Ложе океану

Ложе океану – один з головних елементів рельєфу дна Світового океану. Займає рівень земної поверхні глибиною від 4 тис. до 6-7 тис. м, розташоване між материковим підніжжям і серединно-океанічними хребтами. Складається земною корою океанічного типу, відрізняється слабким виявленням сучасного вулканізму та сейсмічності, невеликими швидкостями вертикальних рухів земної кори подібно платформам материків.

Для ложе океану характерні як позитивні, так і від’ємні форми рельєфу.

До позитивних форм відносяться: серединно-океанічні хребти, підводні плато, окремі підводні гори – гайоти (та підводні вулкани).

Підводні плато – це плоскі, або слабко нахилені підвищення дна океану з відносно рівною поверхнею та значні за площею (Новозеландське, Бермудське).

Гайоти – ізольовані плосковершинні підводні гори, зазвичай вулканічного походження. Вважається, що вирівнювання вершин зумовлене абразією чи денудацією з наступним опусканням давніх вулканічних островів у води океану. Найбільше їх у Тихому океані.

Серединно-океанічні хребти – великі підводні гірські споруди в межах дна океану, здебільшого посередині океанів. Ця гірська система простягається через усі океани. Сумарна довжина біля 75тис. км, ширина до 2000 км, відносна висота 1-3 км. До системи серединно-океанічних хребтів входять Серединно-Атлантичний і Центрально-Індійський (разом з Аравійсько-Індійським хребтом), хребет Гаккеля в Північно-Льодовитому океані, Східно-Тихоокеанське підняття (останнє в структурному відношенні є скоріше океанічним валом). Окремі вершини піднімаються над рівнем океану у вигляді вулканічних островів (Трістан-да-Кун’я, Буве, Св. Олени тощо). Серединно-океанічні хребти характеризуються широким розвитком розривних порушень земної кори, в тому числі значними поперечними розломами і зсувами, активним вулканізмом і високою сейсмічністю. В поперечному перерізі виділяється складне чергування окремих хребтів і знижень. Вздовж головної осі кулі відповідно розташовані короткі відрізки рифтових долин з оголенням на дні ультраосновних порід, що найбільш близькі за складом до речовин мантії. Гіпотеза тектоніки плит припускає, що біля серединно-океанічних хребтів відбувається розсування літосферних плит і нарощування їх за рахунок речовини, яка піднімається з надр.

3.4.3.Донні відклади в океанах і морях

У морській воді є багато різних домішок у вигляді розчинених речовин, колоїдів, завислих часток, живих організмів і продуктів їх життєдіяльності. Ці домішки осідають на дно і формують донні осади, чи донні відклади.

Донні осади, залежно від матеріалу з якого вони утворюються, поділяються на теригенні, органогенні чи біогенні, хемогенні, вулканогенні, космогенні, еолові.

Теригенні відклади – це завислі та донні наноси, які виносяться річками, а також продукти руйнування берегів (абразія). Ці відклади займають одну четверту всієї площі дна океанів. Основна маса теригенних відкладів у Світовому океані представлена мулами: у високих широтах зустрічається голубий мул; у Тихому та Індійському океанах – синій; біля берегів Південної Америки – червоний; біля східного узбережжя США, у берегів о. Поерто-Ріко, півострова Каліфорнія тощо – зелений; чорний – в Чорному морі; сірі мули в вулканічних областях; біля коралових островів – білого кольору.

Органогенні чи біогенні відклади формуються з решток відмерлих планктонних організмів (скелети тварин, черепашки). Найбільш розповсюджені вапнякові та кремнієві відклади.

Вапнякові відклади представлені такими різновидностями: форамініферовими і птероподовими. Основну частину форамініферових мулів складають черепашки планктонних форамініфер і особливо глобигерин. Ці мули в Тихому океані займають 34,4% площі всього дна океану, в Атлантичному – 67,2%, в Індійському – 54,3%. Птероподові мули складені з вапнякових залишків планктонних молюсків птеропод і гетеропод. Ці відклади мало поширені – переважно в Атлантичному океані, в Червоному, Середземному морях, в Тихому океані та в Кораловому морі.

До кремнієвих відкладів відносять діатомові, діатомово-радіолярієві мули та кремнієвогубкові відклади. Діатомові мули – це глибоководні кремнієві біогенні осади, які збагачені опаловими панцирами діатомових водоростей та їх уламків. Найбільш поширені в південних частинах Тихого, Індійського і Атлантичного океанів у вигляді суцільного кільця біля Антарктики, зустрічаються також в деяких затоках (наприклад, в Каліфорнійській). Діатомово-радіолярієві мули – це переважно пелитові мули зі значними домішками теригенного глинистого матеріалу; найбільш поширені в тропічному поясі Тихого та Індійського океанів. Кремнієво-губкові відклади складаються із накопичення уламків “скляних” губок, нерідко виражені пісками; частіше за все зустрічаються на шельфі Антарктики, відомі також в Охотському морі.

Вулканогенні відклади пов’язані з надходженням в океан лави, попелу, вулканічного пилу з вулканів, як на дні океану, так і на суші.

Хемогенні відклади – це результат біохімічних процесів на дні та в придонних водах океану (залізомарганцеві, фосфоритні конкреції, ооліти, глауконітові піски).

Глауконітові піски та мули – це осади різного складу з домішками глауконіту (специфічного матеріалу повторного генезису). Вони зустрічаються на атлантичних та тихоокеанських підводних окраїнах Північної Америки, на підводних окраїнах Південної та Південно-Західної Африки, біля південного узбережжя Австралії та на Новозеландському підводному плато.

Ооліти – складаються із кальциту або арагоніту, вони добре поширені там, де відбувається перенасичення морської води CaCO₃, тобто переважно в теплих морях (на коралових банках Карибського моря, у Каспійському, Аральському морях, Перській затоці, на Сухумському шельфі).

Залізо-марганцеві конкреції – стягнення гідроокисів заліза і марганцю з домішками різних інших сполук, які зустрічаються як включення в червоній глині, рідше в інших глибоководних відкладах і місцями утворюють значні накопичення. Конкреції мають невірну сфероїдальну форму, розміри яких варіюють в межах 1-25 см в поперечнику, але в деяких випадках можуть зустрічатись крупні конкреції наприклад, одна із піднятих з дна Філіпінської улоговини мала вагу до 850 кг.

Космогенні відклади на дні океану представлені в основному космічним пилом, “космічними кульками”, метеоритами.

Червона глина – це глинисті мули коричневого кольору різних відтінків, які залягають на глибинах більше 4 км. Червона глина зустрічається в зоні розвитку карбонатних відкладів, але на глибині, де останні відсутні. Хімічний склад червоної глини: Al₂O₃ – 15,94 %, SiO₂ – 54,48 %, TiO – 0,98%. Важливою особливістю червоної глини є пристосування до них основної маси залізо-марганцевих конкрецій, особливо це відноситься до Тихого океану.

Еолові відклади – це відклади, які принесені вітрами з суші.

3.4.4.Хімічний склад вод Світового океану

О.О.Алекін речовини, які входять до складу морської води умовно поділяє на п’ять груп: головні іони (Cl ^-, SO₄^2-, HSO₃^-, Na⁺, K⁺, Mg²⁺, Ca²⁺), розчинені гази (O₂, N₂, CO₂, H₂S, CH₄ тощо), біогенні елементи (сполуки азоту, фосфору, кремнію та інших елементів), мікроелементи, органічні речовини.

Головні іони - визначають солоність води і складають 99,9 % загальної маси солей у морській воді, причому серед головних іонів на хлористі сполуки натрію і магнію припадає 88,7 %.

Розчинені гази - гази, які утворюються за рахунок обміну з атмосферою, біологічної діяльності у воді та інших процесів.

Біогенні елементи - це сполуки (азоту, фосфору, кремнію та інших елементів), які беруть участь у життєдіяльності організмів.

Мікроелементи - сумарна концентрація яких менша 0,01 % суми головних іонів. У морській воді у найбільших кількостях міститься літій, рубідій, йод, а в найменших - золото та ін.

Органічні речовини - постійно продуктуються в океані у вигляді первинної продукції - зеленої маси рослин, яка споживається, відмирає, розкладається. Це пектинові, гумусові, амінокислоти, вуглеводи, жири.

Забруднювальні речовини (нафтопродукти, феноли, детергенти) - це надходження в океан сторонніх сполук, які не характерні для його природного складу.

3.4.5.Солоність вод Світового океану

Солоність морської води – це сумарне утримання твердих мінеральних розчинних речовин, які утримуються в 1 л морської води (г/кг, ⁰/₀₀).

Солоність морської води визначають за вмістом хлору або за електропровідністю води. Хлорність - це сумарний вміст (у грамах на 1 кг морської води) галогенів (хлору, брому, фтору та йоду) при перерахунку на еквівалентний вміст хлору. Визначається за формулою:

S = 1,80655 Cl (⁰/₀₀)

Солоність зменшується в напрямку від низьких до високих широт. Широтний розподіл солоності води на поверхні Світового океану порушують течії, річки та лід.

Середня солоність вод Світового океану - 35 ⁰/₀₀. До більш солоних відносяться поверхневі води Атлантичного океану (35,4 ⁰/₀₀). Менш солона вода в Тихому (34,9 ⁰/₀₀) та Індійському (34,8 ⁰/₀₀) океанах. Значно опріснена вода верхніх шарів у Північному Льодовитому океані (29 - 32⁰/₀₀,а біля берегів 1 - 10 ⁰/₀₀). З глибиною солоність зростає, але існує дуже складна картина вертикального розподілу солоності.

У високих широтах, особливо в полярних районах, солоність з глибиною ( до 200 м) спочатку зростає досить швидко, а далі солоність практично не змінюється.

У помірних широтах спочатку солоність з глибиною (до 100 м) зростає, потім зменшується. В екваторіальних широтах спочатку солоність з глибиною (до 100 м) збільшується, а потім з глибиною (до 1 500 м) зменшується, досягаючи мінімуму.

3.4.6.Водний баланс Світового океану

Загальне рівняння водного балансу Світового океану має вигляд:

x₀ + y₀ = Z₀ ± D W,

де x₀ - середня багаторічна сума опадів на поверхню океану;

y₀ - середній сумарний багаторічний стік з суші;

Z₀ - середнє багаторічне випаровування з поверхні океану;

± D W - зміна рівня, чи об’єму океану.

Особливості розподілу опадів, випаровування та різниці між ними такі:

- збільшення опадів і випаровування від полярних до низьких широт;

- існування двох зон перевищення випаровування над опадами: тропічний і субтропічний кліматичні пояси;

- існування трьох зон перевищення опадів над випаровуванням: у високих широтах північної півкулі (арктичний і частково помірний кліматичний пояси), у високих широтах південної півкулі (арктичний і частково помірний кліматичний пояси) та в екваторіальних і субекваторіальних кліматичних поясах північної півкулі.

3.4.7.Термічний режим океанів і морів

Світовий океан нагрівається і охолоджується повільно. Основними факторами, які впливають на зміну температури води океанів і морів є:

- надходження тепла від Сонця;

- теплообмін з атмосферою (0,38 млрд. Дж/м³);

- вертикальний теплообмін (надходження тепла з вище і нижче розміщених шарів води);

- приплив тепла в результаті горизонтального переміщення повітряних і водних мас, або адвекції.

Тепловий баланс моря - це сума тепла, яка надходить у воду або витрачається нею в результаті всіх теплових процесів.

Річний хід температури залежить від співвідношення прибуткової і витратної частини теплового балансу протягом року.

Рівняння теплового балансу:

Q + Q_еф + Q_в + Q_т.т + Q_л + Q_ст + Q_о + Q_адв = ±Q _t

де Q - сумарна сонячна радіація;

Q_еф - тепло, яке надходить або витрачається при ефективному випромінюванні;

Q_в - тепло, яке витрачається на випаровування або надходить при конденсації;

Q_т.т - тепло, яке надходить або віддається під час турбулентного теплообміну з повітрям;

Q_л - тепло на льодоутворення або танення;

Q_ст - тепло вод материкового стоку;

Q_о - тепло атмосферних опадів;

Q_адв - тепло внаслідок теплообміну;

±Q _t - різниця між приходом та витратами тепла.

Середня температура води на поверхні Світового океану – 17,4⁰С, Тихого – 19,1⁰С, Індійського - 17⁰С, Атлантичного – 16,9⁰С. Максимальну температуру на поверхні Світового океану має вода в Перській затоці (35,6⁰С).

У північній півкулі температура води на поверхні вища, ніж на відповідних широтах південної півкулі.

Найбільші річні амплітуди (до 3-5⁰С) спостерігаються біля 40⁰ пн.ш і 30⁰ пд.ш, а найменші – в приекваторіальній зоні до (1⁰С).

Сезонні коливання температури в морях зростають з віддаленням від океану. Так, у Чорному морі різниця літньої і зимової температури становить 18-20⁰С.

Добовий хід температури води пов’язаний з відповідною зміною надходження сонячної радіації: максимум через 2,5-3 годин після полудня, а мінімум – перед сходом Сонця. Амплітуда добових коливань температур дуже мала – 0,2-0,3⁰, біля тропіків – 0,3-0,4⁰.

Лінія найвищої температури води (27-28⁰С) називається термічним екватором.

Загальний зональний розподіл температури порушується течіями, річками та льодом. З глибиною температура води в океанах і морях знижується. Тому, глибинні води Світового океану мають температуру значно нижчу ніж поверхневі, за винятком полярних областей і районів океанів, де існує приплив глибинних вод ззовні.

3.4.8.Густина і тиск морської води

Густина морської води - маса води, що вміщується в 1 см³. Для зручності було введено поняття умовної густини, яка визначається за формулою:

δ= (S - 1) х 10³

Питома вага морської води - співвідношення ваги одиниці її об’єму за будь-якої температури до ваги одиниці об’єму дистильованої води за тієї самої температури і визначається за формулою:

r_17,5 = (S - 1) х 10³

Густина морської води залежить від температури, солоності і тиску, тобто від глибини на якій вода знаходиться. Формально цю залежність можна висловити формулою r = f (S, T, p).

Температура найбільшої густини води океану (солоність біля 35 ⁰/₀₀) дорівнює - 3,4⁰С.

В цілому, густина збільшується від екватора до полюсів (до 50 - 60⁰ широт). Густина дещо зменшується в більш високих північних широтах у результаті зменшення солоності.

З глибиною густина води в океанах збільшується (пряма стратифікація), саме цим забезпечується вертикальна рівновага вод. При порушенні прямої стратифікації виникає конвекція і перемішування шарів. Зворотна стратифікація густини - зменшення густини води з глибиною, явище дуже короткочасне. Спостерігається іноді повна однорідність шарів - нейтральна рівновага. В екваторіальній зоні найбільш різке зростання густини з глибиною відмічається на нижній межі верхнього опрісненого і найбільш прогрітого шару до глибини 100 - 200 м. У помірних широтах розподіл густини з глибиною рівномірний, а у високих широтах знову з’являється шар різкого підвищення густини з глибиною - «шар стрибка» - через існування поверхневого опрісненого шару.

3.4.9.Крига в океанах і морях

Площа, які зайнята кригою в Арктиці досягає майже 11 млн.км² (квітень), в Антарктиці - майже 20 млн.км² (вересень).

Льодові голки - кристали чистого льоду завдовжки від 0,5 - 2 см до 10 см.

Сало- змерзання льодових голок між собою і утворення плямки плівок сіруватого кольору.

Внутрішньоводна крига - накопичення льодових кристалів в товщі води або на дні океану.

Сніжура- сніг, що випадає на поверхню моря, ущільнюється і перетворюється в кашоподібну масу.

Нілас – це утворення з сала суцільного тонкого льодового покру завтовшки до 5 см при спокійному морі, має матову поверхню.

Склянка- у розпріснених водах льодовий покрив має вигляд прозорої блискучої кірки.

Млинчаста крига - під час невеликого хвилювання утворюються невеликі крижини у вигляді дисків діаметром 30 - 50 см.

Шуга - під час сильного хвилювання шар сала разом з внутрішньоводною кригою утворюють не моноліт, а кашоподібну кригу.

Молодий лід - рівний лід сірого кольору утворюється з наростанням склянки і ніласу, а також при замерзанні сніжури і млинчастого льоду.

Тороси - утворення нагромадження з уламків крижин на рівній льодовій поверхні в результаті поштовхів або стискування льоду.

Пак- багаторічна крига у високих широтах Арктики.

Стамухи - торосисті льодові утворення, які сіли на мілину і мають великі вер­тикальні розміри. Висота підводної частини стамух - 20 - 25 м, надводної - 10 - 15 м.

Класифікація морської криги

1. За походженням лід океанів і морів поділяється на морський, який безпосередньо утворюється з морської води; річковий, який виноситься в море річковими водами і материковий чи глетчерний, який з’являється в результаті сповзання льодовиків із суші (айсберги) або при відколюванні великих масивів від шельфового льоду узбережжя полярних країн (льодові острови).

2. В залежності від різної стадії розвитку льоду за віком: початкові форми (льодові голки, сало, сніжура тощо); ніласовий (молодий) лід, сірий, білий, однорідний, дворічний, багаторічний (арктичний пак).

3. За характером рухомості лід поділяється на нерухомий (прикріплений до берега, острова - припай, стамухи) і плавучий або дрейфуючий - не зв’язаний з берегами лід, який рухається під дією вітру й течії і поділяється на битий лід і льодові поля. До битого льоду належить крупнобитий (у поперечнику - 20 - 100 м) і дрібнобитий (2 - 20 м). Льодові поля за площею бувають величезні (у поперечнику більше 10 км), великі (2 - 10 км) і дрібні (0,5 - 2 км).

4. Кількість льоду на поверхні моря оцінюється в балах: 10 балів - поверхня, яка повністю покрита льодом; 0 балів - чиста вода; 1 бал - 10 % акваторії зайнято льодом; 5 балів - 50 %.

5. За характером льоду (за класифікацією Назарова В.С., Істошина Ю.І.) виділяються:

- моря з епізодичним льодом - лід у морях буває не щороку, може з’явитись і зникати кілька разів взимку (Північне і Чорне моря);

- моря із сезонним льодом (Охотське, Японське, Біле, Балтійське);

- моря, в яких завжди є лід (Східно-Сибірське, Чукотське, Центральна частина Північного Льодовитого океану, більшість морів Антарктики).

Фізичні властивості морського льоду

Солоність морського льоду - це кількість солей в грамах на 1 кг води, одержаної при його розтоплюванні. Солоність морського льоду залежить від солоності морської води та швидкості льодоутворення. Чим старіший лід, тим менша його солоність. Солоність морського льоду коливається від 0 до 18 ⁰/₀₀, а середні значення - 3 - 8 ⁰/₀₀.

Щільність морського льоду залежить від температури, солоності, пористості льоду та від кількості пухирців повітря, що в нього включені. Щільність чистого прісного льоду - 0,917.

Температура - процес замерзання морського льоду триває до температури - 55⁰С. При цій темпратурі замерзають всі згустки розсолу і утворюється суміш кристалів льоду і солей - кріогідрат.

Евтектичні температури - це температури при яких із розсолу випадають згустки сульфату натрію (- 8,2⁰С), хлориди (- 23⁰С), хлористий кальцій (- 55⁰С).

Механічні властивості морського льоду: пружність, твердість.