Води Світового океану

Размещено на http://www.allbest.ru/

Міністерство освіти і науки України

Харківський національний університет ім. В. Н. Каразіна

Геолого-географічний факультет

Кафедра фізичної географії та картографії

Курсова робота

з курсу «Фізична географія материків і океанів»

на тему: Води світового океану

Виконав:

студент ІІ курсу ГГФ

групи ГГ-21

Фоменко С.О.

Перевірив: доцент, кандидат географічних наук

А. М. Байназаров

Харків 2013

Зміст

Вступ

Розділ 1. Етапи формування Світового океану

Розділ 2. Процеси що відбуваються у Світовому океані

2.1 Водний баланс Світового океану

2.2 Вертикальне перемішування океанічних вод

2.3 Поняття про водні маси

2.4 Термічний режим океану

2.5 Поверхнева циркуляція вод Світового океану

2.6 Рух вод Світового океану

Розділ 3. Світовий океан та його властивості

3.1 Властивості вод Світового океану

3.2 Природні ресурси та їх використання

Висновки

Список використаних джерел



Вступ

З 510 млн. кв. км площі земної кулі на Світовий океан припадає 361 млн. кв. км, або майже 71% (південну півкулю більш океанічна - 81%, ніж північне -61%). Океанічна частина земної поверхні - найбільш великий горизонтальний компонент географічної оболонки. Сам факт існування глобальної неоднорідності (материкова - океанічность) у поєднанні з географічною широтою і висотою визначає найголовніші особливості природи Землі. Крім того, суша і океан розподілені по поверхні Землі нерівномірно. Асиметрія суші та океану тягне за собою асиметрію у розподілі всіх інших компонентів природи: клімату, грунтів, тваринного і рослинного світу; впливає на характер господарської діяльності людини. Таким чином, пізнання географічних об'єктів, явищ, процесів неможливо без вивчення природи Світового океану.

Мета роботи - ознайомитись з водами сітового океану, простежити за умовами їх розвитку та їх взаємодією.

Актуальність. Світовий океан займає більшу частину нашої планети тому дана тема є актуальною у зв'язку з тим, що вода є чинником формування клімату, вода є джерелом промислу (риби і т. д.). В останній час вода зазнає значного навантаження особливо з боку людини тому потрібно приймати якісь зазоди задля вирішення цього питання.

Об'єктом дослідження виступає океан та його води.

Предметом дослідження є розміщення вод світового океану .

В ході виконання курсової роботи застосовувались наступні методи дослідження: порівняння та узагальнення результатів спостережень, подальший їх аналіз.

Виходячи з мети було поставлено наступні задачі:

¦ побачити як взаємодіють між собою води світового океану;

¦ знайти закономірності зміни швидкості течій у світовому океані;

¦ дізнатися який вплив здійснює на океан антропогенне навантаження;

¦ простестежити як існує життя у водах світового океану;

¦ зробити висновки з даної роботи



Розділ 1. Етапи формування Світового океану

вода світовий океан

Згідно з найпоширенішою гіпотезі, Земля виникла з обертається розпеченої газової туманності, яка, поступово охолоджуючись і стискуючись, досягла вогненно-рідкого стану, а потім на ній утворилася кора. Стан земної кори визначається силами напруги і деформації, викликаними охолодженням і стисненням внутрішньої маси Землі.

За іншою теорії, висунутої на початку нашого століття американськими вченими Т.Ч. Чемберленом і Ф.Р. Мултона, Земля спочатку представляла собою масу газу, виверженого під дією приливних сил з поверхні Сонця. Одночасно вивільнялися дрібні частинки газу, які, швидко Згущаючи, перетворювалися на тверді тіла, звані планетезімалямі. Володіючи великою силою тяжіння, земна маса притягувала їх. Таким чином, Земля досягла сучасних розмірів завдяки процесу нарощення, а не в результаті стиснення, як стверджує перший гіпотеза.

Майже всі гіпотези сходяться на тому, що утворення океанічних басейнів було викликано двома головними причинами: по-перше, перерозподілом порід різної щільності, що відбувалися в період твердіння земної кори, і, по-друге, взаємодією сил в надрах стискуваної Землі, яке викликало революційні зміни в рельєфі поверхні.[2]

Оригінальна гіпотеза походження материків і океанів, пов'язана з ім'ям австрійського геолога Альфреда Лотара Вегенера. Вчений вважав, що в якийсь момент історії Землі рівномірний шар Сіаль скупчився на одній стороні. Так виник материк Пангея. Вегенер висловив припущення, що ця маса Сіаль трималася на поверхні більш щільного шару Сіми. Коли Сіаль почав розпадатися на частини, горизонтальний рух материків викликало вигинання передніх країв Сіаль. Цим можна пояснити походження таких високих прибережних гірських ланцюгів, як Анди і Скелясті гори.

Хоча походження океанічних басейнів залишається поки таємницею, картину того, як вони заповнювалися водою і як з'являлися і зникали океани в геологічному минулому Землі, можна уявити собі більш-менш точно.

Після утворення земної кори, її поверхня почала швидко охолоджуватися, оскільки тепло, що отримується нею з надр Землі, недостатньо компенсувало втрату тепла, випромінюваного в простір. У міру охолодження водяні пари, що оточували Землю, утворили хмарний покрив. Коли температура впала до рівня, при якому волога перетворилася на воду, пролилися перші дощі.

Дощі, століттями скидає на поверхню Землі, були головним джерелом води, яка заповнила океанічні западини. Море, таким чином, було дітищем атмосфери, в свою чергу представляла собою газоподібні виділення древньої Землі. Частина води надходила з надр Землі.

На Землі почав діяти процес ерозії, або розмиву. Цей процес зробив глибокий вплив на еволюцію суші і моря. Обриси морів, а разом з ними і контури океанів постійно змінювалися. У результаті ерозії і рухи земної кори створювалися нові моря, а дно старих піднімалося і перетворювалося на суходіл.

У міру того як за поступової втрати тепла розплавлені надра Землі зменшувалися в обсязі, відбувалося горизонтальне стиснення кори, яка деформувалася. Виникали складчасті гірські ланцюги, осідання кори.

У результаті повторюваних циклів стиснення і ослаблення обриси великих океанічних басейнів зазнавали значних змін.[3]

Обриси Світового океану в перший період палеозойської ери - кембрійський, вік якого обчислюється майже 500 мільйонами років, були зовсім не схожі на сучасні. Тихий океан, який представляв, можливо, рубець на земній корі, мав майже такі ж обриси, як і тепер. Однак інші океани захоплювали великі райони, зайняті тепер сушею.



Розділ 2. Процеси що відбуваються у Світовому океані

2.1 Водний баланс Світового океану

Щорічно з поверхні океану випаровується 505 тис. км3 води. Прибуткову частину балансу складають атмосферні опади - 458 тис. км3 і річковий стік з материків - 47 тис. км3, а також підземний стік. При загальному об'ємі гідросфери, близькому до 1420 млн. км3, лише дуже невелика частина (близько 0, 04%) приймає участь у кругообігу води, але й цього достатньо, щоб здійснювати величезний вплив на всі фізико-географічні процеси на планеті.[3]

У геологічному минулому рівень Світового океану багаторазово мінявся. Це знайшло своє відображення в трансгресивних та регресивних серіях відкладів, залишених океаном на материках. Саме ці відклади в основному і утворюють осадовий чохол материкових платформ. У четвертинний час за рахунок зледенінь та дегляціацій рівень води мінявся в межах від -100 до +10 м. У регресивні фази стояння рівня води океану, що співпадали в цілому з льодовиковими епохами, шельф ставав у більшості своїй суходолом, і на ньому формувались комплекси субаеральних форм рельєфу.

Рівень океану, близький до сучасного нульового рівня, досяг близько 6 тис. років тому в результаті післяльодовикової трансгресії. Інструментальні спостереження (період порядку 200 років) показують, що рівень Світового океану щорічно підвищується, причому в біжучому столітті швидкість підйому рівня океану - близько 1,2 мм/рік. Це свідчить про незбалансованість бюджету прибутку і видатку води в океані.

Завдяки пасатам і пасатним течіям західні периферійні райони океанів отримують більше води, ніж східні (рис. 2.1). Екваторіальна течія не в змозі вирівняти ці розбіжності. В результаті в підповерхневому шарі глибин виникає відтік надлишків води, направлений з заходу на схід. Утворюються своєрідні підповерхневі течії. Вони існують в Індійському, Тихому і Атлантичному океанах. Це течії Кромвелла, Тареєва і Ломоносова.

Отже процеси які здійснюють вітри у свою чергу впливають на інші процеси формування та розміщення вод світового океану.

Рис 2.1 Дія вітрів

2.2 Вертикальне перемішування океанічних вод

У динаміці вод і житті океану величезна роль належить вертикальній циркуляції. Головними чинниками перемішування океанічних вод є хвилі, припливо-відпливні рухи, постійні течії, а також чинник щільності води. Щільна холодна вода, вода з підвищеною солоністю мають тенденцію до опускання на глибину. При цьому вони витісняють глибинні води і ті починають підійматися догори. Води опускаються також у зонах конвергенції і здіймаються в зонах дивергенції. Апвелінгу сприяє також ефект вітрового згону поверхневих вод.

Опускання поверхневих вод на глибину, а також підйом глибинних вод на поверхню океану має величезне значення. При зануренні поверхневих вод забезпечується аерація глибинних шарів водної товщі. Це сприяє розвитку життя в океані на будь-якій глибині. Разом з тим аерація обумовлює розвиток окислювальних процесів на дні океану.

Підйом глибинних вод обумовлює притік біогенних речовин до поверхні, стимулюючи пишний розквіт життя в зоні апвелінгу. При опусканні сильно вихолоджених арктичних і особливо антарктичних вод утворюється система донних течій, які грають дуже важливу роль у переносі осадів, побудові акумулятивних форм рельєфу на великих глибинах, а інколи і в ерозії дна. Ці ж води формують донні водні маси в океані.

Вертикальне перемішування морських вод (рис 2.2) відбувається в процесі конвективного обміну між шарами води, що мають різні характеристики по щільності та температурі. Горизонтальне і вертикальне перемішування - це основний механізм перерозподілу в океані температури і солоності.

Течії, що йдуть з областей океану, де вода добре прогрівається, не тільки теплі, а й більш солоні. Загальновідомий вплив теплих течій на клімат поверхні океану та прилеглі райони суходолу. Холодні течії викликають негативні кліматичні аномалії. Підповерхневі течії в екваторіальній зоні Атлантичного, Тихого та Індійського океанів можуть розглядатися як приклад взаємозумовлених горизонтальних та вертикальних циркуляцій океанічних вод: конвергенція забезпечує занурення надлишків вод на глибину, а сила Коріоліса та стоковий ефект викликають латеральний (бічний) рух у східному напрямку.

Рис 2.2 Перемішування вод

2.3 Поняття про водні маси

У результаті динамічних процесів, що протікають в товщі океанічних вод, встановлюється більш-менш усталена стратифікація, відбувається відокремлення так званих водних мас.

Водна маса - це води, що відрізняються притаманними тільки їм консервативними властивостями (температура, щільність, солоність), які вони отримали в певних районах земної кулі і які зберігаються в межах усього простору, який вони займають.

Водні маси поділяються на поверхневі, проміжні, глибинні та придонні. Основні типи водних мас діляться на підтипи. Так, поверхневі водні маси діляться на екваторіальні (Е), тропічні (ПнТ і ПдТ), помірні (ПнП і ПдП) субарктичні (СбАр), субантарктичні (СбАн), арктичні (Ар), антарктичні (Ан).

Поверхневі водні маси найбільш мінливі по своїх характеристиках і найбільш рухливі, тому що весь час знаходяться в контакті з атмосферою. Товщина шару поверхневих водних мас коливається в межах 200 - 250 м.

Проміжні маси відзначаються в полярних областях підвищеною температурою, а в помірних і тропічних широтах - зниженою або підвищеною солоністю. Нижня їх межа коливається між глибинами 1000 - 2000 м. У них також виділяється ряд підтипів. Основна частина проміжних вод формується шляхом трансформації поверхневих вод, що опускаються в зоні субполярної конвергенції. Вони переміщуються з меншими швидкостями, ніж поверхневі води, і головним чином у напрямку від субполярних областей до екватора.[4]

У північних частинах Атлантичного та Індійського океанів проміжні води утворюються на поверхні в областях високого випаровування. Завдяки цьому випаровуванню поверхневі води робляться надмірно солоними і більш щільними. У результаті вони занурюються і стають проміжними водними масами. У цих районах проміжні водні маси формуються також у результаті стоку в океан надмірно солоних вод із Середземного і Червоного морів.

Глибинні водні маси утворюються у високих широтах в результаті перемішування поверхневих і проміжних водних мас і охолодження їх на шельфах. По причині низької температури вони дуже щільні, тому сповзають по шельфу, потім по материковому схилу і розтікаються в улоговинах у напрямку до екватора. Нижня межа глибинних вод лежить на глибині 4 - 4,5 тис. м. Температури глибинних вод 3 - 5 °С, солоність до 35 ‰.

Придонні водні маси відрізняються найбільш низькими температурами і найбільшою щільністю. Вони утворюються за рахунок подальшого опускання глибинних вод і головним чином завдяки охолодженню вод на шельфах Арктики та Антарктики. Ці води випробовують значні горизонтальні пересування, утворюючи на дні систему донних абісальних течій, загальний напрямок яких у більшій мірі контролюється рельєфом дна.

Таким чином, води океану знаходяться у безперервному русі, основним джерелом енергії якого є притік цієї енергії від руху атмосфери, сонячного випромінювання та ротаційна сила Землі. У самих крупних рисах динаміка поверхневих вод має зональний характер, але з глибиною вплив зональності згладжується. Динаміка вод океану - найважливіша умова, яка забезпечує розвиток життя і визначає геологічні процеси в океані.

2.4 Термічний режим океану

Як відомо, хід температури повітря над океаном відрізняється значно меншими амплітудами температур, ніж над суходолом. Добові зміни температури води на більшій частині поверхні океану складає 0,5 - 1°С, річна амплітуда - декілька градусів (5 - 10°С, в залежності від широти).

Найбільш теплі води - в екваторіальній зоні, де максимальні річні температури 26 - 28°С. У цілому екваторіальні та тропічні води чітко окреслюються ізотермою 25°С і лише східні окраїни Атлантичного і Тихого океанів виділяються більш низькими температурами.

Середня температура води океану - 17,5°С. Самий теплий по цьому показнику - Тихий океан (19,4°С), самий холодний - Північний Льодовитий (-0,75°С). Східні райони океанів у екваторіально-тропічній зоні холодніші західних. У помірному поясі в Атлантиці співвідношення зворотнє: більш тепла вода у східної окраїни.

З глибиною температура води падає, причому на деякій глибині (від 100 до 700 м) виразно виділяється шар з дуже різким градієнтом температур, так званий головний термоклин. Нижче головного термоклину температура води знижується дуже повільно, досягаючи у придонних шарах 1 -2,5°С. В арктичних і приантарктичних водах придонні температури від'ємні: від -0,2°С до -1,3°С.[5]

Льодовий режим Світового океану визначається тим, що на більшій частині його поверхні температура води на протязі всього року вище точки замерзання солоної води, тому кригоутворення можливе лише в полярних широтах. У помірних широтах сезонний льодовий покрив установлюється лише в небагатьох, переважно мілководних морях.

2.5 Поверхнева циркуляція вод Світового океану

У головних рисах поверхнева циркуляція визначається загальними законами циркуляції атмосфери, які в свою чергу в значній мірі обумовлені обертанням Землі навколо своєї осі. У зв'язку з цим так звані постійні течії Світового океану називають геострофічними (від ge - Земля, strophe - обертання).

Пасатна атмосферна циркуляція викликає в обох півкулях у субекваторіальних зонах утворення пасатних течій, що перетинають океан зі сходу на захід. При підході пасатної течії до суходолу вона розгалужується. Гілки, що спрямовуються на південь у Північній півкулі і на північ у Південній, живлять екваторіальні течії, які на протилежність пасатним спрямовані із заходу на схід.[6]

Гілка північної пасатної течії, що прямує на північ, живить самостійну течію, яка також поступово під дією сили Каріоліса і західних потоків повітря перетворюється в течію, що перетинає океан із заходу на схід (наприклад, Північно-Атлантична течія).

При підході до східної окраїни океану пасатна течія також роздвоюється, даючи початок теплій течії, яка спрямовується вздовж краю океану на північ, і холодній течії, скерованій на південь.

У південній півкулі південна гілка утворюється при роздвоєнні пасатної течії і формує потік теплих вод, спрямованих на південь.

Ще південніше, в поясі суцільного водного простору, що оперізує Землю в межах 40 - 50° південної широти, під дією притаманній цим широтам західної повітряної циркуляції виникає потужна трансокеанічна течія Західних Вітрів, яка поблизу закінчень південних материків утворює відгалуження у вигляді холодних течій - Перуанської, Бенгельської та Західно-Австралійської. У цілому течії створюють систему кругообігів циклонічного та антициклонічного характеру, що закономірно з півночі на південь змінюють один одного. В північній частині Атлантичного океану в одному з таких кругообігів приймає також участь стік холодних вод із Північного Льодовитого океану, в південній - циркуляційний кругообіг утворюють антарктичні води під впливом місцевої циклонічної циркуляції повітряних мас.

Межі між кругообігами утворені так званими гідрологічними фронтами, які являють собою зони розподілу з різко вираженими градієнтами гідрологічних характеристик. Розподіл течій на поверхні океану обумовлюють в одних зонах збігання потоків, а в інших - їх розбігання. Перші називаються зонами конвергенції, другі - зонами дивергенції.

В зонах конвергенції створюється надлишок води, який викликає занурення вод на глибину. В зонах же дивергенції розбігання поверхневих потоків створює сприятливі умови для висхідних рухів глибинних вод. Ці зони підіймання глибинних вод на поверхню називаються зонами апвелінгу, а сам процес - апвелінгом. Зони апвелінгу виникають також у результаті дії потужних згінних вітрів, які систематично видаляють прогріті поверхневі води і створюють умови для здіймання холодних глибинних вод.[7]

Основні риси рельєфу дна Світового океану.

Будова океанічної земної кори відмінно від континентальної: відсутній гранітний шар, властивий останньої.

Товщина континентальної кори на рівні моря близько 30 км. Швидкість сейсмічних хвиль у верхній її половині відповідає швидкостями в гранітних породах, а в нижній половині - швидкостями в базальтах. Висока швидкість нижче межі Мохоровичича в мантії відповідає таким породам, як дуніт, перидотит і Еклогіт, значно щільнішим, ніж породи, з яких утворена кора. В океанах під п'ятикілометровим шаром води знаходиться шар осадових порід товщиною в середньому 0,5 км, шар вулканічних порід - «фундамент» - потужністю 0,5 км, кора потужністю 4 км, і на глибині близько 10 км починається мантія. Якщо порівняти масу вертикальних колонок порід перетином 1 кв. см на континентах і в океанах, то виявиться, що вона майже однакова.[8]

Зони дна світового океану:

¦ Підводна окраїна материків. Підводна окраїна материків - це затоплена водами океану окраїна материків. Вона у свою чергу складається з шельфу, материкового схилу і материкового підніжжя. Шельф - прибережна донна рівнина з досить невеликими глибинами, по суті продовження окраїнних рівнин суші. Велика частина шельфу має платформену структуру.

На шельфі нерідкі залишкові (реліктові) форми рельєфу надводного походження, а також реліктові річкові, льодовикові відкладення. Це означає, що при четвертинних отступанія моря великі простори шельфу перетворювалися на суходіл. Зазвичай шельф закінчується на глибинах 100-200 м, а іноді й на великих досить різким перегином, так званої бровкою шельфу. Нижче цієї бровки у бік океану простягається материковий схил - вужча, ніж шельф, зона океанічного або морського дна з ухилом поверхні в кілька градусів. Нерідко материковий схил має вигляд уступу або серії уступів з крутизною від 10 до декількох десятків градусів.

¦ Друга - перехідна - зона сформувалася на стику материкових брил і океанічних платформ. Вона складається з улоговин окраїнних морів, ланцюжків переважно вулканічних островів у вигляді дуг і вузьких лінійних западин - глибоководних жолобів, з якими співпадають глибинні розломи, що йдуть під материк.

На околицях Тихого океану, в районах Середземного, Карибського морів, моря Скоша (Скотія) підводні окраїни материків контактують з безпосередньо з ложем океану, а з днищем улоговин окраїнних або Середземного морів. У цих улоговинах кора субокеаническая типу. Вона дуже потужна головним чином за рахунок осадового шару. Із зовнішнього боку ці басейни огороджені величезними підводними хребтами. Іноді їх вершини піднімаються над рівнем моря, утворюючи гірлянди вулканічних островів (Курильські, Маріанські, Алеутські). Ці острови називають острівними дугами.

З океанічної боку острівних дуг розташовані глибоководні жолоби - грандіозні материкова земна кора відсутня. Замість неї тут розвинена земна, вузькі, але дуже глибокі (6 - 11 км глибини) депресії. Вони тягнуться паралельно острівним дугам і відповідають виходів на поверхню Землі зон сверхглубінних розломів (так звані зони Беньоффа-Заваріцкого). Розломи проникають в надра Землі на багато сотень кілометрів. Ці зони нахилені в бік континентів. До них приурочена переважна частина осередків землетрусів. Таким чином, області глибоководних жолобів, острівних дуг і глибоководних окраїнних морів відрізняються бурхливим вулканізмом, різкими і надзвичайно швидкими рухами земної кори, дуже високою сейсмічністю. Ці зони одержали назву перехідних зон.

¦ Третя - основна - зона дна Світового океану - ложе океану, вона відрізняється розвитком земної кори виключно океанічного типу. Ложе океану займає більше половини його площі на глибинах до 6 км. На ложі океану є гряди, плато, височини, які поділяють його на улоговини. Донні відкладення представлені різними іламі органогенного утворення та червоної глибоководної глиною, що виникла з тонких нерозчинних мінеральних часток, космічного пилу і вулканічного попелу. На дні багато залізомарганцевих конкрецій з домішками інших металів.

Океанічні хребти досить чітко поділяються на два типи: сводово для складки і брилові. Сводово для складки структури являють собою в основі сводовие, лінійно витягнуті підняття океанічної кори, зазвичай розбиті поперечними розломами на окремі блоки (Гавайський хребет, який утворює підводне підставу однойменного архіпелагу).

Крім хребтів у Світовому океані відомо чимало височин, або океанічних плато. Найбільше з них в Атлантичному океані - Бермудські плато. На його поверхні - ряд підводних гір вулканічного походження.

Найпоширеніший тип рельєфу океанічних улоговин - рельєф абісальних пагорбів. Так називаються незліченні височини висотою від 50 до 500 м, з діаметром підстави від кількох сотень метрів до десятка кілометрів, майже суцільно усеівающіе дно улоговин. Крім того, на дні океану відомо більше 10 тис. підводних гірських вершин. Деякі підводні роки з сплощеними вершинами називають гайотамі. Вважають, що колись ці піки здіймалися над рівнем океану, поки їх вершини не були поступово зрізані хвилями.

Два інших типи рельєфу - хвилясті і плоскі абісальні рівнини. Вони виникли після часткового або повного поховання абісальних пагорбів під товщею опадів.

¦ Четверта зона виділяється в центральних частинах океанів. Це - найбільші форми рельєфу дна океану - серединно-океанічні хребти - гігантські лінейнооріентірованние сводовие підняття земної кори. При утворенні зводу найбільші напруги виникають не його вершині, тут і утворюються розломи, за якими відбувається опускання частини склепіння, формуються грабени, т.зв. рифтові долини. За цим ослабленим зонам земної кори спрямовується вгору матеріал мантії.

Починаючись в Північному Льодовитому океані невеликим хребтом Гаккеля, система цих піднять перетинає Норвезько-гренландський басейн, включає Ісландію і переходить в грандіозні Північно-Атлантичний і Південно-Атлантичний хребти. Останній переходить в Західно-Індійський хребет вже в Індійському океані. Північніше паралелі острова Родрігес одна гілка - Аравійському-Індійський хребет - йде на північ, продовжуючись поруч форм рельєфу дна Аденської затоки і Червоного моря, а інша гілка слід на схід і переходить в серединно-океанічний хребет Тихого океану - Південно-Тихоокеанський і Східно-Тихоокеанське підняття. Серединно-океанічні хребти, ймовірно, - молоді кайнозойські освіти. Оскільки хребти з'являються в результаті розтягування земної кори, пересічені поперечними розломами і часто мають центральні рифтові долини, вони надають виняткову можливість для вивчення порід океанічної кори.

Осадконакопление - один з найважливіших факторів рельєфоутворення в океані. Відомо, що у Світовий океан щорічно надходить більше 21 млрд. т твердих опадів, до 2 млрд. т вулканічних продуктів, близько 5 млрд. т вапняних і кременистих залишків організмів.

Специфічні для Світового океану та інші екзогенні процеси, що формують рельєф його дна. Це перш за все робота хвиль, перетворююча рельєф дна в береговій зоні, діяльність припливів-течій, які формують специфічний рельєф піщаних гряд і розносять осадовий матеріал. Осадовий матеріал переміщують, крім того, постійні (геострофічних) океанічні течії.

На дні океану відбуваються також гравітаційні процеси. Потужні підводні зсуви ускладнюють рельєф материкових схилів, схили підводних хребтів і височин. Інший фактор рельєфоутворення - мутьевие потоки.

Така загальна картина рельєфу дна океану.



2.6 Рух вод Світового океану

За своїм фізичним станом вода - дуже рухлива середу, тому в природі вона знаходиться в безперервному русі. Це рух викликають різні причини, перш за все вітер. Впливаючи на води океану, він збуджує поверхневі течії, які переносять величезні маси води їх одного району океану в інший. Енергія поступального руху поверхневих вод внаслідок внутрішнього тертя передається в нижележащие шари, які також залучаються в рух. Однак безпосередній вплив вітру поширюється на порівняно невелике (до 300 м) відстань від поверхні. Нижче в товщі води і в придонних горизонтах переміщення відбувається повільно і має напрямку, пов'язані з рельєфом дна.

Поверхневі течії утворюють два великих круговороту, розділених протитечією в районі екватора. Вир північної півкулі обертається за годинниковою стрілкою, а південного - проти. При зіставленні цієї схеми з течіями реального океану можна побачити значну подібність між ними для Атлантичного і Тихого океанів. У той же час не можна не помітити, що реальний океан має більш складну систему протитечій біля кордонів континентів, де, наприклад, розташовуються Лабрадорское протягом (Північна Атлантика) і Аляскинское поворотне протягом (Тихий океан). Крім того, течії у західних околиць океанів відрізняються великими швидкостями переміщення води, ніж у східних. Вітри докладають до поверхні океану пару сил, обертаючих воду в північній півкулі за годинниковою стрілкою, а в південному - проти неї. Великі вири океанічних течій виникають в результаті дії цієї пари обертаючих сил. Важливо підкреслити, що вітри і течії не відносяться «один до одного». Наприклад, наявність швидкої течії Гольфстрім у західних берегів Північної Атлантики не означає, що в цьому районі дмуть особливо сильні вітри. Баланс між обертає парою сил середнього поля вітру і результуючими течіями складається на площі всього океану. Крім того, течії акумулюють величезну кількість енергії. Тому зрушення в поле середнього вітру не призводить автоматично до зсуву великих океанічних вирів.

На вири, приводяться в рух вітром, накладається інша циркуляція, термохалінная («Халіна» - солоність). Разом температура і солоність визначають щільність води. Океан переносить тепло з тропічних широт в полярні. Це перенесення здійснюється за участю таких великих течій, як Гольфстрім, але існує також і поворотний сток холодної води в напрямку тропіків. Він відбувається в основному на глибинах, розташованих нижче шару порушуваних вітром вирів. Вітрова та термохалінная циркуляції представляють собою складові частини загальної циркуляції океану і взаємодіють один з одним. Так, якщо термохалінної умови пояснюють в основному конвективні руху води (опускання холодної важкої води в полярних районах і її подальший сток до тропіків), то саме вітри викликають розбіжність (дивергенцію) поверхневих вод і фактично «викачують» холодну воду назад до поверхні, завершуючи цикл .

Уявлення про термохалінної циркуляції менш повні, ніж про вітрової, але деякі особливості цього процесу більш-менш відомі. Вважається, що освіта морських льодів в морі Уедделла і в Норвезькому морі має важливе значення для формування холодної щільної води, що поширюється у дна в Південній і Північній Атлантиці. В обидва району надходить вода підвищеної солоності, яка охолоджується взимку до температури замерзання. При замерзанні води значна частина що містяться в ній солей не включається до новообразо лід. В результаті солоність і щільність що залишається незамерзаючих води збільшуються. Ця важка вода опускається на дно. Зазвичай її відповідно називають антарктичної донної і північноатлантичної глибинної водою.[4]

Інша важлива особливість термохалінної циркуляції пов'язана з плотностной стратифікацією океану та її впливом на перемішування. Щільність води в океані з глибиною зростає і лінії постійної щільності йдуть майже горизонтально. Воду з різними характеристиками значно легше перемішати у напрямку ліній постійної щільності, ніж поперек них.

Термохалінної циркуляцію важко з певністю охарактеризувати. По суті, і горизонтальна адвекція (перенесення води морськими течіями), і дифузія повинні відігравати важливу роль у термохалінної циркуляції. Визначення відносного значення цих двох процесів в будь-якому районі або ситуації представляє важливу задачу.

Головні риси поверхневої циркуляції вод світового океану визначаються вітровими течіями. Важливо відзначити, що рух водних мас в Атлантичному і Тихому океанах дуже подібно. І в тому і в іншому океані існують два величезних антіціклоніческіх кругових течії, розділених екваторіальним протитечією. В обох океанах є, крім того, потужні західні (в північній півкулі) прикордонні течії (Гольфстрім в Атлантичному і Куросио в Тихому) і такі ж за характером, але слабші східні течії (у південній півкулі) - Бразильське і Східно-Австралійська. Уздовж їх західних узбереж простежуються холодні течії - Ойясіо в Тихому океані, Лабрадорское і Гренландское течії в Північній Атлантиці. Крім того, у східній частині кожного басейну на північ від основного кругообігу виявлений циклонний круговорот меншого масштабу.

Деякі відмінності між океанами пов'язані з відмінностями в обрисах їхніх басейнів. Атлантичний, Індійський і Тихий океани мають різну форму. Але деякі з відмінностей визначаються особливостями поля вітру, як, наприклад, в Індійському океані. Циркуляція в південній частині Індійського океану в основних рисах схожа з циркуляцією в південних басейнах Атлантичного і Тихого океанів. Але в північній частині Інд7ійского океану вона явно підпорядковується мусонним вітрам, де в період літнього та зимового мусонів картина циркуляції повністю змінюється.

З ряду причин в міру наближення до берега відхилення від загальної картини циркуляції стають все більш суттєвими. У результаті взаємодії основних кліматичних характеристик течій з такими ж характеристиками узбереж часто виникають стійкі або квазіустойчівие вихори. Помітні відхилення від середньої картини циркуляції можуть викликати у узбереж і місцеві вітри. В окремих районах возмущающими факторами режиму циркуляції служать річковий стік і припливи.

У центральних районах океанів середні характеристики течій обчислюються по малій кількості точних даних і тому особливо ненадійні.

Західні прикордонні течії - Гольфстрім і Куросіо

Відомо, що західні прикордонні течії в північній півкулі (Гольфстрім і Куросіо) краще розвинені, ніж їх аналоги в південній півкулі.

Якщо Гольфстрім вважати частиною кругового антіціклоніческого вихору, то навряд чи можна точно визначити його початок і кінець. Відомо, що між Мексикою та Кубою через Юкатанський протоку спрямовується сильна течія, яке зазвичай описує петлю в Мексиканській затоці і тільки потім виходить в океан із Флоридського протоки. Протягом близько 1200 км, від Кі-Уеста у Флориді до мису Хаттерас в Північній Кароліні, Гольфстрім вперто слід вздовж узбережжя Америки, лише іноді злегка відхиляючись від нього. Однак, минувши Хаттерас, Гольфстрім як би починає нишпорити. На південь від Великої Ньюфаундлендської банки він перетинає Північну Атлантику. На цьому звивистій ділянці свого шляху Гольфстрім утворює величезні хвилеподібні меандри. Один з них був виявлений у 45 град. з.д., приблизно в 2500 км від мису Хаттерас. Десь на шляху між південно-східним краєм Ньюфаундлендська підняття і Серединно-Атлантичним хребтом Гольфстрім перестає простежуватися як єдине перебіг.[9]

Ширина Гольфстріму на поверхні коливається від 125 до 175 км. Лівий, якщо дивитися за течією, край Гольфстріму легко виявити по горизонтальному градієнту температури, який стає помітним, починаючи з глибини в кілька десятків метрів, і протитечія. Правий край виявити по температурі важко, але там часто відзначається досить помітне протитечія. Швидкість Гольфстріму на поверхні може досягати 250 см / с, тобто перевищувати 5 вузлів.

Представляючи собі в загальному плані циркуляцію океанічних вод у вигляді системи обширних антіціклоніческіх вихорів, необхідно відзначити, що течії, в сумі утворюють кругообіг, вельми сильно відрізняються в їхніх різних ділянках. Західні прикордонні течії, такі, як Гольфстрім і Куросіо, - вузькі, швидкі, глибокі потоки з досить добре вираженими кордонами. Спрямовані до екватора течії на іншій стороні океанічних басейнів, такі, як Каліфорнійське, Перуанський і Бенгальське, навпаки, широкі, слабкі і неглибокі потоки з розпливчастими кордонами, деякі дослідники навіть вважають, що ці кордони є сенс проводити на приморських течій такого типу.

Каліфорнійське протягом вважається найбільш вивченим з них. Глибина цього потоку обмежується в основному верхнім 500-метровим шарі. Воно складається з низки великих вихорів, накладених на слабкий, але широкий потік води, спрямований до екватора. Швидкості і напряму руху води, виміряні в зоні Каліфорнійського течії, в будь-який даний момент можуть виявитися зовсім відмінними від середніх значень. Така ж картина, мабуть, характерна і для інших східних прикордонних течій.

Прибережний потік води звичайно відрізняється особливою складністю, і при описі його часто виділяють з більш широкої системи вдольберегових течій, привласнюючи йому іншу назву.

У зоні багатьох східних прикордонних течій головним фактором, що визначає розподіл температури, солоності і хімічних характеристик води на поверхні, є апвелінг. Апвелінг має важливе біологічне значення, оскільки завдяки йому глибинні води виносять поживні речовини у верхні шари води і тим сприяють збільшенню продуктивності фітопланктону. Зони апвелінгу - це біологічно найпродуктивніші райони світу.

Екваторіальні течії

Течії тропічної зони тісно пов'язані з системою пасатний вітрів. На більшій частині Атлантичного і Тихого океанів в північній півкулі дмуть північно-східні пасати, а в південній півкулі їх роль виконують південно-східні пасати. Ці дві системи пасатних вітрів розділяє область внутрішньотропічної конвергенції, що характеризується слабкими вітрами нестійких напрямків. Її часто називають екваторіальній штильової зоною. Оскільки вона поділяє системи вітрів двох півкуль, її можна вважати свого роду кліматичним екватором. Зазвичай вона розташовується між 3 град. пн.ш. і 10 град. пн.ш.

Основні океанічні течії тропічної зони як би відображають собою особливості системи вітрів цих місць. Так, Північне і Південне екваторіальні течії західного напрямку, що утворюють частину основних антіціклоніческіх кругообігів течій північної та південної півкуль, «управляються» пасатами. Між цими двома широкими потоками розташовується порівняно вузьке (шириною 300 - 500 км) Екваторіальне протівотеченіє, спрямоване на схід. Поблизу узбереж і поле пасатний вітрів, і система екваторіальних течій ускладнюються.

Океанічні води тропічної зони характеризуються добре перемішаним теплим поверхневим шаром, який відокремлюється потужним термокліном від холодної води глибин. Термоклін служить також свого роду перегородкою між багатими киснем, але бідними фосфатами і нітратами поверхневими водами і глибинними водами з низьким вмістом кисню і відносно високим вмістом поживних речовин. Екваторіальні течії приурочені головним чином до області термоклина. Це екваторіальне під поверхнева течія в Тихому океані зазвичай називають плином Кромвелла. Нагадуючи в обсягом океану стрічку товщиною порядку всього 200 м і шириною 300 км, воно переміщується зі швидкістю до 150 см в сек. Ядро течії зазвичай збігається з термокліном і розташовується на екваторі або поблизу нього. Іноді воно піднімається до поверхні, але це трапляється рідко.

Циркуляція полярних вод

Циркуляція вод Світового океану в полярних районах північного і. Південної півкуль зовсім різна. Арктичний океан прихований під покровом дрейфуючій льодів. Існуючі відомості про течії в Північному Льодовитому океані вказують на наявність повільного перенесення води в напрямку проти годинникової стрілки. Вільному перемішуванню глибинних холодних вод Арктики з глибинними водами Атлантичного і Тихонов океанів перешкоджають два досить мілководних порогу між континентами. Глибина мілководного порогу в Беринговому протоці, що розділяє Чукотку та Аляску, не досягає і 100 м, але сильно перешкоджає водообміну між Атлантичним і Тихим океанами через Північний Льодовитий.

У південній півкулі все виглядає інакше. Широкий (300 миль) і глибокий (3000 м) протоку Дрейка - між Південною Америкою і Антарктидою - забезпечує безперешкодний водообмін між Атлантичним і Тихим океанами. Завдяки цьому спрямоване на схід Антарктична циркумполярної протягом простягається до дна і при розрахунковій величині витрати води виявляється найбільшим плином Світового океану.

Антарктична циркумполярної протягом приводиться в дію пануючими тут західними вітрами, а його середня швидкість і витрата води визначаються балансом між дотичної сили вітру на поверхні і силою тертя об дно. Встановлено, що над зниженнями дна протягом відхиляється на південь, а над підняттями - на північ, що вказує на безсумнівний вплив рельєфу дна на напрям цієї течії.

Найбільш добре виражені адвектівние потоки води в глибоководній області океанів відзначаються уздовж західних кордонів басейнів.

Хвилі і припливи

Хвилі регулярні і мають деякі загальні характеристики - довжину, амплітуду і період. Також наголошується швидкість поширення хвиль.

Довжина хвилі являє собою відстань між вершинами або підошвами хвиль, висота хвилі - вертикальна відстань від підошви до вершини, воно дорівнює подвоєною амплітуді, період дорівнює часу між моментами проходження двох послідовних вершин (або підошов) через одну і ту ж точку.

Висота брижів вимірюється приблизно сантиметром, а період становить близько однієї секунди і менше. Хвилі прибою досягають декількох метрів у висоту при періодах від 4 до 12 с.

Океанічні хвилі мають різні обриси і форми.

Хвилі, викликані місцевим вітром, називають вітровими. Інший тип хвиль - хвилі брижах, які повільно качають судно і при безвітряної погоди. Зибь утворюють хвилі, які зберігаються після того, як вони вийдуть їх області дії вітру.

При будь-якій швидкості вітру досягається якесь рівноважний стан, що виражається в явищі повністю розвиненого хвилювання, коли енергія, що передається вітром хвилях, дорівнює енергії, що передається вітром хвилях, дорівнює енергії, що втрачається при руйнуванні хвиль. Але для того, щоб утворилося повністю розвинене хвилювання, вітер повинен дути тривалий час і на великому просторі. Простір, що піддається впливу вітру, називається область розгону.

Цунамі

Цунамі поширюються хвилями від епіцентру підводних землетрусів. Район дії хвиль цунамі величезний.

Цунамі пов'язані безпосередньо з рухами земної кори. Дрібнофокусними землетрус, який викликає значні зсуви кори на дні океанів, викличе і цунамі. Але настільки ж сильний землетрус, не супроводжується скільки-небудь помітними переміщеннями кори, цунамі не викличе.

Цунамі виникає у вигляді одиночного імпульсу, передній фронт якого поширюється зі швидкістю мілководній хвилі. Оригінальний імпульс далеко не завжди забезпечує концентричне поширення енергії, а з нею і хвилі.

Припливи

Припливи - повільні підйоми і спади рівня води і переміщення її кромки. Приливообразующая сили - результат притягання Сонця і Місяця. Коли Сонце і Місяць знаходяться приблизно на одній лінії із Землею, тобто в періоди повного місяця і молодика, припливи виявляються найбільшими. Т.к. площині обертання Сонця і Місяця не паралельні, дія сил Місяця і Сонця змінюється по сезонах, а також залежно від фази Місяця. Приливообразующая сила Місяця приблизно вдвічі більше приливообразующей сили Сонця. Великі відмінності в амплітуді припливів на різних ділянках узбережжя визначаються головним чином формою океанічних басейнів.



Розділ 3. Світовий океан та його властивості

3.1 Властивості вод Світового океану

Вода - «універсальний розчинник»: у ній, хоча б в малій мірі, здатний розчинитися будь-який з елементів. Вода має найбільшу серед всіх звичайних рідин теплоємність, тобто для її нагрівання на один градус потрібно затратити більше тепла в порівнянні з іншими рідинами. Більше тепла потрібно і на її випаровування. Ці та інші особливості води мають величезне біологічне значення. Так, завдяки високій теплоємності води сезонні коливання температури повітря виявляються менше, ніж це було б в іншому випадку.

Температура всієї маси океанської води близько 4градусов за Цельсієм. Океани холодні. Вода в них прогрівається тільки біля самої поверхні, а з глибиною вона стає холодніше. Тільки 8% вод океану тепліше 10 град., Більше половини холодніше 2.3 град. З глибиною температура змінюється нерівномірно.

Вода - найбільш теплоємність тіло на Землі. Тому океан повільно нагрівається і повільно віддає тепло, служить акумулятором тепла. На його частку припадає понад 2/3 поглиненої сонячної радіації. Вона витрачається на випаровування, на нагрівання верхнього шару води до глибини приблизно 300 м, а також на нагрівання повітря.

Середня температура поверхневих вод океану більш +17 град., Причому в північній півкулі вона на 3 град. вище, ніж у південній. Найбільші температури води в північній півкулі спостерігаються в серпні, найменші - у лютому, в південній півкулі - навпаки. Добові і річні коливання температури води незначні: добові не перевищують 1 град., Річні становлять не більше 5 .. 10 град. в помірних широтах.[10]

Температура поверхневих вод зональна. У пріекваторіальних широтах температура весь рік 27 ... 28 град., В тропічних районах на заході океанів 20 ... 25 град., На сході 15 ... 20 град. (Через течій). У помірних широтах температура води плавно знижується від 10 до 0 град. в південній півкулі, в північній півкулі за тієї ж тенденції у західних берегів материків тепліше, ніж у східних, теж через течій. У приполярних районах температура води весь рік 0 ... -2 град., В центрі Арктики характерні багаторічні льоди потужністю до 5-7 м.

Максимальні температури поверхневих вод спостерігаються в тропічних морях і затоках: у Перській затоці більше 35 град, у Червоному морі 32 град. У придонних шарах Світового океану (М.О.) температури на всіх широтах низькі: від +2 на екваторі до -2 в Арктиці й Антарктиці.

При охолодженні морської води нижче точки замерзання утворюється морський лід.

Льодом постійно покрито 3 - 4% площі океану. Морський лід відрізняється від прісноводного в ряді відносин. У солоної води температура замерзання знижується в міру збільшення солоності. У діапазоні солоності від 30 до 35 проміле точка замерзання змінюється від -1.6 до -1.9 град.

Освіта морського льоду можна розглядати як замерзання прісної води з витісненням солей в осередку морської води усередині товщі льоду. Коли температура досягає точки замерзання, утворюються крижані кристали, які «оточують" не замерзлу воду. Незамерзаючих вода збагачується солями, витісненими кристалами льоду, що призводить до подальшого зниження точки замерзання води в цих осередках. Якщо кристали льоду в повному обсязі оточать збагачену солями незамерзаючих воду, вона буде опускатися і змішуватися з нижележащий морською водою. Якщо процес замерзання розтягнуто в часі, майже весь збагачений солями розсіл піде з льоду і його солоність виявиться близькою до нуля. При швидкому замерзанні велика частина розсолу захопити льодом і його солоність буде майже такою ж, як і солоність навколишнього води.

Зазвичай міцність морського льоду становить одну третину міцності прісноводного льоду тієї ж товщини. Однак старий морський лід (з дуже низькою солоністю) або лід, що утворився при температурі нижче точки кристалізації хлористого натрію, не поступається по міцності прісноводним кригами.

Замерзання морської води відбувається при негативних температурах: при середній солоності - близько -2 град. Чим вище солоність, тим нижче температура замерзання.

Для замерзання морської води необхідно, щоб або глибина була невелика, або нижче поверхневого шару на невеликих глибинах розташовувалася вода з більш високою солоністю. За наявності мілководного галокліна поверхнева вода, навіть охолодити до точки замерзання, буде легше, ніж більш тепла, але більш солона подстилающая вода.

Коли поверхневий шар води охолоне до точки замерзання і перестане заглиблюватися, почнеться льодоутворення. Поверхня моря набуває маслянистий, з особливим свинцевим відтінком вид. У міру зростання крижані кристали стають видимими і набувають форми голок. Ці кристали або голки змерзаються один з одним і утворюють тонкий шар льоду. Цей шар легко згинається під дією хвиль. Із збільшенням товщини лід втрачає еластичність, а потім крижаний покрив розламується на окремі шматки, дрейфуючі самостійно. Стикаючись між собою під час хвилювання, шматки льоду набувають округлі форми. Ці округлі шматки льоду від 50 см до 1 м в діаметрі називаються Блінчатое льодом. На наступному етапі замерзання шматки блінчатого льоду змерзаються і утворюють поля дрейфуючого льоду. Хвилі і припливи знову розламують поля льоду, формуючи гряди торосів, мають у багато разів більшу товщину в порівнянні з початковим крижаним покривом. У крижаному покриві утворюються ділянки чистої води - ополонки, які дозволяють підводним човнам спливати на поверхню навіть у Центральній Арктиці.

Утворення льоду значною мірою зменшує взаємодію океану з атмосферою, затримуючи поширення конвекції в глиб океану. Перенесення тепла повинен здійснюватися вже через лід - вельми поганий провідник тепла.

Товщина арктичного льоду близько 2 м, а температура повітря взимку в районі Північного полюса опускається до - 40 град. Лід діє як ізолятор, оберігаючи океан від вихолажіванія.[11]

Морський лід грає і іншу важливу роль в енергетичному бюджеті океану. Вода - хороший поглинач сонячної енергії. Навпаки, лід, особливо прісний, і сніг - дуже хороші відбивачі. Якщо чиста вода поглинає близько 80% падаючої радіації, то морський лід може відображати до 80%. Так присутність льоду значно зменшує нагрівання земної поверхні.

Льоди ускладнюють судноплавство, з айсбергами пов'язані катастрофи судів.

Айсберги поширюються набагато далі кордону морських льодів. Вони формуються на суші. Хоча лід являє собою тверде тіло, він все ж повільно тече. Сніг, накопичуючись в Гренландії, Антарктиді і горах високих широт, дає початок льодовиках, сповзаючим вниз. На лінії берега величезні блоки льоду відколюються від льодовика, народжуючи айсберги. Оскільки щільність льоду становить близько 90% щільність морської води, айсберги залишаються на плаву. Приблизно 80 - 90% об'єму айсберга знаходиться під водою. Цей обсяг залежить також від кількості повітряних включень. Після свого утворення айсберги захоплюються океанічними течіями і, потрапляючи в більш низькі широти, поступово тануть.

Велика частина айсбергів, які становлять небезпеку для судноводіння, зароджується на західному узбережжі Гренландії, північніше 68 30 пн.ш. Тут близько сотні льодовиків продукують близько 15000 айсбергів на рік. Спочатку ці айсберги дрейфують на північ разом з Західно-Гренландським перебігом, а потім повертають до півдня, захоплюємося Лабрадорським течією. Найбільше враження справляють айсберги, що відкололися від шельфового льодовика Росса - одного з унікальних явищ Антарктики. Він являє собою дуже потужний по товщині шар льоду, що спускається з материка і знаходиться на плаву. Від льодовика Росса відколюються величезні антарктичні айсберги.

Морський лід солонуватий, але солоність його в кілька разів менше солоності площі М.о. Крім слабосолених морських льодів в океанах є прісноводні річкові та материкові (айсберги) льоди. Під впливом вітрів і течій льоди з полярних районів виносяться в помірні широти і там тануть. розчиненими в ній хлоридами (більше 88%) і сульфатами (близько 11%). Солоний смак воді додає кухонна сіль, гіркий - солі магнію. Для океанської води характерно постійне процентне співвідношення різних солей, незважаючи на різну солоність. Солі, як і сама вода океанів, надходили на земну поверхню насамперед з надр Землі, особливо на зорі її формування. Солі приносяться в океан і річковими водами, багатими карбонатами (більше 60%). Однак, кількість карбонатів в океанській воді не збільшується і складає всього 0.3%. Це пояснюється тим, що вони випадають в осад, а також витрачаються на скелети і раковини тварин, споживаються водоростями, які після відмирання занурюються на дно.

У розподілі солоності поверхневих вод простежується зональність, обумовлена ??насамперед співвідношенням випадних атмосферних опадів і випаровування. Зменшують солоність стік річкових вод та тануть айсберги. У пріекваторіальних широтах, де опадів випадає більше, ніж випаровується, і великий річковий стік, солоність 34-35 проміле. У тропічних широтах мало опадів, але велике випаровування, тому солоність становить 37 проміле. У помірних широтах солоність близька до 35, а в приполярних - найменша (32-33 проміле), тому що кількість опадів тут більше випаровування, великий річковий стік, особливо сибірських річок, багато айсбергів, головним чином навколо Антарктиди і Гренландії.[12]

...