Главная страница
Навигация по странице:

  • 14.1. СВОЙСТВА ОКЕАНСКОЙ ВОДЫ

  • 14.2. ДИНАМИЧЕСКИЙ РЕЖИМ МИРОВОГО ОКЕАНА

  • СРС ГД-22вв Омаров М.Б.. Реферат ст гр. Гд22вв Омаров М. Б. Проверил Мерченко И. А. Караганда 2022


    Скачать 102.01 Kb.
    НазваниеРеферат ст гр. Гд22вв Омаров М. Б. Проверил Мерченко И. А. Караганда 2022
    Дата22.11.2022
    Размер102.01 Kb.
    Формат файлаdocx
    Имя файлаСРС ГД-22вв Омаров М.Б..docx
    ТипРеферат
    #805140
    страница1 из 4
      1   2   3   4


    НАО Карагандинский технический Университет имени А. Сагинова

    Кафедра: РМПИ


    Реферат

    Выполнил: ст. гр. ГД-22вв

    Омаров М.Б.

    Проверил: Мерченко И.А.

    Караганда 2022

    Водная оболочка Земли покрывает почти 71 % ее поверхности (362 млн км2), что в 2,5 раза больше площади суши (149 млн км2, или 29 %), так что нашу планету можно назвать океанической. Объем вод океанов и морей оценивается в гигантскую цифру 1,4 млрд км3, тогда как вся гидросфера составляет 1,8 млрд км3. Распределение акваторий океанов таково, что в Северном полушарии, считающемся материковым, суша занимает 39,3 %, а океаны — 60,7 %. В южном, океаническом, полушарии — соответственно 19,1 и 80,9 %.

    Геологическая деятельность океанов и морей осуществляется разными процессами: 1) абразией — разрушением береговых линий волнами, приливами, течениями; 2) переносом разнообразного материала, выносимого реками, образующегося за счет вулканизма, эоловой (ветровой) деятельности, разносимого льдом, а также растворенного вещества; 3) аккумуляцией, или отложением, осадков: биогенных, гидрогенных (эвапоритов, железомарганцевых конкреций), обломочных и космогенных (сферул); 4) преобразованием осадков в породы, или диагенезом и переотложением осадков. Прежде чем рассматривать геологические процессы в океанах и морях, необходимо сказать о свойствах самой водной массы и ее перемещении под действием различных сил.

    14.1. СВОЙСТВА ОКЕАНСКОЙ ВОДЫ

    Огромная масса воды в океанах на разных широтах и разных глубинах отличается по своим свойствам, что придает водной массе расслоенность, или стратифицированность.

    Температура. Вода в океанах прогревается только в поверхностном слое, поэтому лишь 8 % океанских вод теплее +10 °С, а больше 50 % имеют температуру ниже +2,3 °С. Таким образом, океаны в целом холодные (рис. 14.1).

    Температура в океанах с увеличением глубины быстро понижается, особенно в поверхностной зоне, мощностью до 200 м, теплый слой воды как бы плавает над более холодной толщей, которая отделяется от вышележащего слоя зоной резкого, скачкообразного изменения температуры и плотности, называемой термоклином (рис. 14.2). Верхний теплый слой, подверженный воздействию ветровых волн, называют перемешанным слоем, являющимся основным местом процессов фотосинтеза водорослей. На расстоянии по вертикали 100 м Т уменьшается на 10–12 °С. Различают постоянный и сезонный термоклины.

    В поверхностном слое температура изменяется от +30 °С в низких широтах до 0 °С в высоких широтах. Среднегодовая температура воды около +17 °С, но она выше в Северном полушарии (+19 °С), чем в южном (+16 °С). На глубинах примерно 4 км Т составляет от 0 °С до +1 °С, а в придонном слое мощностью 200 м — до –1 °С.

    Плотность вод Мирового океана зависит от температуры, солености и давления, т. е. от глубины. Плотность воды возрастает с глубиной, что определяет стратификацию водной толщи (рис. 14.3). Известно, что при Т = +20 °С плотность пресной воды составляет 1,0 г/см3, а морской воды с соленостью 35 ‰ — 1,025 г/см3. При Т = +2 °С плотность увеличивается до 1,028 г/см3, на глубине 5 тыс. м — 1,050 г/см3, а на глубине 10 тыс. м — 1,077 г/см3 (рис. 14.4).

    На увеличение плотности влияют повышение солености, понижение температуры и возрастание давления. Увеличение плотности воды приводит к ее погружению, что переводит обогащенные кислородом поверхностные воды на более низкий уровень. В Атлантическом океане наименьшая плотность воды наблюдается в районе экватора, а наибольшая — на широтах 60°. Самая высокая плотность океанской воды отмечена вокруг Антарктиды в связи с формированием ледяных полей.

    Соленость Мирового океана — это общее количество растворенного вещества, в основном NaCl. Соленость океанов в среднем 34,69 г/кг, или 34,69 ‰ промилле (частей на тысячу). 75 % всех вод Мирового океана имеют соленость от 34,5 до 35 ‰, но распределяется она неравномерно и зависит от количества выпадающих осадков, испарения, близости устьев крупных рек, таяния льдов и т. д. (рис. 14.5, 14.6). В Красном море соленость на севере равняется 41 ‰. Повышенной соленостью, до 39 ‰, характеризуется Средиземное море в своей восточной котловине. На дне Красного моря, где в современных рифтах выходят нагретые рассолы, соленость достигает 310 ‰. Очень высокой соленостью характеризуются лагуны и заливы, отшнурованные от моря. В то же время моря, в которые впадает большое количество рек, обладают низкой соленостью, особенно вблизи устьев рек. Так, в Каспийском море средняя соленость составляет 12–15 ‰, а в северной части
    3–5 ‰, что обусловлено притоком пресных волжских вод, в заливе Кара-Богаз-Гол соленость равна 164 ‰. В Черном море соленость больше — 17–18 ‰, зато в Балтийском море соленость воды в поверхностном слое не превышает 3–6 ‰.

    Давление в океанских водах возрастает на 1 атм на 10 м глубины. Поэтому в наиболее глубоководных районах океанов давление увеличивается до огромных величин 800–1100 атм.

    Химический и газовый состав морской воды. В океанской воде содержатся практически все химические элементы, но только ионы Na и Cl играют решающую роль (рис. 14.7). Преобладают хлориды (89,1 %), сульфаты (10,1 %), и совсем ничтожную долю составляют карбонаты (0,56 %), а соли, находящиеся в растворе, диссоциируют на анионы и катионы. Океанская вода по своему составу отвечает продуктам эмиссии кислых газов вулканов с образованием гидрохлорноватой, серной, угольной кислот и выщелачивания силикатных пород (МеSi аAlвOс), где Ме — Na, K, Mg, Ca. Остальное — это нерастворимые окислы Si и Al, т. е. глинистые минералы.

    В течение фанерозоя, т. е. примерно за 600 млн лет, состав воды и ее соленость практически не менялись. Это возможно только в том случае, если приток солей равняется их удалению из воды. СаСО3 связывается в известковых скелетах организмов, Si — в опалиновых скелетах, Ме — в новообразованных минералах, S — в сульфидах тяжелых металлов в анаэробных условиях и т. д. В отличие от океанской воды речная вода — это раствор бикарбоната кальция и кремнистой кислоты, т. е. если в морской воде основную долю составляют хлориды, то в речной — карбонаты, свидетельствующие о том, что соленость океана не связана с привносом реками солей.

    Газы, как и соли, растворены в океанской воде. Главными являются кислород, углекислый газ и азот.

    Кислород поступает в воду прежде всего из атмосферы, а также за счет фотосинтеза растений (фитопланктона). Растворимость кислорода в воде уменьшается с повышением температуры, чем объясняется его низкое содержание в приэкваториальной зоне. Зато в высоких широтах наблюдается обогащение кислородом холодных вод.

    При температуре 0 °С вода поглощает кислорода и азота в два раза, а углекислого газа — в три раза больше, чем при температуре +30 °С. При средней солености морских вод в 35 ‰ 1 л воды при давлении 760 мм рт. ст. поглощает кислорода при температуре –2 °С — 8,47 см3, +15 °С — 5,84 см3, а при +30 °С — только 4,50 см3.

    Взаимный обмен кислородом между атмосферой и океанскими водами происходит в связи со сменой сезонов, когда летом океан прогревается, избыток кислорода выделяется в атмосферу, а зимой при охлаждении океана, кислород поглощается из атмосферы и растворяется в воде. Глубоководные слои в океанах обогащаются холодными, тяжелыми, насыщенными кислородом водами, поступающими из высоких широт.

    Углекислый газ в океанской воде находится либо в свободном состоянии, либо в химически связаном — в карбонатах и бикарбонатах. Содержание СО2 в воде составляет около 45 см3/л, причем 50 % его приходится на свободный СО2, а другие 50 % находятся в связанном состоянии. Растворимость СО2, так же как и О, уменьшается с повышением Т. Поэтому в низких широтах, где растворимость СО2 в воде уменьшается, углекислота выделяется в атмосферу, в высоких широтах, наоборот, поглощается. Максимальное содержание СО2 наблюдается в холодных придонных водах, которые растворяют известковые раковины планктонных организмов, не достигающих по этой причине океанского дна. Закономерность содержания СО2 в океанских водах влияет на образование и сохранность карбонатных осадков.

    Сероводород присутствует в морской воде только в тех водоемах, где затруднен обмен воды с открытым океаном, например в Черном море.

    Рассмотрение основных параметров океанской и морской воды показывает, насколько это сложная система, все составляющие которой тесно взаимодействуют между собой. Пожалуй, наиболее важный вывод заключается в установлении факта стратификации, т. е. слоистости океанских вод.

    Поэтому вертикальный разрез океанских вод характеризуется не­однородностью, наличием слоев с разной соленостью, температурой и плотностью, слабо перемешивающихся между собой. Если температурный скачок называется термоклином, то резкое изменение солености — галоклином, а изменение плотности — пикноклином.

    Органические частицы, столь широко распространенные во взвеси верхнего водного слоя, благодаря своему объемному весу, близкому к таковому у океанской воды, задерживаются в термоклине и служат пищей для зоопланктона и бактерий. С другой стороны, более глубинные и холодные воды, богатые фосфатами, не могут пробиться в верхние слои водной массы океана, т. к. для них препятствием служит хорошо перемешанная и теплая вода термоклина. Перечисленные выше свойства морской воды меняются от слоя к слою очень резко, поэтому водные слои могут как бы скользить друг по другу, а вода при этом перемещается на большие расстояния.

    14.2. ДИНАМИЧЕСКИЙ РЕЖИМ МИРОВОГО ОКЕАНА

    Вода океанов и морей находится в непрерывном движении. Эта циркуляция в поверхностных и глубинных зонах носит различный характер и определяется разными факторами.

    Поверхностная циркуляция зависит в основном от ветров нижней атмосферы, влияющих на перемещение воды в самом верхнем слое. Характер циркуляции обусловлен перемещением атмосферы и вращением Земли (рис. 14.8).

    Поэтому в средних и низких широтах Северного полушария ветры образуют круговорот воды по часовой стрелке, а в Южном — против. Это главные океанские антициклонические круговые течения (рис. 14.9), которые не меняются от временного изменения направления ветра, т. к. обладают огромной инерцией. Только в северной части Индийского океана течения меняются из-за смены летнего и зимнего муссонов. Наиболее мощное течение — это циркумполярное, окружающее Антарктиду кольцом и перемещающееся с запада на восток с расходом воды 200 ⋅ 106 м3/с, тогда как у других течений эта величина составляет (15–50) ⋅ 106 м3/с, кроме Гольфстрима: 100 ⋅ 106 м3/с (рис. 14.10). Круговые течения в океанах особенно сильны и узки по ширине в западной половине круговорота и более расплывчаты в восточной. Они служат переносчиком тепла. Нагреваясь около экватора в Северном полушарии, вода переносит тепло далеко на восток, пример тому — Гольфстрим.

    Все круговые течения с их асимметрией обусловлены вращением Земли с запада на восток. В 1835 г. Ж. де Кориолис установил влияние вращения Земли на движущуюся жидкость, которое в его честь было названо ускорением Кориолиса (рис. 14.11).



    Суть этого влияния заключается в том, что направление вращения Земли в Северном и Южном полушариях имеет различную ориентацию, если смотреть с Северного и Южного полюсов соответственно. С Северного — против часовой стрелки, с Южного — по часовой. Неподвижное тело на экваторе вращается со скоростью 1670 км/ч, при длине окружности 40 тыс. км. По направлению к полюсам скорость вращения уменьшается, и на полюсах она равна 0. Поэтому, чтобы выполнить закон сохранения количества движения, необходимо, чтобы частица, движущаяся от экватора к полюсу, смещалась к востоку по сравнению с неподвижными частицами, а от полюса — к экватору к западу,
    т. е. они отклоняются вправо по отношению к направлению движения. В Южном полушарии их движение будет, естественно, противоположным. Несмотря на то что ускорение Кориолиса мало — 1,5 · 10–4 V sinφ см/с2, где V — скорость, а φ — широта, его влияние на воды океана и атмосферу очень велико, т. к. ускорение Кориолиса действует в горизонтальной плоскости. Поэтому ускорение Кориолиса играет важную роль в движении океанских вод.

    Так как вода в океанах стратифицирована, то даже небольшие различия в ее плотности приводят воду в движение, и сразу же она подвергается влиянию ускорения Кориолиса. Течения, где градиент давления, т. е. перепад плотностей, соответствует ускорению Кориолиса, называют геострофическими (плотностными). Обычно они направлены вдоль зон воды с разной плотностьюВрезультате нагона воды из-за дующих ветров и течений уклон поверхности воды может до­стигать 1 м на 100 км. Такое явление наблюдается в поперечном сечении Гольфстрима.

    Течения, вызванные деятельностью ветра, уменьшают свою скорость с глубиной ввиду трения слоев в водной толще. На поверхности океана вода не движется точно по направлению ветра, а с действием ускорения Кориолиса течение будет направлено под углом 45° к направлению ветра, причем чем глубже расположен слой воды, тем отклонение от направления ветра будет больше. Подобная закономерность была установлена в 1902 г. В. В. Экманом и получила наименование спирали Экмана.

    Апвеллинг представляет собой очень важное явление и заключается в подъеме воды в океанах с уровня термоклина или более глубоких слоев воды в силу разных причин. Это и ветер, сгоняющий теплую воду с поверхности; и действие ускорения Кориолиса; и конфигурация береговой линии; и разница в плотности воды (рис. 14.12). Значение процесса апвеллинга заключается в выносе к поверхности вод, относительно богатых разнообразными питательными веществами, обогащающими поверхностные слои компонентами, увеличивающими биопродуктивность. Поэтому апвеллинг, помимо других факторов, контролирует тип биогенных осадков: карбонатных, кремнистых, фосфатных. С апвеллингом связана низкая температура воды у побережий Калифорнии и Южной Америки, Северо-Западной и Юго-Западной Африки. В этих случаях важную роль играют пассаты, которые, дуя с востока на запад, постоянно сдувают нагревающийся поверхностный слой воды, а на смену ему поднимаются холодные глубинные воды.

    Глубинная циркуляция отличается от поверхностной тем, что ее движущей силой является разница в плотности вод, обусловленная их охлаждением в высоких широтах, опусканием в придонные глубоководные области, а на смену этим холодным водам из низких широт поступают более нагретые воды. Так осуществляется глубинный круговорот, а придонные течения со скоростями 1–5 см/с были открыты в 1960 г. Основными поставщиками холодных придонных вод являются районы Северной Атлантики, и особенно Антарктиды (рис. 14.13). Холодные плотные воды, сформировавшиеся вокруг Антарктиды около 15 млн лет назад, составляют почти 60 % всех вод Мирового океана, достигая примерно 45° с. ш. в Тихом и Атлантическом океанах. А само Циркум-Антарктическое течение зародилось в раннем кайнозое при разделении Австралии и Антарктиды и возникновении пролива Дрейка между Южной Америкой и Антарктическим полуостровом. Эти воды богаты кислородом и обладают температурой +2...+3 °С. В их образовании большую роль играют морские льды соленостью не более 30 ‰. Следовательно, подледная вода становится солонее и плотнее, опускается на дно и движется в низкие широты. Так как придонные течения следуют вдоль линий равной глубины — изобат, их называют контурными течениями и они обычно двигаются вдоль рельефа дна, а не перемещаются поперек придонных поднятий.

    Описанные выше течения, вызванные разными причинами, местами движутся навстречу друг другу, и тогда возникают зоны конвергенции. Когда же течения как бы расходятся в разные стороны, образуются зоны дивергенции, которые благодаря подъему холодных плотных вод, обогащенных кислородом, в свою очередь, богаты биогенным веществом, что определяет характер осадконакопления в этих зонах. Хорошо известен экваториальный апвеллинг, вдоль которого наблюдается высокая биопродуктивность.

    Приливы и отливы. Уровень океана в течение суток не остается постоянным. Он периодически то повышается, то понижается. Приливные силы возникают из-за действия масс Луны и Солнца на частицы воды в океанах. Луна расположена ближе к Земле, поэтому ее влияние на Землю больше, чем Солнца с его неизмеримо большей массой. Двойная система Земля — Луна вращается вокруг оси, находящейся на расстоянии 0,73 радиуса Земли от ее центра. Силы притяжения различных частиц Земли Луной не совсем одинаковые, т. к. частица в точке экватора, обращенной к Луне, притягивается сильнее, чем частица, расположенная на противоположной стороне экватора. Следовательно, приливообразующая сила — это разность сил притяжения Луны или Солнца в любой из точек на поверхности и в ее центре.

    Земля вращается вокруг своей оси значительно быстрее, чем Луна вокруг Земли. Поэтому два приливных «горба» движутся по поверхности Земли в направлении, противоположном ее вращению. Это не только вызывает морские приливы, но и приводит к торможению вращения Земли. Так как суммарный момент количества движения в системе Земля — Луна остается неизменным, то Луна должна отдаляться от Земли, что и происходит.

    Приливы достигают наибольшей величины в новолуние и полнолуние, т. е. когда Земля, Луна и Солнце находятся на одной прямой (рис. 14.14). Это положение называется сизигеем, и при нем воздействия Солнца и Луны на Землю суммируются и возрастают. В то же время, когда Луна находится в первой или последней четверти, т. е. линии Земля — Луна и Земля — Солнце образуют прямой угол, приливы минимальны. Так возникает полумесячное неравенство приливов.

    Высота приливов в открытом океане крайне мала, около 1 м, но эти движения охватывают всю водную толщу. Вблизи побережий, в зоне мелководного шельфа или в узких заливах, эстуарий рек высота приливов увеличивается, достигая 18 м на северо-восток Канады или в Пенжинской губе (эстуарии) северной части Охотского моря (

    13 м), а в Черном море приливно-отливные колебания захватывают всего лишь 10 см.

    Движение волн. Океанские и морские волны характеризуются круговыми движениями частиц воды, причем верхняя часть круга движется по направлению движения волны, а нижняя — в противоположную (рис. 14.15).

    Но каждая частица воды, хотя и движется по орбитам с равными радиусами, но имеет некоторый сдвиг по фазе с небольшим запаздыванием по отношению к предыдущей фазе. Поэтому волновой профиль смещается в направлении действия ветра, и скорость этого смещения носит название фазовой скорости волны.

    К элементам волны относятся: скорость — С, период — τ, длина — L, высота — Н.

    T = L/С или L = С τ, а Н определяется величиной энергии, передаваемой от ветра воде. Периодом волны называется время, за которое волна проходит расстояние, равное длине волны, ее фронтом — линия, проходящая вдоль гребня волны. В открытом океане при нормальном ветре высота волн бывает от 0,3 до 5 м, а при сильном шторме в
    9 баллов — до 15 м. В северной части Тихого океана в 1933 г. наблюдалась волна высотой в 34 м. Во время цунами — образования волн вследствие землетрясения — высота волны у берега может достигать 30–40 м, а в 1971 г. у островов Рюкю в Японии высота волны цунами достигла фантастической величины 85 м! Большинство океанских волн имеет длину 50–450 м при скорости от 25 до 90 км/ч на глубокой воде.

    Круговые движения частиц воды в волне быстро уменьшаются с глубиной и постепенно сходят на нет на уровне, соответствующем половине длины волны. Таким образом, волновыми движениями затрагивается только самая поверхностная часть водного слоя, хотя существуют плохо изученные внутренние волны в термоклине.

    Поведение волн в прибрежных районах резко отличается от такового в открытом океане. Как только глубина воды становится меньше четверти длины волны, последняя касается дна и круговые движения частиц воды становятся эллипсоидальными, уплощаясь ко дну, а на самом дне движения осуществляются только назад-вперед и скорость волны у дна резко замедляется. Скорость гребня волны опережает скорость в ее подошве, длина волны уменьшается, но сразу увеличиваются ее высота и крутизна склона, обращенного к берегу (рис. 14.16). Верхняя часть волны забурунивается и опрокидывается на ее передний склон, который всегда используют любители виндсерфинга, скользя с него, как с горы.

    Наконец волна всей тяжестью гребня обрушивается на отмелый берег, таща за собой песок и гальку и формируя широкую полосу пляжа. Если волна подходит к приглубому берегу, то она всей своей массой ударяет в береговую кромку или обрыв, разрушая его.

    Нельзя не упомянуть о таком явлении, как нагон воды при сильных и длительно дующих в сторону суши ветрах в районах низменных побережий. При таких процессах вода как бы сдувается с поверхностного слоя и перемещается, создавая подъем уровня. Так, с нагонами связаны наводнения в Санкт-Петербурге, когда ветер дует с запада на восток вдоль Финского залива. В Мексиканском заливе высота нагонных волн достигает 5 м, в Бенгальском — 6, в Северном Каспии — 2–3 м.

    Такие колебания уровня воды, охватывающие все море целиком, называются сейшами. Они особенно типичны для внутриматериковых морей, таких как Балтийское, Азовское, Черное. Высота сейш в последнем достигает 60 см.

      1   2   3   4


    написать администратору сайта