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.