Курсовая работа: Мировой Океан
Кроме
хребтов в Мировом океане известно немало возвышенностей, или океанических
плато. Крупнейшее из них в Атлантическом океане - Бермудское плато. На его
поверхности - ряд подводных гор вулканического происхождения.
Самый
распространенный тип рельефа океанических котловин - рельеф абиссальных холмов.
Так называются бесчисленные возвышенности высотой от 50 до 500 м, с диаметром
основания от нескольких сот метров до десятка километров, почти сплошь
усеивающие дно котловин. Кроме того, на дне океана известно более 10 тыс.
подводных горных вершин. Некоторые подводные годы с уплощенными вершинами
называют гайотами. Полагают, что некогда эти пики вздымались над уровнем
океана, пока их вершины не были постепенно срезаны волнами.
Два
других типа рельефа - волнистые и плоские абиссальные равнины. Они возникли
после частичного или полного погребения абиссальных холмов под толщей осадков.
Четвертая
зона выделяется в центральных частях океанов. Это - крупнейшие формы рельефа
дна океана - срединно-океанические хребты - гигантские линейноориентированные
сводовые поднятия земной коры. При образовании свода самые большие напряжения
возникают не его вершине, здесь и образуются разломы, по которым происходит
опускание части свода, формируются грабены, т.н. рифтовые долины. По этим
ослабленным зонам земной коры устремляется вверх материал мантии.
Начинаясь
в Северном Ледовитом океане небольшим хребтом Гаккеля, система этих поднятий
пересекает Норвежско-Гренландский бассейн, включает Исландию и переходит в
грандиозные Северо-Атлантический и Южно-Атлантический хребты. Последний
переходит в Западно-Индийский хребет уже в Индийском океане. Севернее параллели
острова Родригес одна ветвь - Аравийско-Индийский хребет - уходит на север,
продолжаясь рядом форм рельефа дна Аденского залива и Красного моря, а другая
ветвь следует на восток и переходит в срединно-океанический хребет Тихого
океана - Южно-Тихоокеанское и Восточно-Тихоокеанское поднятия.
Срединно-океанические хребты, вероятно, - молодые кайнозойские образования.
Поскольку хребты появляются в результате растяжения земной коры, пересечены
поперечными разломами и часто имеют центральные рифтовые долины, они предоставляют
исключительную возможность для изучения пород океанической коры.
Осадконакопление
- один из важнейших факторов рельефообразования в океане. Известно, что в
Мировой океан ежегодно поступает более 21 млрд. т твердых осадков, до 2 млрд. т
вулканических продуктов, около 5 млрд. т известковых и кремнистых остатков
организмов.
Специфичны
для Мирового океана и другие экзогенные процессы, формирующие рельеф его дна.
Это прежде всего работа волн, преобразующая рельеф дна в береговой зоне,
деятельность приливно-отливных течений, формирующих специфический рельеф
песчаных гряд и разносящих осадочный материал. Осадочный материал перемещают,
кроме того, постоянные (геострофические) океанические течения.
На
дне океана происходят также гравитационные процессы. Мощные подводные оползни
осложняют рельеф материковых склонов, склоны подводных хребтов и
возвышенностей. Другой фактор рельефообразования - мутьевые потоки.
Такова
общая картина рельефа дна океана.
Движение вод Мирового океана
По
своему физическому состоянию вода - очень подвижная среда, поэтому в природе
она находится в непрерывном движении. Это движение вызывают различные причины,
прежде всего ветер. Воздействуя на воды океана, он возбуждает поверхностные
течения, которые переносят огромные массы воды их одного района океана в
другой. Энергия поступательного движения поверхностных вод вследствие
внутреннего трения передается в нижележащие слои, которые также вовлекаются в
движение. Однако непосредственное влияние ветра распространяется на
сравнительно небольшое (до 300 м) расстояние от поверхности. Ниже в толще воды
и в придонных горизонтах перемещение происходит медленно и имеет направления,
связанные с рельефом дна.
Поверхностные
течения образуют два больших круговорота, разделенных противотечением в районе
экватора. Водоворот северного полушария вращается по часовой стрелке, а южного
- против. При сопоставлении этой схемы с течениями реального океана можно
увидеть значительное сходство между ними для Атлантического и Тихого океанов. В
то же время нельзя не заметить, что реальный океан имеет более сложную систему
противотечений у границ континентов, где, например, располагаются Лабрадорское
течение (Северная Атлантика) и Аляскинское возвратное течение (Тихий океан).
Кроме того, течения у западных окраин океанов отличаются большими скоростями
перемещения воды, чем у восточных. Ветры прилагают к поверхности океана пару
сил, вращающих воду в северном полушарии по часовой стрелке, а в южном - против
нее. Большие водовороты океанических течений возникают в результате действия
этой пары вращающих сил. Важно подчеркнуть, что ветры и течения не относятся
«один к одному». Например, наличие быстрого течения Гольфстрим у западных
берегов Северной Атлантики не означает, что в этом районе дуют особенно сильные
ветры. Баланс между вращающей парой сил среднего поля ветра и результирующими
течениями складывается на площади всего океана. Кроме того, течения
аккумулируют огромное количество энергии. Поэтому сдвиг в поле среднего ветра
не приводит автоматически к сдвигу больших океанических водоворотов.
На
водовороты, приводимые в движение ветром, накладывается другая циркуляция,
термохалинная («халина» - соленость). Вместе температура и соленость определяют
плотность воды. Океан переносит тепло из тропических широт в полярные. Этот
перенос осуществляется при участии таких крупных течений, как Гольфстрим, но
существует также и возвратный сток холодной воды в направлении тропиков. Он
происходит в основном на глубинах, расположенных ниже слоя возбуждаемых ветром
водоворотов. Ветровая и термохалинная циркуляции представляют собой составные
части общей циркуляции океана и взаимодействуют друг с другом. Так, если
термохалинные условия объясняют в основном конвективные движения воды
(опускание холодной тяжелой воды в полярных районах и ее последующий сток к
тропикам), то именно ветры вызывают расхождение (дивергенцию) поверхностных вод
и фактически «выкачивают» холодную воду обратно к поверхности, завершая цикл.
Представления
о термохалинной циркуляции менее полны, чем о ветровой, но некоторые
особенности этого процесса более или менее известны. Считается, что образование
морских льдов в море Уэдделла и в Норвежском море имеет важное значение для
формирования холодной плотной воды, распространяющейся у дна в Южной и Северной
Атлантике. В оба района поступает вода повышенной солености, которая
охлаждается зимой до температуры замерзания. При замерзании воды значительная
часть содержащихся в ней солей не включается в новообразующийся лед. В
результате соленость и плотность остающейся незамерзшей воды увеличиваются. Эта
тяжелая вода опускается ко дну. Обычно ее соответственно называют
антарктической донной и североатлантической глубинной водой.
Другая
важная особенность термохалинной циркуляции связана с плотностной
стратификацией океана и ее влиянием на перемешивание. Плотность воды в океане с
глубиной возрастает и линии постоянной плотности идут почти горизонтально. Воду
с разными характеристиками значительно легче перемешать в направлении линий
постоянной плотности, чем поперек них.
Термохалинную
циркуляцию трудно с определенностью охарактеризовать. По сути, и горизонтальная
адвекция (перенос воды морскими течениями), и диффузия должны играть важную
роль в термохалинной циркуляции. Определение относительного значения этих двух
процессов в каком-либо районе или ситуации представляет важную задачу.
Главные
черты поверхностной циркуляции вод мирового океана определяются ветровыми
течениями. Важно отметить, что движение водных масс в Атлантическом и Тихом
океанах очень сходно. И в том и в другом океане существуют два огромных
антициклонических круговых течения, разделенных экваториальным противотечением.
В обоих океанах есть, кроме того, мощные западные (в северном полушарии)
пограничные течения (Гольфстрим в Атлантическом и Куросио в Тихом) и такие же
по характеру, но более слабые восточные течения (в южном полушарии) -
Бразильское и Восточно-Австралийское. Вдоль их западных побережий
прослеживаются холодные течения - Ойясио в Тихом океане, Лабрадорское и
Гренландское течения в Северной Атлантике. Кроме того, в восточной части
каждого бассейна к северу от основного круговорота обнаружен циклонический
круговорот меньшего масштаба.
Некоторые
различия между океанами связаны с различиями в очертаниях их бассейнов.
Атлантический, Индийский и Тихий океаны имеют разную форму. Но некоторые из
различий определяются особенностями поля ветра, как, например, в Индийском
океане. Циркуляция в южной части Индийского океана в основных чертах сходна с
циркуляцией в южных бассейнах Атлантического и Тихого океанов. Но в северной
части Инд7ийского океана она явно подчиняется муссонным ветрам, где в период
летнего и зимнего муссонов картина циркуляции полностью меняется.
По
ряду причин по мере приближения к берегу отклонения от общей картины циркуляции
становятся все более существенными. В результате взаимодействия основных
климатических характеристик течений с такими же характеристиками побережий
часто возникают устойчивые или квазиустойчивые вихри. Заметные отклонения от
средней картины циркуляции могут вызывать у побережий и местные ветры. В
отдельных районах возмущающими факторами режима циркуляции служат речной сток и
приливы.
В
центральных районах океанов средние характеристики течений вычисляются по
малому количеству точных данных и потому особенно ненадежны.
Западные
пограничные течения - Гольфстрим и Куросио
Известно,
что западные пограничные течения в северном полушарии (Гольфстрим и Куросио)
лучше развиты, чем их аналоги в южном полушарии.
Страницы: 1, 2, 3, 4, 5, 6, 7 |