Лекции по естественной географии

| Категория реферата: Рефераты по географии
| Теги реферата: реферат роль, сочинение на тему зимой
| Добавил(а) на сайт: Antonina.

Континентальный склон характеризуется крутым погружением дна, достигающим 15о и более. На западном побережье п-ва Флорида (рис.4), например, начало континентального склона четко фиксируется на карте по сгущению изобат. Переход от континентального склона к абиссали обычно выражен хуже - продукты эрозии склона образуют зону континентального подножья, расположенную на глубинах от 2 до 5 км. Крутизна континентального склона способствует его интенсивной подводной эрозии, в результате которой перегиб шельфа и поверхность склона сильно изрезаны. Характерной формой рельефа склона являются каньоны - глубоко врезанные долины с крутыми склонами. Часто они являются продолжениями рек. Так, каньон р.Конго (рис.5) начинается в ее эстуарии и прослеживается до глубины 4 км. В устье каньона имеется конус выноса площадью в несколько десятков тысяч квадратных километров.

С разрушением (оползанием) склонов связаны также мутьевые потоки, выносящие к подножью массы осадков, называемых турбидитами.

Океаническое ложе, включающее континентальное подножье и абиссальные равнины, занимает наибольшую часть площади Мирового океана. Характерные формы рельефа здесь - это обширные котловины и протяженные срединно- океанические хребты. Система срединно-океанических хребтов протягивается через все океаны на 60000 км.

Рельеф поверхности дна морей и океанов неоднороден; в нем, как и на материках, различают горы, возвышенности, равнины, плато. В рельефе различают как линейные, так и мозаичные (изометричные) структуры. Отдельно стоящие подводные горы, чаще всего встречающиеся на абиссали или у подножья континентального склона, имеют вулканическое происхождение - это потухшие подводные вулканы. Если вершина вулкана поднималась над поверхностью океана, то она подвергалась эрозии и становилась плоской. При повторном опускании под уровень океана вулканический остров превращался в подводную гору с плоской поверхностью, которая называется гайотом.

Срединно-океанические хребты образуются в дивергентных зонах океанического дна, т.е. в местах его растяжения (спрединга). Это вызывает образование глубинных разломов, приток глубинного мантийного вещества к поверхности океанов и образование новой коры. Поэтому районы срединно- океанических хребтов называют также конструктивными зонами. Вдоль всех срединных хребтов встречаются многочисленные действующие подводные вулканы и гидротермальные проявления. Вулканическая и гидротермальная деятельность срединных хребтов ярко иллюстрируется в Исландии, где Срединно-
Атлантический хребет выходит на сушу (рис.6). Характерными формами срединно- океанических хребтов являются рифтовые долины и трансформные разломы.
Центральная, наиболее приподнятая часть хребта обычно бывает рассечена глубокой продольной долиной, образованной разрывами и протягивающийся вдоль всего хребта - эта долина и называется рифтовой. Сегменты хребта по простиранию смещены на значительные расстояния вдоль поперечных, или трансформных разломов. Их протяженность измеряется тысячами км.

Наиболее погруженной частью Мирового океана является область глубоководных желобов, занимающая всего 0,9% площади океанов. Основная часть этих впадин приурочена к периферии Тихого океана и генетически связана с конвергентными зонами, т.е. с зонами, в которых происходит
«сдвижение» океанских плит. Это сдвижение сопровождается субдукцией
(пододвиганием) океанической плиты под континентальную, т.е. в этих зонах происходит поглощение океанической коры и ее постепенное преобразование в континентальную кору. У основания зон субдукции образуются глубоководные желоба, состоящие из отдельных очень глубоких впадин. Самой глубокой известной впадиной является впадина Марианского желоба, открытая в 1954 году в одном из рейсов научно-исследовательского судна Академии наук
«Витязь». Ее глубина составляет 11022 м. Над зонами субдукции располагаются хотя и надводные, но относящиеся к океаническим структурам - островные дуги. Земная кора в островных дугах имеет океанический облик, что и позволяет их относить скорее к океанам, чем к континентам.

К основным физико-химическим свойствам Мирового океана относятся температура, плотность, химический состав, теплоемкость и др.

Океаны холодные. Вода в них прогревается только у самой поверхности, а с глубиной она становится все холоднее и холоднее. Только 8% вод океана теплее 10оС, более половины холоднее 2,3оС. Можно сказать, что по особенностям температуры океан представляет собой холодную массу воды с тонким более нагретым слоем у поверхности. Поверхностная «пленка» воды в тропиках теплее, чем в более высоких широтах. С глубиной температура изменяется неравномерно. Термометр, миновав теплый поверхностный слой воды, обычно регистрирует резкое понижение температуры. Такое распределение характерно для большей части океана: прогретый поверхностный слой с довольно однородной температурой сменяется областью резкого ее падения, которая отделяет его от холодных вод океана. Поверхностный слой часто называют слоем перемешивания, а область быстрого изменения температуры - термоклином (рис.7). Поскольку в тропиках поверхностный слой теплее, чем в высоких широтах, а глубинные воды везде однородно холодные, то характер термоклина меняется с глубиной. Самые мощные термоклины наблюдаются в тропиках. В некоторых глубоководных районах океана, особенно во впадинах и желобах, температура с глубиной медленно возрастает (рис.8). В какой-то мере это вызвано прогревом воды глубинным тепловым потоком из недр Земли.
На графиках как функция глубины показаны: ход температуры (Т), измеренной in situ, и ход потенциальной температуры ((), т.е. температуры, которая должна была бы наблюдаться у поверхности океана, если частицу воды со дна при адиабатических условиях перенести к поверхности. Поясним это явление.
Для воды с глубин в несколько тысяч метров различия между температурой in situ и потенциальной температурой составляют несколько десятых долей градуса. Поскольку для изучения процессов в придонных слоях воды океанологам нужно знать температуру до сотых долей градуса, эта разница в температуре имеет решающее значение. Она обусловлена сжимаемостью морской воды под давлением. Так, если 1 м3 с поверхности опустить на глубину 5 км, где давление в 500 раз выше атмосферного, то этот объем уменьшился бы на
2%. Более того, при сжатии температура воды повысилась бы почти на 0,5оС, поскольку в этом процессе обмена теплом с окружающей водой не происходит.
Такой процесс называется адиабатическим. В глубоководных впадинах различие между потенциальной температурой и температурой in situ особенно примечательно. Если в распределении потенциальной температуры с глубиной наблюдается максимум у дна, то можно говорить о наличии аномального прогрева слоя придонных вод за счет поступления глубинного тепла. Этот признак позволяет в некоторых случаях определять факт разгрузки термальных вод на океанское дно.

Плотность воды находится в тесной зависимости от температуры и солености; она повсеместно возрастает с глубиной. Средняя плотность поверхностных вод Мирового океана при Т=20оС и солености 35( составляет
1,02474 г/см3 (она выше плотности речных вод). Охлаждаясь, вода тяжелеет.
При той же солености, но при Т=2оС ((1,028 г/см3. Давление с глубиной возрастает примерно на 104 Па (0,1 атм.) при погружении на каждый метр.
Давление также увеличивает плотность воды. На глубине 5 км плотность уже составляет 1,050 г/см3.

На больших глубинах, в связи с высоким давлением, усиливается растворяющее действие воды, поэтому попадающие туда из верхних слоев воды минеральные тела и органические остатки в той или иной степени растворяются и исчезают.

Океанские воды характеризуются определенным химическим составом и соленостью (табл.2). Соленый вкус - самая характерная особенность морской воды. Большая часть растворенного в морской воде вещества составляет хлористый натрий. Перепад в концентрации соли между солеными водами океана и солоноватыми водами устьевых участков рек и болот на побережье морей характеризуется резко выраженными фаунистическим и флористическими границами. Соленость представляет собой общее количество растворенного в морской воде вещества. Если говорить точнее, то соленость следует понимать как «общее количество твердых веществ в г/кг морской воды при условии, что все карбонаты переведены в оксиды, бром и йод замещены хлором и все органическое вещество окислено». Обычно соленость в океанах составляет
34,69 г/кг, или 34,69(. В зависимости от ряда условий (сильная испаряемость воды, ее опреснение, большой привнос солей речными водами, изолированность от океана) соленость воды может быть выше или ниже нормальной. Так, в
Красном море (под влиянием сухих ветров и сильного испарения) соленость воды составляет 41-43(, в Средиземном море - 37-39(, в Балтийском море у проливов 20(, а в Финском заливе вблизи устья Невы - всего 2(.

Воды океана содержат почти все известные химические элементы и их изотопы. Общее количество солей, растворенных в воде океанов, составляет
5(1016 т. Мировой океан постоянно пополняется солями, преимущественно за счет их выноса материковым стоком. Ежегодно реки выносят в океан примерно
2,5(109 т солей. Потери же соли в океане происходят при испарении (когда соль выпадает в осадок) и разбрызгивании воды под действием приливной деятельности в береговой зоне.

Солевой состав океанических и речных вод

Таблица 2
|Химические вещества |Воды океанов, |Речные воды, |
| |% |% |
|Хлориды - NaCl, MgCl2 |88,7 |5,2 |
|Сульфаты - Mg(SO4), Ca(SO4), K2(SO4)|10,8 |9,9 |
|Карбонаты - Ca(CO3) |0,3 |60,1 |
|Прочие вещества |0,2 |24,8 |

Карбонаты, кремнезем и некоторые другие вещества широко извлекаются из воды морскими организмами на построение скелета. Поэтому солевой состав океанических вод резко отличается от состава речных вод (см.табл.2).

В табл.3 приводится концентрация отдельных компонентов (элементов) солей океанической воды.

Примерно до 1955 г. соленость измеряли, определяя количество ионов хлора в единице массы воды. Полученное таким образом значение «хлорности»
(Cl) вводили в эмпирическую формулу для расчета солености (S):
S=1,80655(Cl. Эта формула исходит из допущения, что относительное содержание различных солей, растворенных в морской воде, постоянно.
Многочисленные анализы показывают, что, за исключением незначительных отклонений в концентрации кальция, это действительно так. Указанная зависимость остается верной примерно до значения (0,002( общей солености; этим же значением ограничивается точность метода химического анализа путем титрования.

Компонентный состав океанской воды

Таблица 3.
|Компонент |Концентрация |Компонент |Концентрация |
| |(г/кг) | |(г/кг) |
|Хлор |19,353 |Бикарбонат |0,142 |
|Натрий |10,760 |Бром |0,067 |
|Сульфат |2,712 |Стронций |0,008 |
|Магний |1,294 |Бор |0,004 |
|Кальций |0,413 |Фтор |0,001 |
|Калий |0,387 | | |

Соленость приходится определять очень тщательно, т.к. ее величина мало изменяется на огромных морских просторах, за исключением некоторых изолированных внутренних или окраинных бассейнов, часть из которых упомянута выше. Тем не менее считается, и не без основания, что небольшие различия в солености вод контролируют направления и скорость их циркуляции.
Например, соленость придонных вод в Тихом океане меняется примерно от
34,70( в южной части до 34,68( к 40ос.ш. Это небольшое изменение поддается объяснению, если предположить, что придонная вода движется в северном направлении и разбавляется менее соленой водой из вышерасположенных слоев.

Морской лед, в отличие от морской воды, имеет принципиально иную соленость, что объясняется спецификой образования морского льда. Как известно, температура замерзания понижается по мере увеличения солености. В диапазоне солености от 30 до 35( точка замерзания меняется от -1,6оС до
-1,9оС. Механизм образования морского льда можно представить как замерзание пресной воды с вытеснением солей в ячейки морской воды внутри толщи льда.
Когда температура достигает точки замерзания, образуются ледяные кристаллы, которые «окружают» незамерзшую воду. Незамерзшая вода обогащается солями, вытесненными кристаллами льда, что приводит к дальнейшему понижению точки замерзания воды в этих ячейках. Если кристаллы льда не полностью окружат обогащенную солями незамерзшую воду, она будет опускаться и смешиваться с нижележащей морской водой. Если процесс замерзания растянут во времени, то почти весь обогащенный солями рассол уйдет из льда и его соленость окажется близкой к нулю. При быстром замерзании большая часть рассола захватится льдом и его соленость будет почти такой же. Как и соленость окружающей воды. В большинстве случаев соленость морских льдов находится в диапазоне от 2 до 20(, причем более старый лед имеет в среднем более низкую соленость. Причина этого состоит в том, что опреснению старого льда способствовало неоднократное таяние и замерзание при изменениях температуры воздуха. При достаточно низкой температуре начинает кристаллизоваться сам раствор солей. Na2(SO4) кристаллизуется при -8,2оС, а NaCl - при -23оC.

Прочность морского льда из-за сложной картины распределения солевых ячеек и его частично двухфазного состава в три раза уступает прочности пресноводного льда той же толщины. Однако старый морской лед с очень низкой соленостью или лед, образовавшийся при температуре ниже точки кристаллизации хлорида натрия, не уступает по прочности пресноводным льдам.

Кроме солей, в воде растворены и некоторые газы: азот, кислород, углекислый газ и др. Между гидросферой и атмосферой в планетарном масштабе существует постоянный газовый обмен и динамическое равновесие. Но соотношение между газами в водах Мирового океана и атмосферы далеко не одинаковое. Так, в водах азота в два раза меньше, чем в атмосфере, а кислорода в 1,4 раза больше. Это объясняется лучшей растворимостью в воде кислорода, чем азота. Насыщенность вод газами в значительной мере зависит от температуры: чем выше температура воды, тем ниже растворимость газов. По этой причине воды высоких широт более насыщены газами. Газовый состав океанских вод зависит также от циркуляции вод, жизнедеятельности организмов, биохимических процессов, подводного вулканизма, ветрового перемешивания воды и прилегающих слоев атмосферы. В застойных бассейнах или в тех частях толщи воды, где циркуляция ее ослаблена или полностью отсутствует, содержание кислорода резко уменьшается, начинают проявляться восстановительные процессы, что приводит к образованию сероводорода.
Примером зараженного сероводородом бассейна может служить Черное море, где ниже 170 м и до самого дна сероводород содержится во всей массе воды.

Циркуляция океанских вод зависит главным образом от двух факторов: плотности воды и влияния ветра. Более плотные массы воды высоких широт направляются к низким широтам. Вместе с тем, пассатные и другие ветры создают огромные теплые и холодные течения, прибойные волны. Морские волнения могут ощущаться в общем до глубины 200 м, а высота волн достигает
10 и более метров. Вблизи побережья волны, вследствие их трения о дно опрокидываются на берег, образуя прибой.

Теплые течения, возникающие в районе действия пассатов, оказывают большое влияние на температурный режим океанских вод, миграцию организмов, отложение и вынос осадков. Одним из наиболее теплых и замечательных течений в океане является Гольфстрим, берущий начало в Мексиканском заливе. «В океане течет река. Она не пересыхает в самые жестокие засухи и не переполняется во время самых сильных наводнений. Ее берега и дно образованы холодной водой, а сама она теплая». Этими словами начинается описание
Гольфстрима в классической работе Фонтена Мори «Физическая география океана и его метеорология»[1]. Немного более ста лет спустя Генри Стоммел в работе
«Гольфстрим»[2] охарактеризовал его более точно, но менее поэтично, как пограничное течение между теплыми солоноватыми водами Саргассова моря и холодными плотными водами континентального склона. Около Флориды температура вод этого течения до глубины 1500 м достигает 20оС. Скорость его достигает 220 км/сутки. Огибая Саргассово море с юга, Гольфстрим пересекает Атлантический океан, достигает берегов Ирландии и
Великобритании, течет вдоль берегов Норвегии, а затем раздваивается и направляется к Шпицбергену и в Баренцево море. Благодаря притоку относительно теплых вод Мурманский порт не замерзает круглый год, а расположенный южнее С.-Петербургский порт замерзает на несколько месяцев.