7. Budowa wód oceanów.

Pozioma i pionowa struktura wód Oceanu Światowego. Pojęcie mas wodnych i frontów oceanicznych. Mechanizmy powstawania mas wodnych. Metody identyfikacji mas wodnych i frontów oceanicznych. Przemiany mas wodnych. Klasyfikacja mas wodnych i frontów oceanicznych.

Pionowe strefy strukturalne słupa wody Oceanu Światowego. Troposfera oceaniczna, stratosfera oceaniczna.

8. Dynamika wód Oceanu Światowego.

Główne siły działające w oceanie. Prądy oceaniczne: pojęcie, klasyfikacje. Teorie genezy prądów na Oceanie Światowym.

Główne systemy obiegu na Oceanie Światowym. głębokie krążenie. Konwergencja i dywergencja. Wiry oceaniczne.

Powstawanie i rozwój fal w oceanie. Klasyfikacja fal. Elementy falowe. Ocena stopnia falowania wiatru. Zachowanie się fal wiatrowych w pobliżu różnego rodzaju wybrzeży. Seishi, tsunami, fale wewnętrzne. Fale w cyklonach.

Podstawy klasycznej teorii fal morskich (teoria fal dla morza głębokiego, teoria fal dla morza płytkiego). Równanie bilansu energii fal. Metody obliczania fal wiatru.

Fizyczne wzorce formowania się pływów. Statyczna teoria pływów. Dynamiczna teoria pływów. Klasyfikacja i charakterystyka pływów. Nierówność pływów. Zjawiska pływowe w oceanie.

9. Poziom oceanu.

Pojęcie płaskiej powierzchni. Okresowe i nieokresowe wahania poziomu.

Poziom średniozaawansowany: pojęcie, rodzaje, metody definiowania. Hydrometeorologiczne przyczyny wahań poziomu. Dynamiczne przyczyny wahań poziomu.

Bilans wodny Oceanu Światowego i jego składników.

10. Lód morski w systemie klimatycznym.

Czynniki powstawania i topnienia lodu morskiego. Aktualny stan pokrywy lodowej morskiej.

Równanie bilansu lodu morskiego.

Wahania glacjalno-interglacjalne w plejstocenie. Wewnątrzsekularne zmiany w rozmieszczeniu lodu morskiego. Próg niestabilności. Samooscylacje w układzie „ocean – atmosfera – zlodowacenie”.

Lód morski jako czynnik zmian klimatycznych. Lód morski i cyrkulacja atmosferyczna.

11. Układ ocean-atmosfera.

Ogólna charakterystyka procesów interakcji oceanu z atmosferą. Skala interakcji. Bilans radiacyjny oceanu. Wymiana ciepła w układzie ocean-atmosfera i jego znaczenie dla klimatu. Równanie bilansu ciepła oceanu i jego analiza.

Wymiana wilgoci w układzie ocean-atmosfera. Bilans soli i jego związek z bilansem wodnym. Wymiana gazowa w układzie ocean-atmosfera.

Pojęcie cyklu hydrologicznego. Wzory powstawania cyklu hydrologicznego. Podstawowe równania opisujące ogniwo atmosferyczne cyklu hydrologicznego. Dynamiczna interakcja oceanu i atmosfery.

Wpływ oceanu na procesy klimatyczno-pogodowe w atmosferze.

KARTA EDUKACYJNO-METODYKOWA DYSCYPLINY EDUKACYJNEJ

CZĘŚĆ INFORMACYJNO-METODYKOWA

Literatura

Główny

Vorobyov V.N., Smirnov N.P. Oceanologia ogólna. Część 2. Procesy dynamiczne. - Petersburg: wyd. RSGM, 1999. - 236 s.

Jegorow N.I. Oceanografia fizyczna. - L.: Gidrometeoizdat, 1974. - 456 s.

Żukow LA Oceanologia ogólna: (podręcznik dla uczelni wyższych w specjalności „Oceanologia”). - L .: Gidrometeoizdat, 1976. - 376 s.

Malinin V.N. Oceanologia ogólna. Część 1. Procesy fizyczne. - Petersburg: wyd. RSGM, 1998. - 342 s.

Neshiba S. Oceanologia. Współczesne idee dotyczące płynnej skorupy Ziemi: Per. z angielskiego. – M.: Mir, 1991. – 414 s.

Shamraev Yu.I., Shishkina L.A. Oceanologia. - L.: Gidrometeoizdat, 1980. - 382 s.

Dodatkowy

Alekin O.A., Lyakhin Yu.I. Chemia oceaniczna. - L.: Gidrometeoizdat, 1984. - 344 s.

Bezrukow Yu.F. Wahania poziomu i fale w oceanach. Instruktaż. - Symferopol, 2001. - 52 s.

Bezrukow Yu.F. Oceanologia. Część 1. Zjawiska i procesy fizyczne w oceanie. - Symferopol, 2006 r. - 162 pkt.

Davydov L.K., Dmitrieva A.A., Konkina N.G. Hydrologia ogólna. - L.: Gidrometeoizdat, 1973. - 464 s.

Dolganovsky AM, Malinin V.N. Hydrosfera Ziemi. - Petersburg: Gidrometeoizdat, 2004. - 632 pkt.

Doronin Yu.P. Interakcja między atmosferą a oceanem. - L.: Gidrometeoizdat, 1981. - 288 s.

Doronin Yu.P. Fizyka oceanu. - Petersburg: wyd. RSGM, 2000 r. - 340 pkt.

Zakharov V.F., Malinin V.N. Lód morski i klimat. - Petersburg: Gidrometeoizdat, 2000. - 92 pkt.

Kagan BA Interakcja oceanu z atmosferą. - Petersburg: Gidrometeoizdat, 1992. - 335 s.

Lappo SS, Gulev SK, Rozhdestvensky A.E. Oddziaływanie termiczne na dużą skalę w układzie ocean-atmosfera i aktywnych energetycznie regionach Oceanu Światowego. - L.: Gidrometeoizdat, 1990. - 336 s.

Malinin V.N. Wymiana wilgoci w układzie ocean-atmosfera. - Petersburg: Gidrometeoizdat, 1994. - 198 pkt.

Monin A.S. Hydrodynamika atmosfery i oceanu oraz wnętrza Ziemi. - Petersburg: Gidrometeoizdat, 1999. - 524 pkt.

Peri A.H., Walker J.M. System ocean-atmosfera. - L.: Gidrometeizdat, 1979. - 193 s.

Eisenberg D., Kautsman V. Struktura i właściwości wody. - L.: Gidrometeoizdat, 1975. - 280 s.

Lista używanych narzędzi diagnostycznych

ankieta ustna,

ochrona abstrakcyjna,

weryfikacja prac rozliczeniowych i graficznych,

Orientacyjna lista zadań SMR

Temat "Metody pomiarów oceanologicznych".

Zadanie 1. Narysuj zeszyt ćwiczeń i przygotuj krótki opis zasady działania głównych przyrządów hydrologicznych (radiometr, batometr, sonda STD, manometry i termometry oceanograficzne, przyrządy do badań dna morskiego i badań biologicznych).

„Obserwacje rejsów po Oceanie Światowym”,

„Stacjonarne obserwacje na Oceanie Światowym”,

„Zdalne obserwacje Oceanu Światowego”,

„Metody bezpośrednich pomiarów oceanologicznych”,

„Metody pośrednich pomiarów oceanologicznych”,

„Metody poprawy jakości pomiarów oceanologicznych”,

„Główne rodzaje przetwarzania obserwacji oceanologicznych”,

„Matematyczne modelowanie procesów oceanologicznych”,

„Zastosowanie technologii GIS do rozwiązywania problemów oceanologicznych”,

„Oceanologiczne bazy danych”.

Temat "Pola grawitacyjne, magnetyczne i elektryczne oceanu".

Zadanie 1. Skonstruuj wykresy odzwierciedlające zależność przewodności elektrycznej wody morskiej: a) od zasolenia, b) od temperatury, c) od ciśnienia.

Zadanie 2. Umieść osie anomalii magnetycznych grzbietów śródoceanicznych na mapie konturowej Oceanu Światowego.

Temat „Anomalie właściwości fizycznych wody”.

Zadanie 1. Konstruować wykresy zależności temperatur zamarzania i największej gęstości wody od zasolenia i analizować je w odniesieniu do wód morskich i słonawych.

Zadanie 2. Niezależnie, po przepracowaniu źródeł literackich, przygotuj i wypełnij tabelę „Zmiana właściwości fizycznych wody podczas podstawienia izotopowego”.

Temat „Bilans wodny Oceanu Światowego i jego składników”.

Zadanie 1. Zbuduj i przeanalizuj tabelę „Średni rozkład równoleżnikowy składników bilansu wodnego Ziemi”.

Zadanie 2. Przygotuj w formie tekstowej analizę „Charakterystyka porównawcza składników bilansu wodnego oceanów” (według opcji: Atlantyk - Pacyfik, Pacyfik - Indian, Atlantyk - Indian, Arktyka - Indian)

Temat „Struktura pozioma wód oceanów”.

Zadanie 1. Umieść na mapie konturowej główne oceaniczne i dynamiczne fronty Oceanu Światowego.

Ćwiczenie 2. Zgodnie z zadaniem zadanym przez nauczyciela (w zależności od opcji) przeprowadź analizę graficzną krzywych T, S stacji oceanologicznej.

Temat „Pionowe strefy strukturalne wód Oceanu Światowego”.

Zadanie 1. Skonstruuj pionowe wykresy rozkładu temperatury i zasolenia dla różnych typów stratyfikacji na podstawie danych dostarczonych przez nauczyciela (wg opcji).

Zadanie 2. Przeanalizuj typy geograficzne rozkładu temperatury i zasolenia według głębokości w Oceanie Światowym (według opcji: zwrotnik - umiarkowane szerokości geograficzne, subtropikalny - subpolarny, równikowy - subtropikalny, zwrotnikowy - polarny).

Temat „Niepokój w oceanach”.

Zadanie 1. Narysuj wykres „Zmiana profilu fali trochoidalnej wraz z głębokością” i przygotuj jego analizę w formie tekstowej.

Zadanie 2. Niezależnie, po przepracowaniu źródeł literackich, przygotuj i wypełnij tabelę „Główne cechy fal translacyjnych i stojących z głębokością”

Temat „Wpływ oceanu na procesy klimatyczno-pogodowe w atmosferze”.

Zadanie 1. Przygotować w formie tekstowej analizę porównawczą danych mapy „Ciepło odbierane lub tracone przez powierzchnię oceanu w wyniku działania prądów morskich” (wg opcji: Atlantyk – Pacyfik, Pacyfik – Indian, Atlantyk – Indian, Arktyka - Indian).

Zadanie 2. Przygotuj i obroń esej na jeden z następujących tematów:

1) „Małoskalowe oddziaływanie oceanu i atmosfery”,

2) „Interakcja mezoskalowa oceanu i atmosfery”,

3) „Wielkoskalowe oddziaływanie oceanu i atmosfery”,

4) system „El Niño-Southern Oscillation” jako przejaw zmienności międzyrocznej systemu „ocean-atmosfera”,

5) „Odpowiedź układu „ocean-atmosfera” na zmiany albedo powierzchni lądu”,

6) „Reakcja układu „ocean-atmosfera” na zmianę stężenia atmosferycznego CO 2”,

7) „Reakcja układu „ocean-atmosfera” na zmianę stosunku powierzchni oceanu do lądu”,

8) „Reakcja układu „ocean-atmosfera” na zmiany pokrywy roślinnej”,

9) „Przenikanie ciepła w układzie „ocean – atmosfera”,

10) „Wymiana wilgoci w układzie „ocean-atmosfera”.

PROTOKÓŁ ZATWIERDZENIA PROGRAMU NAUCZANIA HEI

UZUPEŁNIENIA I ZMIANY W PROGRAMIE HEI

za _____/_____ rok akademicki

... dyscypliny « Fizyczny geografia kontynentu i oceany» student musi: Wiedz: stan i perspektywy rozwoju nauki, jej rola we współczesnej nauce wiedza ...

Właściwości i dynamika wód oceanicznych, wymiana energii i substancji zarówno w Oceanie Światowym, jak i między oceanosferą a atmosferą są silnie uzależnione od procesów, które determinują naturę całej naszej planety. Jednocześnie sam Ocean Światowy ma wyjątkowo silny wpływ na procesy planetarne, czyli na te procesy, z którymi wiąże się powstawanie i zmiana charakteru całego globu.

Główne fronty oceaniczne niemal pokrywają się z frontami atmosferycznymi. Znaczenie frontów głównych polega na tym, że oddzielają one ciepłą i silnie zasoloną sferę Oceanu Światowego od zimnej i nisko zasolonej. Poprzez główne fronty wewnątrz kolumny oceanu następuje wymiana własności między niskimi i wysokimi szerokościami geograficznymi, a ostatnia faza tej wymiany jest zakończona. Oprócz frontów hydrologicznych wyróżnia się fronty klimatyczne oceanu, co jest szczególnie ważne, ponieważ fronty klimatyczne oceanu, mające skalę planetarną, podkreślają ogólny obraz strefowości rozkładu cech oceanologicznych i struktury dynamiczny system obiegu wody na powierzchni Oceanu Światowego. Służą również jako podstawa stref klimatycznych. Obecnie w oceanosferze występuje dość duża różnorodność frontów i stref frontalnych. Można je traktować jako granice wód o różnej temperaturze i zasoleniu, prądach itp. Połączenie w przestrzeni mas wodnych i granic między nimi (frontami) tworzy horyzontalną strukturę hydrologiczną wód poszczególnych regionów i Oceanu jako cały. Zgodnie z prawem strefowości geograficznej wyróżnia się następujące najważniejsze typy w strukturze horyzontalnej wód: równikowe, tropikalne, subtropikalne, subarktyczne (subpolarne) i subantarktyczne, arktyczne (polarne) i antarktyczne. Każda pozioma strefa strukturalna ma odpowiednio własną strukturę pionową, na przykład strefę strukturalną powierzchni równikową, pośrednią równikową, głęboką równikową, równikową przy dnie i odwrotnie, poziome strefy strukturalne można wyróżnić w każdej pionowej warstwie strukturalnej . Ponadto w ramach każdej struktury poziomej wyróżnia się bardziej ułamkowe podziały, na przykład strukturę perusko-chilijską lub kalifornijską itp., Co ostatecznie determinuje różnorodność wód Oceanu Światowego. Granicami wydzielenia pionowych stref strukturalnych są warstwy graniczne, a najważniejszymi rodzajami wód o strukturze poziomej są fronty oceaniczne.

· Pionowa struktura wód oceanicznych

W każdej strukturze masy wodne o tej samej nazwie pod względem układu pionowego w różnych regionach geograficznych mają różne właściwości. Oczywiście w pobliżu Wysp Aleuckich, u wybrzeży Antarktydy lub na równiku słup wody różni się wszystkimi właściwościami fizycznymi, chemicznymi i biologicznymi. Masy wód tego samego typu łączy jednak wspólność ich pochodzenia, bliskie warunki przekształceń i rozmieszczenia, zmienność sezonowa i długookresowa.

Masy wód powierzchniowych są najbardziej podatne na hydrotermodynamiczny wpływ całego kompleksu warunków atmosferycznych, w szczególności roczne wahania temperatury powietrza, opadów, wiatrów i wilgotności. Transportowane prądami z obszarów formacji na inne obszary, wody powierzchniowe stosunkowo szybko ulegają przekształceniu i nabierają nowych właściwości.

Wody pośrednie powstają głównie w strefach klimatycznie stacjonarnych frontów hydrologicznych lub w morzach typu śródziemnomorskiego pasów subtropikalnych i tropikalnych. W pierwszym przypadku powstają jako świeże i stosunkowo zimne, aw drugim jako ciepłe i słone. Czasami wyróżnia się dodatkowy związek strukturalny - podpowierzchniowe wody pośrednie położone na stosunkowo płytkiej głębokości pod powierzchnią. Tworzą się w obszarach intensywnego parowania z powierzchni (wody słone) lub w obszarach silnego ochłodzenia zimowego w subarktycznych i arktycznych rejonach oceanów (zimna warstwa pośrednia).

Główną cechą wód pośrednich w porównaniu z wodami powierzchniowymi jest ich prawie całkowita niezależność od wpływów atmosferycznych na całej drodze dystrybucji, chociaż ich właściwości w źródle formacji różnią się zimą i latem. Powstają one najwyraźniej w wyniku konwekcji na powierzchni iw warstwach podpowierzchniowych, a także w wyniku dynamicznego osiadania w strefach frontów i zbieżności prądów. Wody pośrednie rozprzestrzeniają się głównie wzdłuż powierzchni izopikalnych. Języki o zwiększonym lub zmniejszonym zasoleniu, znajdujące się na odcinkach południkowych, przecinają główne strumienie strefowe cyrkulacji oceanicznej. Zaawansowanie jąder wód pośrednich w kierunku języków nie zostało jeszcze w zadowalający sposób wyjaśnione. Możliwe, że odbywa się to przez mieszanie boczne (poziome). W każdym razie cyrkulacja geostroficzna w jądrze wód pośrednich powtarza główne cechy cyklu cyrkulacji podzwrotnikowej i nie różni się w skrajnych składowych południkowych.

Masy wód głębokich i przydennych powstają na dolnej granicy wód pośrednich poprzez ich mieszanie i przekształcanie. Jednak za główne źródła pochodzenia tych wód uważa się szelfowe i kontynentalne zbocza Antarktydy, a także arktyczne i subpolarne regiony Oceanu Atlantyckiego. Wiążą się więc z konwekcją termiczną w strefach polarnych. Ponieważ procesy konwekcji mają wyraźny przebieg roczny, intensywność powstawania oraz cykliczność w czasie i przestrzeni właściwości tych wód musi charakteryzować się sezonową zmiennością. Ale te procesy prawie nie są badane.

Wspomniana wcześniej wspólność mas wodnych tworzących pionową strukturę oceanu dała podstawy do wprowadzenia uogólnionej koncepcji stref strukturalnych. Wymiana właściwości i mieszanie wód w kierunku poziomym zachodzi na granicach głównych makroskalowych elementów obiegu wody, wzdłuż których przechodzą fronty hydrologiczne. W ten sposób obszary wodne mas wodnych są bezpośrednio związane z głównymi obiegami wody.

Na podstawie analizy dużej liczby uśrednionych krzywych T, S w całym Oceanie Spokojnym zidentyfikowano 9 typów struktur (z północy na południe): subarktyczne, subtropikalne, tropikalne i wschodnio-tropikalne północne, równikowe, tropikalne i subtropikalne południowe , subantarktyczny, antarktyczny. Północna subarktyka i obie struktury podzwrotnikowe mają odmiany wschodnie, ze względu na specyficzny reżim wschodniej części oceanu u wybrzeży Ameryki. Północno-wschodnia struktura tropikalna również grawituje w kierunku wybrzeży Kalifornii i południowego Meksyku. Granice między głównymi typami konstrukcji są wydłużone w kierunku równoleżnikowym, z wyjątkiem odmian wschodnich, w których granice zachodnie mają orientację południkową.

Granice między typami struktur w północnej części oceanu są zgodne z granicami rodzajów stratyfikacji pionowych profili temperatury i zasolenia, chociaż materiały źródłowe i sposób ich otrzymywania są różne. Ponadto zestaw typów pionowych profili T i S określa struktury i ich granice znacznie bardziej szczegółowo.

Subarktyczna struktura wód charakteryzuje się wertykalnym monotonnym wzrostem zasolenia i bardziej złożoną zmianą temperatury. Na głębokości 100 - 200 m w zimnej warstwie podpowierzchniowej obserwuje się największe gradienty zasolenia wzdłuż całego pionu. Ciepłą warstwę pośrednią (200 - 1000 m) obserwuje się, gdy gradienty zasolenia są osłabione. Warstwa wierzchnia (do 50 - 75 m) podlega ostrym zmianom sezonowym w obu właściwościach.

Między 40 a 45° N. cii. istnieje strefa przejściowa między strukturami subarktycznymi i subtropikalnymi. Ruch na wschód od 165° - 160° W. itd. przechodzi bezpośrednio do wschodnich odmian struktur subarktycznych, subtropikalnych i tropikalnych. Na powierzchni oceanu na głębokości 200 mi częściowo 800 m w całej tej strefie występują wody o podobnych właściwościach, które należą do masy wód subtropikalnych.

Subtropikalna struktura podzielona jest na warstwy, w których znajdują się odpowiednie masy wody o różnym zasoleniu. Warstwa przypowierzchniowa o podwyższonym zasoleniu (60 - 300 m) charakteryzuje się zwiększonymi pionowymi gradientami temperatury. Prowadzi to do zachowania stabilnej pionowej stratyfikacji wód według gęstości. Poniżej 1000 - 1200 m są głębokie, a głębsze niż 3000 m - wody denne.

Wody tropikalne mają znacznie wyższe temperatury powierzchni. Warstwa podpowierzchniowa o zwiększonym zasoleniu jest cieńsza, ale ma większe zasolenie.

W warstwie pośredniej zmniejszone zasolenie nie jest wyraźne ze względu na odległość od źródła formacji na froncie subarktycznym.

Strukturę równikową charakteryzuje warstwa powierzchniowa odświeżona (do 50-100 m) z wysoką temperaturą na zachodzie i znacznym jej spadkiem na wschodzie. Zasolenie również spada w tym samym kierunku, tworząc wschodnią równikowo-tropikalną masę wodną u wybrzeży Ameryki Środkowej. Warstwa przypowierzchniowa o zwiększonym zasoleniu zajmuje średnią miąższość od 50 do 125 m, a pod względem zasolenia jest nieco mniejsza niż w strukturach tropikalnych obu półkul. Woda pośrednia ma tutaj pochodzenie południowe, subantarktyczne. Podczas długiej podróży jest intensywnie wypłukiwany, a jego zasolenie jest stosunkowo wysokie – 34,5 – 34,6%. Na północy struktury równikowej obserwuje się dwie warstwy o niskim zasoleniu.

Struktura wód półkuli południowej ma cztery typy. Bezpośrednio do równika przylega tropikalna struktura, która rozciąga się na południe do 30°S. cii. na zachodzie i do 20 ° S. cii. na wschodzie oceanu. Posiada najwyższe zasolenie na powierzchni iw warstwie podpowierzchniowej (do 36,5°/oo) oraz maksymalną temperaturę dla części południowej. Warstwa podpowierzchniowa o dużym zasoleniu sięga do głębokości od 50 do 300 m. Szczególnie niskie zasolenie odnotowuje się na wschodzie struktury tropikalnej. Wody głębokie i przydenne mają temperaturę 1 - 2°C i zasolenie 34,6 - 34,7°/OO.

Południowa struktura subtropikalna różni się od północnej większym zasoleniem na wszystkich głębokościach. Ta struktura ma również podpowierzchniową warstwę soli, ale często dochodzi do powierzchni oceanu. W ten sposób tworzy się szczególnie głęboka, niekiedy do 300 - 350 m, powierzchowna, prawie jednolita warstwa o zwiększonym zasoleniu - do 35,6 - 35,7°/OO. Na największej głębokości (do 1600 – 1800 m) znajdują się wody pośrednie o niskim zasoleniu o zasoleniu do 34,2 – 34,3%.

W strukturze subantarktycznej zasolenie powierzchni spada do 34,1 - 34,2%, a temperatura - do 10 - 11°C. W rdzeniu warstwy o zwiększonym zasoleniu wynosi 34,3 - 34,7% o na głębokości 100 - 200 m, w rdzeniu wód pośrednich o niskim zasoleniu spada do 34,3% o, a w wodach głębokich i przydennych wynosi to samo co ogólnie dla Oceanu Spokojnego - 34,6 - 34,7°/oo.

W strukturze Antarktyki zasolenie wzrasta monotonnie w kierunku dna od 33,8 - 33,9% do wartości maksymalnych w wodach głębokich i przydennych Oceanu Spokojnego: 34,7 - 34,8°/oo. W rozwarstwieniu temperaturowym powracają zimne warstwy podpowierzchniowe i ciepłe warstwy pośrednie. Pierwsza z nich znajduje się na głębokościach 125 – 350 m przy temperaturze do 1,5° w lecie, a druga – od 350 do 1200 – 1300 m przy temperaturze do 2,5°. Wody głębokie mają tu najwyższą dolną granicę - do 2300 m.

(około 70%), składający się z wielu pojedynczych składników. Wszelkie analizy struktury M.o. związane z częściowymi strukturami składowymi oceanu.

Budowa hydrologiczna MO.

stratyfikacja temperatury. W 1928 r. Defant sformułował teoretyczne stanowisko dotyczące poziomego podziału MO na dwie warstwy wody. Górna część to troposfera oceaniczna, czyli „Ciepły ocean” i stratosfera oceaniczna, czyli „Zimny ​​ocean”, a granica między nimi przebiega ukośnie, zmieniając położenie od prawie pionowego do poziomego. Na równiku granica znajduje się na głębokości około 1 km, na szerokościach polarnych może przebiegać prawie pionowo. Wody „ciepłego” oceanu są lżejsze od wód polarnych i znajdują się na nich jak na płynnym dnie. Pomimo tego, że ciepły ocean jest prawie wszędzie, a zatem granica między nim a oceanem zimnym jest znaczna, wymiana wody między nimi zachodzi tylko w nielicznych miejscach, ze względu na podnoszenie się wód głębokich (upwelling) lub zatapianie ciepłych wód (downwelling) .

Geofizyczna struktura oceanu(obecność pól fizycznych). Jednym z czynników jego obecności jest wymiana termodynamiczna między oceanem a atmosferą. Według Shuleikina (1963) ocean należy traktować jako maszynę cieplną działającą w kierunku południkowym. Równik to grzejnik, a bieguny to lodówki. Ze względu na cyrkulację atmosfery i prądy oceaniczne następuje stały odpływ ciepła z równika do biegunów. Równik dzieli oceany na 2 części z częściowo izolowanymi systemami prądów, a kontynenty dzielą M.o. do regionów. Tak więc oceanografia dzieli MO na 7 części: 1) Arktykę, 2) północną część Atlantyku, 3) północną część Indian, 4) północną część Pacyfiku, 5) południową część Atlantyku 6) południowa część Pacyfiku, 7) południowa część Indian.

W oceanie, podobnie jak w innych miejscach w kopercie geograficznej, występują powierzchnie graniczne (ocean/atmosfera, wybrzeże/ocean, masa dna/woda, zimna/ciepła woda morska, bardziej zasolona/mniej zasolona woda morska itp.). Ustalono, że największa aktywność procesów chemicznych zachodzi właśnie na powierzchniach granicznych (Aizatulin, 1966). Wokół każdej takiej powierzchni występuje zwiększone pole aktywności chemicznej i anomalie fizyczne. MO dzieli się na warstwy aktywne, których grubość zbliżając się do granicy, która je generuje, zmniejsza się do poziomu molekularnego, a aktywność chemiczna i ilość energii swobodnej wzrasta do maksimum. W przypadku przekroczenia kilku granic wszystkie procesy są jeszcze bardziej aktywne. Największą aktywność obserwuje się na wybrzeżach, na krawędzi lodowej, na frontach oceanicznych (VM o różnym pochodzeniu i charakterystyce).

Najbardziej aktywny:

1. strefa równikowa, gdzie stykają się VM północnej i południowej części oceanów, wirując w przeciwnych kierunkach (zgodnie lub przeciwnie do ruchu wskazówek zegara).
2. strefy kontaktu wód oceanicznych z różnych głębokości. W obszarach upwellingu na powierzchnię wypływają wody stratosfery, w których rozpuszcza się duża ilość substancji mineralnych, będących pokarmem dla roślin. W obszarach downwellin bogata w tlen woda powierzchniowa opada na dno oceanu. Na takich obszarach biomasa wzrasta 2 razy.
3. obszary hydrotermalne (wulkany podwodne). Tutaj powstają „ekologiczne oazy” oparte na chemosyntezie. W nich organizmy występują w temperaturach do +400ºС i zasoleniu do 300 ‰. Tutaj znaleziono archeobakterie, które umierają w temperaturze +100ºС z powodu hipotermii i są spokrewnione z tymi, które istniały na Ziemi 3,8 miliarda lat temu, włosienicami - żyjącymi w roztworach przypominających kwas siarkowy w temperaturze +260ºС.
4. ujścia rzek.
5. cieśnina.
6. podwodne bystrza

Najmniej aktywne są centralne części oceanów, położone najdalej od dna i wybrzeży.

struktura biologiczna.

Do połowy lat 60. Wierzono, że ocean może wyżywić ludzkość. Okazało się jednak, że tylko około 2% mas wód oceanicznych jest nasyconych życiem. Istnieje kilka podejść do scharakteryzowania biologicznej struktury oceanu.

1. Podejście to wiąże się z identyfikacją nagromadzeń życia w oceanie. Wyróżnia się tu 4 statyczne nagromadzenia życia: 2 filmy życia, powierzchniowe i przydenne o grubości około 100 m oraz 2 skupiska życia: przybrzeżne i Sargasso - nagromadzenie organizmów w otwartym oceanie, gdzie dno nie odgrywa żadnej roli , związane z podnoszeniem się i opadaniem wody w oceanie, strefy czołowe w oceanie

2. Podejście Zenkiewicza wiąże się z identyfikacją symetrii w oceanie. Tutaj występują 3 płaszczyzny symetrii w zjawiskach środowiska biotycznego: równikowa, 2 południkowe przechodzące odpowiednio w centrum oceanu i w centrum lądu. W stosunku do nich następuje zmiana biomasy z wybrzeża do centrum oceanu, biomasa maleje. Pasy równoleżnikowe w oceanie wyróżniają się w stosunku do równika.

   1. strefa równikowa o długości około 100 (od 5 0 N do 5 0 S) to pasmo bogate w życie. Wiele gatunków z niewielką ilością każdego. Łowienie ryb jest zazwyczaj mało opłacalne.
   2. strefy podzwrotnikowo-tropikalne (2) - strefy pustyń oceanicznych. Gatunków jest całkiem sporo, fitoplankton jest aktywny przez cały rok, ale bioproduktywność jest bardzo niska. Maksymalna liczba organizmów żyje na rafach koralowych i namorzynach (przybrzeżne formacje roślinne częściowo zalane).
   3. strefy o umiarkowanych szerokościach geograficznych (2 strefy) mają najwyższą bioproduktywność. Różnorodność gatunkowa w porównaniu z równikiem gwałtownie spada, ale liczba osobników jednego gatunku gwałtownie wzrasta. Są to obszary aktywnego wędkowania. 4) strefy polarne - obszary o minimalnej biomasie ze względu na zatrzymanie fotosyntezy fitoplanktonu zimą.

3. Klasyfikacja ekologiczna. Przydziel ekologiczne grupy żywych organizmów.

   1. plankton (z greckiego Planktos - wędrujący), zespół organizmów żyjących w słupie wody, które nie są w stanie oprzeć się przenoszeniu przez prąd. Składa się z bakterii, okrzemek i kilku innych alg (fitoplankton), pierwotniaków, niektórych koelenteratów, mięczaków, skorupiaków, ikry i larw ryb, larw bezkręgowców (zooplankton).
   2. nekton (z greckiego nektos - pływający), zestaw aktywnie pływających zwierząt, które żyją w słupie wody, potrafią oprzeć się prądowi i pokonywać znaczne odległości. Nekton obejmuje kalmary, ryby, węże morskie i żółwie, pingwiny, wieloryby, płetwonogie itp.
   3. bentos (z gr. bentos - głębokość), zbiór organizmów żyjących na ziemi iw glebie dna zbiorników. Niektóre z nich poruszają się po dnie: rozgwiazdy, kraby, jeżowce. Inne przyczepiają się do dna - koralowce, przegrzebki, glony. Niektóre ryby pływają przy dnie lub leżą na dnie (płaszczki, flądry), potrafią zakopać się w ziemi.
   4. Wyróżnia się również inne, mniejsze grupy ekologiczne organizmów: pleuston - organizmy unoszące się na powierzchni; neuston - organizmy, które przyczepiają się do filmu wodnego od góry lub od dołu; hyponeuston - żyj bezpośrednio pod filmem wody.

1. Jedność MO
2. W strukturze MO wyróżnia się struktury kołowe.
3. Ocean jest anizotropowy, tj. przenosi wpływ sąsiednich powierzchni z różnymi prędkościami w różnych kierunkach. Kropla wody z powierzchni Atlantyku na dno przesuwa się o 1000 lat, a ze wschodu na zachód z 50 dni do 100 lat.
4. Ocean ma strefę pionową i poziomą, co prowadzi do powstania wewnętrznych granic niższego rzędu w oceanie.
5. Znaczące wymiary MO przesuwają w nim dolną granicę GO na głębokość 11 km.

1. niska dostępność dla ludzi;
2. trudności w opracowaniu technologii do badania oceanu;
3. krótki okres czasu, w którym bada się ocean.

Struktura Oceanu Światowego jest jego strukturą - pionowe rozwarstwienie wód, strefowość pozioma (geograficzna), charakter mas wodnych i frontów oceanicznych.

Rozwarstwienie pionowe oceanów

W przekroju pionowym słup wody rozpada się na duże warstwy, podobne do warstw atmosfery. Nazywane są również sferami. Wyróżnia się cztery sfery (warstwy):

Górną sferę tworzy bezpośrednia wymiana energii i materii z troposferą w postaci układów mikrokrążenia. Obejmuje warstwę o grubości 200-300 m. Ta górna sfera charakteryzuje się intensywnym mieszaniem, przenikaniem światła i znacznymi wahaniami temperatury.

Górna sfera rozpada się na następujące częściowe warstwy:

• a) najwyższa warstwa ma kilkadziesiąt centymetrów grubości;
• b) warstwa efektu wiatru o głębokości 10-40 cm; uczestniczy w ekscytacji, reaguje na pogodę;
• c) warstwa skoku temperatury, w której gwałtownie spada z górnej ogrzanej warstwy do dolnej warstwy, na którą nie wpływają fale i nie jest ogrzewana;
• d) warstwa przenikania sezonowej cyrkulacji i zmienności temperatury.

Prądy oceaniczne zwykle wychwytują masy wody tylko w górnej sferze.

Kula pośrednia rozciąga się na głębokości 1500 - 2000 m; jej wody powstają z wód powierzchniowych, kiedy toną. Jednocześnie są schładzane i zagęszczane, a następnie mieszane w kierunkach poziomych, głównie ze składnikiem strefowym. Dominują poziome transfery mas wodnych.

Kula głęboka nie sięga dna na około 1000 m. Charakterystyczną cechą tej kuli jest pewna jednolitość. Miąższość ITS wynosi około 2000 m i skupia ponad 50% całej wody w oceanach.

Kula denna zajmuje najniższą warstwę oceanu i rozciąga się na odległość około 1000 m od dna. Wody tej sfery tworzą się w zimnych strefach Arktyki i Antarktyki i przemieszczają się po rozległych przestrzeniach wzdłuż głębokich basenów i rowów. Odbierają ciepło z wnętrzności Ziemi i wchodzą w interakcję z dnem oceanu. Dlatego podczas ich ruchu ulegają znacznym przekształceniom.

9.10 Masy wodne i fronty oceaniczne w górnym oceanie

Masa wodna to stosunkowo duża objętość wody, która powstaje na pewnym obszarze Oceanu Światowego i przez długi czas ma prawie stałe właściwości fizyczne (temperatura, światło), chemiczne (gazy) i biologiczne (plankton). Masa wody porusza się jako całość. Jedna masa jest oddzielona od drugiej frontem oceanu.

Wyróżnia się następujące rodzaje mas wodnych:

• 1. Masy wód równikowych są ograniczone przez fronty równikowe i podrównikowe. Charakteryzują się najwyższą temperaturą na otwartym oceanie, niskim zasoleniem (do 34-32‰), minimalną gęstością, wysoką zawartością tlenu i fosforanów.
• 2. Tropikalne i subtropikalne masy wodne powstają na obszarach tropikalnych antycyklonów atmosferycznych i są ograniczone od strony stref umiarkowanych tropikalnymi frontami północnym i zwrotnikowymi południowymi, a subtropikalnymi - północnymi frontami umiarkowanymi i północnymi południowymi. Charakteryzują się wysokim zasoleniem (do 37‰ i więcej) oraz wysoką przezroczystością, brakiem soli odżywczych i planktonu. Ekologicznie tropikalne masy wodne to pustynie oceaniczne.
• 3. Umiarkowane masy wody znajdują się na umiarkowanych szerokościach geograficznych i są ograniczone od strony biegunów frontami Arktyki i Antarktyki. Charakteryzują się dużą zmiennością właściwości zarówno w szerokościach geograficznych, jak i porach roku. Umiarkowane masy wodne charakteryzują się intensywną wymianą ciepła i wilgoci z atmosferą.
• 4. Masy wód polarnych Arktyki i Antarktyki charakteryzują się najniższą temperaturą, największą gęstością i wysoką zawartością tlenu. Wody Antarktyki intensywnie opadają w sferę przydenną i dostarczają jej tlen.

Przyczyny zaburzające równowagę: Prądy Przypływy i odpływy Zmiany ciśnienia atmosferycznego Wiatr Linia brzegowa Odpływ wody z lądu

Ocean światowy to system naczyń połączonych. Ale ich poziom nie zawsze i wszędzie jest taki sam: na jednej szerokości geograficznej wyżej w pobliżu zachodniego wybrzeża; na jednym południku wznosi się z południa na północ

Układy cyrkulacyjne Przemieszczanie poziome i pionowe mas wody odbywa się w postaci układu wirów. Wiry cykloniczne - zbiornik wodny porusza się w kierunku przeciwnym do ruchu wskazówek zegara i unosi się. Wiry antycyklonowe - masa wody porusza się zgodnie z ruchem wskazówek zegara i opada. Oba ruchy są generowane przez czołowe perturbacje atmosfery-hydrosfery.

Konwergencja i dywergencja Konwergencja to zbieżność mas wody. Poziom oceanu się podnosi. Ciśnienie i gęstość wody wzrasta i spada. Dywergencja to rozbieżność mas wody. Poziom oceanu spada. Podnosi się głęboka woda. http://www. youtube. com/oglądaj? v=dce. Mój k. G2j. kw

Rozwarstwienie pionowe Kula górna (200 -300 m.) A) warstwa górna (kilka mikrometrów) B) warstwa efektu wiatru (10 -40 m.) C) warstwa skoku temperatury (50 -100 m.) D) warstwa sezonowej penetracji cyrkulacji i zmienność temperatury Prądy oceaniczne wychwytują tylko masy wody górnej sfery.

Kula głęboka Nie sięga dna na 1000 m.