Основные физические cв-ва морской воды
Температура поверхностных вод океана тесно связана с климатической зональностью. Среднегодовая температура в высоких широтах изменяется от 0 до -1,8-2,0 oС и достигает максимального значения порядка 25-28 oС (31 oС) близ термического экватора. В то же время температура воды изменяется с глубиной, достигая в придонных частях 2-3 oС, а в полярных областях опускается даже до отрицательных значений порядка -1- -2 oС.
Давление и плотность. Гидростатическое давление в океанах и морях соответствует весу толщи воды. Наибольшей величины оно достигает в глубоководных желобах и в котловинах ложа Мирового океана. Плотность морской воды в среднем составляет примерно 1,025г/см3 , в холодных полярных водах она увеличивается до 1,028, а в теплых тропических уменьшается до 1,022 г/см3 . Такие колебания обусловлены изменением солености, температуры и давления.
Происхождение и геологическая история мирового океана
570 млн. лет назад существовал суперконтинент Пангея, которая потом распалась на Гондвану и Лавразию, и имелся глобальный океан - Пангалаи.
При разъединении Пангеи два материка разделились океаном Тетиса.
Затем начался распад Гондваны и 65 млн. лет назадплиты открыли 3 океана – теория дрейфа литосферных плит. При расхождении плит выходтло мантийное в-во – магма, кторая остывала в океане, на глубине 1 км и образовывала рифты.
Температура воды в океанах. Простр-во и вертик. измен.
Температура зависит от баланса лучистой энергии,
от общего кол-ва солнечной энергии, которая приходит и уходит.
R = (Q +q )( 1-L(альфа) – I(потери)
Процессы переноса тепла: 1. длинноволновое излучение
2. испарение
3. теплопроводность
Океаны холодные, нагревается только поверхность.
Tср = 17.4 С (пов-ть) ; в Сев. Полушарии теплее чем в Южном.
Термический экватор находится севернее земного.
Климатические сезоны сдвинуты примерно на месяц вперёд.
С глубиной температура понижается. 8% воды теплее 10С
Океан теплее атмосферы на 23 градуса (вода=17С, атм. .= -17С).
Перенос тепла – течения и ветра из-за неравномерного нагревания.
По вертикали температура изменяется неравномерно.
(график зависимости от глубины: наверху тепло, потом термоклин
а потом понижается с глубиной).
Масштабы изменчивости температуры:
- мелкомасштабные
- глобальные
- синоптические
- сезонные изменения
- суточная изменчивость
Донные отложения
Морские отложения, донные осадки современных
и древних морей Земли. Преобладают над континентальными
отложениями, слагая более 75% общего объёма осадочной
оболочки материковой земной коры. Формирование Морских
отложений началось с появлением первых морей в архее или
в ещё более отдалённом геологическом прошлом, около
3,5—4 млрд. лет назад, и происходило в течение всей
геологической истории. Ископаемые Морские отложения
превращены процессами диагенеза в осадочные горные породы
. К Морским отложениям относятся большинство известняков,
доломитов, мергелей и кремнистых пород, значительная часть
глин и аргиллитов, алевролитов, песчаников, конгломератов,
а из полезных ископаемых — многие железные и марганцевые
руды, большинство фосфоритов, горючие сланцы.
Из поступающего на дно водоёма осадочного материала
разного происхождения образуются основные типы
Морские отложения — терригенные, биогенные, хемогенные
и вулканогенные, а также различные их сочетания.
В зависимости от глубины, удалённости берега, форм рельефа
дна, течений, условий обитания осадкообразующих организмов
и др. факторов в пределах отдельных морских бассейнов
существуют одновременно разнообразные обстановки
осадкообразования, в которых развиваются разные фации
морские отложения.
Массы морских отложения, их состав и распределение
на поверхности Земли зависят в первую очередь от
тектонического режима и климатических условий.
Состав Морских отложений закономерно связан с клим. зон-ю.
18.1Солёность в океанах. Простр-е и вертик-е изм-я
Солёность – масса всех твёрдых минеральных
растворённых веществ в 1000 г морской воды,
при условии что Br и I замещены эквивалентным кол-вом Cl
. S – зависит от испаряемости и осадков
So = Sz + k(E-P) гдеK – степень перемешивания вод .
Солёность в Сев. Полушарии < чем в Южном
(из-за большего речного стока)
Min S – экватор, прибрежные, внутренние моря,
С-Л океан. По вертикали изменения только
в верхнем слое ( изохалинно – 1 км)
Всего соли m = 49*10^5 т (150 м слой)
Галоклин – слой, где солёность резко меняется.
Ниже – слабосолёная толща вод - абиссаль
18.2 Строение конт. и океанич. коры.
В строении континентальной коры выделяют
три геологических слоя: осадочный чехол, гранитный,
и базальтовый.
Верхний – слой осадочных пород. Мощность
от 10 до15 км, под ним залегает гранитный слой.
Горные породы, слагающие его по своим
физическим свойствам близки к граниту, толщина
от 5 до 15 км, под расположен базальтовый слой,
толщина которого от 10 до 30 км, таким образом
общая толщина материковой земной коры достигает
30-70 км, она распространена не только под материками,
но и под крупными островами. Стандартная
океаническая кора имеет мощность 7 км, и строго
закономерное строение. Сверху вниз она сложена
следующими комплексами: *осадочные породы,
представленные глубоководными океаническими осадками
. *базальтовые покровы, излившиеся под водой.
*дайковый комплекс, состоит из вложенных друг
в друга базальтовых даек. *слой основных расслоенных интрузий
.*мантия, представлена дунитами и перидотитами.
В подошве океанической коры обычно залегают
дуниты и перидотиты. Слой расслоенных интрузий
образуется в срединно-океаническом хребте, в
магматических камерах, расположенных на глубине
2—4 км. Эти массивы вложены друг в друга.
Океаническая кора может иметь повышенную
мощность в районах плюмового магматизма.
В таких местах расположены океанические о-ва и
океаническое плато.
19.1Плотность воды в океане. Простре и вертикал. профили/изменения.
ПЛОТНОСТЬ МОРСКОЙ ВОДЫ - отношение массы ед.
объема морской воды при темп-ре ее в момент наблюдения
к массе ед. объема дистиллированной воды при темп-ре +4°С.
Плотность (P) зависит от t и солёности (S)
P=1.0275-1.0280 г/см^3 Сигма = 27,5 или 28,0 соответственно
Сигма = 1000 [P(T,S)/P(4(градуса);0) – 1] – условная плотность
Наиболее плотные воды – в Атлантическом океане, т.к. t меньше,
а солёность больше чем в Тихом.
Термогалинная конвекция (циркуляция) – погружение вод
поверхностного слоя до тех пор, пока не достигнут определённой
плотности – даунверинг.
С глубиной плотность увеличивается, но не больше
чем до 28 (условная плотность)