Основные физические cв-ва морской воды

Температура поверхностных вод океана тесно связана с климатической зональностью. Среднегодовая температура в высоких широтах изменяется от 0 до -1,8-2,0 oС и достигает максимального значения порядка 25-28 oС (31 oС) близ термического экватора. В то же время температура воды изменяется с глубиной, достигая в придонных частях 2-3 oС, а в полярных областях опускается даже до отрицательных значений порядка -1- -2 oС.

Давление и плотность. Гидростатическое давление в океанах и морях соответствует весу толщи воды. Наибольшей величины оно достигает в глубоководных желобах и в котловинах ложа Мирового океана. Плотность морской воды в среднем составляет примерно 1,025г/см3, в холодных полярных водах она увеличивается до 1,028, а в теплых тропических уменьшается до 1,022 г/см3. Такие колебания обусловлены изменением солености, температуры и давления.

Происхождение и геологическая история мирового океана

570 млн. лет назад существовал суперконтинент Пангея, которая потом распалась на Гондвану и Лавразию, и имелся глобальный океан - Пангалаи.

При разъединении Пангеи два материка разделились океаном Тетиса.

Затем начался распад Гондваны и 65 млн. лет назадплиты открыли 3 океана – теория дрейфа литосферных плит. При расхождении плит выходтло мантийное в-во – магма, кторая остывала в океане, на глубине 1 км и образовывала рифты.

Температура воды в океанах. Простр-во и вертик. измен.

 

Температура зависит от баланса лучистой энергии,

от общего кол-ва солнечной энергии, которая приходит и уходит.

R = (Q +q)(1-L(альфа) – I(потери)

Процессы переноса тепла: 1. длинноволновое излучение

2. испарение

3. теплопроводность

Океаны холодные, нагревается только поверхность.

Tср = 17.4 С (пов-ть); в Сев. Полушарии теплее чем в Южном.

Термический экватор находится севернее земного.

Климатические сезоны сдвинуты примерно на месяц вперёд.

С глубиной температура понижается. 8% воды теплее 10С

Океан теплее атмосферы на 23 градуса (вода=17С, атм..= -17С).

Перенос тепла – течения и ветра из-за неравномерного нагревания.

 

По вертикали температура изменяется неравномерно.

(график зависимости от глубины: наверху тепло, потом термоклин

а потом понижается с глубиной).

 

Масштабы изменчивости температуры:

1. мелкомасштабные
2. глобальные
3. синоптические
4. сезонные изменения
5. суточная изменчивость

Донные отложения

Морские отложения, донные осадки современных

и древних морей Земли. Преобладают над континентальными

отложениями, слагая более 75% общего объёма осадочной

оболочки материковой земной коры. Формирование Морских

отложений началось с появлением первых морей в архее или

в ещё более отдалённом геологическом прошлом, около

3,5—4 млрд. лет назад, и происходило в течение всей

геологической истории. Ископаемые Морские отложения

превращены процессами диагенеза в осадочные горные породы

. К Морским отложениям относятся большинство известняков,

доломитов, мергелей и кремнистых пород, значительная часть

глин и аргиллитов, алевролитов, песчаников, конгломератов,

а из полезных ископаемых — многие железные и марганцевые

руды, большинство фосфоритов, горючие сланцы.

Из поступающего на дно водоёма осадочного материала

разного происхождения образуются основные типы

Морские отложения — терригенные, биогенные, хемогенные

и вулканогенные, а также различные их сочетания.

В зависимости от глубины, удалённости берега, форм рельефа

дна, течений, условий обитания осадкообразующих организмов

и др. факторов в пределах отдельных морских бассейнов

существуют одновременно разнообразные обстановки

осадкообразования, в которых развиваются разные фации

морские отложения.

Массы морских отложения, их состав и распределение

на поверхности Земли зависят в первую очередь от

тектонического режима и климатических условий.

Состав Морских отложений закономерно связан с клим. зон-ю.

18.1Солёность в океанах. Простр-е и вертик-е изм-я

Солёность – масса всех твёрдых минеральных

растворённых веществ в 1000 г морской воды,

при условии что Br и I замещены эквивалентным кол-вом Cl

. S – зависит от испаряемости и осадков

So = Sz + k(E-P) гдеK – степень перемешивания вод.

Солёность в Сев. Полушарии < чем в Южном

(из-за большего речного стока)

Min S – экватор, прибрежные, внутренние моря,

С-Л океан. По вертикали изменения только

в верхнем слое (изохалинно – 1 км)

Всего соли m = 49*10^5 т (150 м слой)

Галоклин – слой, где солёность резко меняется.

Ниже – слабосолёная толща вод - абиссаль

18.2 Строение конт. и океанич. коры.

В строении континентальной коры выделяют

три геологических слоя: осадочный чехол, гранитный,

и базальтовый.

Верхний – слой осадочных пород. Мощность

от 10 до15 км, под ним залегает гранитный слой.

Горные породы, слагающие его по своим

физическим свойствам близки к граниту, толщина

от 5 до 15 км, под расположен базальтовый слой,

толщина которого от 10 до 30 км, таким образом

общая толщина материковой земной коры достигает

30-70 км, она распространена не только под материками,

но и под крупными островами. Стандартная

океаническая кора имеет мощность 7 км, и строго

закономерное строение. Сверху вниз она сложена

следующими комплексами: *осадочные породы,

представленные глубоководными океаническими осадками

. *базальтовые покровы, излившиеся под водой.

*дайковый комплекс, состоит из вложенных друг

в друга базальтовых даек. *слой основных расслоенных интрузий

.*мантия, представлена дунитами и перидотитами.

В подошве океанической коры обычно залегают

дуниты и перидотиты. Слой расслоенных интрузий

образуется в срединно-океаническом хребте, в

магматических камерах, расположенных на глубине

2—4 км. Эти массивы вложены друг в друга.

Океаническая кора может иметь повышенную

мощность в районах плюмового магматизма.

В таких местах расположены океанические о-ва и

океаническое плато.

19.1Плотность воды в океане. Простре и вертикал. профили/изменения.

ПЛОТНОСТЬ МОРСКОЙ ВОДЫ - отношение массы ед.

объема морской воды при темп-ре ее в момент наблюдения

к массе ед. объема дистиллированной воды при темп-ре +4°С.

Плотность (P) зависит от t и солёности (S)

P=1.0275-1.0280 г/см^3 Сигма = 27,5 или 28,0 соответственно

Сигма = 1000 [P(T,S)/P(4(градуса);0) – 1] – условная плотность

Наиболее плотные воды – в Атлантическом океане, т.к. t меньше,

а солёность больше чем в Тихом.

Термогалинная конвекция (циркуляция) – погружение вод

поверхностного слоя до тех пор, пока не достигнут определённой

плотности – даунверинг.

С глубиной плотность увеличивается, но не больше

чем до 28 (условная плотность)