Природні комплекси Світового океану. Світовий океан та його частини

Вода — найпростіша хімічна сполука водню з киснем, проте океанська вода — універсальний іонізований однорідний розчин, до складу якого входять 75 хімічних елементів. Це тверді мінеральні речовини (солі), гази, а також суспензії органічного та неорганічного походження.

Вола має безліч різних фізичних і хімічних властивостей. Насамперед вони залежать до змісту та температури навколишнього середовища. Дамо коротку характеристикудеяким із них.

Вода – це розчинник.Оскільки вода є розчинником, можна судити про те, що всі води – це газосольові розчини різного хімічного складу та різної концентрації.

Солоність океанської, морської та річкової води

Солоність морської води (Табл. 1). Концентрація розчинених у воді речовин характеризується солоністю,яка вимірюється у проміле (%о), тобто в грамах речовини на 1 кг води.

Таблиця 1. Зміст солей у морській та річковій воді (в % усієї маси солей)

Лінії на карті, що з'єднують точки з однаковою солоністю, називають ізогалінами.

Солоність прісної води(див. табл. 1) у середньому дорівнює 0,146% про, а морський - в середньому 35 %о.Розчинені у воді солі надають їй гірко-солоного смаку.

Близько 27 з 35 г становить хлористий натрій (кухонна сіль), тому вода солона. Солі магнію надають їй гіркого смаку.

Оскільки вода в океанах утворилася з гарячих солоних розчинів земних надр і газів, її солоність була початковою. Є підстави припускати, що у перших етапах формування океану його води за сольовим складом мало відрізнялися від річкових. Відмінності намітилися і почали посилюватися після перетворення гірських порід у результаті вивітрювання, і навіть розвитку біосфери. Сучасний сольовий склад океану, як свідчать викопні залишки, склався пізніше протерозою.

Крім хлоридів, сульфітів та карбонатів у морській воді виявлено майже всі відомі на Землі хімічні елементи, у тому числі благородні метали. Однак вміст більшості елементів у морській волі мізерний, наприклад, золота в кубометрі води виявлено лише 0,008 мг, а на наявність олова та кобальту вказує їх присутність у крові морських тварин і в донних опадах.

Солоність океанських вод- Величина не постійна (рис. 1). Вона залежить від клімату (співвідношення опадів та випаровування з поверхні океану), утворення або танення льодів, морських течій, поблизу материків від припливу прісних річкових вод.

Мал. 1. Залежність солоності вод від широти

У відкритому океані солоність коливається не більше 32- 38%; в окраїнних та середземних морях коливання її значно більші.

Особливо сильно на солоність вод до глибини 200 м впливає кількість випадаючих та випаровування. Виходячи з цього можна говорити, що солоність морської води схильна до закону зональності.

В екваторіальних і субекваторіальних районах солоність становить 34 %с, тому що кількість опадів, що випадали, більша за воду, витрачену на випаровування. У тропічних і субтропічних широтах — 37, оскільки опадів мало, а випаровування велике. У помірних широтах - 35% про. Найменша солоність морської води спостерігається в приполярних і полярних областях - всього 32, оскільки кількість опадів перевищує випаровування.

Морські течії, стік річкових вод та айсберги порушують зональну закономірність солоності. Наприклад, в помірних широтах Північної півкулі солоність вод більша за західні береги материків, куди за допомогою течій приносяться більш солоні субтропічні води, менша солоність води — біля східних берегів, куди холодні течії приносять менш солону воду.

Сезонна зміна солоності води відбувається в приполярних широтах: восени за рахунок утворення льоду та зменшення сили річкового стоку солоність збільшується, а навесні-влітку за рахунок танення льоду та посилення річкового стоку солоність зменшується. Навколо Гренландії та Антарктиди в літній періодсолоність стає меншою внаслідок танення прилеглих айсбергів та льодовиків.

Найсолоніший з усіх океанів - Атлантичний океан, найменшу солоність мають води Північного Льодовитого океану (особливо біля азіатського узбережжя, поблизу усть сибірських річок - менше 10%).

Серед частин океану - морів і заток - максимальна солоність спостерігається в областях, обмежених пустельми, наприклад, у Червоному морі - 42%, в Перській затоці - 39%.

Від солоності води залежать її щільність, електропровідність, утворення льоду та багато інших властивостей.

Газовий склад океанської води

Крім різних солей, у водах Світового океану розчинені різні гази: азот, кисень, діоксид вуглецю, сірководень та ін. 7480 млрд т, що у 158 разів менше, ніж в атмосфері). Незважаючи на те, що гази займають порівняно мало місця у воді, цього достатньо, щоб впливати на органічне життя та різні біологічні процеси.

Кількість газів визначається температурою та солоністю вод: чим вища температура та солоність, тим менша розчинність газів і нижче їх вміст у воді.

Так, наприклад, при 25 ° С у воді може розчинитися до 4,9 см /л кисню і 9,1 см 3 /л азоту, при 5 ° С відповідно 7,1 і 12,7 см 3 /л. З цього випливають два важливі наслідки: 1) вміст кисню в поверхневих водах океану значно вищий у помірних і особливо полярних широтах, ніж у низьких (субтропічних та тропічних), що позначається на розвитку органічного життя - багатстві перших та відносної бідності других вод; 2) в тих самих широтах вміст кисню у водах океану взимку вище, ніж влітку.

Добові зміни газового складу води, пов'язані з коливаннями температури, невеликі.

Наявність в океанській воді кисню сприяє розвитку в ній органічного життя та окислення органічних та мінеральних продуктів. Головним джерелом кисню в океанській воді є фітопланктон, званий «легкими планетами». В основному кисень витрачається на дихання рослин та тварин у верхніх шарах морських вод та на окислення різних речовин. В інтервалі глибин 600-2000 м розташований шар кисневого мінімуму.Невелика кількість кисню поєднується з підвищеним вмістом вуглекислого газу. Причина - розкладання в цьому шарі води основної маси органічної речовини, що надходить зверху, і інтенсивне розчинення біогенного карбонату. Обидва процеси потребують вільного кисню.

Кількість азоту в морській воді набагато менша, ніж в атмосфері. Цей газ переважно потрапляє у воду з повітря при розпаді органічних речовин, але також виробляється при диханні морських організмів та їх розкладанні.

У товщі води, у глибоких застійних улоговинах, внаслідок життєдіяльності організмів відбувається утворення сірководню, який є отруйним і гальмує біологічну продуктивність вод.

Теплоємність океанських вод

Вода - одне з найбільш теплоємних тіл у природі. Теплоємність лише десяти метрового шару океану в чотири рази більша за теплоємність усієї атмосфери, а шар води в 1 см поглинає 94 % сонячного тепла, що надходить на її поверхню (рис. 2). Завдяки цій обставині океан повільно нагрівається та повільно віддає тепло. Внаслідок високої теплоємності все водні об'єктиє потужними акумуляторами тепла. Охолоджуючись вода поступово віддає своє тепло в атмосферу. Тому Світовий океан виконує функцію терморегуляторапланети.

Мал. 2. Залежність теплоємності воли від температури

Найнижчу теплопровідність має лід та особливо сніг. Внаслідок цього лід є запобіжником води на поверхні водоймища від переохолодження, а сніг захищає від промерзання ґрунт, озимі культури.

Теплота випаровуванняводи - 597 кал/г, а теплота плавлення 79,4 кал/г – ці властивості дуже важливі для живих організмів.

Температура океанських вод

Показник теплового стануокеану – температура.

Середня температура океанських вод- 4 °С.

Попри те що поверхневий шар океану виконує функції терморегулятора Землі, своєю чергою, температура морських вод залежить від теплового балансу(Приходу та витрати тепла). Прихід тепла складається з , а витрата - з витрат на випаровування води та турбулентний теплообмін з атмосферою. Незважаючи на те, що частка тепла, що витрачається на турбулентний теплообмін, не велика, його значення величезне. Саме за його допомогою через атмосферу відбувається планетарний перерозподіл тепла.

На поверхні температура океанських вод коливається в межах від -2 ° С (температура замерзання) до 29 ° С у відкритому океані (35,6 ° С в Перській затоці). Середньорічна температура поверхневих вод Світового океану становить 17,4 ° С, причому в Північній півкулі вона приблизно на 3 ° С вище, ніж у Південному. Найбільша температура поверхневих океанських вод у Північній півкулі – у серпні, а найменша – у лютому. У Південній півкулі все навпаки.

Оскільки має теплові взаємозв'язки з атмосферою, температура поверхневих вод, як і повітря, залежить від широти місцевості, т. е. підпорядкована закону зональності (табл. 2). Зональність виявляється у поступовому зменшенні температури води від екватора до полюсів.

У тропічних та помірних широтах температура води в основному залежить від морських течій. Так, завдяки теплим течіям у тропічних широтах заході океанів температури на 5-7 °З вище, ніж Сході. Однак у Північній півкулі через теплі течії на сході океанів температури весь рік позитивні, а на заході через холодні течії вода взимку замерзає. У високих широтах температура під час полярного дня становить близько °С, а під час полярної ночі подільдом — близько -1,5 (-1,7) °С. Тут на температуру води переважно впливають льодові явища. Восени виділяється теплота, що пом'якшує температуру повітря та води, а навесні на танення витрачається тепло.

Таблиця 2. Середні річні температури поверхневих вод океанів

Найхолодніший з усіх океанів— Північний Льодовитий, а самий теплий— Тихий океан, так як його основна площа розташовується в екваторіально-тропічних широтах (середня річна температура поверхні вод -19,1 °С).

Немаловажний вплив на показник температури океанічної води надає клімат навколишніх територій, а також пора року, оскільки від цього залежить сонячне тепло, що нагріває верхній шар Світового океану. Найбільша температура води у Північній півкулі спостерігається у серпні, найменша – у лютому, а у Південній – навпаки. Добові коливання температури морської води всіх широтах становлять близько 1 °С, найбільші значеннярічних коливань температур спостерігаються у субтропічних широтах – 8-10 °С.

Температура океанської води змінюється з глибиною. Вона знижується і на глибині 1000 м майже всюди (у середньому) нижче 5,0 °З. На глибині 2000 м температура води вирівнюється, знижуючись до 2,0-3,0 ° С, а в полярних широтах - до десятих градусів вище нуля, після чого вона або знижується дуже повільно, або навіть трохи підвищується. Наприклад, у рифтових зонах океану, де на великих глибинах існують потужні виходи підземних гарячих вод, що під великим тиском, із температурою до 250-300 °З. Загалом у Світовому океані по вертикалі виділяють два основні шари води: теплий поверхневийі потужний холодний, що тягнеться до дна. Між ними розташований перехідний шар температурного стрибка,або головний термокліп, не більше нього відбувається різке зниження температури.

Ця картина вертикального розподілу температури води в океані порушується у високих широтах, де на глибині 300-800 м простежується шар більш теплої та солоної води, що надійшла з помірних широт (табл. 3).

Таблиця 3. Середні величини температури води океану, °С

Зміна об'єму води при зміні температури

Різке збільшення обсягу води під час замерзання- Це своєрідна властивість води. При різкому зниженні температури та її переході через нульову позначку відбувається різке збільшення обсягу льоду. При збільшенні обсягу лід стає легшим і спливає поверхню, стаючи менш щільним. Лід оберігає глибинні шари води від промерзання, оскільки є поганим провідником тепла. Більш ніж на 10% збільшується обсяг льоду порівняно з вихідним обсягом води. При нагріванні відбувається процес, зворотний до розширення, — стиск.

Щільність води

Температура і солоність - основні чинники, що зумовлюють густину води.

Для морської води що нижча температура і вище солоність, то більше вписувалося щільність води (рис. 3). Так, при солоності 35 %о та температурі 0 °С щільність морської води становить 1,02813 г/см 3 (маса кожного кубометра такої морської води на 28,13 кг більше, ніж відповідного обсягу дистильованої води). Температура морської води найбільшої щільності не +4 ° С, як у прісної, а негативна (-2,47 ° С при солоності 30 % і -3,52 ° С при солоності 35 %

Мал. 3. Зв'язок щільності морської воли з її солоністю та температурою

Завдяки наростанню солоності щільність води збільшується від екватора до тропіків, а в результаті зниження температури - від помірних широт до полярних кіл. Взимку відбувається опускання полярних вод та їх рух у придонних шарах до екватора, тому глибинні води Світового океану загалом холодні, але збагачені киснем.

Виявлено залежність щільності води та від тиску (рис. 4).

Мал. 4. Залежність щільності морської воли (Л" = 35% про) від тиску при різних температурах

Здатність води до самоочищення

Це важлива властивістьводи. У процесі випаровування вода проходить через ґрунт, який, своєю чергою, є природним фільтром. Однак за порушення межі забруднення процес самоочищення порушується.

Колір та прозорістьзалежать від відображення, поглинання та розсіювання сонячного світла, а також від наявності зважених частинок органічного та мінерального походження. У відкритій частині колір океану синій, біля узбережжя, там, де багато суспензій, — зеленуватий, жовтий, коричневий.

У відкритій частині океану прозорість води вища, ніж біля узбережжя. У Саргасовому морі прозорість води - до 67 м. У період розвитку планктону прозорість зменшується.

У морях можливе таке явище, як світіння моря (біолюмінесценція). Світяться у морській водіживі організми, містять фосфор, передусім такі, як найпростіші (ночесветка та інших.), бактерії, медузи, черв'яки, риби. Імовірно, свічення служить для відлякування хижаків, для пошуків пиши або для залучення особин протилежної статі в темряві. Свічення допомагає рибальським судам знаходити косяки риб у морській воді.

Звукопровідність -акустична властивість води. В океанах виявлено звукорозсіюючий мійі підводний «звуковий канал»,що володіє звуковою надпровідністю. Звукорозсіювальний шар уночі піднімається, а вдень опускається. Він використовується підводниками, тому що гасить шум від двигунів підводних човнів, і рибальськими суднами для виявлення косяків риб. «Звуковий
сигнал» застосовується для короткострокового прогнозу цунамі хвиль, в підводній навігації для наддальньої передачі акустичних сигналів.

Електропровідністьморської води висока, вона прямо пропорційна солоності та температурі.

Природна радіоактивністьморських вод мала. Але багато тварин і рослин мають здатність концентрації радіоактивних ізотопів, тому улов морепродуктів піддається перевірці на радіоактивність.

Рухливість- Характерна властивість рідкої води. Під дією сили тяжіння, під впливом вітру, тяжіння Місяцем та Сонцем та інших факторів відбувається рух води. Під час руху вода перемішується, що дозволяє рівномірно розподілятися водам різних солоності, хімічного складу та температури.

Широко відомо побите, проте вірне зауваження про те, що наша планета мала б називатися не Земля, а Океан. Справді, Світовий океан займає 361 млн. км 2 або 71% всієї поверхні планети. Найважливіший глобальний наслідок такого співвідношення суші та моря у його вплив на водний та тепловий баланс Землі. Близько 10% сонячної радіації, поглиненої поверхнею океану, витрачається на нагрівання води і турбулентний обмін теплом між поверхневими шарами води і нижніми шарами атмосфери, інші 90% витрачаються на випаровування. Таким чином, випаровування з поверхні океану є як головним джерелом води у глобальному гідрологічному циклі, так і, внаслідок високої прихованої теплоти випаровування води, є важливим компонентом глобального теплового балансу.

Маса океану складає 94% маси гідросфери. Світовий океан - найважливіший регулятор потоків у глобальному гідрологічному циклі, його обсяг великий порівняно з будь-якою складовою циклу, середня тривалість обміну води в океані дуже значна, складаючи 3 тис. років.

Поверхнева зона океану (глибиною 0-200 м) має дуже значну теплоємність і найбільшу серед геосфер теплову інерцію. Вона відіграє найважливішу роль у формуванні поточного клімату планети, його просторового розподілу та мінливості у часі. Вплив вітру верхній шар води визначає основні риси океанічної циркуляції в поверхневій зоні. Циркуляція океану забезпечує глобальний перерозподіл енергії з екваторіальних зон до полюсів. Поверхнева зона океану - найважливіший компонент кліматичної системи, що бере активну участь у формуванні середнього річного клімату, його змін від року до року, а також його коливань у масштабі десятиліть і століть.

Зовнішні впливи на океан здійснюються майже виключно через вплив на нього атмосфери, завдяки потокам тепла, прісної води та кількості руху біля поверхні океану. Таким чином, еволюція клімату та еволюція океану взаємопов'язані.

Глибокі зони океану набагато меншою мірою, ніж поверхневі зони, підпорядковуються закону географічної зональності, а частіше й більше не підпорядковуються. Основні глибинні та придонні потоки води формуються в полярних областях та спрямовані спочатку до протилежних полюсів (рис. 15). Більша чи менша їхня участь до природних процесів біля поверхні океану та зміна ступеня цієї участі - найважливіший фактор зміни основних рис екосфери.

Глибинна (глибиною 2000-4000 м) та придонна (глибше за 4000 м) зони Світового океану становлять 64% всього його обсягу. Температура води у цих зонах від 3°С і менше. Середня температура всієї маси Світового океану лише близько 4°С завдяки холодним глибинним і придонним товщам. Вертикальна циркуляція океанічних вод під впливом різниці щільності води внаслідок відмінностей у її температурі та солоності викликає переміщення вод з поверхні в глибинні шари, де вона може виявитися ізольованою від атмосферних впливів, зберігаючи теплозапас протягом тисячоліть та більше. Вивільнення чи, навпаки, накопичення такого теплозапасу може бути вирішальним у довгострокових змінах клімату.

Низька температура Світового океану та його величезна теплова інерція грають найважливішу палеогеографічну роль. Глибинні шари – це не тільки добротний теплорегулятор системи Землі. Посилення або ослаблення теплообміну між глибинними шарами океану та його поверхнею відіграє, мабуть, вирішальну роль у глибоких та довгострокових перетвореннях клімату Землі та, відповідно, у змінах її ландшафтів. У цьому зміни теплообміну глибинних мас океану з поверхневими, і навіть розподіл поверхневих течій можуть змінюватися протягом десятків років, тобто. надзвичайно швидко, беручи до уваги розміри Світового океану, що може призвести до так само швидкої зміни природної обстановки.

Світовий океан це також і величезний акумулятор речовин, що містить їх у розчиненому вигляді в кількості близько 50 х 10 15 т. (Нагадаємо, що середня концентрація розчинених речовин у морській воді, або її солоність, - 35 г/л.) просторі, за її хімічним складом (в % від цілого) залишається постійним. Щорічний приплив солей в океан приблизно на сім порядків (в 10 7 разів) менший за їх вміст в океані. Ця обставина відіграє значну роль у стабілізації біогеохімічних циклів та екосфери загалом.

Океан містить близько 4 х 10 ¹º т вуглецю в розчині, у вигляді суспензій і живих формах. На суші, в живих організмах, ґрунтах і органічній речовині, що розпадається, вуглецю приблизно в 20 разів менше. Фізико-хімічні умови в океані та взаємодія з ними морської біоти визначають реакцію океану на зміну концентрації вуглекислого газу в атмосфері. Вуглекислий газ з атмосфери розчиняється у воді або поглинається з неї планктоном у процесі утворення первинної продукції (фотосинтезу). Цей процес потребує сонячному світлі, вуглекислому газі у воді та розчинених біогенних речовинах (сполуках азоту, фосфору та інших хімічних елементів) Лімітуючим фактором зазвичай бувають біогенні речовини.

Первинна продукція утворюється у верхніх, добре освітлених шарах води, куди біогени надходять або з планктону, що відмирає на тих же глибинах, або з суші та з атмосфери. При відмиранні планктону, що містять вуглець, залишки опускаються в холодні глибинні шари океану і на дно. Зрештою, цей вуглець на значній глибині перетворюється бактеріями на розчинну неорганічну форму, а мала його частина відкладається у вигляді донних опадів.

Цей процес, який іноді називають «біологічним насосом», надзвичайно складний. Біологічний насос зменшує концентрацію вуглекислого газу у верхньому шарі океану, а також і в атмосфері та збільшує загальний зміствуглецю в глибинній та придонній зонах океану. Біо-гео-хімічні процеси, пов'язані з поглинанням вуглекислого газу, відбуваються переважно в поверховій зоні океану, тоді як глибинна та придонна зони відіграють найважливішу роль у довгостроковій акумуляції вуглецю. Процес інтенсивно вивчається в даний час, але поки все ж зрозумілий недостатньо.

Основні риси рельєфу дна Світового океану

Будова океанічної земної кориНа відміну від континентальної: відсутня гранітний шар, властивий останній.

Товщина континентальної кори лише на рівні моря близько 30 км. Швидкість сейсмічних хвиль у її верхній половині відповідає швидкостям в гранітних породах, а нижній половині - швидкостям в базальтах. В океанах під п'ятикілометровим шаром води знаходиться шар осадових порід завтовшки в середньому 0,5 км, шар вулканічних порід – «фундамент» – потужністю 0,5 км, кора потужністю 4 км, і на глибині близько 10 км починається мантія.

На дні Світового океану виділяються чотири зони.

Перша зона – підводна околиця материків. Підводна окраїна материків – це затоплена водами океану околиця материків. Вона у свою чергу складається з шельфу, материкового схилу та материкового підніжжя. Шельф - прибережна донна рівнина з досить невеликими глибинами, по суті, продовження окраїнних рівнин суші. Більшість шельфу має платформну структуру. На шельфі нерідкі залишкові (реліктові) форми рельєфу надводного походження, і навіть реліктові річкові, льодовикові відкладення. Це означає, що з четвертинних відступах моря великі простори шельфу перетворювалися на сушу.

Зазвичай шельф закінчується на глибинах 100-200 м, а іноді і на великих різким перегином, так званою брівкою шельфу. Нижче цієї брівки у бік океану простягається материковий схил - вужча, ніж шельф, зона океанічного чи морського дна з ухилом поверхні кілька градусів. Нерідко материковий схил має вигляд уступу або серії уступів з крутістю від 10 до кількох десятків градусів.

Друга – перехідна – зона сформувалася на стику материкових брил та океанічних платформ. Вона складається з улоговин окраїнних морів, ланцюжків переважно вулканічних островів у вигляді дуг і вузьких лінійних западин - глибоководних жолобів, з якими збігаються глибинні розломи, що йдуть під материк.

На околицях Тихого океану, в районах Середземного, Карибського морів, моря Скоша (Скотія) підводні околиці материків контактують не безпосередньо з ложем океану, а з днищем улоговин окраїнних або середземних морів. У цих улоговинах кора субокеанічного типу. Вона дуже потужна головним чином за рахунок осадового шару. З зовнішності ці басейни огороджені величезними підводними хребтами. Іноді їхні вершини піднімаються над рівнем моря, утворюючи гірлянди вулканічних островів (Курильські, Маріанські, Алеутські). Ці острови називають острівними дугами.

З океанічного боку острівних дуг розташовані глибоководні жолоби – грандіозна материкова земна кора відсутня. Замість неї розвинена земна, вузькі, але дуже глибокі (6 - 11 км глибини) депресії. Вони тягнуться паралельно до острівних дуг і відповідають виходам на поверхню Землі зон надглибинних розломів (так звані зони Беньоффа-Заварицького). Розломи проникають у надра Землі на багато сотень кілометрів. Ці зони нахилені у бік континентів. До них присвячена переважна частина вогнищ землетрусів. Таким чином, області глибоководних жолобів, острівних дуг та глибоководних окраїнних морів відрізняються бурхливим вулканізмом, різкими та надзвичайно швидкими рухами земної кори, дуже високою сейсмічності. Ці зони отримали назву перехідних зон.

Третя – основна – зона дна Світового океану – ложа океану, вона відрізняється розвитком земної кори виключно океанічного типу. Ложе океану займає понад половину його площі на глибинах до 6 км. На ложі океану є гряди, плато, височини, які поділяють його на улоговини. Донні відкладення представлені різними мулами органогенного походження та червоною глибоководною глиною, що виникла з тонких нерозчинних мінеральних частинок, космічного пилу та вулканічного попелу. На дні багато залізомарганцевих конкрецій із домішками інших металів.

Океанічні хребти досить чітко поділяються на два типи: склепінно-брилові та брилові. Склепінно-брилові структури є основою склепінні, лінійно витягнуті підняття океанічної кори, зазвичай розбиті поперечними розломами деякі блоки (Гавайський хребет, утворює підводну основу однойменного архіпелагу).

Крім хребтів у Світовому океані відомо чимало пагорбів, або океанічних плато. Найбільше їх у Атлантичному океані - Бермудське плато. На його поверхні – низка підводних гір вулканічного походження.

Найпоширеніший тип рельєфу океанічних улоговин – рельєф абісальних пагорбів. Так називаються незліченні височини висотою від 50 до 500 м, з діаметром основи від кількох сотень метрів до десятка кілометрів, що майже всіють дно улоговин. Крім того, на дні океану відомо понад 10 тис. підводних гірських вершин. Деякі підводні роки із сплощеними вершинами називають гайотами. Вважають, що колись ці вершини здіймалися над рівнем океану, доки їхні вершини були поступово зрізані хвилями.

Два інших типи рельєфу - хвилясті та плоскі абісальні рівнини. Вони виникли після часткового чи повного поховання абісальних пагорбів під товщею опадів.

Четверта зона виділяється у центральних частинах океанів. Це – найбільші форми рельєфу дна океану – серединно-океанічні хребти – гігантські лінійноорієнтовані склепіння підняття земної кори. При утворенні склепіння найбільші напруження виникають на його вершині, тут і утворюються розломи, якими відбувається опускання частини склепіння, формуються грабени, т.зв. рифтові долини. За цими ослабленими зонами земної кори спрямовується вгору матеріал мантії.

Починаючись у Північному Льодовитому океані невеликим хребтом Гаккеля, система цих піднять перетинає Норвезько-Гренландський басейн, включає Ісландії і перетворюється на грандіозні Північно-Атлантичний і Південно-Атлантичний хребти. Останній переходить у Західноіндійський хребет вже в Індійському океані. Північніше паралелі острова Родрігес одна гілка - Аравійсько-Індійський хребет - йде на північ, продовжуючи ряд форм рельєфу дна Аденської затоки і Червоного моря, а інша гілка йде на схід і переходить в серединно-океанічний хребет Тихого океану - Південно-Тихооке підняття. Серединно-океанічні хребти, мабуть, - молоді кайнозойські освіти. Оскільки хребти з'являються внаслідок розтягування земної кори, перетнуті поперечними розломами і часто мають центральні рифтові долини, вони надають виняткову можливість вивчення порід океанічної кори.

Осадонакопичення - один з найважливіших факторів рельєфоутворення в океані. Відомо, що Світовий океан щорічно надходить понад 21 млрд. т твердих опадів, до 2 млрд. т вулканічних продуктів, близько 5 млрд. т вапняних і крем'янистих залишків організмів.

Основну масу водної оболонки Землі утворюють солоні води Світового океану, що покривають 2/з Землі. Їх обсяг дорівнює приблизно 1379106 км3, у той час як об'єм усіх вод суші (включаючи льодовики та підземні води до глибини 5 км) - менше 90106 км3. Оскільки океанічні води становлять близько 93 % всіх вод біосфери, вважатимуться, що й хімічний склад визначає основні риси складу гідросфери загалом.

Сучасний хімічний склад океану є результатом його тривалої зміни під впливом діяльності живих організмів. Освіта первинного океану було зумовлено тими самими процесами дегазації твердої речовини планети, що призвели до формування газової оболонки Землі. З цієї причини склад атмосфери та гідросфери тісно пов'язаний, їхня еволюція відбувалася також взаємопов'язано.

Як зазначено раніше, серед продуктів дегазації переважали пари води та вуглекислий газ. З того моменту, як температура поверхні планети опустилася нижче 100 ° С, пари води стали конденсуватися та утворювати первинні водойми. На поверхні Землі виник процес кругообігу води, який започаткував циклічну міграцію хімічних елементів у системі суша-океан-суша.

Відповідно до складу газів, що виділялися, перші скупчення води на поверхні планети були кислими, збагаченими головним чином НС1, а також HF, H3BO3, H2S. Вода океану пройшла безліч кругообігів. Кислі дощі енергійно руйнували алюмосилікати, витягуючи з них легкорозчинні катіони - натрій, калій, кальцій, магній, що накопичувалися в океані. Катіони поступово нейтралізували сильні кислоти, і води давньої гідросфери набули хлор-кальцієвого складу.

Серед різноманітних процесів трансформації з'єднань, що дегазуються, очевидно, протікала діяльність згущень термо-літотрофних бактерій. Поява ціанобактерій, що мешкали у воді, що оберігала їх від згубної ультрафіолетової радіації, ознаменувала початок фотосинтезу та біогеохімічного продукування кисню. Зменшення внаслідок фотосинтезу парціального тиску СО2 сприяло осадженню великих мас карбонатів Fe2+, потім Mg2+ та Са3+.

Вільний кисень став надходити у води древнього океану. Протягом тривалого часу відновлені та недоокієдні сполуки сірки, двовалентного заліза та марганцю були окислені. Склад океанічної води придбав хлоридно-сульфатний склад, близький до сучасного.

Хімічні елементи у гідросфері перебувають у різноманітних формах. Серед них найбільш характерні прості та складні іони, а також молекули, які перебувають у стані сильно розведених розчинів. Поширені іони, сорбційно пов'язані з частинками колоїдних та субколоїдних розмірів, присутніми у морській воді у вигляді тонкої суспензії. Особливу групу становлять елементи органічних сполук.

Загальна кількість розчинених сполук у морській воді (солона) поверхневих шарахокеанів та окраїнних морів коливається від 3,2 до 4 %. У внутрішньоконтинентальних морях солоність змінюється у ширших межах. Середня солоність Світового океану прийнята рівною 35%.

Ще в середині ХІХ ст. вчені виявили чудову геохімічну особливість океанічної води: незважаючи на коливання солоності, співвідношення головних іонів залишається незмінним. Сольовий склад океану є своєрідною геохімічною константою.

Через війну наполегливої ​​роботи вчених багатьох країн було накопичено великий аналітичний матеріал, характеризує вміст у питній воді морів і океанів як головних, а й розсіяних хімічних елементів. Найбільш обґрунтовані дані про середні значення (кларки) хімічних елементів у воді Світового океану наведені в зведеннях Е.Д. Голдберг (1963), А.П. Виноградова (1967), Б. Мейсона (1971), Г. Хорна (1972), А.П. Лісіцина (1983), К.М. Турекіана (1969). У табл. 4.1 використано результати переважно двох останніх авторів.

Як видно з наведених даних, основну масу розчинених сполук складають хлориди поширених лужних та лужноземельних елементів, менше міститься сульфатів, ще менше гідрокарбонатів. Концентрація розсіяних елементів, одиницею виміру яких служить мкг/л, на три математичні порядки нижче, ніж у гірських породах. Діапазон значень кларків розсіяних елементів сягає десять математичних порядків, тобто. приблизно такий самий, як у земній корі, але співвідношення елементів зовсім інші. Виразно домінують бром, стронцій, бор та фтор, концентрація яких вище 1000 мкг/л. У значній кількості є йод, барій, їх концентрація перевищує 10 мкг/л.

Таблиця 4.1

Частина металів, що знаходяться у воді - молібден, цинк, уран, титан, мідь - має концентрацію від 1 до 10 мкг/л. Концентрація нікелю, марганцю, кобальту, хрому, ртуті, кадмію значно нижче - соті та десяті частки мкг/л. У той самий час залізо і алюміній, які відіграють роль основних елементів у земної корі, в океані мають нижчу концентрацію, ніж молібден і цинк. У найменшій кількості в океані розчинені такі елементи, як ніобій, скандій, берилій та торій.

Для визначення деяких геохімічних і біогеохімічних показників необхідно знати концентрацію елементів у морській воді, а й у твердої фазі розчинних речовин, тобто. у сумі солей морської води. У таблиці наведено дані, до розрахунку яких величина середньої солоності прийнята рівною 35 г/л.

Як було показано вище, провідним фактором еволюції хімічного складу океану протягом геологічної історії була сумарна біогеохімічна діяльністьживих організмів. Не менш важливу роль організми грають у сучасних процесахдиференціації хімічних елементів в океані та виведення їх мас в осад. Згідно з біофільтраційною гіпотезою, розробленою А. П. Лісіціним, планктонні (переважно зоопланктонні) організми щодня профільтровують через свої тіла близько 1,2107 км3 води, або близько 1 % обсягу Світового океану. При цьому тонкі мінеральні суспензії (частки розміром 1 мкм і менше) зв'язуються в грудочки (пелети). Розміри пелетів від десятків мікрометрів до 1 – 4 мм. Зв'язування тонких суспензій у грудочки забезпечує більш швидке осідання на Дно зваженого матеріалу. Одночасно частина розчинених у воді хімічних елементів у тілах організмів перетворюється на нерозчинні сполуки. Найбільш поширеними прикладами біогеохімічного зв'язування розчинених елементів у нерозчинні сполуки можуть бути утворення вапняних (кальцитових) і кремнієвих (опалових) скелетів планктонних організмів, а також вилучення карбонату кальцію вапняними водоростями та коралами.

Серед пелагічних мулів (глибоководних відкладень океану) можна назвати дві групи. Перші складаються переважно з біогенних утворень планктону, другі утворені переважно частинками не біогенного походження. У першій групі найбільш поширені вапняні (карбонатні) мули, у другій – глинисті мули. Карбонатні мули займають близько третини площі дна Світового океану, глинисті – понад чверть. У карбонатних опадах зростає концентрація не тільки кальцію та магнію, але також стронцію та йоду. У мулах, де переважають глинисті компоненти, значно більше металів. Деякі елементи дуже слабо виносяться з розчину в мули і поступово накопичуються в морській воді. Їх слід називати талас-софільними. Розрахувавши відношення між концентраціями в сумі розчинних солей морської води та мулів, ми отримаємо величину коефіцієнта таласофіл'ності КТ, що показує, у скільки разів даного елемента більше в сольовій частині океанічної води порівняно з осадом. Таласофільні елементи, що акумулюються в розчиненій сольовій частині води, мають наступні коефіцієнти КТ:

Знаючи масу елемента у Світовому океані та величину його річного надходження, можна визначити швидкість його видалення з океанічного розчину. Наприклад, кількість миш'яку в океані становить приблизно 3,6 109 т, з річковим стоком приноситься 74 103 т/рік. Отже, за період, що дорівнює 49 тис. років, відбувається повне видалення всієї маси миш'яку зі Світового океану.
Оцінку часу знаходження елементів у розчиненому стані в океані робили багато авторів: Т.Ф. Барт (1961), Е.Д. Гольдберг (1965), Х. Дж. Дані різних авторів мають більші чи менші розбіжності. Згідно з нашими розрахунками, періоди повного видалення розчинених хімічних елементів із Світового океану характеризуються наступними інтервалами часу (у роках, у послідовності збільшення періоду у кожному ряді):

• n*102: Th, Zr, Al, Y, Sc
• n*103: Pb, Sn, Mn, Fe, Co, Cu, Ni, Cr, Ti, Zn
• n*104: Ag, Cd, Si, Ba, As, Hg, N
• n*105: Mo, U, I
• n*106: Ca, F, Sr, B, K
• n*107: S, Na
• n*108: С1, Br

За всієї орієнтовності таких розрахунків порядки отриманих величин дозволяють виділити групи розсіяних елементів, що розрізняються тривалістю перебування в океанічному розчині. Елементи, що найбільш інтенсивно концентруються в глибоководних мулах, мають найменшу тривалість перебування в океані. Такими є торій, цирконій, ітрій, скандій, алюміній. До них близькі періоди перебування в океанічному розчині свинцю, марганцю, заліза, кобальту. Більшість металів повністю виводиться з океану протягом кількох тисяч або десятків тисяч років. Таласофільні елементи перебувають у розчиненому стані сотні тисяч років і більше.

Значні маси розсіяних елементів у океані зв'язуються дисперсною органічною речовиною. Його основним джерелом є відмираючі планктонні організми. Процес руйнування їх залишків найактивніше відбувається до глибини 500-1000 м. Тому в опади шельфових і неглибоких приконтинентальних морів накопичуються величезні маси дисперсної органічної речовини морських організмів, до яких додаються органічні суспензії, винесені річковим стоком із суші.

Основна частина органічної речовини океану знаходиться в розчиненому стані і лише 3 - 5% у вигляді суспензії (Виноградов А. П., 1967). Концентрація цих суспензій у воді невелика, але їх загальна маса в усьому обсязі океану дуже значна: 120 - 200 млрд т. Щорічне накопичення високодисперсного органічного детрітусу в опадах Світового океану, за даними В.А.Успенського, перевищує 0,5 109 т.

Дисперсна органічна речовина сорбує та захоплює в опади певний комплекс розсіяних елементів. Про їх зміст із відомою умовністю можна судити з мікроелементарного складу великих скупчень органічної речовини - покладів кам'яного вугілля та нафти. Концентрація елементів у цих об'єктах зазвичай наводиться стосовно золі; не менш важливі Дані стосовно вихідного, неозоленного матеріалу.

Як очевидно з табл. 4.2, мікроелементний склад кам'яного вугілля та нафти принципово відрізняється.

Таблиця 4.2

Середні концентрації розсіяних металів у кам'яному куті та нафті, 10-4 %

У нафті інше співвідношення значно вища концентрація багатьох розсіяних елементів. Високий вміст титану, марганцю та цирконію в кам'яному вугіллі обумовлено мінеральними домішками. Серед розсіяних металів найбільша концентрація характерна для цинку, хрому, ванадію, міді та свинцю.

В органічній речовині активно накопичуються багато токсичних елементів (миш'як, ртуть, свинець та ін), які безперестанку видаляються з океанічної води. Отже, дисперсна органічна речовина, як і мінеральні суспензії, виконує роль глобального сорбенту, що регулює вміст розсіяних елементів і захищає середовище Світового океану від небезпечних рівнів їхньої концентрації. Кількість розсіяних елементів, пов'язане в дисперсній органічній речовині, дуже значно, враховуючи, що маса речовини в осадових породаху сотні разів перевищує сумарну кількість усіх покладів кам'яного вугілля, кулистих сланців та нафти. Відповідно до даних Дж. Ханта (1972), Н.Б. Вассоївича (1973), А.Б. Ронова (1976) загальна кількість органічної речовини в осадових породах складає (1520)1015 т.

Маси розсіяних елементів, акумульовані в органічній речовині осадової товщі Землі, вимірюються багатьма мільярдами тонн.

(Visited 91 times, 1 visits today)

гідросфери (водної оболонки Землі), що займає переважну її частину (понад $90\%$) і являє собою сукупність водних об'єктів (океанів, морів, заток, проток і т.д.), що омивають ділянки суші (материки, півострова, острови і т.п. .д.).

Площа Світового океану складає близько $70% планети Земля, що перевищує площу всієї суші більш ніж в $2 $ рази.

Світовий океан, як основна частина гідросфери, є особливою складовою – океаносферою, яка є об'єктом вивчення науки океанології. Завдяки цій науковій дисципліні в даний час відомі компонентні, а також фізико-хімічні склади Світового океану. Розглянемо докладніше компонентний склад Світового океану.

Світовий океан компонентно можна розділити основні складові його самостійні великі частини, сполучені між собою – океани. У Росії, на підставі встановленої класифікації, Вироблено виділення чотирьох окремих океанів зі складу Світового океану: Тихий, Атлантичний, Індійський і Північний Льодовитий. У деяких країнах, крім зазначених чотирьох океанів, виділяють також п'ятий – Південний (чи Південний Льодовитий), у якому об'єднують води південних частин Тихого, Атлантичного та Індійського океанів, що оточують Антарктиду. Однак, через невизначеність кордонів даний океан у російській класифікації океанів не виділяється.

Моря

У свою чергу компонентний склад океанів входять моря, затоки, протоки.

Визначення 2

Море- це частина океану, обмежена берегами материків, островами та підвищеннями дна і відрізняється від сусідніх об'єктів фізико-хімічними, екологічними та іншими умовами, а також характерними гідрологічними особливостями.

За морфологічними та гідрологічними особливостями моря поділяють на окраїнні, середземні та міжостровні.

Окраїнні моря розташовані на підводних околицях материків, шельфової зони, у перехідних зонах і поділяються від океану островами, архіпелагами, півостровами чи підводними порогами.

Моря, які приурочені до материкових мілин, мілководні. Наприклад, Жовте море має максимальною глибиноюрівною $106$ метрів, а ті моря, які розташовані в так званих перехідних зонах, характеризуються глибинами до $4 \ 000$ метрів – Охотське, Берингове і так далі.

Вода окраїнних морів за фізико-хімічним складом практично ні чим не відрізняється від відкритих водокеанів, оскільки ці моря мають великий фронт з'єднання з океанами.

Визначення 3

Середземниминазивають моря, які глибоко врізаються в сушу і з'єднуються з водами океанів однією чи декількома невеликими протоками. Ця особливістьСередземних морів пояснює утрудненість їх водообміну з водами океанів, що формує особливий гідрологічний режим цих морів. До середземних моря відносяться Середземне, Чорне, Азовське, Червоне та інші моря. Середземні моря у свою чергу поділяються на міжматерикові та внутрішньоматерикові.

Міжострівні моря відокремлюються від океанів островами чи архіпелагами, що з кілець окремих островів чи острівними дугами. До подібних морів відносяться Філіппінське море, море Фіджі, море Банда та інші. До міжострівних морів також відноситься і Саргасове море, яке не має безперечно встановлених і виражених кордонів, але має яскраво виражений і специфічний гідрологічний режим і особливі види морської флори і фауни.

Затоки та протоки

Визначення 4

Затока- Це частина океану або моря, що вдається в сушу, але не відокремлена від нього підводним порогом.

Залежно від характеру походження, гідрогеологічних особливостей, форм берегової лінії, форми, а також приуроченості до певного регіону чи країни затоки поділяються на: ф'єрди, бухти, лагуни, лимани, губи, естуарії, гавані та інші. Найбільшою за площею визнано Гвінейську затоку, що омиває узбережжя країн Центральної та Західної Африки.

У свою чергу, океани, моря та затоки з'єднуються між собою порівняно вузькими частинами океану чи моря, які поділяють материки чи острови - протоками. Протоки властивий свій особливий гідрологічний режим, особлива система течій. Найширшою і найглибшою протокою вважається протока Дрейка, що розділяє Південну Америкута Антарктиду. Його середня ширина складає 986 кілометрів, а глибина – понад 3000 метрів.

Фізико-хімічний склад вод Світового океану

Морська вода є сильно розбавленим розчином мінеральних солей, різноманітних газів і органічної речовини, що містить у своєму складі суспензії як органічного так і неорганічного походження.

У морській воді постійно протікають низка фізико-хімічних, еколого-біологічних процесів, які надають безпосередній впливна зміну загального складуконцентрації розчину. На склад і концентрацію мінеральних та органічних речовин в океанічній воді надають активний вплив припливу прісних вод, що впадають в океани, випаровування води з поверхні океану, випадання на поверхню Світового океану атмосферних опадів, процеси утворення та танення льоду.

Зауваження 1

Деякі процеси, такі як діяльність морських організмів, утворення та розпад донних відкладень, спрямовані на зміну вмісту та концентрації у воді твердих речовині, як наслідок, зміна співвідношення між ними. Дихання живих організмів, процес фотосинтезу та діяльність бактерій впливають на зміну концентрації у воді розчинених газів. Незважаючи на це, всі ці процеси не порушують концентрацію сольового складу вод відносно головних елементів, що входять в розчин.

Солі та інші розчинені у воді мінеральні та органічні речовини знаходяться переважно у вигляді іонів. Склад солей різноманітний, в океанічній воді зустрічаються практично всі хімічні елементи, проте основну масу становлять такі іони:

• $Na^+$
• $SO_4$
• $Mg_2^+$
• $Ca_2^+$
• $HCO_3, \CO$
• $H2_BO_3$

У найбільших концентраціях у морських водах міститься хлор – $1,9%, натрій – $1,06%, магній – $0,13%, сірка – $0,088%, кальцій – $0,040%, калій – $0,038%, бром – $0,0065%, вуглець – $0,003%. Зміст інших елементів є незначним і становить близько $0,05%.

Загальна маса розчиненої у Світовому океані речовини становить понад $50000$.

У водах і на дні Світового океану були виявлені дорогоцінні метали, проте їх концентрація незначна і відповідно видобуток їх нерентабельна. Океанічна вода за своїм хімічним складом разюче відрізняється від складу вод суші.

Концентрація солей і сольовий склад у різних частинах Світового океану неоднорідна, проте найбільші відмінності показників солоності спостерігаються в поверхневих шарах океану, що пояснюється схильності до впливу різних зовнішніх факторів.

Основним фактором, що вносить корективи в концентрацію солей вод Світового океану, є атмосферні опади та випаровування з поверхні води. Найменші показники солоності на поверхні Світового океану спостерігаються у високих широтах, оскільки ці регіони мають перевищення опадів над випаровуванням, значним річковим стоком і таненням. плавучих льодів. Наближаючись до зони тропіків, рівень солоність зростає. У екваторіальних широтах кількість атмосферних опадів зростає, і солоність тут знову зменшується. Розподіл солоності по вертикалі по-різному в різних широтних зонах, проте глибше $1500$ метрів, солоність залишається практично постійною і не залежить від широти.

Зауваження 2

Також, окрім солоності, одним із основних фізичних властивостейморської води є її прозорість. Під прозорістю води розуміють ту глибину, де білий диск Секкі діаметром $30$ сантиметрів перестає бути видимим неозброєним оком. Прозорість вод залежить, як правило, від вмісту у воді завислих частинок різного походження.

Колір або кольоровість вод багато в чому залежить також від концентрації у воді завислих частинок, розчинених газів, інших домішок. Колір здатний змінюватися від блакитних, бірюзових і блакитних відтінків у чистих тропічних водах до синьо-зелених і зелених і жовтих відтінків у прибережних водах.

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 і щодо легкий матеріалмісячних модулів та 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 полямають одну внутрішню причину, пов'язану із первинною неоднорідністю планети.

Поверхня Світового океану ретельно вивчається з населених та автоматичних супутників. Супутником «Гео-3» над східним берегом Австралії на відстані 3200 кілометрів встановлено перепад висоти поверхні океану на 2 м. північного узбережжяматерика вище. Спеціальний супутник "Сісат", запущений у 1978 році, вимірює водну поверхню з точністю до 10 сантиметрів.

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

Іноді при спокійному вітрі та малому хвилюванні корабель раптово втрачав хід. Моряки говорили про загадкову мертвої води», але лише 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 час настала сольова рівновага Світового океану та 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. Велика кількість іонів 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 і 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 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 по природним причинна ізометричні області, шари та найтонші прошарки. На практиці 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.