский, Гвинейский.

Проливы: Дарданеллы, Берингов, Датский, Ла-Манш, Г Флоридский, Гибралтарский, Босфор, Дарданеллы, Дрейка.

Вопросы и задания

1. Какова средняя соленость вод Мирового океана?

В открытом океане содержание солей обычно колеблется от 33 до 38‰, а средняя соленость Мирового океана составляет 35‰. Средняя соленость океана примерно соответствует солености стакана воды, в котором размешана чайная ложка соли.

2. Почему соленость воды некоторых морей сильно отличается от средней солености вод Мирового океана?

При испарении воды с поверхности океанов соли остаются и не выветриваются. В результате их концентрация повышается. Подобным эффектом обладает процесс замерзания. Ледники содержат наибольший на планете запас пресной воды. Во время их образования соленость вод Мирового океана увеличивается. Таяние ледников характеризуется противоположным действием, уменьшая содержание солей. Кроме них, источником пресной воды являются атмосферные осадки и реки, впадающие в океан. Уровень солей также зависит от глубины и характера течений. Наибольшая их концентрация на поверхности. Чем ближе ко дну, тем соленость меньше. Теплые течения влияют на содержание солей в положительную сторону, холодные, наоборот, уменьшают её.

3. Как изменяется температура воды Мирового океана на поверхности и на глубине?

Общая температура всего мирового океана в среднем составляет близко к 4 градусов по Цельсию. Вода в океанах холодная. Прогрев воды происходит лишь на поверхности, а уже с увеличением глубины температура соответственно снижается. Изменение температуры с глубиной происходит не равномерно. Лишь восемь процентов вод теплее десяти градусов, большая половина вод холоднее за 2–3 градуса.

4. Какова основная причина движения морских вод?

Причинами появления течений мирового океана являются неравномерное прогревание вод солнцем, а также пассаты и муссоны — ветры, дующие либо в одном постоянном направлении, либо меняющие его в зависимости от времени года. Волновые движения вызываются тоже ветрами, но не только. К волновым движениям относятся, например, приливы и отливы — их причина в притяжении луны. Крупные волны (цунами) могут быть вызваны землетрясениями. Ну а штормовые нагоны возникают при устойчивых сильных ветрах, дующих продолжительное время в сторону суши.

5. Почему одни течения называют теплыми, а другие – холодными? Обозначьте на контурной карте и подпишите теплые и холодные течения.

Течения называют теплыми и холодными, ориентируясь вовсе не по их абсолютной температуре. Если температура вод течения выше, чем у окружающих вод, то оно считается теплым. Если же ниже, чем у окружающих вод, то течение холодное.

Теплые течения направлены из низких широт в высокие (напр., Гольфстрим), холодные — из высоких в низкие (Лабрадорское).

6. НА основе текста параграфа составьте план описания Северного Ледовитого океана. Используя составленный вами план, опишите другие океаны.

1. Площадь и объем в Мировом океане.

2. Местоположение океана относительно материков.

3. Связь океана с другими океанами.

4. Количество островов в океане.

Северный Ледовитый океан занимает 4% площади и 1% объема Мирового океана. Океан расположен в центре Арктики, занимая пространство вокруг Северного полюса, который и находится на территории этого океана. Все его берега – южные. Северный Ледовитый океан расположен между Северной Америкой и Евразией. С Тихим океаном он связан Беринговым проливом, с Атлантическим – широким водным пространством между Северной Америкой, островом Гренландия и Скандинавским полуостровом Евразии. Часть площади океана занята окраинными морями и внутренним Белым морем. По количеству островов Северный Ледовитый океан занимает второе место после Тихого океана. Все они расположены вблизи материков. Самые большие острова – Гренландия, Шпицберген, Новая Земля.

Атлантический океан — второй по величине океан Земли после Тихого океана, расположенный между Гренландией и Исландией на севере, Европой и Африкой на востоке, Северной и Южной Америкой и Антарктидой на юге. Площадь 91,6 млн километров в квадрате, из которых около 16% приходится на моря, заливы и проливы. Площадь прибрежных морей невелика и не превышает 1% от общей площади акватории. Географическое положение Атлантического океана таково, что он объединяется со всеми другими крупными водоемами планеты, а также омывает берега всех континентов, кроме Австралии. Атлантический океан богат и островами, и архипелагами. Самые значительные по площади: Британские, Большие Фолклендские, Исландия, Ньюфаундленд, Большие Антильские, Багамские и др.

7. Объясните, как вы понимаете слова французского писателя и летчика Антуана де Сент-Экзюпери (роман «Планета людей»).

Без воды жизнь не возможна, она величайшее богатство. На чудодейственных свойствах воды зиждется вся жизнь на планете Земля. Вода является тем волшебным веществом, которое содержится в любом живом организме. Но если вода соленая с химическими примесями, загрязненная, то это смертельная опасность для всего живого на земле.

Источник: resheba.me

Геологическая деятельность океанов и морей

Общие сведения о Мировом Океане

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 км³. 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.
щая масса солей составляет около 49,2*10¹⁵т, 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^—, SO₄^2-, HCO₃^—, среди анионов Na⁺, Mg²⁺, Ca²⁺. Соответственно, в пересчёте на слои наибольшее количество приходится на NaCl (около 78%), MgCl₂, MgSO₄, CaSO₄. 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 СО₂. 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.
и 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 (СО₂), в форме угольной кислоты и в форме аниона НСО^3– . В целом содержание СО₂ , 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 СО₂ 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 3-5⁰, иногда до 40⁰) 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/м²);

· 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; А₁, Б₂, В₃ — 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 зонасоответствует 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 (1-2⁰C, в полярных областях ниже 0⁰C), 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.

Источник: studopedia.ru

Соленость морской воды

Главная особенность воды океанов и морей — ее соленость. В науке принято измерять соленость числом граммов солей, содержащихся в килограмме морской воды.

Так как килограмм равен тысяче граммов, то, измеряя соленость граммами на килограмм, мы, по существу, выражаем ее в тысячных долях — промилле. Поэтому говорят, что соленость «выражается в промилле».

Соленость условились обозначать большой латинской буквой S, а промилле — °/00.

Соленость поверхностной воды Черного моря равна восемнадцати промилле. Это значит, что в одном килограмме черноморской воды содержится восемнадцать граммов различных солей.

Это зависит от того, что количество воды, испаряющейся с какой-либо части поверхности океана, и количество осадков, выпадающих за то же время на ту же поверхность, на разных широтах неодинаково.

В экваториальной полосе за год выпадает слой осадков высотой около 2 м, испаряется же воды меньше; поэтому получается избыток пресной воды, который понижает соленость поверхностной воды примерно до 34 °/00.

В субтропической полосе на широтах между 30—35° господствует ясная, сухая погода, осадков выпадает мало, а испарение очень большое. Преобладание испарения над выпадением осадков приводит к тому, что соленость поверхностной воды Мирового океана в субтропиках выше средней: в Северном полушарии 38 °/00, а в Южном — 37 °/00.

В умеренных широтах количество осадков больше, чем в субтропиках, а испарение меньше; поэтому при удалении от тропиков к северу в Северном полушарии и к югу в Южном соленость постепенно приближается к нормальной. В приполярных зонах, где испарение резко понижено, соленость поверхностной воды меньше средней солености Мирового океана. Она не превышает здесь 33—34 °/00

Таким образом, на поверхности Мирового океана наблюдается пониженная соленость в экваториальной зоне и повышенная — к северу и к югу от нее — в субтропических зонах.

По направлению к полюсам соленость постепенно понижается, становясь в умеренных широтах нормальной (S=35 °/00). Эта закономерность несколько нарушается океаническими течениями.

Холодные течения выносят из приполярных зон в умеренные широты воду пониженной солености, а течения, идущие из субтропиков, несут в умеренные широты более соленую воду.

В прибрежных частях Мирового океана, особенно около устьев больших рек, таких, например, как Амазонка, Конго, Енисей, Лена, Обь, соленость воды на поверхности резко понижается.

Все различия в солености океанической воды, о которых мы говорили, наблюдаются только на поверхности Мирового океана. Их можно заметить в слое воды толщиной в несколько сот метров. Соленость глубинных вод Мирового океана везде почти одинакова и равна 35 °/00.

Как попали в морскую воду находящиеся в ней соли? На своем пути реки растворяют соли, входящие в состав горных пород, а затем выносят соли в океаны и моря.

Тщательные химические анализы показали, что в морской воде содержатся все распространенные на суше химические элементы. Интересно, что соотношения между ними в разных частях Мирового океана одни и те же, т. е. химический состав солей Мирового океана постоянен.

Оказалось, что растворенные в морской воде соли находятся в ней в следующей пропорции (в %):

Хлориды (соли соляной кислоты). . . 88,7

Сульфаты (соли серной кислоты). . . 10,8

Карбонаты (соли угольной кислоты). . . 0,3

Остальные соли………. 0,2

В речной воде, в отличие от морской, больше всего не хлоридов, а карбонатов. Что же происходит с ними в океане? Их используют обитающие в морской воде живые существа для построения своих раковин и скелетов.

Температура морской воды

Из физики известно, что вода по сравнению с воздухом обладает очень большой теплоемкостью. Чтобы нагреть на 1° один кубический сантиметр, или один грамм, воды, нужно затратить одну калорию тепла. Эта же калория может нагреть на 1° более трех тысяч кубических сантиметров воздуха.

Поэтому температура поверхности воды в Мировом океане сильно влияет па температуру воздуха над ней, а следовательно, и на климат тех областей, куда этот воздух проникает благодаря господствующим ветрам.

Самая высокая температура воды на поверхности Мирового океана вдали от берегов наблюдается в экваториальной зоне. Средняя годовая температура доходит там до 28°. У берегов на мелководье вода прогревается еще больше. Интересно, что в течение года в экваториальной зоне температура океанической воды почти не меняется.

Самая высокая температура обычно бывает выше средней не больше чем на один градус. Настолько же ниже средней оказывается и минимальная температура.

Происходит это потому, что в экваториальной зоне приход солнечного тепла в течение года очень равномерен, так как продолжительность дня круглый год равна приблизительно 12 часам, а солнце в полдень оказывается около зенита.

От экваториальной зоны и к северу и к югу средние годовые температуры поверхности воды начинают понижаться и в субтропиках доходят до 20°. В субтропической зоне солнце в полдень летом поднимается почти к зениту. В это время день намного длиннее ночи. Зимой день короче и солнце в полдень не поднимается так высоко.

Поэтому разница в приходе солнечного тепла летом и зимой значительна. Самые высокие и самые низкие температуры воды могут отличаться от средней годовой до 5°. Например, средняя годовая температура воды равна 22°, самая высокая (максимальная) 27°, а самая низкая (минимальная) 17°.

Соответственно этому меняется и температура воздуха.

Источник: http://de-ussr.ru/priroda-ludi/vod-obolochka/solenost.html

Состав растворённых солей в океанических и речных водах

Гипсографическая кривая

Располагая гипсометрическими картами суши и батиметрическими картами Мирового океана, можно подсчитать площади участков суши и моря, расположенные между соответствующими изогипсами и изобатами. Эти данные позволяют построить гипсографическую кривую земного шара, которая показывает соотношение площадей этих участков относительно площади всего земного шара.

• Средний уровень земной поверхности твёрдый (эллипсоида) составляет 2430 м.
• Средний уровень земной поверхности (геоида) находится на 2600 м.
• Средняя глубина океана равна 3880 м.
• Средняя высота суши составляет 840 м.
• Физико-химические свойства морской воды

Морская вода обладает рядом специфических особенностей. она является универсальным растворителем: в ней способен растворяться любой химический элемент. Вода имеет наибольшую среди жидкостей теплоёмкость, больше тепла требуется и на её испарение. Ниже описываются некоторые физико-химические характеристики морской воды.

Солёность

Солёность воды определяется количеством солей, содержащихся в 1000 г морской воды и исчисляется в промилле (промилле — это тысячная доля какой-либо величины, например, грамм в килограмме; обозначаются ┴). Сравнительная характеристика солености речных и морских вод дана в табл. 6.3.

Происхождение солей. Приход солей осуществляется за счёт растворения пород, слагающих дно океана, поступления с речным стоком. Расход происходит в результате поглощения солей водорослями и животными организмами, а также потерь их при разбрызгивании и испарении.

Баланс солёности положителен: океан становится солонее. Но благодаря огромному объёму морских вод полный солевой обмен в океане совершается в 110 млн. лет. Поэтому практически воды океана имеют постоянный солевой состав: 35 г на 1 л. или 35┴ (3,5%) — средний состав морской воды.

Географическое распределение солёности. В различных частях океана солёность воды неодинакова. Она зависит: 1) от количества пресной воды, приносимой реками и атмосферными осадками; 2) от количества воды, испаряющейся с поверхности океана. Сильное испарение повышает солёность воды.

У экватора солёность меньше средней (около 31 ┴): в этих частях океанов в течение всего года выпадают сильные дожди, а испарение уменьшено в связи с большой влажности воздуха и обычному в этих широтах облачному покрову. Наибольшая солёность наблюдается на 20-30 широтах, соответствующих зонам пустынь на материках.

Здесь постоянно дуют сухие ветры (пассаты) и происходит сильное испарение, почти совершенно отсутствует облачный покров и осадки. Солёность морской воды в некоторых местах поднимается до 37,9 ┴. В умеренных и холодных поясах солёность меньше, чем в жарком, в полярных областях она падает до 32-30 ┴.

В морях, соединённых с океаном широкими и глубокими проходами, солёность близка к солёности океана; во внутренних морях она может сильно колебаться. Наиболее солёную воду — 41 ┴ — имеет Красное море, лежащее в субтропических широтах между горячими пустынями Аравии и Северной Африки.

Наоборот, Балтийское море, находящееся в умеренных широтах с большой облачностью и большим количеством осадков, получающее много пресной воды, имеет очень небольшую солёность. В западной части Балтийского моря солёность воды составляет 15 ┴, а в Финском заливе падает до 1-2 ┴.

Таблица 6.3

(по В.Н. Степанову)

Химические вещества	Воды океана, в %	Речные воды, в %
NaCl	77,8
MgCl2	10,9
всего хлориды	88,7	5,2
MgSO4	4,7
CaSO4	3,6
K2SO4	2,5
всего сульфаты	10,8	9,9
CaCO3 карбонаты	0,3	60,8
Прочие вещества	0,2	24,8

Способы определения солёности. Физические: а) по плотности воды при определённой температуре (ареометрический); б) по измеренному коэффициенту преломления воды (оптический); в) по электропроводности.

Химические: а) проведение химического анализа воды; б) измерение количества одного какого-нибудь химического элемента, обычно хлора, с дальнейшим вычислением по нему других элементов, имея в виду, что солевой состав вод океана постоянен.

Этот способ наиболее распространённый, поскольку содержание хлора определить проще, чем содержание других элементов.

Эмпирическое соотношение между солёностью Мирового океана и содержанием хлора, установленное Международной Комиссией по изучению моря: S = 1,80655 Cl, где S — хлорный коэффициент.

Для определения солёности по хлору используют специальную таблицу. Для внутренних морей эта формула непригодна. Нужны специальные формулы для каждого побережья отдельно.

Замерзание морской воды. Повышенная концентрация солей увеличивает плотность океанических вод и определяет различия в расслоении и перемешивании океанических вод и вод суши.

В солоноватоводных бассейнах по мере увеличения количества растворённых солей понижается температура наибольшей плотности. При солёности 24,7 ┴ она становится равной температуре замерзания — в данном случае 1,3 ╟C. Поэтому в водах с меньшей солёностью процессы протекают так же, как и в пресных водоёмах.

Такая солёность наблюдается в Чёрном, Азовском, Каспийском, Белом, южных частях Карского, Лаптевых и Восточно-Сибирском морях. При солёности, превышающей 24,7 ┴, точка замерзания воды оказывается выше температуры воды при наибольшей плотности.

Таблица 6.4

Соотношение температуры замерзания, солёности и плотности морской воды

Солёность воды, ┴	t замерзания, ╟C	t наибольшей плотности, ╟C
-1,1	-0,3
24,7	-1,35	-1,35
-1,35	-1,4
-1,6	-1,5
-1,9	-3,5
-2,2	-4,5

Следовательно, ледообразование в океане начинается значительно раньше достижения водой наибольшей плотности. А раз так, то перемешивание вод способно распространяться на любую глубину, и происходит проветривание (насыщение кислородом) огромной их толщи.

При отсутствии перемешивания воды и при недостатке кислорода не могло бы происходить окисление органических и неорганических веществ глубинных и придонных вод, а также в донных осадках. Жизнь в океане была бы возможна только в самых верхних слоях.

Активное перемешивание вод океана приводит к тому, что в планетарный обмен энергии и веществ вовлекается вся толща его вод. Поглощая или выделяя тепло, влагу и газы, она поддерживает динамичное равновесие в природе, свойственное каждому данному циклу развития планетарных процессов.

Цвет морской воды колеблется между зелёным, голубым и яркосиним. Цвет воды зависит от физических свойств. Так, более солёная и тёплая вода имеет более интенсивный голубой цвет, тогда как холодная и менее солёная — более зеленоватый. Над глубокими местами цвет воды голубой, над менее глубокими — зелёный.

Синий цвет воды объясняется тем, что красные и оранжевые лучи спектра поглощаются преимущественно на незначительной глубине. Голубые и фиолетовые лучи проникают на большую глубину, а когда отражаются от поверхности, вода кажется синей. При незначительной глубине наряду с голубыми лучами отражаются также красные и оранжевые лучи, дающие совместно зелёный цвет.

Не нашли то, что искали? Воспользуйтесь поиском:

Источник: https://studopedia.ru/1_62894_sostav-rastvorennih-soley-v-okeanicheskih-i-rechnih-vodah.html

Солевой состав и соленость вод океана

Вода — активный растворитель, поэтому в морской воде присутствуют почти все известные на Земле химические элементы. Все растворенные вещества разделяют на четыре группы: группа, определяющая соленость воды; группа микроэлементов, точнее «рассеянных» элементов; группа биогенных веществ и группа растворенных газов.

Вещества первой группы содержатся в воде в наибольших количествах, измеряемых в граммах на килограмм, т. е. в тысячных долях, в промилле (‰). Они определяют соленость воды.

Соленость, обозначаемая знаком S, ‰,—характеристика, обусловливающая многие физические свойства морской воды: плотность, температуру замерзания, скорость звука и т.д.

Ее значение зависит также от физических процессов — испарения, притока пресных вод, таяния льда, замерзания воды и т.д. Соленость — важнейшая характеристика морской воды.

Вторая группа примесей — элементы, содержащиеся в воде в ничтожных количествах в единице массы (10-3—10-6 %), но в общей сумме их содержание в Мировом океане измеряется миллионами тонн (медь, уран, золото и др.).

К третьей группе веществ относятся соединения азота, фосфора, кремния и других элементов, участвующих в процессе жизнедеятельности организмов, поэтому они и названы биогенными веществами.

Их содержание имеет порядок миллиграммов на кубический метр, т.е. в миллион раз меньше, чем у веществ первой группы.

Эти вещества не влияют на физические свойства воды, а их количество и соотношение определяются биохимическими процессами жизнедеятельности.

Четвертая группа веществ — газы, содержащиеся в количествах, измеряемых миллиграммами на литр воды.

Кроме того, в морской воде присутствуют растворенное органическое вещество в виде коллоида, механические примеси (взвесь) в виде материала, снесенного с суши, или остатков отмерших организмов, и, наконец, живые организмы — от бактерий до рыб и млекопитающих.

По современным представлениям гидросфера, как и атмосфера, образовалась на ранних стадиях развития Земли в результате выплавки базальтов и процессов дегазации верхней мантии. В это время сложились первичные солевой состав вод Мирового океана и их соленость.

В дальнейшем в океан стали смываться продукты разрушения суши, имеющие другой химический состав, поэтому стало изменяться и общее соотношение ионов: главные катионы морской воды обязаны своим происхождением выветриванию изверженных горных пород и выносу их в океан реками, а большинство анионов связано с исходной фазой образования океана, с дегазацией мантии. Эти процессы происходят и в наше время. В последние годы с помощью глубоководных обитаемых аппаратов удалось установить, что масштабы подводного вулканизма превосходят приблизительно в десять раз масштабы вулканизма на суше. Подводные вулканы в значительной мере определяют химический состав морской воды и атмосферы. Подсчитано, что вся вода Мирового океана проходит через гидротермическую стадию, нагреваясь до 300—400 °С, и вступает в реакцию с базальтами за 1—1,5 миллиона лет. Этот огромный срок в то же самое время примерно в сотню раз меньше возраста самих океанов. Изучение таких процессов относится к важнейшим вопросам современной океанологии.

Солевой состав вод океана

Еще в начале XIX в. было замечено, что количество растворенных в водах океана солей может сильно различаться, но солевой состав, соотношение содержания различных солей, определяющих соленость вод, во всех районах Мирового океана приблизительно одинаковы.

Эта закономерность формулируется как свойство постоянства солевого состава морских вод («закон Дитмара»). Она была обнаружена в результате изучения химических анализов проб воды, полученных во время кругосветной экспедиции «Челлендже-ра», В. Дитмаром.

Было показано, что как в опресненном Балтийском море, так и в сильно осолоненном Красном море солевой состав вод почти одинаков. Исключение составляют лишь сильно опресненные воды прибрежных районов со значительным речным стоком.

Ниже приведены солевой состав морской воды и концентрация различных ионов в воде средней солености (35,16‰) по О.А. Алекину и Ю.И. Ляхину (1984):

Содержание солей, % от массы солей

Хлориды (галоиды)	88,7
Сульфаты	10,8
Карбонаты	0,3
Прочие	0,2
Всего	100%
Анионы, ‰	Катионы, ‰
Сl- 19,35	Na+ 10,76
SO42- 2,70	Mg2+ 1,30
НСО3- 0,14	Са2+ 0,41
Вг- 0,07	К+ 0,39
Н3В03- 0,03	Sr2+ 0,01
Сумма 22,29	Сумма 12,87

Всего 35,16‰

Как видно из приведенных данных, воды океанов и морей могут быть отнесены к хлоридному классу и натриевой группе. Этим морские воды существенно отличаются от речных. Всего лишь восемь ионов дают более 99,9% общей массы солей в морской воде. На оставшиеся 0,1% приходятся практически все другие элементы Периодической таблицы Менделеева.

Источник: https://cyberpedia.su/13×14793.html

Источник: rozli.ru

Что такое соленость воды?

Соленостью обладает большая часть воды на планете. Обычно она называется морской водой и содержится в океанах, морях и некоторых озерах. Остальная является пресной, её количество на Земле составляет меньше 4 %. Перед тем как разобраться, что такое соленость воды, нужно понять, что такое соль.

Соли представляют собой сложные вещества, которые состоят из катионов (положительно заряженных ионов) металлов и анионов (отрицательно заряженных ионов) кислотных оснований. Ломоносов определял их как «хрупкие тела, которые могут растворяться в воде». В морской воде растворено множество веществ. Она содержит сульфаты, нитраты, фосфаты, катионы натрия, магния, рубидия, калия и т.д. Вместе эти вещества определяются как соли.

Так что такое соленость воды? Это содержание растворенных в ней веществ. Она измеряется в тысячных частях — промилле, которые обозначаются специальным символом — %о. Промилле определяет количество граммов в одном килограмме воды.

От чего зависит соленость воды?

В разных частях гидросферы и даже в разные времена года соленость воды неодинакова. Она изменяется под действием нескольких факторов:

• испарение;
• образование льдов;
• осадки;
• таяние льдов;
• сток рек;
• течения.

При испарении воды с поверхности океанов соли остаются и не выветриваются. В результате их концентрация повышается. Подобным эффектом обладает процесс замерзания. Ледники содержат наибольший на планете запас пресной воды. Во время их образования соленость вод Мирового океана увеличивается.

Таяние ледников характеризуется противоположным действием, уменьшая содержание солей. Кроме них, источником пресной воды являются атмосферные осадки и реки, впадающие в океан. Уровень солей также зависит от глубины и характера течений.

Наибольшая их концентрация на поверхности. Чем ближе ко дну, тем соленость меньше. Теплые течения влияют на содержание солей в положительную сторону, холодные, наоборот, уменьшают её.

Соленость Мирового океана

Чему равна соленость морской воды? Мы уже знаем, что она далеко не одинакова в различных точках планеты. Её показатели зависят от географических широт, климатических особенностей местности, близости речных объектов и т.д.

Средняя соленость вод Мирового океана составляет 35 промилле. Меньшей концентрацией веществ характеризуются холодные районы возле Арктики и Антарктики. Хотя в зимнее время, когда образуется лед, количество солей возрастает.

По этой же причине наименее соленым океаном является Северный Ледовитый океан (32 %о). Самым высоким содержанием отмечается Индийский океан. Он охватывает область Красного моря и Персидского залива, а также южный тропический пояс, где соленость составляет до 36 промилле.

Тихий и Атлантический океаны имеют приблизительно равную концентрацию веществ. Их соленость понижается в экваториальной зоне и повышается в субтропических и тропических районах. Некоторые теплые и холодные течения уравновешивают друг друга. Например, не соленое течение Гольфстрим и соленое Лабрадор в Атлантическом океане.

Соленость озер и морей

Большинство озер на планете – пресные, так как питают их в основном осадки. Это не значит, что солей в них нет вообще, просто их содержание крайне мало. Если количество растворенных веществ превысит один промилле, то озеро считается соленым или минеральным. Рекордным значением обладает Каспийское море (13 %о). Самое большое пресное озеро – Байкал.

Концентрация солей зависит от того, как вода покидает озеро. Пресные водоемы являются проточными, а более соленые закрыты и подвержены испарению. Определяющим фактором также служат породы, на которых сформировались озера. Так, в районе Канадского щита горные породы плохо растворимы в воде, поэтому и водоемы там «чисты».

Моря связаны с океанами через проливы. Их соленость несколько отличается и влияет на средние показатели океанических вод. Так, концентрация веществ в Средиземном море составляет 39 %о и отражается на Атлантике. Красное море с показателем в 41 %о сильно поднимает среднюю соленость Индийского океана. Самым соленым является Мертвое море, в нем концентрация веществ составляет от 300 до 350 %о.

Свойства и значение морской воды

Соленая вода не пригодна для хозяйственной деятельности. Она не пригодна для питья, а также полива растений. Однако многие организмы давно приспособили к жизни в ней. Более того, они очень чувствительны к изменениям уровня её солености. Исходя из этого, организмы разделяют на пресноводных и морских.

Так, многие животные и растения, обитающие в океанах, не могут жить в пресной воде рек и озер. Исключительно морскими являются съедобные мидии, крабы, медузы, дельфины, киты, акулы и другие животные.

Для питья человек использует пресную воду. Соленую же применяют в лекарственных целях. В небольших количествах воду с морской солью употребляют для восстановления организма. Лечебный эффект производит купание и принятие ванн в морской воде.

Источник: FB.ru

Геологическая деятельность океанов и морей

Общие сведения о Мировом Океане

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 км³. 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*10¹⁵т, 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^—, SO₄^2-, HCO₃^—, среди анионов Na⁺, Mg²⁺, Ca²⁺. Соответственно, в пересчёте на слои наибольшее количество приходится на NaCl (около 78%), MgCl₂, MgSO₄, CaSO₄. 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 СО₂. 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 (СО₂), в форме угольной кислоты и в форме аниона НСО^3– . В целом содержание СО₂ , 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 СО₂ 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 3-5⁰, иногда до 40⁰) 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/м²);

· 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; А₁, Б₂, В₃ — 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 зонасоответствует 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 (1-2⁰C, в полярных областях ниже 0⁰C), 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.

Источник: studopedia.ru