Вертикальна структура Світового океану. Лекція: Структура та водні маси Світового океану

Океанська вода – розчин, в якому містяться усі хімічні елементи. Мінералізація води називається її солоністю . Вона вимірюється в тисячних частках, проміле і позначається ‰. Середня солоність Світового океану становить 34,7 ‰ (округлено 35 ‰). В одній тонні океанської води міститься 35 кг солей, а загальна їх кількість така велика, що якби витягти всі солі і рівномірно розподілити їх по поверхні материків, то утворився б шар потужністю в 135 м.

Океанська вода може розглядатися як рідка багатоелементна руда. З неї добуваються кухонна сіль, калійні солі, магній, бром та багато інших елементів та сполук.

Мінералізація води - неодмінна умова зародження життя в океані. Саме морські води виявляються оптимальними більшість форм живих організмів.

Питання про те, якою була солоність води на зорі життя, в якій саме воді виникла органічна речовина, вирішується порівняно однозначно. Вода, виділившись з мантії, захоплювала та транспортувала рухомі компоненти магми, і насамперед солі. Тому первинні океани були досить мінералізовані. З іншого боку, фотосинтез розкладається і вилучається тільки чиста вода. Отже, солоність океанів неухильно підвищується. Дані історичної геології свідчать, що водойми архея були солонуватими, тобто їх солоність становила близько 10-25 ‰.

52. Проникнення світла у воду. Прозорість та колір морської води

Проникнення світла у воду залежить від її прозорості. Прозорість виражається числом метрів, тобто глибиною, де ще видно білий диск діаметром 30 див. Найбільша прозорість (67 м) спостерігалася 1971 р. у центральній частині Тихого океану. Близька до неї прозорість Саргасового моря – 62 м (по диску діаметром 30 см). Інші акваторії з чистою та прозорою водою розташовуються також у тропіках та субтропіках: у Середземному морі – 60 м, в Індійському океані – 50 м. Висока прозорість тропічних акваторій пояснюється особливостями циркуляції води в них. У морях, де кількість зважених частинок збільшується, зменшується прозорість. У Північному морі вона дорівнює 23 м, Балтійському – 13 м, Білому – 9 м, Азовському – 3 м.

Прозорість води має високе екологічне, біологічне та географічне значення: вегетація фітопланктону можлива лише до глибин, на які проникає сонячне світло. Для фотосинтезу потрібно порівняно багато світла, тому із глибин 100-150 м, рідко 200 м рослини зникають. Нижня межа фотосинтезу у Середземному морі знаходиться на глибині на глибині 150 м, у Північному морі – 45 м, у Балтійському морі – лише 20 м.

53. Структура Світового океану

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

Вертикальна стратифікація Світового океану.У вертикальному розрізі товща води розпадається великі шари, аналогічні шарам атмосфери. Їх також називають сферами. Виділяються такі чотири сфери (шару):

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

Верхня сфера розпадається на такі приватні шари:

а) найвищий шар завтовшки кілька десятків сантиметрів;

б) шар дії вітру глибиною 10-40 см; він бере участь у хвилюванні, реагує на погоду;

в) шар стрибка температур, у якому вона різко падає від верхнього нагрітого до нижнього, не порушеного хвилюванням і не прогрітий шар;

г) шар проникнення сезонної циркуляції та мінливості температур.

Океанські течії зазвичай захоплюють водні маси лише верхньої сфери.

Проміжна сфера простягається до глибин 1500 - 2000 м; її води утворюються з поверхневих вод за її опусканні. При цьому вони охолоджуються та ущільнюються, а потім перемішуються у горизонтальних напрямках, переважно із зональною складовою. Переважають горизонтальні перенесення водяних мас.

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

Придонна сфера займає нижній шар товщі океану і простягається на відстань приблизно 1000 м від дна. Води цієї сфери утворюються в холодних поясах, в Арктиці та Антарктиці і переміщаються на величезних просторах глибокими улоговинами і жолобами. Вони сприймають тепло з надр Землі та взаємодіють із дном океану. Тому за свого руху вони значно трансформуються.

Водні маси та океанські фронти верхньої сфери океану.Водною масою називається порівняно великий об'єм води, що формується у певній акваторії Світового океану і має протягом тривалого часу майже постійні фізичні (температура, світло), хімічні (гази) та біологічні (планктон) властивості. Водна маса переміщається як єдине ціле. Одна маса від іншої відокремлюється океанським фронтом.

Виділяються такі типи водних мас:

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

2. Тропічні та субтропічні водні масистворюються в областях тропічних атмосферних антициклонів та обмежені з боку помірних поясів тропічним північним та тропічним південним фронтами, а субтропічні – північним помірним та північним південним фронтами. Вони характеризуються підвищеною солоністю (до 37 ‰ і більше), великою прозорістю, бідністю поживними солями та планктоном. В екологічному відношенні тропічні водяні маси є океанські пустелі.

3. Помірні водні масирозташовуються в помірних широтах та обмежені з боку полюсів арктичним та антарктичним фронтами. Вони відрізняються великою мінливістю як за географічними широтами, так і по сезонах року. Для помірних водних мас характерний інтенсивний обмін теплом та вологою з атмосферою.

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

Океанські течії. Відповідно до зонального розподілу сонячної енергії по поверхні планети як в океані, так і в атмосфері створюються однотипні та генетично пов'язані циркуляційні системи. Старе становище у тому, що океанські течії викликаються виключно вітрами, не підтверджується новітніми науковими дослідженнями. Переміщення і водних, і повітряних мас визначається загальною для атмосфери та гідросфери зональністю: нерівномірним нагріванням та охолодженням поверхні Землі. Від цього в одних районах виникають висхідні струми та спад маси, в інших – низхідні струми та збільшення маси (повітря чи води). У такий спосіб народжується імпульс руху. Перенесення мас - пристосування їх до поля сили тяжіння, прагнення рівномірного розподілу.

Більшість макроциркуляційних систем тримається цілий рік. Тільки північній частині Індійського океану течії змінюються за мусонами.

Усього Землі є 10 великих циркуляційних систем:

1) Північноатлантична (Азорська) система;

2) Північно-тихоокеанська (Гавайська) система;

3) Південноатлантична система;

4) Південнотихоокеанська система;

5) Іжноіндійська система;

6) Екваторіальна система;

7) Атлантична (Ісландська) система;

8) Тихоокеанська (Алеутська) система;

9) Індійська мусонна система;

10) Антарктична та Арктична система.

Основні циркуляційні системи збігаються з центрами впливу атмосфери. Ця спільність має генетичний характер.

Поверхнева течія відхиляється від напрямку вітру на кут до 45 0 вправо в Північній півкулі і вліво в Південній півкулі. Так, пасатні течії йдуть зі сходу на захід, пасати ж дмуть з північного сходу в Північній півкулі та з південного сходу в Південній півкулі. Верхній шар може йти за вітром. Однак кожен нижчележачий шар продовжує відхилятися вправо (ліворуч) від напрямку руху шару, що лежить вище. Швидкість течії у своїй зменшується. На деякій глибині течія приймає протилежний напрямок, що практично означає його припинення. Численні виміри показали, що течії закінчуються на глибинах трохи більше 300 м.

У географічній оболонці як системі вищого, ніж океаносфера, рівня – океанські течії – це потоки води, а й смуги перенесення повітряних мас, напрями обміну речовиною і енергією, шляхи міграції тварин і рослин.

Тропічні антициклонічні системи океанських течій найбільші. Вони простягаються від одного берега океану до іншого на 6-7 тис. км. в Атлантичному океані і 14-15 тис. км. в Тихому океані, а по меридіану від екватора до 40° широти, на 4-5 тис. км. Стійкі та потужні течії, особливо у Північній півкулі, в основному замкнуті.

Як і в тропічних атмосферних антициклонах, рух води йде за годинниковою стрілкою в Північній та проти годинникової стрілки у Південній півкулі. Від східних берегів океанів (західних берегів материка) поверхнева вода відноситься до екватора, на її місце піднімається з глибини (дивергенція) і компенсаційно надходить із помірних широт холодна. Так утворюються холодні течії:

Канарський холодний перебіг;

Каліфорнійська холодна течія;

Перуанська холодна течія;

Бенгельська холодна течія;

Західноавстралійська холодна течія та ін.

Швидкість течій відносно невелика і становить близько 10 см/сек.

Струмені компенсаційних течій вливаються в Північну та Південну Пасатні (Екваторіальні) теплі течії. Швидкість цих течій досить велика: 25-50 см/сек на тропічній периферії та до 150-200 см/сек поблизу екватора.

Підходячи до берегів материків, пасатні течії, звісно, ​​відхиляються. Утворюються великі стічні течії:

Бразильська течія;

Гвіанська течія;

Антильська течія;

Східноавстралійська течія;

Мадагаскарський перебіг та ін.

Швидкість цих течій становить близько 75-100 см/сек.

Завдяки дії, що відхиляє обертання Землі, центр антициклонічної системи течій зміщений на захід щодо центру атмосферного антициклону. Тому перенесення водних мас у помірні широти зосереджено у вузьких смугах біля західних берегів океанів.

Гвіанська та Антильська течіїомивають Антильські острови і більшість води заходить до Мексиканської затоки. З нього починається стокове течія Гольфстрім. Початкова його ділянка у Флоридській протоці називається Флоридською течією, глибина якого становить близько 700 м, ширина – 75 км, потужність – 25 млн. м 3 /сек. Температура води тут досягає 26 0 С. Досягнувши середніх широт, водні маси частково повертаються в цю ж систему біля західних берегів материків, частково залучаються до циклонічних систем помірного поясу.

Екваторіальна система представлена ​​Екваторіальною протитечією. Екваторіальна протитечаутворюється як компенсаційна між Пасатними течіями.

Циклонічні системи помірних широт різні в Північній та Південній півкулях і залежать від розташування материків. Північні циклонічні системи Ісландська та Алеутська- Досить великі: із заходу на схід вони простягаються на 5-6 тис. км і з півночі на південь близько 2 тис. км. Система циркуляції в Північній Атлантиці починається теплою Північноатлантичною течією. За ним нерідко зберігається назва початкового Гольфстріму. Проте власне Гольфстрім як стокове течія продовжується не далі Нью-Фаундлендської банки. Починаючи від 40 0 ​​пн.ш. водні маси залучаються до циркуляції помірних широт і під впливом західного перенесення і коріолісової сили від Берегів Америки прямують до Європи. Завдяки активному водообміну з Північним Льодовитим океаном, Північноатлантична течія проникає в полярні широти, де циклонічна діяльність формує кілька кругообігів-течій Ірмінгера, Норвезьке, Шпіцбергенське, Нордкапське.

Гольфстрім у вузькому значенні називається стокове протягом від Мексиканської затоки до 40 0 ​​пн.ш., у широкому сенсі – система течій у північній Атлантиці та західній частині Північного Льодовитого океану.

Другий кругообіг знаходиться біля північно-східних берегів Америки і включає течії Східногренландське та Лабрадорське. Вони виносять в Атлантичний океан основну масу арктичних вод та льодів.

Циркуляція північної частини Тихого океану аналогічна північно-атлантичній, але відрізняється від неї меншим водообмінним з Північним Льодовитим океаном. Стокова течія Куросіопереходить у Північно-тихоокеанське, що йде до Північно-Західної Америки. Найчастіше ця система течій називається Куросіо.

У Північний Льодовитий океан проникає відносно невелика (36 тис. км3) маса океанської води. Холодні течії Алеутське, Камчатське та Ойясіо утворюються з холодних вод Тихого океану поза зв'язком з Льодовитим.

Циркумполярна антарктична система Південного океану відповідно до океанічності Південної півкулі представлена ​​однією течією Західних вітрів. Це найпотужніша течія у Світовому океані. Воно охоплює Землю суцільним кільцем у поясі від 35-40 до 50-60 0 пд.ш. Ширина його близько 2000 км, потужність 185-215 км3/сек, швидкість 25-30 см/сек. Значною мірою цей перебіг визначає самостійність Південного океану.

Циркумполярна течія Західних вітрів незамкнута: від нього відходять гілки, що вливаються в Перуанська, Бенгельська, Західноавстралійська течії,а з півдня, від Антарктиди, в нього впадають прибережні антарктичні течії – з морів Уедделла та Росса.

Арктична система в циркуляції вод Світового океану займає особливе місце через зміну Північного Льодовитого океану. Генетично вона відповідає Арктичному баричному максимуму та улоговині Ісландського мінімуму. Головна течія тут – Західне арктичне. Воно переміщає води та льоди зі сходу на захід по всьому Північному Льодовитому океану до протоки Нансена (між Шпіцбергеном та Гренландією). Далі воно продовжується Східногренландським та Лабрадорським. На сході в Чукотському морі від Західної арктичної течії відокремлюється Полярна течія, що йде через полюс до Гренландії і далі - в протоку Нансена.

Циркуляція вод Світового океану дисиметрична щодо екватора. Дисиметрія течій поки що не отримала належного наукового пояснення. Причина її, ймовірно, полягає в тому, що на північ від екватора панує меридіональне перенесення, а в Південній півкулі – зональне. Пояснюється це також становищем та формою материків.

У внутрішніх морях циркуляція води завжди індивідуальна.

54. Води суші. Види вод суші

Атмосферні опади після випадання їх на поверхні материків і островів діляться на чотири нерівні і мінливі частини: одна випаровується і переноситься далі вглиб континенту атмосферним стоком; друга просочується в ґрунт і в ґрунт і на деякий час затримується у вигляді ґрунтової та підземної води, що стікає у річки та у моря у формі ґрунтового стоку; третя в струмках і в річках стікає у моря та океани, утворюючи поверхневий стік; четверта перетворюється на гірські чи материкові льодовики, які тануть і стікають в океан. Відповідно до цього на суші виділяють чотири типи скупчення води: підземні води, річки, озера та льодовики.

55. Стік вод із суші. Величини, що характеризують стік. Чинники стоку

Стікання дощової та талої води невеликими струмками по схилах називається площинним або схиловим стоком. Струмені схилового стоку збираються в струмки та річки, утворюючи русловою, або лінійнийзваним річковим , стік . Ґрунтові води стікають у річки у вигляді ґрунтовогоабо підземногостоку.

Повний річковий стік R утворюється з поверхневого S та підземного U : R = S + U . (Див. табл. 1). Повний річковий стік дорівнює 38800 км 3 поверхневий стік - 26900 км 3 підземний стік - 11900 км 3 льодовиковий стік (2500-3000 км 3) і стік підземних вод прямо на морі вздовж берегової лінії 2000-4000 км 3 .

Таблиця 1 - Водний баланс суші без полярних льодовиків

Поверхневий стік залежить від погоди. Він нестійкий, тимчасовий, ґрунт живить слабо, часто потребує регулювання (ставки, водосховища).

Ґрунтовий стік виникає у ґрунтах. У вологу пору року ґрунт приймає надлишок води на поверхні та в річках, а в сухі місяці ґрунтові води живлять річки. Вони забезпечують сталість течії води у річках та нормальний водний режим ґрунту.

Загальний обсяг та співвідношення поверхневого та підземного стоку змінюються по зонах та регіонах. В одних частинах материків річок багато і вони повноводні, густота річкової мережі велика, в інших - рідкісна річкова мережа, річки маловодні або пересихають взагалі.

Густота річкової мережі та багатоводність рік – функція стоку або водного балансу території. Стік загалом визначається фізико-географічними умовами місцевості, на обліку яких і ґрунтується гідролого-географічний метод вивчення вод суші.

Величини, що характеризують стік. Стік із суші вимірюється такими величинами: шаром стоку, модулем стоку, коефіцієнтом стоку та обсягом стоку.

Найбільш наочно стік виражений шаром , Який вимірюється в мм. Наприклад, на Кольському півострові шар стоку дорівнює 382 мм.

Модуль стоку - Кількість води в літрах, що стікає з 1 км 2 за секунду. Наприклад, у басейні Неви модуль стоку дорівнює 9, на Кольському півострові – 8, а у Нижньому Поволжі – 1 л/км 2 х с.

Коефіцієнт стоку - Вказує, яка частка (%) атмосферних опадів стікає в річки (решта випаровується). Наприклад, на Кольському півострові К = 60%, у Калмикії лише 2%. Для суші середній багаторічний коефіцієнт стоку (К) дорівнює 35%. Іншими словами, 35% річної суми опадів стікає в моря та океани.

Об'єм стікаючої води вимірюється у кубічних кілометрах. На Кольському півострові на рік опади приносять 92,6 км3 води, а стікає 55,2 км3.

Стік залежить від клімату, характеру ґрунтового покриву, рельєфу, рослинності, вивітрювання, наявності озер та інших факторів.

Залежність стоку від клімату. Роль клімату в гідрологічному режимі суші величезна: що більше опадів і менше випаровування, то більше вписувалося стік, і навпаки. При зволоженні більше 100% стік слід за кількістю опадів незалежно від величини випаровування. При зволоженні менше 100% стік зменшується за випаровуванням.

Однак роль клімату не слід переоцінювати на шкоду впливу інших факторів. Якщо визнати кліматичні чинники вирішальними, інші ж малозначущими, ми втратимо можливості регулювати стік.

Залежність стоку від ґрунтового покриву. Грунт і ґрунти вбирають та накопичують (акумулюють) вологу. Ґрунтовий покрив перетворює атмосферні опади в елемент водного режиму та служить середовищем, у якому формується річковий стік. Якщо інфільтраційні властивості та водопроникність грунтів невеликі, то в них мало потрапляє води, більше витрачається на випаровування та поверхневий стік. Добре оброблений ґрунт у метровому шарі може запасати до 200 мм опадів, а потім повільно віддавати їх рослинам та річкам.

Залежність стоку від рельєфу. Потрібно розрізняти значення для стоку макро-, мезо- та мікрорельєфу.

Вже з незначних височин стік більше, ніж з прилеглих до них рівнин. Так, на Валдайській височині модуль стоку 12, а на сусідніх рівнинах лише 6 м/км 2 /с. Ще більший стік у горах. На північному схилі Кавказу він сягає 50, а західному Закавказзі – 75 л/км 2 /с. Якщо на пустельних рівнинах Середньої Азії стоку немає, то Паміро-Алае і Тянь-Шані він сягає 25 і 50 л/км 2 /с. У цілому нині гідрологічний режим і водний баланс гірських країн інший, ніж рівнин.

У рівнинах проявляється дія на стік мезо- та мікрорельєфу. Вони перерозподіляють стік та впливають на його темп. На плоских ділянках рівнин стік повільний, грунтогрунти насичені вологою, можливе заболочування. На схилах площинний стік перетворюється на лінійний. Виникають яри та річкові долини. Вони у свою чергу прискорюють стік та дренують місцевість.

Долини та інші зниження в рельєфі, в яких накопичується вода, постачають грунт водою. Це особливо суттєво у зонах недостатнього зволоження, де ґрунт-ґрунти не промочуються і ґрунтові води утворюються тільки при харчуванні за рахунок річкових долин.

Вплив рослинності на стік. Рослини збільшують випаровування (транспірація) і тим самим осушують місцевість. Разом з тим вони зменшують нагрівання ґрунту та на 50-70% скорочують випаровування з нього. Лісова підстилка має велику вологоємність і підвищену водопроникність. Вона збільшує інфільтрацію опадів у ґрунт і цим регулює стік. Рослинність сприяє накопиченню снігу і уповільнює його танення, тому в ґрунт просочується води більше, ніж з поверхні. З іншого боку, частина дощу затримується листям і випаровується, не досягнувши ґрунту. Рослинний покрив протидіє ерозії, уповільнює стік і переводить його з поверхневого до підземного. Рослинність підтримує вологість повітря і цим посилює внутрішньоматерикові вологообороти та збільшує кількість опадів. Вона впливає на вологооборот шляхом зміни ґрунту та його водоприймальних властивостей.

Вплив рослинності по-різному в різних зонах. В. В. Докучаєв (1892) вважав, що степові ліси - надійні та вірні регулятори водного режиму степової зони. У зоні тайги лісу осушують місцевість шляхом більшого, ніж на полях, випаровування. У степах лісові смуги сприяють накопиченню вологи шляхом снігозатримання та зменшення стоку та випаровування з ґрунту.

Різно впливає на стік боліт у зонах надлишкового та недостатнього зволоження. У лісовій зоні є регуляторами стоку. У лісостепу та степах їх вплив негативний, вони всмоктують поверхневі та ґрунтові води та випаровують їх в атмосферу.

Кора вивітрювання та стік. Піщані та галькові відкладення акумулюють воду. Нерідко ними фільтруються потоки з віддалених місць, наприклад, у пустелях з гір. На масивно-кристалічних породах вся поверхнева вода стікає; на щитах підземні води циркулюють лише у тріщинах.

Значення озер регулювання стоку. Одним із найпотужніших регуляторів стоку є великі проточні озера. Великі озерно-річкові системи, подібні до Невської чи Святого Лаврентія, мають дуже зарегульований стік і цим істотно відрізняються від решти річкових систем.

Комплекс фізико-географічних факторів стоку. Усі перелічені вище фактори діють сукупно, впливаючи один на інший у цілісній системі географічної оболонки, визначають валове зволоження території . Так називається та частина атмосферних опадів, яка за вирахуванням поверхневого стоку, що швидко стікає, просочується в грунт і акумулюється в грунтовому покриві і в грунті, а потім повільно витрачається. Очевидно, що саме валове зволоження має найбільше біологічне (проростання рослин) та сільськогосподарське (землеробство) значення. Це найбільша частина водного балансу.

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

Виділяються такі типи водних мас:

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

Величезні простори солоних вод, що тягнуться по всій земній кулі, називають Світовим океаном. Він являє собою самостійний географічний об'єкт зі своєрідною геологічною і геоморфологічною будовою його улоговини і берегів, специфікою хімічного складу вод, особливостями фізичних процесів, що протікають в них. Всі ці складові природного комплексу впливають господарство Світового океану.

Структура та форма світового океану

Прихованої під океанськими водами частини земної кори притаманні певна внутрішня структура та зовнішні форми. Вони пов'язані між собою геологічними процесами, що їх створюють, які разом з тим виражені в будові і рельєфі дна океану.

До найбільших форм відносяться такі: шельф, або материкова мілину, - зазвичай мілководна морська тераса, що оздоблює материк і продовжує його під водою. В основному це затоплена морем прибережна рівнина зі слідами стародавніх річкових долин і берегових ліній, що існували за нижчих, ніж сучасних, положень рівня моря. Середня глибина шельфу приблизно 130 м-коду, але в деяких районах вона досягає сотень і навіть тисячі метрів. Ширина шельфу у Світовому океані змінюється від десятків метрів до тисячі кілометрів. Загалом шельф займає близько 7% площі Світового океану.

Материковий схил – нахил дна від зовнішнього краю шельфу до глибин океану. Середній кут нахилу цього рельєфу дна близько 6 °, але є райони, де його крутість збільшується до 20-30 °. Іноді материковий схил утворює вертикальні уступи. Ширина материкового схилу зазвичай близько 100 км.

Материкове підніжжя - широка, похила, злегка горба рівнина, розташована між нижньою частиною материкового схилу та океанічним ложем. Ширина материкового підніжжя може сягати сотень кілометрів.

Ложе океану - глибока (близько 4-6 км) і найбільша (більше 2/3 всієї площі Світового океану) область океанічного дна зі значно розчленованим рельєфом. Тут помітно виражені глобальні гірські споруди, глибоководні западини, абісальні пагорби та рівнини. У всіх океанах чітко простежуються серединно-океанічні хребти гігантські валоподібні структури великої довжини, що утворюють поздовжні гряди, розділені по осьових лініях глибокими западинами (рифтовими долинами), дно яких практично немає осадовий шар.

Найбільші глибини Світового океану зустрічаються у глибоководних жолобах. В одному з них (Маріанський жолоб) відзначено максимальну - 11022 м - глибину Світового океану.

Кількісною характеристикою хімічного складу морської води є солоність - маса (у грамах) твердих мінеральних речовин, що містяться в 1 кг морської води. За одиницю солоності приймають 1 г солей, розчинених в 1 кг морської води, і називають її проміле, позначаючи знаком %о. Середня солоність Світового океану дорівнює 35,00%, але по районах вона варіює в широких межах.

Фізичні властивості морської води на відміну від дистильованої залежать не тільки від , але і від солоності, яка особливо сильно впливає на щільність, температуру найбільшої щільності і температуру замерзання морської води. Саме від цих властивостей багато в чому залежить розвиток різних фізичних процесів, що протікають у Світовому океані.

Океан постійно перебуває у русі, яке викликають : космічні, атмосферні, тектонічні та інших. Динаміка океанських вод проявляється у різних формах і здійснюється, загалом у вертикальному і горизонтальному напрямах. Під впливом припливоутворюючих сил Місяця і Сонця у Світовому океані виникають припливи - періодичні підвищення і зниження рівня океану і відповідні горизонтальні, поступальні рухи води, які називають припливними течіями. Вітер, що дме над океаном обурює водну поверхню, внаслідок чого утворюються вітрові хвилі різної структури, форми та різних розмірів. Хвильові коливання, при яких частинки описують замкнуті або майже замкнуті орбіти, проникають у підповерхневі горизонти, перемішуючи верхні та нижчі шари води. Крім хвилювання вітер викликає переміщення поверхневих вод великі відстані, формуючи в такий спосіб океанські і морські течії. Звісно, ​​у Світовому океані на виникнення течій впливають як вітер, а й інші чинники. Однак течії вітрового походження відіграють дуже велику роль у динаміці океанських та морських вод.

Для багатьох районів Світового океану характерний апвеллінг – процес вертикального руху вод, у результаті якого глибинні води піднімаються до поверхні. Він може бути спричинений вітровим згоном поверхневих вод від берега. Найбільш яскраво виражений прибережний підйом вод спостерігається біля західних берегів Північної та Південної Америки, Азії, Африки та Австралії. Ті, що піднялися з глибин води холодніше поверхневих, містять велику кількість поживних речовин (фосфатів, нітратів тощо), тому зонам апвелінгу властива висока біологічна продуктивність.

В даний час встановлено, що органічне життя пронизує води океану від поверхні до найбільших глибин. Всі організми, що населяють Світовий океан, поділяють на три основні групи: планктон - мікроскопічні водорості (фітопланктон) і дрібні тварини (зоопланктон), що вільно ширяють в океанських і морських водах; нектон - риби та морські тварини, здатні самостійно активно пересуватися у воді; Бентос - рослини та тварини, що мешкають на дні океану від прибережної зони до великих глибин.

Багатий і різноманітний рослинний і тваринний світ океанів і морів не тільки класифікується за родами, видами, місцями проживання тощо, але й характеризується певними поняттями, що містять кількісні оцінки фауни та флори Світового океану. Найважливіші з них – біомаса та біологічна продуктивність. Біомаса - це кількість, виражена в їхній сирій вазі на одиницю площі або об'єму (г/м 2 , мг/м 2 , г/м 3 , мг/м 3 і т.п.). Існують різні властивості біомаси. Її оцінюють або по всій сукупності організмів, або окремо по рослинному та тваринному світу, або за певними групами (планктон, нектон тощо) для Світового океану загалом. У цих випадках величини біомаси виражають в абсолютних вагових одиницях.

Біологічна продуктивність - це відтворення живих організмів у Світовому океані, що багато в чому аналогічно до поняття «родючість грунту».

Величини біологічної продуктивності визначають фіто- і зоопланктон, частку яких припадає більшість продукції, виробленої океані. Річна продукція одноклітинних рослинних організмів завдяки великій швидкості їх відтворення у багато тисяч разів перевищує сумарний запас фітомаси, тоді як на суші річна продукція рослинності лише на 6% перевищує її біомасу. Винятково високий темп відтворення фітопланктону – суттєва риса океану.

Отже, Світовий океан – це своєрідний природний комплекс. Його має свої фізико-хімічні особливості і служить місцем існування для різноманітного тваринного і рослинного світу. Води океанів і морів тісно взаємодіють з літосферою (береги та дно океану), материковим стоком та атмосферою. Ці складні, неоднакові від місця до місця взаємозв'язку визначають різні можливості господарську діяльність у Світовому океані.

Горизонтальне та вертикальне перенесення мас води в океан здійснюються циркуляційними системами різних розмірів. Прийнято ділити їх на мікро-, мезо- і макроциркуляційні. Звернення води зазвичай відбувається у формі системи вихорів, які можуть бути циклонічними (маса води рухається проти ходу годинникової стрілки та піднімається) та антициклонічним (з рухом води по ходу годинникової стрілки та вниз). Рухи обох пологів відповідають атмосферним та породжуються хвильовими фронтальними обуреннями. Цикло-антициклонічна діяльність у тропосфері продовжується вниз, в океаносфері локалізована вона, як побачимо нижче, відповідно до атмосферних фронтів та центрів дії атмосфери.

При постійному переміщенні водних мас в одних місцях він сходяться, інші розходяться. Збіжність називається конвергенцією, розбіжність - дивергенцією. При конвергенції вода накопичується, рівень океану підвищується, збільшується тиск та щільність води і вона опускається. При дивергенції (наприклад розбіжності течій) відбувається зниження рівня і під глибинної води.

Сходження та розбіжності можуть бути між рушійною водною масою (наприклад, течією) та берегом. Якщо в результаті дії сили Коріоліса течія підходить до берега, виникає конвергенція і вода опускається. При віддаленні течії від берега спостерігається дивергенція, у результаті якої піднімається глибинна вода.

Нарешті, вертикальна і горизонтальна циркуляція викликається різницею щільностей воли. У середньому лежить на поверхні вона дорівнює 1,02474; зі збільшенням солоності і зниженням температури води вона підвищується, зі зниженням солоності і потеплінням- падає (згадаємо, що 1%о=1 кг солей на 1 т води).

Мікроциркуляційні системи в океані мають форму вихорів циклонічного та антициклонічного характеру діаметром від 200 м до 30 км (Степанов, 1974). Утворюються вони зазвичай вздовж хвильових збурень фронту, в глибину проникають на 30-40 м-коду місцями до 150 м-код і існують кілька діб.

Мезоциркуляційні системи є кругообігами води також цикло- і антициклонічного характеру діаметром від 50 до 200 км і глибиною зазвичай 200-300 м, іноді до 1000 м. Вони виникають на вигинах або меандрах фронтів. Замкнуті кругообіги води формуються і поза зв'язками з фронтами. Їх можуть спричинити вітер, нерівності океанського дна або конфігурація берегів.

Макроциркуляційні системи - це квазістаціонарні системи планетарного обміну вод, які зазвичай називають океанськими течіями.Вони розглядаються нижче.

Структура Світового океану.Структурою Світового океану називається його будова – вертикальна стратифікація вод, горизонтальна (географічна) поясність, характер водних мас та океанських фронтів.

У процесі планетарного обміну речовинами та енергією в атмо- та гідросфері формуються властивості вод Світового океану. Енергія руху води, що приходить із сонячною радіацією, в океан надходить зверху. Звичайно тому, що у вертикальному розрізі товща води розпадається на великі шари, аналогічні шарам атмосфери; їх треба також називати сферами.

Оскільки в геологічне час океан змінювався (а планетарному обміні завжди дотримується динамічне рівновагу), то, очевидно, як і стратифікація океану і горизонтальна циркуляція води (течії) у кожну геологічну епоху мали певні риси.

7. Структура вод Світового океану.

Горизонтальна та вертикальна структура вод Світового океану. Поняття про водні маси та океанічні фронти. Механізми формування водяних мас. Методи виділення водних мас та океанічних фронтів. Трансформація водяних мас. Класифікація водних мас та океанічних фронтів.

Вертикальні структурні зони водної товщі Світового океану. Океанічна тропосфера, океанічна стратосфера.

8. Динаміка вод Світового океану.

Основні сили, що у океані. Океанічні течії: поняття, класифікація. Теорії генези течій у Світовому океані.

Основні циркуляційні системи у Світовому океані. Глибинна циркуляція. Конвергенція та дивергенція. Океанічні вихори.

Виникнення та розвиток хвилювання в океані. Класифікація хвиль. Елементи хвиль. Оцінка рівня вітрового хвилювання. Поведінка вітрових хвиль біля берегів різного типу. Сейші, цунамі, внутрішні хвилі. Хвилі у циклонах.

Основи класичної теорії морських хвиль (теорія хвиль для глибокого моря, теорія хвиль для дрібного моря). Рівняння балансу енергії хвиль. Методи розрахунку вітрових хвиль.

Фізичні закономірності формування припливів. Статична теорія припливів. Динамічна теорія припливів. Класифікація та характеристики припливів. Нерівність припливів. Явлення припливного типу у океані.

9. Рівень океану.

Поняття про рівну поверхню. Періодичні та неперіодичні коливання рівня.

Середній рівень: поняття, види, способи визначення. Гідрометеорологічні причини коливання рівня. Динамічні причини коливання рівня.

Водний баланс Світового океану та його складові.

10. Морські льоди у кліматичній системі.

Фактори освіти та танення морських льодів. Сучасний стан морського крижаного покриву.

Рівняння балансу морських льодів.

Льодовиково-міжльодовикові коливання в плейстоцені. Внутрішньовічні зміни у поширенні морських льодів. Поріг нестійкості. Автоколивання у системі «океан – атмосфера – заледеніння».

Морські льоди як фактор зміни клімату. Морські льоди та атмосферна циркуляція.

11. Система океан-атмосфера.

Загальна характеристика процесів взаємодії океану та атмосфери. Масштаби взаємодії. Радіаційний баланс океану. Теплообмін у системі океан – атмосфера та її климатообразующее значення. Рівняння теплового балансу океану та його аналіз.

Вологообмін у системі океан – атмосфера. Сольовий баланс та його зв'язок з водним балансом. Газообмін у системі океан – атмосфера.

Поняття про гідрологічний цикл. Закономірності формування гідрологічного циклу. Основні рівняння, що описують атмосферну ланку гідрологічного циклу. Динамічна взаємодія океану та атмосфери.

Вплив океану на клімат та погодоутворюючі процеси в атмосфері.

НАВЧАЛЬНО-МЕТОДИЧНА КАРТА НАВЧАЛЬНОЇ ДИСЦИПЛІНИ

розділу, теми

Назва розділу, теми

Кількість аудиторних годин

Кількість годин УСР

Форма контролю знань

Практичні заняття

Семінарські заняття

Лабораторні заняття

Введення у предмет

Усне опитування

Історія океанології та океанологічних досліджень

Усне опитування

Методи океанологічних вимірів

Захист рефератів

Геолого-геофізична характеристика Світового океану

Усне опитування

Морфометричні характеристики Світового океану

Рельєф дна Світового океану

Перевірка розрахунково-графічних робіт

Гравітаційне, магнітне та електричне поля океану.

Перевірка розрахунково-графічних робіт

Фізичні властивості морської води.

Усне опитування

Рівняння стану морської води

Перевірка розрахунково-графічних робіт

Теплові властивості морської води

Усне опитування

Аномалії фізичних властивостей води

Перевірка розрахунково-графічних робіт

Хімічні властивості морської води

Усне опитування

Сольовий баланс Світового океану

Перевірка розрахунково-графічних робіт

Оптичні та акустичні властивості морської води.

Усне опитування

Поширення світла та звуку в морській воді

Усне опитування

Перемішування вод в океані

Усне опитування

Щілесна стратифікація океанічних вод

Усне опитування

Рівень океану

Усне опитування

Періодичні та неперіодичні коливання рівня.

Перевірка розрахунково-графічних робіт

Водний баланс Світового океану та його складові.

Перевірка розрахунково-графічних робіт

Структура вод Світового океану

Усне опитування

Горизонтальна структура вод Світового океану

Перевірка розрахунково-графічних робіт

Вертикальні структурні зони вод Світового океану

Перевірка розрахунково-графічних робіт

Динаміка вод Світового океану.

Усне опитування

Течії у Світовому океані

Перевірка розрахунково-графічних робіт

Основні циркуляційні системи у Світовому океані

Перевірка розрахунково-графічних робіт

Хвилювання у Світовому океані

Перевірка розрахунково-графічних робіт

Методи розрахунку вітрових хвиль

Перевірка розрахунково-графічних робіт

Динамічна та статична теорії припливів

Перевірка розрахунково-графічних робіт

Морські льоди у кліматичній системі

Усне опитування

Рівняння балансу морських льодів

Усне опитування

Система океан-атмосфера

Усне опитування

Рівняння теплового балансу океану та його аналіз

Перевірка розрахунково-графічних робіт

Поняття про гідрологічний цикл та закономірність його формування

Усне опитування

Вплив океану на клімат та погодоутворюючі процеси в атмосфері

Захист рефератів

ІНФОРМАЦІЙНО-МЕТОДИЧНА ЧАСТИНА

Література

Основна

Воробйов В.М., Смирнов Н.П. Загальна океанологія. Частина 2. Динамічні процеси. - СПб.: вид. РДДМУ, 1999. - 236 с.

Єгоров Н.І. Фізична океанографія. - Л.: Гідрометеоздат, 1974. - 456 с.

Жуков Л.А. Загальна океанологія: (Підручник для ВНЗ за спеціальністю «Океанологія»). - Л.: Гідрометеоздат, 1976. - 376с.

Малінін В.М. Загальна океанологія. Частина 1. Фізичні процеси. - СПб.: вид. РДДМУ, 1998. - 342 с.

Нешиба С. Океанологія. Сучасні ставлення до рідкої оболонці Землі: Пер. з англ. - М.: Світ, 1991. - 414 с.

Шамраєв Ю.І., Шишкіна Л.А. Океанологія. - Л.: Гідрометеоздат, 1980. - 382 с.

Додаткова

Алекін О.А., Ляхін Ю.І. Хімія океану. - Л.: Гідрометеоздат, 1984. - 344 с.

Безруков Ю.Ф. Коливання рівня та хвилі у Світовому океані. Навчальний посібник. - Сімферополь, 2001. - 52 с.

Безруков Ю.Ф. Океанологія. Частина 1. Фізичні явища та процеси в океані. - Сімферополь, 2006. - 162 с.

Давидов Л.К., Дмитрієва А.А., Конкіна Н.Г. Загальна гідрологія. - Л.: Гідрометеоздат, 1973. - 464 с.

Долгановський А.М., Малінін В.М. Гідросфера Землі. - СПб.: Гідрометеоздат, 2004. - 632 с.

Доронін Ю.П. Взаємодія атмосфери та океану. - Л.: Гідрометеоздат, 1981. - 288 с.

Доронін Ю.П. Фізика океану. - СПб.: вид. РДДМУ, 2000. - 340 с.

Захаров В.Ф., Малінін В.М. Морські льоди та клімат. - СПб.: Гідрометеоздат, 2000. - 92 с.

Каган Б.А. Взаємодія океану та атмосфери. - СПб.: Гідрометеоздат, 1992. - 335 с.

Лаппо С.С., Гулєв С.К., Різдвяний А.Є. Великомасштабна теплова взаємодія в системі океан-атмосфера та енергоактивні області Світового океану. - Л.: Гідрометеоздат, 1990. - 336 с.

Малінін В.М. Вологообмін у системі океан – атмосфера. - СПб.: Гідрометеоздат, 1994. - 198 с.

Монін А.С. Гідродинаміка атмосфери та океану та земних надр. - СПб.: Гідрометеоздат, 1999. - 524с.

Пері А.Х., Уокер Дж. М. Система океан - атмосфера. - Л.: Гідрометевидав, 1979. - 193 с.

Ейзенберг Д., Кауцман В. Структура та властивості води. - Л.: Гідрометеоздат, 1975. - 280 с.

Перелік використовуваних засобів діагностики

усне опитування,

захист реферату

перевірка розрахунково-графічних робіт,

Зразковий перелік завдань УСР

Тема «Методи океанологічних вимірів».

Завдання 1. Замалювати в робочому зошиті та підготувати короткий опис принципу роботи основних гідрологічних приладів (радіометра, батометра, СТД-зонда, океанологічних манометрів та термометрів, приладів для дослідження морського дна та біологічних досліджень).

«Рейсові спостереження у Світовому океані»,

«Стаціонарні спостереження у Світовому океані»,

"Дистанційні спостереження за Світовим океаном",

«Методи прямих океанологічних вимірів»,

«Методи непрямих океанологічних вимірів»,

«Методи підвищення якості океанологічних вимірів»,

«Основні види обробки океанологічних спостережень»,

«Математичне моделювання океанологічних процесів»,

«Застосування ГІС-технологій для вирішення океанологічних завдань»,

"Бази океанологічних даних".

Тема «Гравітаційне, магнітне та електричне поля океану».

Завдання 1. Побудувати графіки, що відображають залежність електропровідності морської води: а) від солоності; б) від температури; в) від тиску.

Завдання 2. На контурну карту Світового океану завдати осі магнітних аномалій серединно-океанічних хребтів.

Тема "Аномалії фізичних властивостей води".

Завдання 1. Побудувати графіки залежності температур замерзання і максимальної щільності води від солоності і проаналізувати їх стосовно морським і солонуватим водам.

Завдання 2. Самостійно, пропрацювавши літературні джерела, підготувати та заповнити таблицю «Зміна фізичних властивостей води при ізотопному заміщенні».

Тема «Водний баланс Світового океану та його складові».

Завдання 1. Побудувати та проаналізувати таблицю «Середній широтний розподіл складових водного балансу Землі».

Завдання 2. Підготувати у текстовій формі аналіз «Порівняльна характеристика складових водного балансу океанів» (за варіантами: Атлантичний – Тихий, Тихий – Індійський, Атлантичний – Індійський, Північний Льодовитий – Індійський)

Тема "Горизонтальна структура вод Світового океану".

Завдання 1. На контурну карту нанести головні океанічні та динамічні фронти Світового океану.

Завдання 2. За виданим викладачем завданням (за варіантами) здійснити графічний аналіз T,S-кривих океанологічної станції.

Тема "Вертикальні структурні зони вод Світового океану".

Завдання 1. Побудувати графіки розподілу температури та солоності по вертикалі для різних типів стратифікації на основі наданих викладачем даних (за варіантами).

Завдання 2. Проаналізувати географічні типи розподілу температури та солоності по глибині у Світовому океані (за варіантами: тропічний – помірних широт, субтропічний – субполярний, екваторіальний – субтропічний, тропічний – полярний).

Тема «Хвилювання у Світовому океані».

Завдання 1. Замалювати схему «Зміна профілю триоїдальної хвилі з глибиною» та підготувати її аналіз у текстовій формі.

Завдання 2. Самостійно, пропрацювавши літературні джерела, підготувати та заповнити таблицю «Основні характеристики поступальних та стоячих хвиль із глибиною»

Тема «Вплив океану на клімат та погодоутворюючі процеси в атмосфері».

Завдання 1. Підготувати в текстовій формі порівняльний аналіз даних карти «Тепло, яке отримується або втрачається поверхнею океану у зв'язку з дією морських течій» (за варіантами: Атлантичний – Тихий, Тихий – Індійський, Атлантичний – Індійський, Північний Льодовитий – Індійський).

Завдання 2. Підготувати і захистити реферат однією з наступних тем:

1) «Дрібномасштабна взаємодія океану та атмосфери»,

2) «Мезомасштабна взаємодія океану та атмосфери»,

3) «Великомасштабна взаємодія океану та атмосфери»,

4) «Система «Ель-Ніньо – Південне коливання» як прояв міжрічної мінливості системи «океан – атмосфера»,

5) "Реакція системи "океан-атмосфера" на зміну альбедо поверхні суші",

6) «Реакція системи «океан-атмосфера» на зміну концентрації атмосферного СО 2»,

7) «Реакція системи «океан-атмосфера» на зміну співвідношення площ океану та суші»,

8) "Реакція системи "океан-атмосфера" на зміну рослинного покриву",

9) «Теплообмін у системі «океан – атмосфера»,

10) «Вологообмін у системі «океан – атмосфера».

ПРОТОКОЛ УГОДИ НАВЧАЛЬНОЇ ПРОГРАМИ УВО

Назва навчальної дисципліни, з якою потрібне узгодження	Назва	Пропозиції щодо змін у змісті навчальної програми закладу вищої освіти з навчальної дисципліни	Рішення, прийняте кафедрою, яка розробила навчальну програму (із зазначенням дати та номера протоколу)
1. Геофізика			Змін не потрібно Протокол №7 від 23.02.2016 р.
2. Гідрологія	Загального землезнавства та гідрометеорології		Змін не потрібно Протокол №7 від 23.02.2016 р.
3. Метеорологія та кліматологія	Загального землезнавства та гідрометеорології		Змін не потрібно Протокол №7 від 23.02.2016 р.
4. Синоптична метеорологія	Загального землезнавства та гідрометеорології		Змін не потрібно Протокол №7 від 23.02.2016 р.

ДОДАТКИ ТА ЗМІНИ ДО НАВЧАЛЬНОЇ ПРОГРАМИ УВО

на _____/_____ навчальний рік

процесі Основна освітня програма

... дисципліни « Фізичнагеографія материків та океанів» студент повинен: Знати: стан та перспективи розвитку науки, її рольу сучасному науковому знанні ...

Програма

... Атмосфероюназивають газову, повітряну оболонку, що оточує земний куля... чаючу в себе Світовий океан, води суші... Різнікомпоненти міського середовища тіснозв'язані між собою. У процесі їх взаємодії ... йоготворчий саморозвиток. Важлива рольв формуванні ...

	Доповнення та зміни	підстава