Океанология: Учебно-методическое пособие для проведения лабораторных работ по курсу ''Общая гидрология''. Часть 1

ФЕДЕРАЛЬНОЕ АГЕНТСТВО ПО ОБРАЗОВАНИЮ Федеральное государственное образовательное учреждение высшего профессионального образования «ЮЖНЫЙ ФЕДЕРАЛЬНЫЙ УНИВЕРСИТЕТ»

Беспалова Л.А., Цыганкова А.Е.

УЧЕБНО-МЕТОДИЧЕСКОЕ ПОСОБИЕ для проведения лабораторных работ по курсу «Общая гидрология» ЧАСТЬ 1 ОКЕАНОЛОГИЯ

Ростов-на-Дону 2008 3

Учебно-методическое пособие разработано на кафедре океанологии профессором, доктором географических наук Л.А. Беспаловой и старшим преподавателем, кандидатом географических наук А.Е. Цыганковой.

Ответственный редактор

д.г.н. Л.А. Беспалова

Компьютерный набор и вёрстка

к.г.н. А.Е. Цыганкова

Печатается в соответствии с решением кафедры океанологии геологогеографического факультета ЮФУ, протокол № 6 от 27 декабря 2007 г.

4

ВВЕДЕНИЕ Знания о различных компонентах природной среды, методах познания законов её развития, взаимосвязей и взаимообусловленности студенты получают при изучении ряда общегеографических дисциплин, одной из которых является курс общей гидрологии. Общая гидрология является комплексной наукой и относится к циклу географических наук. Она занимается изучением свойств гидросферы и её составляющих: океанов, морей, рек, ледников, озёр, водохранилищ, болот, подземных вод и скоплений влаги в криосфере, роли снежного покрова в природных процессах. Помимо этого учебный курс предусматривает знакомство с методами полевых гидрологических исследований и расчётов, необходимых для получения количественных характеристик состояния водных объектов различного типа. Курс общей гидрологии предусматривает также знакомство студентов с гидрометрическими приборами, их назначением, устройством и порядком выполнения наблюдений, а также методами их обработки. Предлагаемое пособие содержит перечень лабораторных работ, тематики курсовых и тестовых контрольных работ для студентов-географов, обучающихся на очной и заочной формах обучения. В нём дается полный спектр узловых вопросов, являющихся основой познания как гидрологических процессов, так особенностей и закономерностей, присущих отдельным водным объектам. Пособие состоит из двух частей. В первой части представлены следующие лабораторные работы. •

Рельеф дна Мирового океана.

•

Типы стратификаций температуры и солёности по глубине в Мировом

океане. •

Циркуляция вод. Течения Мирового океана. 5

ЛАБОРАТОРНАЯ РАБОТА РЕЛЬЕФ ДНА МИРОВОГО ОКЕАНА

Данная работа предполагает самостоятельную работу с набором карт рельефа дна океанов с целью изучения обязательной номенклатуры по указанной теме. Основные задачи работы 1) Знать и уметь показать на картах океанов перечень обязательной номенклатуры по теме. 2) Уметь устно проводить условные границы между океанами. 3) Знать площади, средние и максимальные глубины каждого океана. Мировой океан имеет естественные подразделения только в пределах материков. В южном полушарии границы между океанами условны. В нашей стране принято подразделение Мирового океана на четыре океана: Тихий, Атлантический, Индийский и Северный Ледовитый. В зарубежной океанографической науке выделяются три океана - Северный Ледовитый считается внутренним морем Атлантического океана. На Международном Океанографическом конгрессе в 1966 г. советскими океанологами было предложено выделить Южный океан с границей либо по антарктической (оконечности

дивергенции, материков).

либо

по

Обоснованием

субтропической такого

конвергенции

предложения

является

своеобразие гидрологической обстановки и процессов, свойственных кольцу вод вокруг Антарктиды. Это предложение не получило единой поддержки, хотя существует

значительное

количество

геоморфологии и гидрологии Южного океана.

6

работ,

посвящённых

геологии,

Мы определяем океан, как часть Мирового океана, расположенную между материками и представляющую обширный самостоятельный бассейн с глубинами 4-6 тыс. метров и собственным комплексом гидрологических процессов: системой течений, ветров, приливов, распределения температуры и солёности вод, а также рельефа дна, донных отложений и т.д. Наибольшей площадью обладает

Тихий океан

- 179,7 млн. км2,

Атлантический - 93,4 млн. км2, Индийский - 74,9 млн. км2, Северный Ледовитый 13,1 млн. км2. Часть океана, вдающаяся в сушу или отделенная от него цепью островов, называется морем. Каждое море обладает свойственным только ему комплексом природных условий и по своему расположению они делятся на межматериковые (Средиземное, Красное, Карибское); внутриматериковые (Черное, Азовское, Белое, Балтийское); окраинные (шельфовые моря Северного Ледовитого океана и западной части Тихого океана); межостровные моря расположены в основном в Австрало-Азиатском архипелаге: Коро, Коралловое, Банда, Яванское, Сулу, Фиджи и др. Также как рельеф суши характеризуется высотами, рельеф дна океанов глубинами. Представление о рельефе дна морей и океанов дают карты с нанесенными на них линиями равных глубин (изобатами). Такие карты называются батиметрическими. Изучение рельефа дна процесс длительный и крайне сложный. Попытки измерить большие глубины начались с началом плаваний в открытом море. На заре мореплавания для этого использовался ручной лот - верёвка с грузом на конце. Еще в 1521 г. во время кругосветного плавания Ф. Магеллана была предпринята попытка измерить глубину Тихого океана. Лот не достал дна, и в течение долгого времени существовало мнение о том, что океан не имеет дна. Лишь в середине 19 века после изобретения американцем Буком лота для измерения больших глубин стали появляться надёжные данные о распределении 7

глубин. Это был самосбрасывающийся груз, который отрывался от троса при ударе о дно, таким образом можно было с достаточной точностью определить момент касания груза о дно. В 1840 г. Джеймс Кларк Росс измерил в Антарктике глубину 4435 м, а в 1854 г. была опубликована первая карта глубин Атлантического океана, созданная американским океанографом Мори. Этому предшествовали большие работы по изучению глубин океана с целью определения

лучшей

трассы

для

прокладки

по

дну

кабеля.

Первый

трансатлантический телеграфный кабель был проложен в 1858 г. между Ирландией и Ньюфаундленом. Эти работы стали началом изучения геологии океанов, т.к. появились данные о донных осадках. Далеко вперед продвинула технику промеров и изучения рельефа английская экспедиция на “Челленджере” 1872-76 гг. Помимо гидрологических и гидрохимических наблюдений в период работ экспедиции произведено 6 тыс. измерений глубин, 500 из которых превышали 5 тыс. метров. Материалы экспедиции “Челленджер” обрабатывались коллективами учёных в течение 20 последующих лет. Подлинную революцию в технике промеров совершило изобретение эхолота. Идея прибора была предложена русским инженером Шиловским, который вместе с французским физиком Ланжевеном создали в 1917-1919 гг. ультразвуковой эхолот. Систематические промеры с помощью эхолота были начаты германским исследовательским судном “Метеор” в период экспедиции 1925-27 гг. Эхолот, а теперь эхограф, фиксирует распределение глубин по ходу судна, рисуя профиль дна. Несмотря на все преимущества, эхолот не может полностью заменить обычных промеров с отбором проб грунта. Грунтовые трубки дают ненарушенную структуру колонки осадков длиной до 30 и более метров. Для отбора проб поверхностных осадков используются дночерпатели и драги.

8

В начале 70-х годов в практику исследований были внедрены подводные обитаемые аппараты, представляющие собой миниатюрные подводные лодки, из которых можно через иллюминатор непосредственно наблюдать морское дно и производить съемку при помощи фото- и кинокамер, телеустановок. Полученные данные позволили собрать богатейший материал, составить детальные карты рельефа дна отдельных районов океана. На

основе

анализа

батиметрических

карт

выделены

основные

морфометрические зоны рельефа дна Мирового океана. Общее представление о вертикальном расчленении земной поверхности дает гипсографическая кривая, которая в пределах океанической части называется батиграфической кривой Мирового океана. За последние десятилетия, в особенности после Второй Мировой войны, произошли кардинальные изменения в наших представлениях о рельефе дна океанов.

Это

стало

возможным

благодаря

широко

развернувшимся

исследованиям многих стран с использованием новой техники и мощных новых методов исследования. Общие черты рельефа дна Мирового океана Анализ гипсографической кривой показывает, что средняя глубина Мирового океана составляет 3800 м (с учётом глубин морей) и 4100 м без морей. 73,8 % площади дна океанов занимают глубины от 3000 до 6000 м, 16,5 % - от 200 до 3000 м, 7,2 % - менее 200 м, и всего около 1% приходится на глубины более 6000 м. На основе морфологических особенностей, преобладающего типа земной коры, в соответствии с характером современных геологических процессов в рельефе дна Мирового океана

выделены следующие основные элементы:

подводная окраина материка; переходная зона; ложе океана; хребты и возвышенности

различного

генезиса;

(Леонтьев, 1982). 9

срединно-океанические

хребты.

Подводная окраина материков Подводная окраина материков занимает 22,6 % от площади дна Мирового океана, что соответствует 81,5 млн. км2. Она состоит из следующих элементов рельефа:

шельфа,

материкового

склона

и

материкового

подножия

и

характеризуется распространением континентального типа земной коры. Шельф

(материковая

отмель)

-

это

относительно

мелководная,

примыкающая к суше и являющаяся в структурно-геологическом отношении непосредственным

её

продолжением,

часть

морского

дна,

относительно

выровненная, или сложно расчлененная в большинстве случаев с реликтовым субаэральным

рельефом,

свидетельствующим

о

сравнительно

недавнем

затоплении морем прибрежной суши. Материковая отмель имеет незначительные уклоны до 7о и располагается на глубинах от 0 до 200 м. Средняя глубина шельфа составляет 133 м, средняя ширина - 78 км. Наибольшее развитие шельф имеет в пределах Северного Ледовитого океана, где его ширина достигает 2000 км, а также в Атлантическом океане у берегов Европы и Северной Америки. Шельф - чрезвычайно динамичная область дна океана. Здесь развиты волновые формы рельефа: песчаные гряды и валы,

абразионно-аккумулятивные

равнины,

бенчи,

уступы,

ледниковые

морфоэлементы и т.д. Донные осадки шельфа характеризуются пестротой рыхлых отложений различного генезиса: ледниковые, водноледниковые, айсберговые, терригенные (абразия берегов, речной аллювий), биогенные (кремнистые, коралловые отложения). На границе суши и шельфа выделяется береговая зона. Это трёхмерное пространство, включающее поверхность моря, водную толщу, и дно оно ограничено с одной стороны береговой линией, а с другой - нижней границей активного воздействия волнения на дно моря (Сафьянов, 1978). Материковый склон - часть океанического дна, с континентальным типом земной коры, зона перехода от материков к ложу океана, расположенная в 10

пределах глубин от 200 до 3500 м. Средний уклон склона колеблется от 4 до 7о, на отдельных участках крутизна может достигать 30о, а ширина от 20 до 100 км. Рельеф материкового склона в ряде случаев имеет ступенчатый профиль. Сильно развитые в ширину ступени называются краевыми плато, например плато Блейк к востоку от п-ова Флорида, Чукотское (в Чукотском море), Габон в Бискайском заливе.

В

пределах

материкового

склона

встречаются

тектонически

раздробленные участки, получившие название бордерлендов. Их рельеф представляет сложное сочетание впадин - грабенов и горстовых возвышенностей (Калифорнийский бордерленд). Рельеф материкового склона осложнен и вертикальным

расчленением

-

подводными

каньонами

-

глубокими

и

крутосклонными долинообразными формами рельефа. Каньоны могут начинаться на шельфе, врезаясь в поверхность материкового склона на сотни, а иногда на 1,52 тыс.м и продолжаться до основания склона. Наибольшее количество каньонов известно на материковых склонах Северо-Американской, Западно-Европейской, Аргентинской котловин, у западного побережья США, в Чёрном, Средиземном, Охотском морях и др. На отдельных участках дна (Атлантическое побережье Северной Америки, Восточной Африки, Арктический бассейн Северного Ледовитого океана) материковый склон представляет нерасчленённый уступ, повторяющий профиль батиграфической кривой между шельфом и ложем дна океана. Современные геоморфологические процессы в пределах этой структуры определяются деятельностью интенсивных донных течений, существенное значение имеют также мутьевые или суспензионные потоки, подводнооползневые явления, которые перемещают крупные массы донных осадков с материкового склона на большие глубины. Следовательно, материковый склон это активная динамическая зона, где тектонические и геоморфологические процессы протекают очень интенсивно.

11

В донных осадках материкового склона, терригенных и органических (карбонатные и кремнистые), преобладают алевритовые илы. Материковое подножие - часть подводной окраины, расположенная на границе с ложем океана, до глубин 4000 м. Морфологически подножие представляет собой слабо наклонную, волнистую равнину, окаймляющую широкой полосой край материкового склона. Уклоны этой равнины изменяются от 0,01 до 0,001. Ширина материкового подножия значительно превосходит ширину материкового склона. В области материкового подножия отмечаются наибольшие мощности рыхлого слоя осадков. Осадочный материал приносится сюда по материковому склону течениями, оползнями и мутьевыми потоками. По данным сейсмических исследований мощность осадков может достигать 2-5 км. Эти осадки выполняют глубокий прогиб в земной коре. Под толщей осадков в пределах материкового подножия

обнаруживается

маломощная

кора

материкового

типа.

Смена

материковой коры океанической у внешней границы материкового подножия осуществляется путем выклинивания гранитного слоя и выхода базальтового слоя в непосредственный контакт с осадочным. Переходная зона Её площадь составляет 30,7 млн.км2, что соответствует 8,4% площади дна океана. Переходная зона это часть земной поверхности, где происходит превращение одного состояния земной коры в другое и одной морфоструктуры в другую. Основные элементы рельефа переходной зоны - глубоководные котловины окраинных морей, островные дуги и глубоководные желоба. Для переходной зоны характерен геосинклинальный (переходный субокеанический тип земной коры). Котловины окраинных морей. Они занимают наибольшую часть площади переходной зоны. Рельеф котловины разнообразен, но преобладают выровненные поверхности, что обусловлено накоплением мощной толщи осадков в котловине. 12

Особенно это характерно для Берингова и Охотского, частично для Японского морей. Сложно построен подводный склон в Карибском, Южно-Китайском, Филлипинском морях и Северофиджийской котловине. Здесь отмечается наличие подводных хребтов. Земная кора в котловинах морей субокеаническая и характеризуется мощным слоем осадочных пород до 10 км. Толщина базальтового слоя здесь также возрастает. По периферии котловины отмечается сейсмическая активность, очаги землетрясений расположены в центре котловины, тепловой поток имеет повышенные значения. Донные отложения котловин глубоководных морей представлены терригенными и органогенными глинистыми илами. Островные дуги представляют

собой подводные горные системы,

отгораживающие котловины морей от океана и зачастую выходящие на поверхность в виде островов. По гребню и склонам поднятия располагаются вулканические конусы. Это дуги Курильских, Алеутских, Зондских, НовоГебридских островов и др. Поднятия островной дуги разделено поперечными разломами, к которым и приурочены эпицентры землетрясений, проявления вулканизма. Островные дуги по особенностям строения земной коры делятся на материковые и океанические. Материковые внутренней частью примыкают к массиву континентальной земной коры (Алеутская дуга, Камчатский п-ов, западная часть Зондских о-в, а также Кордильеры Центральной и Южной Америки), океанические дуги характеризуются преимущественно развитием коры океанического типа (Курильские, Новобританские, Новогебридские дуги). Островные дуги - область наиболее активного современного вулканизма на Земле. Здесь сосредоточено около 80% всех действующих вулканов. Дугам присущи высокие значения теплового потока (20,95*10-6 Вт/см2 - 33,52*10-6 Вт/см2), небольшие положительные аномалии силы тяжести. Большинство островных дуг находятся в зоне 9 - бальных землетрясений. Для них так же

13

характерно наличие резко дифференцированных тектонических движений земной коры, происходящих с большими скоростями. Глубоководные желоба представляют узкие депрессии - прогибы в земной коре, имеющие в плане чаще всего дугообразную форму. Наибольшая часть глубоководных желобов (28) сосредоточена в Тихом океане. Максимальная глубина 11022 м зафиксирована в Марианском желобе, а желоба Тонго, Кермадек, Филиппинский имеют глубину более 10000 м. Форма поперечного сечения глубоководного желоба V-образная, дно выравненное, на склоне желоба нередко обнаруживаются поперечные ступени. Некоторые желоба (Тиморский, Кай) имеют очень малую глубину, менее 4000 м, что определяется накоплением в них осадочного слоя. Донные осадки глубоководных желобов обычно представлены глубоководными морскими отложениями - тонкими терригенными осадками, вулканогенными, а иногда диатомовыми илами и красноцветными глинами. Скорости осадконакопления очень высоки, мощность донных отложений может достигать 3-5 км и до 10 км (Лисицин, 1974). В

пределах

глубоководных

желобов

зафиксированы

большие

отрицательные гравитационные аномалии, а так же низкие (менее 4,19*10-6 Вт/см2) значения теплового потока, т.е. тепла, поступающего из недр земли. Глубоководные желоба - наиболее активные сейсмичные зоны на Земле, т.к. здесь отмечается максимальная плотность эпицентров землетрясений. По мнению сторонников гипотезы “новой глобальной тектоники”, глубоководные желоба образуются на месте погружения (спрединга), движущихся горизонтально, океанических плит под материк. На основе особенностей строения морских котловин, глубоководных желобов и островных дуг выделяются два основных типа переходных зон Западно-Тихоокеанская и Восточно-Тихоокеанская. Для Западно-Тихоокеанской характерно наличие одной (иногда двойной) островной дуги, сравнительно 14

простое строение глубоководной котловины, расположение глубоководного желоба с внешней стороны дуги. В пределах данного типа выделяются три подтипа: Курильский, Японский и Марианский. Переходная зона ВосточноТихоокеанского типа отличается отсутствием внутреннего морского бассейна, а островные дуги здесь замещены горными цепями Кордильер и Анд. По наиболее характерным глубоководным желобам выделяются следующие типы переходных областей (Леонтьев, 1982, 1988). 1) Витязевский тип, относящийся к области глубоководного желоба Витязь и прилежащему участку Северо-Фиджийской котловины в Тихом океане, характеризуется отсутствием четко выраженной островной дуги, небольшой глубиной желоба (6150 м), слабой сейсмичностью. 2) Марианский тип. Для него характерны четко выраженная подводная дуга, сопровождающаяся

очень

глубоким

желобом

(11022

м),

интенсивная

сейсмичность и вулканизм, малая мощность осадочного слоя (менее 100 м). К этому типу относятся так же области, сопряженные с желобами Идзу-Бонин, Волкано, Тонга, Кермадек. Котловины окраинных морей этого типа имеют океанический тип земной коры, большие глубины (до 6 км) и малую мощность рыхлых отложений. 3) Курильский тип. Сходен с Марианским, но отличается большей обособленностью морских котловин, субокеанической или даже на отдельных участках субматериковой корой под их дном. Островные дуги двойные. Глубина желобов 7,5-9 км. Сейсмичность и вулканизм достигают максимума. 4) Японский тип. Островные дуги в этом типе сливаются в крупные массивы островов и полуостровов. Появляются крупные участки типично материковой земной коры, мощностью до 32 км. Вулканизм снижается, но сейсмическая

активность

остается

довольно

интенсивной.

Этот

тип

распространён в пределах восточной части Тихого океана, в Гватемальской и

15

Перуано-Чилийской областях, а также в пределах Карибской и Южно-Антильской областях Атлантики. Согласно

теории

фиксизма

(геосинклиналей)

в

переходной

зоне

осуществляется переработка океанической коры в материковую, за счёт преобразования которой происходит наращивание материков по их периферии. Ложе океана Ложе океана занимает большую часть площади дна - 53,7 %, что составляет 193,8

млн.км2.

Ложу

океана

присущ

океанический

тип

земной

коры,

отличающийся малой мощностью (5-10 км) и отсутствием гранитного слоя. По рельефу дна океаническое ложе весьма неоднородно. В его пределах выделяют океанические котловины и океанические поднятия и возвышенности различного генезиса. Океанические котловины, обширные пространства дна, в пределах которых

выделяются

формы

рельефа

абиссальных

холмов,

волнистых

абиссальных равнин, плоских абиссальных равнин, абиссальных долин, комплекс форм рельефа, связанных с планетарными разломами. Абиссальные холмы - изометрические поднятия дна с относительной высотой не более 500 м. Ширина холмов доходит до 10 км. Они беспорядочно разбросаны и занимают большие площади дна. Их происхождение связано с мелкими интрузиями в виде лакколитов, конусов и других форм, обусловленных с вулканическими процессами. Волнистые абиссальные равнины образовались при наложении на неровности поверхности слоя мощной толщи осадков. Широкое распространение эти формы рельефа получили в пределах ложа Индийского океана, в северозападной и приэкваториальной частях Тихого океана. Плоские абиссальные равнины характеризуются идеальной поверхностью, что является следствием накопления толщи осадков мощностью до 2 км, перекрывающей неровности рельефа. Плоские абиссальные равнины занимают 16

15% площади ложа океана, особенно их много в Атлантическом океане (СевероАмериканская, Канарская). В пределах холмистой, волнистой и плоской поверхности дна могут воздыматься отдельные подводные горы высотой в несколько километров. Абиссальные долины выражены в пределах океанических котловин и представляют собой извилистые отрицательные формы рельефа с глубиной вреза до 200 м, например, долина Мори в Иберийской котловине, долина Вима, соединяющая Бразильскую и Аргентинскую котловины в Атлантическом океане. Планетарные океанические разломы развиты во всех океанах. В основном они имеют субширотное простирание и представляют систему узких горстов и сопровождающих их грабенов, протягивающихся в длину на несколько тысяч километров и 50-150 км в ширину. Наибольшие развитие разломы получили в восточной части Тихого океана (Сервейер, Мендосино Меррей, Кларион, Клиппертон и др.). Здесь резко выражена аномалия магнитного поля, а колебания глубин могут достигать 6 км. Хребты и поднятия По морфологическим особенностям положительные формы рельефа (океанические поднятия), могут быть нескольких видов: 1) сводово-глыбовые океанические

хребты,

2)

глыбовые

(горстовые

и

сложно

горстовые),

3) океанические массивы, 4) океаническое плато, 5) океанические возвышенности, 6) океанические валы, 7) краевые океанические валы, 8) отдельно стоящие горы, 9) микроконтиненты, 10) атоллы. Сводово-глыбовые

хребты,

представляют

широкий

вал,

разбитый

разломами на отдельные блоки. Вдоль гребня вала располагается цепь подводных вулканов или вулканических островов. К данному типу хребтов относятся хр. Гавайский, горы Маркус-Неккер, Маршаловы острова в Тихом океане, Мальдивский в Индийском океане, хр. Ломоносова в Северном Ледовитом океане. 17

Глыбовые хребты, горстовые и сложно-горстовые. Их происхождение связано с разрывной тектоникой. В пределах этих хребтов вулканические подводные горы редки, острова обычно отсутствуют. Примером таких хребтов может служить хр. Мендосино в Тихом океане, Китовый в Атлантике или Восточно-Индийский хребет. Океанические массивы представляют собой группы подводных гор, не имеющих четко выраженного общего основания. Этот горный рельеф отчетливо выделяется

среди

окружающих

абиссальных

равнин.

Особенно

хорошо

представлены океанические массивы в Тихом океане - острова Феникс, горы Музыкантов и Магеллана. Океаническое плато - поднятия с платообразными поверхностями, ограниченные со всех сторон крутым склоном (уступом). К ним относятся Бермудское плато в Атлантическом океане, Манихики в Тихом. Поверхность плато довольно ровная, что объясняется значительным осадконакоплением (более 1000 м). Океанические возвышенности - поднятия ложа океана, изометрических очертаний, со слабой расчлененной поверхностью, и не имеющие, в отличии от плато четко выраженного ограничивающего уступа. Много таких плато в Тихом океане (возвышенности Шатского, Хесса, Галапагосское и др.). Океанические валы и краевые океанические валы - это сводообразные, со слабой

расчлененной

поверхностью,

широкие,

линейно

ориентированные

поднятия океанической коры. Краевыми валами принято называть пологие поднятия, протягивающиеся параллельно глубоководным желобам вдоль их океанического края. Например, Внешний Антильский вал в Атлантическом океане, краевой вал Яванского желоба в Индийском. Микроконтиненты. К ним относятся участки океанического дна, сложенные земной корой материкового типа, и окруженные океанической корой. Вопрос о происхождении микроконтинентов окончательно не решен. Большая 18

часть исследователей считают их обломками Гондваны, распавшейся на отдельные материки. С точки зрения теории геосинклиналий - микроконтиненты это “недоразвившиеся материки”. К микроконтинентам О.К. Леонтьев относит Новозеландское

поднятие,

плато

Брокен

(Западно-Австролийское),

хр.

Мадагаскарский, Мозамбикский, Маскаренский в Индийском океане. Подводные горы - изолированые поднятия дна, возвышающиеся более, чем на 500 м над дном. В Мировом океане их насчитывается более 10000, из них 7000 расположены в Тихом океане, в Атлантическом около 2500, Индийском - 1000, в Северном Ледовитом около 200 подводных гор. Подводные горы встречаются на всех океанических структурах: срединных океанических

хребтах,

в

океанических

котловинах,

в

зонах

разломов.

Подавляющее большинство из них вулканического происхождения - до 97 %. Относительная высота подводных гор может достигать нескольких километров, а, например,

гора

Мауна-Лоа

(вулканический

массив

о.

Гавайи)

имеет

относительную высоту 9200 м, т.е. выше г. Джомолунгма (8848 м) в Гималаях. Подводные горы с уплощёнными вершинами называются гайотами (по имени американского ученого А. Гюйо). Большинство гайотов расположено в Тихом океане, в его центральной части и в заливе Аляска. Уплощение вершин гайотов,

по

мнению

большинства

учёных,

произошло

в

результате

денудационных процессов, когда горы возвышались над поверхностью океана, или абразионного среза волнами, если горы были на небольшой глубине, вблизи уровня моря. В результате тектонического погружения дна океана гайоты оказались на глубине. В Тихом океане средняя глубина над вершинами гайотов около 1300 м. К гайотам относятся такие подводные горы как Ербен в зоне разломов Меррей, гайот Хесс и Кэйп Дожонсон в Тихом океане, гора МГУ - в Индийском. Другой

разновидностью

подводных

гор

являются

-

атоллы

-

кольцеобразные коралловые постройки, венчающие вершины многих подводных 19

гор в экваториально-тропических районах Мирового океана. Согласно гипотезе Ч. Дарвина, а также современным представлениям, атолл должен испытывать медленное

погружение,

достаточно

медленное,

чтобы

рифообразующие

организмы успевали надстраивать рифы настолько, насколько необходимо для сохранения стабильной глубины над рифом. Много атоллов в группе островов Тонга, Новых Гебрид, Каморских, Каролинских и др. Наибольшее их скопление обнаружено в системе островов Микронезии и Полинезии в Тихом океане. Срединные океанические хребеты (СОХ) Срединный Океанический хребет представляет единую планетарную систему поднятий, протянувшуюся в виде сплошной цепи на 74 тыс.км от Северного Ледовитого океана через Атлантический и Индийский в пределы Тихого океана. Морфология срединных хребтов довольно сложная. В его пределах различают а) осевую или рифтовую наиболее приподнятую зону, для которой характерен резко расчленённый горный рельеф, обусловленный разломной тектоникой и б) фланговую (боковую) зону хребтов менее расчлененную. По оси рифтовой зоны проходит рифтовая долина, представляющая собой грабен (рифт), образовавшийся в условиях растяжения земной коры. Глубина рифта составляет 2,0-2,5 км, ширина 20-100 км. Относительная высота срединных океанических хребтов может достигать 6000 м, отдельные хребты в виде островов и плато выходят на поверхность (Азорские острова, Сан-Паулу, Св.Елены). Рифтовая зона СОХ разбита поперечными трансформными разломами. Их глубина значительно превышает глубину рифтовых долин, например впадина Романш - 7856 м. По разломам наблюдается смещение осевой зоны СОХ на десятки и даже сотни километров. По данным сейсмических исследований земная кора в зонах срединноокеанических хребтов отличается от строения коры в пределах ложа океана. Так, например, мощность верхнего осадочного слоя земной коры в СОХ резко 20

сокращается иногда до 10 м. Одной из основных геофизических особенностей срединно-океанических хребтов является высокое значение скоростей упругих волн в земной коре. Другие особенности - высокое значение теплового потока, высокая сейсмичность, вулканизм указывают на то, что СОХ представляет область интенсивного тектогенеза. Согласно концепции литосферных плит срединные хребты - зоны спрединга - разрастания площади дна океанов. Под СОХ мантия разуплотнена, с этим связаны восходящие движения слагающих её ультраосновных пород. Вместе с веществом к поверхности Земли поступает поток тепловой энергии. Рифтовые зоны - место выхода этого вещества на поверхность и формирования коры океанического типа. Особенности рельефа дна Атлантического, Тихого, Индийского и Северного Ледовитого океанов Общими особенностями рельефа дна океанов является наличие основных морфоструктурных зон: подводной окраины материков, переходной зоны, океанического ложа, океанических хребтов и поднятий, срединных океанических хребтов. Но эти структуры в пределах каждого из океанов имеют ряд особенностей. Атлантический

океан.

В

пределах

подводной

окраины

материка

отмечается широкое развитие шельфа в северном полушарии, у берегов Европы и Северной Америки. Материковый склон выражен крутыми уступами, осложнен краевыми плато (Блейк, Сан-Паулу, Фолклендское), возвышенностями (Роккол) и порогами на границе с Северным Ледовитым океаном (Фареро-Исландский, Канадско-Гренландский). В Атлантическом океане небольшое количество глубоководных желобов, всего 5 (Пуэрто-Рико, Кайман, Южно-Сандвичев, Романш и Эллинский в Средиземном море), большое количество банок, плато и возвышенностей. В пределах ложа океана широкое развитие получили океанические котловины, представляющие плоские абиссальные аккумулятивные

21

равнины. Они четко выражены в рельефе, а их расположение носит “ячеестый” характер. Срединный Атлантический Хребет протягивается по середине океана и напоминает в очертаниях контуры материков. Ширина хребта изменяется от 300 км у Исландии до 2500 км в южной Атлантике, относительная высота до 4 км. По оси хребта протягивается рифтовая долина с глубинами до 2,0-2,5 м. Хребет разбит на всем протяжении поперечными разломами, по которым отмечаются значительные смещения (до 250 км) отдельных блоков. Тихий океан. Его площадь составляет почти половину всего Мирового океана. Подводная окраина и шельф развиты слабо и занимают менее 10 % площади дна. Материковый склон сильно расчленен подводными каньонами, для него также типичен рельеф бордерлендов - калифорнийский бордерленд. Переходная зона в Тихом океане хорошо развита, особенно на западной окраине. В Тихом океане сосредоточены почти все глубоководные желоба Мирового океана, четыре из которых (Марианский - максимальная глубина 1022 м Тихого и Мирового океана, Филлипинский, Тонга и Кермадек) имеют глубины более 10000 м. В пределах ложа океанические котловины занимают большие площади и в отличие от Атлантического океана не чётко выражены в рельефе (например, Северо-восточная котловины). В Тихом океане отмечается две системы поднятий - СОХ и вулканических хребтов, протянувшихся с северо-запада (хр. Северо-Западный) на юго-восток через острова Лайн, Туамоту, до о. Пасхи. Срединный хребет простирается не посередине, а в юго-восточной части океана. Фланги хребта широкие, слабо расчлененные, рифтовая структура осевой зоны не так ярко проявляется, как в Срединно-Атлантическом хребте. СОХ Тихого океана имеет боковые ответвления (Чилийское, Галапагосское поднятия, хр. Сала-и-Гомес и др.).

22

Тихий океан характеризуется изобилием вулканических и коралловых островов (Полинезия, Микронезия, Меланезия). Другой его отличительной особенностью является наличие гайотов - плосковершинных гор, расположенных на глубинах 2-3 км в Аляскинском заливе и центральной части океана. Очень яркой чертой рельефа и тектонического строения Тихого океана является наличие зоны океанических разломов, выраженных в рельефе в виде комплексов линейно и согласно ориентированных тектонических впадин (грабенов и глыбовых хребтов, горстов) широтного простирания. Разломы протягиваются через всю восточную часть океана и пересекают ВосточноТихоокеанское и Южно-Тихоокеанское поднятия. Индийский океан. В рельефе дна западной части

много общих черт с

Атлантическим океаном, а восточной с Тихим. Так, например, Срединный хребет Индийского океана, за исключением Австрало-Антарктического четко выражен в рельефе, разбит поперечными и продольными разломами. Средняя скорость раздвижения в рифте достигают 2,5-3,0 см/год, максимальным до 16 см/год. Котловины хорошо выражены в рельефе и оконтурены разделяющими их хребтами и возвышенностями. В западной части океана, как и в Атлантике, много плато и банок (Агульяс, банки Обь и Лена, Принц Эдуард). В

Индийском

океане

расположены

хребты

микроконтинентов

(Мозамбикский, Мадагаскарский, Маскаренский), имеющие материковый тип земной коры, по мнению многих исследований, это обломки Гондваны, расколовшейся в начале мезозоя на южные материки. Шельф в океане развит слабо, только на севере Австралии. Желоба Индийского океана не глубокие, такие, например, как Тиморский 3310 м и Кай - 3680 м. Максимальная глубина находится в Яванском желобе (7209 м). Северный

Ледовитый

океан.

По

своим

гидрологическим

и

геоморфологическим особенностям Северный Ледовитый океан делится на два бассейна: Северо-Европейский, с морями Норвежское, Гренландское, Белое и 23

Баренцево и Арктический. В последний входят все шельфовые моря России (Карское,

Лаптевых,

Восточно-Сибирское,

Чукотское),

моря

Канадско-

Гренландского архипелага и глубоководная часть Северного Ледовитого океана. Арктический бассейн хребтом Ломоносова подразделяется на два суббассейна Нансена и Гиперборейский. В отличие от других океанов, Северный Ледовитый океан самый маленький по размерам, (всего 4 % площади дна Мирового океана), на половину занят шельфом (50,3 % площади дна), он отличается мелководностью – 40 % дна имеют глубины менее 200 м. Многие исследователи рассматривают его, как внутреннее море Атлантического океана. Тем не менее, Северный Ледовитый океан в 3 раза больше самого большого Филиппинского моря и имеет все атрибуты океана. Под котловинами развита кора океанического типа. Из Атлантики сюда продолжается Срединный Океанический Хребет в виде хребтов Мона, Книповича, Гаккеля, которые разбиты поперечными трогами и рифтовыми долинами (Лены, Седова, Гидрографов). Глубоководные желоба здесь получили названия ущелий (Литке, с максимальной глубиной 5180 м, Арли и др.). В пределах Северного Ледовитого океана помимо СОХ, есть крупные положительные структуры, разделяющие его на котловины. Это глыбовые хребты Ломоносова и Менделеева, плато Альфа и другие. На шельфе Северного Ледовитого океана получили широкое развитие ледниковые формы рельефа (Канадский архипелаг, Гудзонов залив). В пределах океана отмечается большая мощность терригенных осадков (до 2-4 км), что обусловило распространение значительных по площади абиссальных равнин (котловины Гренландская, Нансена, Амундсена, Канадская и др.).

24

Перечень обязательной номенклатуры по теме: “Рельеф дна Мирового океана” Атлантический океан S=91 655 тыс.км2 (без островов) Нср=3 926 м (без морей) 2 S=92 725 тыс.км (с островами) Нср=3 332 м (с морями) Нmax=8742 м (жёлоб Пуэрто-Рико) Хребты: Система СОХ - Срединный Атлантический хребет (20 тыс.км): (Рейкьянес,

Северо-Атлантический,

Южно-Атлантический,

Африканско-

Антарктический). Острова и плато в пределах хребта (его наиболее высокие точки): Исландия, Азорское, Сан Паулу, Вознесения, Св. Елены, Тристан-да-Кунья, Буве, Китовый. Поднятия и плато, банки: на границе с Северным Ледовитым океаном Шетлендское, Фарерское, Роколл, Багамское (Блейк); Бермудское, НьюФаундлендское, Иберийское, плато о-ва Мадейра, о-ва Канарские, Зеленого мыса, Сьерра-Леоне, плато Фолкленд, Риу-Гранди. Котловины: Исландская, Лабрадорская, Нью-Фаундлендская, СевероАмериканская, Западно-Европейская, Иберийская, Зеленого мыса, Сьерра-Леоне, Гвинейская, Бразильская, Аргентинская, Южно-Антильская, Ангольская, Капская, Африканско-Антарктическая.

В

Центральной

Америке

-

Мексиканская,

Юкатанская, Колумбийская, Венесуэльская. Желоба: Пуэрто-Рико (8742 м), Кайман (7491), Южно-Сандвичев (8325 м), Романш (7856 м), Эллинский в Средиземном море - 5121 м. Разломы: Гибс (хр. Рейкьянис - хр. Сев.Атл.), Чейн, Сан-Паулу, Романш, Св. Елены, Рио-Гранде. Границы Атлантического океана с Северным Ледовитым океаном: по восточному входу Гудзонова пролива, через поднятие дна Девисова пролива, Датского пролива, к мысу Тернир (Исландия), через о-ва Фугле (Фарерские), 25

далее Шетлендские о-ва, к острову Статланн (Норвегия). Южная граница, если выделять Южный океан, по зоне субтропической конвергенции, практически от м. Горн на мыс Игольный. Тихий океан S=179 млн.км2 (с морями) Нср=4028 м (с морями) Нmax=11022 м (Марианская впадина) Хребты и поднятия 1

система

–

Система

СОХ:

Южно-Тихоокеанское,

Восточно-

Тихоокеанское, хребты Кокос, Карнеги, Наска, Галапагосское поднятие, Сала-иГомес, Чилийское поднятие. 2 система - Вулканические хребты: Северо-Западный хр., возв. Хесс, возв. Шатского, Гавайский хр., Лайн, Туамоту, о-в Пасхи. Возвышенности:

Микронезия

-

о-ва

Каролинские,

Маршалловы.

Меланезия - Новая Гвинея, Соломоновы, Новая Каледония, Фиджи, Новые Гебриды. Хребты: горы Маркус – Неккер, Кюсю-Палау, Лорд-Хау, Колвилл-Лау. Плато Новозеландское: плато Кэмпбелл и поднятие Чатем. Разломы: Сервейер, Мендосино, Пионер, Меррей, Молокаи, Кларион, Клиппертон, Галапагос, Маркизский, Пасхи, Челленджер, Менард, Элтанин, Удинцева. Котловины: Северо-западная, Северо-восточная, Центральная, Южная, Беллинсгаузена,

Филиппинская,

Марианская

(западная

и

восточная),

Каролинская, (западная и восточная), Меланезийская, Фиджийская (северная и южная),

Тасманова,

Коралловая,

Гватемальская,

Панамская,

Перуанская,

Чилийская. Желоба: Алеутский - 7855 м, Курило-Камчатский - 9783 м, Японский – 8412 м, Идзу-Бонин - 9810 м, Волкано - 9157 м, Марианский - 11022 м, Яп – 26

8850 м, Палау - 8138 м, Филиппинский - 10265 м, Ново-Британский - 8320 м, Соломонов - 9103 м, Ново-Гебридский - 9174 м, Тонга - 10882 м, Кермадек 10047 м, Витязь - 6150 м, Центрально-Американский - 6639 м, Перуанский – 6601 м, Чилийский - 8180 м. Границы. Западная (с Индийским океаном) - от Сингапура до о-ва Суматра, далее по линии - Суматра-Ява-о.Роти-о.Тимор-Ару, юго-запад. берег Новой Гвинеи - Торресов пролив. К югу от Австралии через Бассов пролив от о.Тасмания - возвышенность Милл - к Антарктиде. Восточная - (с Атлантическим океаном) - м. Горн по меридиану 680 к Антарктиде (или вдоль всей дуги Скотия). Северная - по северному полярному кругу (62030' с.ш.) или м. Уникын (Чукотский п-ов), п-ов Сьюард через о-ва Диомида. Индийский океан S=74,9 млн.км2 Нmax=7209 м (Яванский жёлоб)

Нср=3963 м (без морей) Нср=3897 м (с морями)

Хребты и поднятия Система СОХ: Африканско-Антарктический хребет - Западно-Индийский, Аравийско-Индийский,

Центрально-Индийский,

Австрало-Антарктическое

поднятие. Микроконтиненты: 1) Мозамбикский, 2) Мадагаскарский, 3) Маскаренское плато. Глыбовые хребты: Мальдивский хр., Восточно-Индийский, ЗападноАвстралийский, пл. Натуралиста, хр. Ланка, Плато Крозе, банки Обь и Лена, банка Принс-Эдуард, плато Эксмут, возв. Милл, Агульяс, хр. Кергеллен. Разломы: Диамантина, Амстердам (между Ц. Индийским и АвстралоАнтарктич. хр.). В пределах Аравийско-Индийского хребта: Оуэн, Чейн.

27

Котловины: Аравийская, Сомалийская, Маскаренская, Мозамбикская, Мадагаскарская,

Центрально-Индийская,

Западно-Австралийская,

Кокосовая,

Южно-Австралийская,

Северо-Австралийская,

Натуралиста,

Африканско-

Антарктическая, Австрало-Антарктическая, Крозе, Агульяс. Желоба: Яванский - 7209 м, Диамантина – 7102 м, Обь – 5880 м, Амирантский – 5477 м, Тиморский - 3310 м, Кай - 3680 м, Чагос - 5408 м, Восточно-Индийский-6335 м. Границы: Западная - по меридиану м. Игольный до Антарктиды, Восточная - см. Тихий океан. Северный Ледовитый океан S=14 млн.км2

Нср=1131 м Нмах=5180 м - ущелье Литке

В Северном Ледовитом океане выделяется два бассейна: 1) Северо-Европейский - включает моря: Гренландское, Норвежское, Белое, Баренцево. 2) Арктический - включает

шельфовые

моря

Евразии

и

собственно

Арктический бассейн и хребтом Ломоносова подразделен на 2 суббассейна: 1) Нансена, 2) Гиперборейский. Хребты: Система (СОХ) - Срединный Арктический хребет: хребты Мона, Книповича, Гаккеля. Глыбовые хребты: Ломоносова, хр. Менделеева - подн. Альфа, плато Север, Чукотское подн., плато Бофорта, хр. Марвин (между хр. Ломоносова и Альфа). Котловины:

Нансена

(Евразийская),

Амундсена,

Гиперборейская, Подводников, Бофорта, Канадская. Долины: Лены, Седова, Гидрографов, жёлоб Святой Анны. Ущелья: Литке, Марвина, Арли.

28

Макарова,

ЛАБОРАТОРНАЯ РАБОТА ТИПЫ РАСПРЕДЕЛЕНИЯ ТЕМПЕРАТУРЫ И СОЛЁНОСТИ ПО ГЛУБИНЕ В МИРОВОМ ОКЕАНЕ

Работа выполняется на миллиметровой бумаге формата А3. Основные задачи работы Построить графики распределения температуры и солёности по вертикали на основе данных таблиц 1, 2 (рисунок 1, 2) в указанном масштабе. Масштаб горизонтальный для солёности в 1 см - 0,5 0/00, для температуры - полярный тип в 1 см - 10 C, для остальных типов - в 1 см - 20 C. Масштаб вертикальный для глубины в 1 см - 500 м. Распределение

солёности

от

поверхности

до

дна

(рисунок

1)

обусловлено тремя причинами: • солёностью поверхностных вод; • адвекцией вод из других районов; • глубиной проникновения зимней вертикальной конвекции. Кроме того, ход солёности зависит от местных условий - реки, льды, климатические условия (соотношение осадков и испарения). Экваториальный тип распространён во всех океанах, но большее развитие имеет в экваториальной зоне Тихого и Индийского океанов. Изменение солёности характеризуется большой сложностью и наличием трёх минимумов и двух максимумов. Первый минимум у поверхности (34 - 34,4 - 34,5 о/оо) образуется за счёт превышения осадков над испарением. Второй минимум, на глубине 600 - 1000 м (34,6 - 34,7 о/оо) появляется в результате адвекции полярных и субполярных вод. 29

Таблица 1 Средние величины солёности по типам стратификации в Мировом океане, о/оо Название типов 1 Экваториальный 2 Тропический 3 Субтропический 4 Умеренных широт 5 Субполярный 6 Полярный

Шифр

Глубина, м 0

50

100

150

200

300

400

500

600

800

1000 1500

2000

3000

4000

5000

ЭТ

34,72 34,73 34,93 34,89 34,85 34,78 34,72 34,68 34,64 34,65 34,62 34,65 34,66 34,68 34,70 34,71

Т

35,10 36,05 35,94 35,75 35,54 35,16 34,93 34,76 34,65 34,56 34,56 34,71 34,77 34,78 34,77 34,81

СбТ

35,23 35,27 35,27 35,22 35,16 35,02 34,87 34,74 34,63 34,51 34,48 34,61 34,70 34,75 34,74 34,75

У

34,28 34,29 34,32 34,35 34,37 34,37 34,37 34,35 34,33 34,31 34,33 34,50 34,63 34,69 34,70 34,68

СбП

33,94 33,96 34,02 34,09 34,14 34,21 34,27 34,31 34,36 34,45 34,52 34,64 34,71 34,71 34,70 34,68

П

33,48 33,74 33,96 34,17 34,31 34,44 34,50 34,54 34,58 34,62 34,64 34,68 34,69 34,70 34,69 34,70

Таблица 2 Средние величины температуры по типам стратификации в Мировом океане, оС Название типов 1 Экваториальный 2 Тропический 3 Субтропический 4 Умеренных широт 5 Субполярный 6 Полярный

Шифр

Глубина, м 800 1000 1500

2000

3000

4000

5000

8,14 7,19 5,82 4,93 3,58

2,69

2,00

1,70

1,56

Т

26,06 25,41 23,48 20,98 18,-6 13,60 10,77 8,82 7,44 5,70 4,62 3,25

2,48

1,87

1,56

1,51

СбТ

20,32 18,95 17,15 15,90 14,87 13,10 11,49 9,99 8,69 6,51 4,93 3,19

2,58

1,99

1,55

1,55

У

10,12 9,40 8,60 8,04 7,66 7,06

6,60

6,20 5,82 5,06 4,30 3,02

2,57

2,02

1,74

-

СбП

8,22 6,65 5,76 5,20 4,83 4,24

3,84

3,56 3,36 3,02 2,77 2,33

2,00

1,40

1,00

0,86

П

1,69 0,99 0,55 0,85 1,29 1,75

1,84

1,83 1,79 1,69 1,55 1,14

0,85

0,44

0,26

0,57

ЭТ

0

50

100

150

200

300

400

26,65 24,23 19,52 15,55 12,99 10,74 9,39

28

500

600

Рисунок 1 - Распределение солёности по глубине для разных типов стратификации

29

Третий минимум у дна образуется за счёт подтока антарктических вод. Первый и главный максимум на глубине 100 - 200 м связан с приносом вод течениями Кромвелла в Тихом океан и Ломоносова в Атлантическом. Второй максимум на глубине 2000 - 2500 м выражен слабее, это воды нормальной океанической солёности (34,6 - 34,7 о/оо). Тропический тип занимает обширную область всех океанов в обоих полушариях, характеризуется высокой солёностью на поверхности 36,0 - 36,1 о/оо, особенно в областях северных и южных тропиков, где наибольшее превышение испарения над осадками. Эти осолонённые воды разносятся течениями, постепенно группируются и формируют подповерхностный максимум солёности. Минимум на глубине 600 - 1000 м обусловлен адвекцией полярных и субполярных вод. Субтропический тип также распространён в Мировом океане (к северу от северного тропика в северном полушарии, к югу от южного тропика в южном полушарии). Ход кривой солёности аналогичен тропическому типу. Отличие в меньшей разнице солёности поверхностных и глубинных вод. В этих же широтах имеет распространение присредземноморский подтип, который формируется в условиях поступления вод высокой солёности из Средиземного и Красного морей. Солёность на поверхности 35,8 - 36.0 о/оо. Высокосолёная прослойка этих вод расположена в Атлантическом океане на глубине 1000 м, в Индийском на глубине 500 м. Тип умеренных широт распространён, в умеренных широтах Тихого и Атлантического океанов, примерно на 40 – 50о с. и ю. широты. Солёность на поверхности 34.2 - 34.3 о/оо, на глубине 150 - 400 м солёность повышается до 34,37 о/оо - за счёт подтока тропических вод. Опреснённая прослойка на глубине 600 - 1000 м связана с адвекцией вод полярного и субполярного происхождения, но выражена она слабо. В результате конвекции градиенты солёности невелики.

30

Субполярный тип распространён в северо-западной части Атлантического океана, северной части Тихого океана, Северо-Европейском бассейне Северного Ледовитого океана и в полярных водах вокруг Антарктиды. Солёность на поверхности пониженная за счёт таяния льда и составляет 33,95 о/оо, а резкое повышение её с глубиной связано с проникновением более осолонённых вод (до 34,7 о/оо) из умеренных и тропических широт. Полярный тип занимает Арктический бассейн Северного Ледовитого океана и приантарктические воды. Распреснение воды на поверхности происходит за счёт таяния льдов и в слое 0 - 50 м минерализация составляет 33,4 - 33,5 о/оо. Резкое увеличение солёности с глубиной до 34,7 о/оо является результатом адвекции атлантических вод. Наибольшее

изменение

солёности,

во

всех

типах

стратификации,

наблюдается до глубины 1500 - 2000 м. Глубже, водная масса более однородна с солёностью, в пределах 34,6 - 34,8 о/оо. Распределение температуры по глубине в Мировом океане (рисунок 2). В целом Мировой океан представляет область распространения холодной воды. Средняя температура столба воды +3,8 оС, в экваториальной зоне +4,9 оС. Только поверхностные слои низких и средних широт являются аккумулятором тепла. Они поглощают тепло (высокая удельная теплоёмкость воды) и течения (воздушные и морские) транспортирую его в высокие широты. Наибольшее изменение температуры наблюдается в слое до 200 - 500 м. Глубже 1500 - 2000 м температурные условия близки к гомотермии.

30

Рисунок 2 - Распределение температуры по глубине для разных типов стратификации

31

Экваториальный

тип

отмечается

самыми

большими

градиентами

температуры по вертикали, особенно в поверхностном горизонте (перепады составляют 15 - 20оС в слое 200 м). Глубже 2000 м - близкие к гомотермии. Изменения температуры в течение года невелики. Экваториальный тип распространён в обширной области северного и южного полушарий всех океанов. Тропический тип. На поверхности наблюдается высокая температура 25 26оС. Температура от поверхности в глубину падает медленнее, чем в экваториальном типе, т. е. вертикальный градиент меньше. С глубины 2000 м начинается гомотермия. Субтропический тип близок к тропическому, но характеризуется более низкими температурами на поверхности (20оС). Изменения температуры с глубиной ещё меньше, чем в тропическом. Так в слое 200 м падение составляет 5оС. Причина этому - развитие конвекции в результате охлаждения теплых и солёных тропических вод, выносимых в область отрицательного бюджета тепла. С переходом к глубинным водам возникают условия близкие к гомотермии. Субтропический тип занимает обширное пространство Мирового океана в северном и южном полушарии (35 - 45о северной и южной широты). Тип

умеренных

широт

характеризуется

небольшими

градиентами

температуры в верхнем слое (до глубины 200 м падение температуры всего на 2,5оС), относительно низкой температурой воды на поверхности (9-10оС), малыми градиентами в слое (600 - 1000 м) и гомотермией в глубоких водах. Формирование умеренного типа происходит в связи с выносом тропических вод в боле высокие широты (50 - 60 с. и ю. ш.) их охлаждением и интенсивным перемешиванием (в Северной Атлантике до дна, в Тихом океане до 1500 м). Субполярный тип. Слабо стратифицированные воды. Наибольший прогрев поверхностных вод составляет 6-8оС, с глубиной 150 - 200 м существуют условия близкие к гомотермии. В осенне-зимнее время во всей толще воды однородная температура. В тёплый сезон вертикальная конвекция, из-за сильного опреснения, 32

не проникает на большую глубину. Субполярный тип распространён в северной части Тихого и Атлантического океанов, и в узкой полосе приантарктических вод всех океанах. Полярный тип. Для него характерны низкие температуры на поверхности +1-+1,5оС, слабая стратификация водной массы. Подповерхностный минимум фиксируется на глубине 50 - 100 м и составляет 0,5 - 0,8оС. В районах с плавучими

льдами

температура

близка

к

температуре

замерзания.

Промежуточный максимум образуется за счёт подтока тёплых тропических вод, на глубине 150-500 м. Полярный тип распространён вокруг Антарктиды, в Северном Ледовитом океане (Арктический бассейн, кроме Гренландского и Норвежского морей), в северо-западной части Атлантического и Тихого океанов.

ЛАБОРАТОРНАЯ РАБОТА ЦИРКУЛЯЦИЯ ВОД. ТЕЧЕНИЯ МИРОВОГО ОКЕАНА

Эта работа включает разъяснения к понятиям "циркуляция вод", "течения", схеме общей циркуляции океанов, освещает вопросы классификации течений, современные представления о горизонтальной и вертикальной структуре потоков течений; на основании некоторых результатов исследования по проблеме "Взаимодействие океана и атмосферы" рассматривает влияние океанских течений на климат. В работе приведён перечень основных поверхностных течений Мирового океана. Течения - это горизонтально направленный поток воды, имеющий определенную скорость и направление. Течения подразделяются по различным признакам: силам, вызывающим их образование, направлению движения, устойчивости, физическим свойствам. 33

1 Подразделение течений по силам их вызывающим В зависимости от сил, возбуждающих течения, они объединяются в следующие

группы:

1)

фрикционные,

2)

гравитационно-градиентные,

3) приливные, 4) инерционные. 1) Фрикционные течения делятся на дрейфовые и ветровые, которые формируются при участии сил трения. Ветровые течения вызываются временными и непродолжительными ветрами, наклона уровня при этом не происходит. Дрейфовые течения создаются постоянными или длительно дующими ветрами и приводят к наклону уровенной поверхности (Северное и Южное Экваториальное или Пассатные течения Атлантического и Тихого океанов, Южное Экваториальное течение Индийского океана). Муссонные течения северной части Индийского океана, Антарктическое круговое, Арктический дрейф также являются дрейфовыми. Основа теории дрейфовых течений была разработана шведским ученым Экманом в 1903-1905 гг., географическими выводами которой являются: •

поверхностные течения отклоняются от направления ветра в северном

полушарии на 45° вправо, а в южном - на 45° влево. Отклонение дрейфовых течений от направления ветра обусловлено силой Кориолиса, возникающей при вращении Земли вокруг своей оси. •

с увеличением глубины изменяются скорость и направление течения.

Вектор скорости с глубиной отклоняется всё более вправо от направления ветра в северном полушарии и всё более влево в южном полушарии. На некоторой глубине глубинный вектор противоположен поверхностному. Глубина, на которой течение имеет направление противоположное поверхностному, называется глубиной трения. Скорость течения на этом горизонте составляет около 4 % от поверхностной скорости.

34

Практически, чисто дрейфовые течения прекращаются на глубине 100-200 м в низких широтах и на 50 м на широте 50°. 2) Гравитационно-градиентные течения в зависимости от причин, создающих наклон поверхности моря, подразделяются на: а) сгонно-нагонные, обусловленные нагоном и сгоном вод под действием ветра; б) бароградиентные, связанные с изменением атмосферного давления. Рост (падение) атмосферного давления на 1 мб приводит к понижению (повышению) уровня моря на 1,33 см. Бароградиентные течения направлены из области более высокого стояния уровня (пониженное давление) в область с низким положением уровня (повышенное атмосферное давление); в) стоковые течения формируются в результате наклона поверхности моря, вызванного притоком речных вод с суши (Обь-Енисейское и Ленское течения в Карском море и море Лаптевых, течение в Каспийском море, связанное со стоком Волги), атмосферными осадками, испарением, притоком вод из др. района или их оттоком. Разновидностью стоковых течений являются сточные течения, вызванные притоком вод из др. района (Флоридское течение, дающее начало Гольфстриму). Дрейфовое Карибское течение нагоняет в Мексиканский залив большую массу воды, где уровень повышается. Избыточные воды через Флоридский пролив устремляются сточным течением в Атлантический океан; г) градиентные течения, обусловленные горизонтальным градиентом плотности воды, называются плотностными. Плотность воды в океане, в общем, увеличивается от экватора к полюсам. Примерами локальных градиентных (плотностных) течений служат придонные течения в проливах морей бассейна Атлантического океана - Босфоре и Гибралтаре. Разность солености вод (и плотности) между Черным (средняя S=22 0/00) и Мраморным (38-38,5 0/00) морями создает плотностное течение в Босфоре из Мраморного моря в Черное. В

35

придонных слоях Гибралтара плотностное течение направлено из Средиземного моря (S=38-38,5 0/00) в Атлантический океан (S=36-37,5 0/00); д) компенсационные течения, восполняющие убыль воды вследствие оттока. В результате оттока вод из восточных районов океанов иод действием пассатов создается дефицит массы, который восполняется компенсационным экваториальным противотечением. К компенсационным относят также Канарское, Бенгельское, Калифорнийское, отчасти Перуанское, поверхностные течения в проливах Босфор и Гибралтар, направленные соответственно в Мраморное и Средиземное моря. 3) Приливные

течения,

возникающие

под

воздействием

приливообразующих сил Луны и Солнца. Они отличаются тем, что охватывают всю толщу воды. Изменение скорости от поверхности до дна происходит незначительно. Они характерны в узкостях (заливах, проливах) - скорость достигает до 5-10 м/с. 4) Инерционные течения — это остаточные потоки, наблюдающиеся после прекращения действия сил, вызвавших движение. 2 По направлению выделяют зональные и меридиональные течения. Зональные имеют направление близкое к широтному и перемещаются на восток или запад (Северные и Южные экваториальные течения Атлантического и Тихого

океанов,

Южное

экваториальное

течение

Индийского

океана,

Арктический дрейф в Северном Ледовитом океане, Северо-Атлантическое и Северо-Тихоокеанское течения). Наиболее яркий пример зональных течений Антарктическое круговое. Меридиональные течения, связывающие зональные в единую систему. Они подразделяются на западные пограничные (Гольфстрим, Бразильское, Агульясово. Куросио, Восточно-Австралийское) - узкие и быстрые и восточные пограничные (Канарское, Бенгельское, Калифорнийское, Перуанское, ЗападноАвстралийское) - течения широкие и медленные. 36

3 По расположению выделяют противотечения в горизонтальной и вертикальной плоскости. В горизонтальной плоскости - Межпассатные, Антило-Гвианское, Пассатные течения. В вертикальной плоскости их называют подповерхностными (ПеруЧилийское, Калифорнийское, Кромвелла в Тихом океане, Ломоносова в Атлантическом океане, Тореева в Индийском океане, которое менее устойчиво изза муссонных течений) или глубинными противотечениями (например, под Гольфстримом). Помимо них еще выделяют и придонные течения. 4 По времени действия (устойчивости) течения можно подразделить на постоянные, периодические и временные (случайные). Постоянные

течения

отображены

на

карте

-

это

большинство

поверхностных течений, они сохраняют свои основные параметры (направление, скорость, расход). Периодические или переменные течения связаны с изменением сил их формирующих. Муссонные течения северной части Индийского океана имеют западное направление в зимний период действия северо-восточного муссона и восточное - в летний сезон при действии юго-западного муссона. Периодическим является также связанное с муссонной циркуляцией Сомалийское течение, которое в период зимнего муссона направлено к югу, под действием летнего муссона оно изменяет направление и течет к северу, понижая при этом свою температуру. К переменным также относятся приливо-отливные течения, имеющие преобладающий суточный или полусуточный период. Временные или случайные течения отражают изменчивость причин их вызывающих: кратковременные изменения ветра, уровня, плотности и др. 5 По характеру движения течения подразделяют на прямолинейные, криволинейные, циклонические и антициклонические.

37

6 По физико-химическим свойствам различают течения холодные, тёплые, опресненные, осолонённые и нейтральные. Меридиональные течения, направленные от экватора к полюсам являются всегда теплыми, от субтропиков - всегда солёными и наоборот. Характер зональных течений определяется соотношением температуры или солёности вод течения и окружающих его вод. Если температура течения выше температуры окружающих вод, течения называют тёплым, если ниже - холодным. Аналогично определяются (например,

солёные

пассатные

и в

распреснённые центральных

течения.

частях

Нейтральные

океанов)

несут

течения воды,

не

отличающиеся от окружающих по температуре и солёности. Влияние течений на климат. Прямое влияние течений, на климат проявляется чётко и хорошо изучено. Тёплые течения действуют смягчающе, несколько увеличивают продолжительность теплого сезона и годовое количество атмосферных осадков. Широко известно благоприятное влияние Гольфстрима и его продолжения Северного Атлантического течения на климат северо-западной Европы. Средняя температура января в Осло на 25-30° выше, чем на той же широте в Магадане. Безморозный период в Канаде - 60 дней, в Европе - 150-200 дней.

Значительное

влияние

тёплое

течение

Куро-Сио

оказывает

на

климатические условия побережья Тихого Океана, хотя оно слабее воздействия Гольфстрима и Северного Атлантического, поскольку проникает на север почти на 40° южнее. Кроме того, теплосодержание Куро-Сио существенно меньше указанных атлантических тёплых течений. Холодные течения воздействуют на климат в сторону его похолодания, увеличения продолжительности холодного сезона и значительного уменьшения годового количества атмосферных осадков. На Канадском побережье, омываемом Лабрадорским течением между 55°и 70°с.ш. проходит годовая изотерма 0, -10°, на той же широте в Северной Европе изотерма 0, +10°. Эти свойства холодных течений оказывают решающее влияние на формирование пустынных областей 38

Земли (Канарское и пустыни северо-западной части Африки, Перуанское и пустыня Атакама и др.). Велико значение холодных течений Камчатского и ОйяСио на климат Курильской гряды и о.Хоккайдо. Их теплосодержание зависит от суровости зим в Беринговом и Охотском морях. Чем холоднее эти течения, тем прохладнее и пасмурнее лето, и соответственно, ниже урожайность риса в Японии. Косвенное воздействие течений на климат проявляется через атмосферную циркуляцию и изучено недостаточно. Прежде всего, оно проявляется в том, что над тёплыми течениями формируются ложбины пониженного атмосферного давления, над холодными - отроги повышенного давления. Так, у побережья Северной Америки над Гольфстримом такая ложбина пониженного давления особенно выражена в зимнее время, поэтому господствующие здесь западные ветры усиливаются еще более, принося с материка охлажденные массы воздуха и создавая климатические условия более суровые, чем в северо-западной Европе, отепляемой тем же самым течением. Отроги высокого, давления над холодными течениями

(Перуанское,

Калифорнийское)

определяют

уменьшение

сумм

атмосферных осадков. Теплосодержание течений, расположение главных струй воздействует на развитие атмосферных процессов. Циклоны, проходя над акваториями

с

повышенной

отдачей

тепла

в

атмосферу,

получают

дополнительную энергию и возможность дальнейшего развития и перемещения. Циклоны,

проходящие

над

сильно

охлажденными

акваториями,

быстро

растрачивают запасы тепла и прекращают существование. Исследования влияния течений на климат через взаимодействие с атмосферой

позволили

установить

следующие

закономерности.

Если

теплосодержание Гольфстрима больше в его южной части, то погодноклиматические условия Европы не изменяются. Если же теплозапас Гольфстрима возрастает в его средней части, то зима в Европе будет холоднее обычного в результате обострения градиентов давления над ложбиной и увеличения 39

повторяемости холодных западных, северо-западных и северных ветров. Потепление вод Гольфстрима вызывает похолодание побережья США в результате усиления муссонной циркуляции. При увеличении теплозапаса Гольфстрима в его северной части зимы в Европе будут теплее обычного, а в Гренландии - холоднее и тем более холодные, чем теплее Гольфстрим. Наиболее яркий пример взаимодействия процессов, протекающих в океане и атмосфере - район холодного Перуанского течения и периодически возникающего тёплого течения Эль-Ниньо, открытого в 60-х годах. Этот мощный поток возникает один раз в 7-14 лет, когда обычный для этого района Тихого океана юго-восточный пассат ослабевает или даже отсутствует. В этом случае громадная масса теплой воды из западной части океана перемещается к западному побережью Америки и, приходя в столкновение с идущим на север Перуанским течением, отклоняет его в открытое море. Этот поток на продолжении межпассатного течения формирует тёплое течение Эль-Ниньо, появление которого приводит к серьезным нарушениям метеорологической обстановки, условий обитания рыб, птиц, животного мира на огромных пространствах экваториальной области Тихого океана, островах и побережьях. Такая обстановка сложилась зимой 1982 г., когда интенсивность Эль-Ниньо превысила все известные до сих пор случаи. Под воздействием Эль-Ниньо температура вод, омывающих Галапагосские острова, достигла +30°С, т.е. на 5° выше нормы, стадо морских львов ушло в более холодные воды, причем была отмечена большая смертность. На Галапагосских островах в январе 1983 г. выпало за 2 недели сумма атмосферных осадков, превышающая их количество за предшествующие 6 лет. Аридные в период действия холодного Перуанского течения земли теперь покрываются буйной растительностью, чрезвычайное оживление наблюдается среди птиц, пресмыкающихся, особенно гигантских черепах, размножаются бабочки, слепни, москиты. Выпадение ливневых дождей в северном Перу и на побережье привело к гибели миллионов птиц, населяющих 40

"гуановые острова" и т.д. Серьезные последствия этого явления проявились и в экономике Перу - резко упал вылов анчоуса. Влияние Эль-Ниньо не ограничилось только островами и западным побережьем Южной Америки. По мере ослабления пассатов повышалось атмосферное давление над Австралией, Индонезией, где засуха привела к неурожаям и голоду. В то же время над восточной частью Тихого океана в районе Калифорнии, Гавайев углубление области низкого давления отразилось в усилении штормовой деятельности, были отмечены беспрецедентно высокие приливы. Таким образом, изменчивость тепла, переносимого океанскими течениями, определяет крупномасштабные аномалии в атмосфере, а они, в свою очередь оказывают обратное воздействие на океан. Количественное изучение этих процессов, их пространственной и временной изменчивости - важнейшие факторы предсказания долговременных аномалий погоды и изменений климата. Основные задачи работы Лабораторная работа выполняется на контурной карте Мира любой картографической проекции. Для нанесения основных течений используются карты течений океанов для зимы и лета. 1 Практическая часть – нанести на карту основные поверхностные течения Мирового океана (тёплые течения – красным цветом, холодные – синим), указанные ниже. 2 Теоретическая часть 1) Знать определение течения. 2) Выучить классификации течений - по

силам

их

вызывающим

(фрикционные,

гравитационно-

градиентные, приливные, инерционные); - по направлению (зональные, меридиональные); - по расположению (в вертикальной и горизонтальной плоскости); 41

- по времени действия (устойчивости); - по характеру движения; - по физико-химическим свойствам. Основные поверхностные течения Мирового океана Южный океан 1. Антарктическое круговое (течение Западных ветров)35. 2. Прибрежное антарктическое (течение Восточных ветров) Атлантический океан 3. Северное пассатное 4. Азорское 5. Флоридское 6. Португальское 7. Ангольское 8. Левонтийское 9. Североафриканское 10. Антильское 11. Гольфстрим 12. Северо-Атлантическое 13. Португальское 14. Канарское 15. Ирмингера 16. Западно-Гренландское 17.Баффинова 18. Лабрадорское 19. Южное пассатное 20. Гвианское 21. Карибское 22. Межпассатное противотечение 23. Гвинейское 24. Бразильское 25. Фолклендское 26. Бенгальское Тихий океан 27. Северное пассатное 28. Новозеландское западное 29. Новозеландское восточное 30. Формозское

31. Минданао 32. Приморское 33. Цусимское 34. Куросио 35. Северо-Тихоокеанское 36. Калифорнийское 37. Камчатское 38. Ойясио 39. Аляскинское 40. Алеутское 41. Межпассатное противотечение 42. Течение Эль-Ниньо (периодическое) 43. Южное пассатное 44. Восточно-Австралийское 45. Западно-Новозеландское 46. Восточно-Новозеландское 47. Перуанское Индийский океан 48. Южное пассатное 49. Мадагаскарское 50. Мозамбикское 51. Игольное 52. Межпассатное противотечение 53. Муссонное западное (зимнее) 54. Муссонное восточное (летнее) 55. Сомалийское (сменное по сезонам) 56. Западно-Австралийское Северный Ледовитый океан 57. Норвежское 58. Нордкапское 59. Шпицбергенское 60. Восточно-Гренландское 61. Западное арктическое (Арктический дрейф) 42

ВОПРОСЫ ДЛЯ ПОДГОТОВКИ К ТЕСТОВОЙ КОНТРОЛЬНОЙ РАБОТЕ ПО БЛОКУ «ОКЕАНОЛОГИЯ» 1. Мировой океан, его площадь, деление на части. Границы океанов. Классификация морей по характеру водообмена с океаном. 2. Основные морфологические элементы рельефа дна Мирового океана. 3. Рельеф дна Северного Ледовитого океана. 4. Сравнительная характеристика рельефа дна Атлантического и Тихого океанов. 5. Рельеф дна Индийского океана. 6. Химический состав и солёность вод Мирового океана. 7. Распределение солёности по поверхности Мирового океана. Зональные и азональные факторы распределения. 8. Типы распределения солёности по глубине в Мировом океане. 9. Приходно-расходный баланс тепла Мирового океана. 10. Распределение

температуры

по

поверхности

Мирового

океана.

Зональные и азональные факторы распределения. 11. Типы распределения температуры по глубине в Мировом океане. 12. Распределение температуры и солёности в морях в зависимости от их водообмена с океаном. 13. Сравнительная характеристика процессов замерзания пресной и соленой воды. 14. Классификация морских льдов по их генезису, возрасту и подвижности. 15. Солёность и плотность, прочность морского льда и их связь с типами льдообразования. 16. Айсберги и их типы. 17. Прозрачность и цвет морской воды, скорость распространения звука в воде. 18. Явление волнения в морях и океанах. Элементы морских волн. 43

19. Классификация волн по силам, их вызывающим (по происхождению). 20. Понятие о трохоидальной теории волн. Распространение волн в глубину. 21. Подразделение волн по действию силы, форме орбит и форме волны. Сейши, условия образования, параметры. 22. Явление приливов в Мировом океане. Параметры приливов. Понятие о приливообразующей силе. 23. Неравенства приливов. Сизигийный и квадратурный прилив. 24. Характер приливов в Мировом океане. Максимальные значения величины приливов. 25. Уровенная поверхность Мирового океана, причины колебания уровней. 26. Методы измерения уровня (водомерные посты, их типы). 27. Понятие о среднем многолетнем уровне моря. 28. Классификация течений по силам, их вызывающим (по происхождению) и по другим признакам. 29. Подразделение течений по физическим свойствам воды, роль течений в распределении температуры и солёности по поверхности океанов. 30. Влияние течений на климат. 31. Распределение дрейфовых течений в глубину (спираль Экмана). 32. Течения Атлантического, Тихого, Индийского и Северного Ледовитого океанов. 33. Донные отложения океанов, их происхождение.

44

ПРИМЕРНЫЙ ПЕРЕЧЕНЬ ТЕМ КУРСОВЫХ РАБОТ

1. Важнейшие

физико-химические

свойства

вод

Мирового

океана

(температура, солёность, плотность, газовый режим). 2. Влияние

тёплых

океанических

течений

на

природные

условия

континентов (на примере Гольфстрима, Северо-Атлантического, Куро-Сио). 3. Жизнь и биологические ресурсы океана (Северного Ледовитого, Атлантического, Индийского, Тихого). 4. Использование ресурсов Мирового океана. 5. Коралловые рифы Мирового океана. 6. Открытие и исследования важнейших подповерхностных течений в океане (Ломоносова, Кромвелла, Тореева). 7. Перспективы использования энергии приливов и отливов. 8. Природные условия и гидрологический режим моря (Азовского, Черного, Каспийского, Аральского, Средиземного, Красного). 9. Природные условия и гидрологический режим моря (Белого, Баренцева, Карского, Лаптевых, Восточно-Сибирского). 10.Проблема загрязнения вод Мирового океана. 11.Срединные океанические хребты – как планетарная система поднятий. 12.Явление Эль-Ниньо, его влияние на природу восточной части Тихого океана.

45

ЛИТЕРАТУРА

1. Давыдов Л.К., Дмитриева А.А., Конкина К.Г. Общая гидрология (изд. 2), Л.: Гидрометеоиздат, 1973. 2. Михайлов В.Н. Добровольский А.Д. Общая гидрология М, Высшая школа, 1991. 410 с. 3. Михайлов В.Н. Добровольский А.Д., Добролюбов С.А. Гидрология. М.: Высшая школа, 2005. 463 с.

Океаны 4. Гидросфера: учебное пособие. Владивосток: ДГУ, 1990. 5. Егоров Н.И. Физическая океанография. Л.: Гидрометеоиздат, 1969. 6. Истошин Ю.З. Океанология. Л.: Гидрометеоиздат, 1969. 7. Леонтьев O.K. Физическая география Мирового океана. М.: МГУ, 1982. 8. Океанографическая энциклопедия. Л.: Гидрометеоиздат, 1974. 9. Степанов В.Н. Мировой океан. М.: Знание, 1974. 10. Степанов В.Н. Океаносфера. М.: Мысль, 1983. 11. Степанов В.Н. Природа Мирового океана: пособие для учителей. М.: Просвещение, 1982. 12. Физическая география Мирового океана (серия География Мирового океана). М.: Наука, 1980.

46