A superfície dos oceanos e mares cobre cerca de 70% da superfície do nosso planeta. Este é um mundo inteiro sobre o qual sabemos ainda menos do que sobre o mundo chamado terra. Vamos tocá-lo com apenas algumas palavras, porque, tendo dito a palavra "água", é simplesmente impossível não dizer a palavra "mar".

A água do mar é muito complexa em composição e contém quase todos os elementos de D.I. Mendeleiev. Por exemplo, há cerca de três bilhões de toneladas de ouro só nele, ou seja, tanto em peso quanto todos os peixes nos mares e oceanos. No entanto, é um ambiente muito estável. Nas partes abertas do Oceano, a água do mar contém em média 35 g / kg de sais, no Mediterrâneo - 38 g / kg, no Báltico - 7 g / kg, no Mar Morto - 278 g / kg. Os sais na água do mar estão principalmente na forma de compostos, sendo os principais cloretos (88% do peso de todos os sais dissolvidos). sólidos), seguido por sulfatos (10,8%) e carbonatos (0,3%), o restante (0,2%) inclui compostos de silício, nitrogênio, fósforo e substâncias orgânicas.

O sabor salgado da água depende do teor de cloreto de sódio, caso contrário, o sal de mesa, o sabor amargo é formado por cloreto de magnésio, sulfato de sódio e magnésio. A reação levemente alcalina da água do mar, cujo pH é 8,38-8,40, depende da quantidade predominante de elementos alcalinos: sódio, cálcio, magnésio, potássio.

Em sua composição, a água do mar é muito semelhante à composição salina do sangue humano. Durante a Grande Guerra Patriótica, quando havia escassez de doadores de sangue, os médicos soviéticos administravam água do mar por via intravenosa como substituto do sangue.

O oceano é o acumulador de vida em nosso planeta. A principal característica do oceano, se o considerarmos como um espaço vivo, é que a coluna de água é habitada em todas as três dimensões desde a superfície até os sedimentos do fundo. A base da vida no oceano é o plâncton.

R A distribuição da salinidade nos oceanos depende principalmente das condições climáticas, embora a salinidade seja parcialmente influenciada por vários outros fatores, especialmente a natureza e direção das correntes. Fora da influência direta da terra, a salinidade das águas superficiais dos oceanos varia de 32 a 37,9 ppm.

A distribuição da salinidade sobre a superfície do oceano fora da influência direta do escoamento da terra é determinada principalmente pelo equilíbrio do fluxo de entrada e saída de água doce. Se a afluência de água doce (precipitação + condensação) for maior que a sua vazão (evaporação), ou seja, o balanço afluência-saída de água doce for positivo, a salinidade das águas superficiais ficará abaixo do normal (35 ppm). Se a entrada de água doce for menor que a vazão, ou seja, o saldo de receitas e despesas for negativo, a salinidade será superior a 35 ppm.

Uma diminuição da salinidade é observada perto do equador, em uma zona calma. A salinidade aqui é de 34-35 ppm, já que aqui um grande número de a precipitação atmosférica excede a evaporação.

Ao norte e ao sul daqui, a salinidade sobe primeiro. A região de maior salinidade encontra-se nos ventos alísios (entre aproximadamente 20 e 30° de latitude norte e sul). Vemos no mapa que essas bandas são especialmente pronunciadas no Oceano Pacífico. No Oceano Atlântico, a salinidade é geralmente maior do que em outros oceanos, e os máximos estão localizados apenas nos trópicos de Câncer e Capricórnio. No Oceano Índico, o máximo é de cerca de 35°S. sh.

Ao norte e ao sul de seu máximo, a salinidade diminui e nas latitudes médias da zona temperada está abaixo do normal; é ainda menos no Oceano Ártico. A mesma diminuição na salinidade é observada na bacia circumpolar sul; aí chega a 32 ppm e até mais baixo.

Esta distribuição desigual da salinidade depende da distribuição da pressão barométrica, ventos e precipitação. Na zona equatorial, os ventos não são fortes, a evaporação não é grande (embora seja quente, o céu está coberto de nuvens); o ar é úmido, contém muito vapor e há muita precipitação. Devido à relativamente pequena evaporação e diluição da água salgada com a precipitação, a salinidade torna-se um pouco mais baixa do que o normal. Ao norte e ao sul do equador, até 30 ° N. sh. e você. sh., - uma área de alta pressão barométrica, o ar puxa em direção ao equador: os ventos alísios sopram (ventos constantes de nordeste e sudeste).

As correntes de ar descendentes, características de áreas de alta pressão, que descem à superfície do oceano, aquecem e afastam-se do estado de saturação; nebulosidade é pequena, há pouca precipitação, ventos frescos contribuem para a evaporação. Devido à grande evaporação, o balanço de entrada e saída de água doce é negativo, a salinidade é maior que o normal.

Mais ao norte e ao sul sopram ventos bastante fortes, principalmente de sudoeste e noroeste. A umidade aqui é muito maior, o céu está coberto de nuvens, há muita precipitação, o saldo de entrada e saída de água doce é positivo, a salinidade é inferior a 35 ppm. Nas regiões circumpolares, o derretimento do gelo que é realizado também aumenta a oferta de água doce.

A diminuição da salinidade nos países polares é explicada pela baixa temperatura nessas áreas, evaporação insignificante e grandes nuvens. Além disso, vastas extensões de terra com grandes rios caudalosos se juntam aos mares polares do norte; um grande influxo de água doce reduz muito a salinidade.

.O conceito de balanço hídrico. Balanço hídrico mundial.

Quantitativamente, o ciclo da água é caracterizado pelo balanço hídrico. Todos os componentes do balanço hídrico podem ser divididos em duas partes: entrada e saída. Em geral, para o globo, a parte de entrada do balanço hídrico é apenas a precipitação atmosférica. O influxo de vapor de água das camadas profundas da terra e sua condensação desempenham um papel insignificante. A parte das despesas para o globo como um todo consiste apenas em evaporação.

Todos os anos, 577 mil km3 de água evaporam da superfície do globo.

Durante o ano, apenas 0,037% da massa total da hidrosfera participa do ciclo de umidade mundial. Como a taxa de transferência de tipos individuais de água não é a mesma, o tempo de consumo e renovação também é diferente (Tabela 2). As águas biológicas mais rapidamente renovadas que fazem parte de plantas e organismos vivos. A mudança da umidade atmosférica e das reservas hídricas nos leitos dos rios é realizada em poucos dias. As reservas de água nos lagos são renovadas em 17 anos, em grandes lagos esse processo pode durar várias centenas de anos. Assim, no Lago Baikal, a renovação completa das reservas de água ocorre em 380 anos. O período de recuperação mais longo é para as reservas de água no gelo do solo da zona de permafrost - 10.000 anos. A renovação completa das águas oceânicas ocorre após 2.500 anos. No entanto, devido às trocas internas de água (correntes marítimas), as águas do Oceano Mundial, em média, fazem uma revolução completa em 63 anos.

5. Regime térmico e de gelo dos oceanos e mares.

Auto alta temperatura. na superfície do Mar Vermelho + 32C. Em uma superfície.

Em black.m (no verão - + 26С, no inverno - formas de gelo)

No Azov m. (no verão - + 24С, no inverno - 0С)

No Báltico.m. (no verão - + 17C)

No Mar Báltico (+10-+12C no verão, congela no inverno)

Em Bel.m. (no verão - + 14C, no inverno congela)

A temperatura das camadas pode ser afetada pela temperatura interna da terra (+72C)

A principal fonte de calor recebida pela superfície de Mir.ok é a radiação solar total. Sua participação nas latitudes equatorial-tropicais é de 90%. O principal item de despesa é o consumo de calor por evaporação, que chega a 80% nas mesmas latitudes. FONTE ADICIONAL de redistribuição de calor - águas fluviais, continentes, ventos predominantes, correntes marítimas.

A água é o corpo que mais consome calor, e World.ok. compõe 71% da superfície do globo, atua como bateria e atua como regulador de temperatura do planeta. Temperatura média da superfície da água = +17,4 3 mais do que a temperatura média anual do ar.

Devido à baixa condutividade térmica da água, o calor é mal transferido para a profundidade, portanto, em geral, o mundo. OK. é uma esfera fria e tem uma temperatura média. cerca de +4.

Na distribuição da temperatura das águas superficiais do Oceano, observa-se o zoneamento (decresce do equador ao pólo).

Em latitudes tropicais e especialmente temperadas, a regularidade zonal da temperatura da água é perturbada pelas correntes, o que leva à regionalidade (provincialidade)

Nas zonas tropicais no oeste dos oceanos, a água é 5-7C devido às correntes quentes mais quentes do que no leste, onde há correntes frias.

Nas latitudes temperadas do hemisfério sul, onde as extensões do mar dominam, a temperatura da água diminui gradualmente em direção aos pólos. No hemisfério norte, esse padrão é violado pelas correntes.

Em todos os oceanos, exceto nas altas latitudes, 2 camadas principais são distinguidas verticalmente: superfície quente e fria poderosa, estendendo-se até o fundo. Entre eles está a camada de transição do salto de temperatura, ou a termoclina principal, dentro da qual a temperatura. Ele cai acentuadamente por 10-12C. A equalização das temperaturas na camada superficial é facilitada pela convecção devido a mudanças sazonais na temperatura da superfície ativa e salinidade, bem como ondas e correntes.

Nas latitudes polares e subpolares, a distribuição de temp. A vertical é diferente: no topo está uma fina camada dessalinizada a frio, formada devido ao derretimento do gelo continental e fluvial. Além disso, a temperatura aumenta em 2°C como resultado do influxo de afluentes frios e densos.

A água salobra, como a água doce, congela quando atinge seu ponto de congelamento, e a água salgada congela em sua temperatura de densidade mais alta.

O congelamento dos mares polares é evitado por ondas de vento, e rios e chuvas contribuem para reduzir a salinidade da água, assim como neve e icebergs, que não apenas dessalinizam a água, mas também diminuem sua taxa. E aliviar a ansiedade.

ÁGUA DO MAR COMEÇA A CONGELAR em -2C.

ICE IN THE OCEAN são sazonais e existem há mais de um ano. O processo de formação do gelo passa por várias etapas.

A forma inicial é (cristais de agulha), depois que aparecem simultaneamente os discos de manchas (gordura de gelo), slush (uma massa mole de neve embebida em água) e lodo (acumulação de gelo em forma de listras). Ao mesmo tempo, bancos de gelo (bandas de gelo congeladas em terra) se formam ao largo da costa em águas rasas .. depois disso eles se transformam em gelo rápido, com uma diminuição ainda maior da temperatura. Discos de gelo (gelo de panqueca) são formados. Em clima calmo, uma fina crosta de gelo contínua é formada (em água dessalinizada - uma garrafa e em salgada - nalasom). Gelo jovem com até 10 cm de espessura é chamado de gelo jovem e, à medida que engrossa, torna-se gelo adulto.

No Ártico e na Antártida, além do gelo sazonal, há gelo anual (até 1 m de espessura), bienal (até 2 m de espessura) e gelo perene (pacote polar que existe há mais de 2 anos, 5 -7 m de espessura, azul).

Classificação do gelo.

Por origem, o gelo do OCEANO é dividido em mar (ligeiramente salino, ocupa a maior parte da área de gelo no mundo ap.), fluvial (distribuído apenas no hemisfério norte.) e continental (também fresco).

Por mobilidade, o gelo nos mares é dividido em fixo (a forma principal é o gelo rápido, com várias dezenas e até centenas de quilômetros de largura. Esse gelo também inclui o gelo stamukha que chegou ao fundo em águas rasas) e à deriva (movendo-se sob o influência do vento e da corrente. icebergs ou montanhas de gelo, ilhas de gelo).

A destruição do gelo ocorre sob a influência da radiação solar e das massas de ar quente.

6. Dinâmica das águas do Oceano Mundial. Ondas. Níveis de água do oceano. Fluxo e refluxo. Maremotos e tsunamis.

Dinâmica das águas do Oceano Mundial

As águas dos oceanos nunca estão em repouso. Os movimentos ocorrem não apenas nas massas de água superficiais, mas também nas profundezas, até as camadas de fundo. As partículas de água realizam movimentos oscilatórios e translacionais, geralmente combinados, mas com notável predominância de um deles.

Os movimentos ondulatórios (ou excitação) são predominantemente movimentos oscilatórios. Eles representam oscilações da superfície da água para cima e para baixo do nível médio; na direção horizontal, as massas de água não se movem durante as ondas. Isso pode ser visto observando o flutuador balançando nas ondas.

As ondas são caracterizadas pelos seguintes elementos:

O fundo da onda é sua parte mais baixa;

A crista de uma onda é sua parte mais alta;

A inclinação da inclinação da onda - o ângulo entre sua inclinação e a superfície horizontal;

Altura da onda - a distância vertical entre o fundo e a crista. Pode atingir 14-25 metros;

Comprimento de onda é a distância entre duas solas ou duas cristas. O maior comprimento chega a 250 m, mas ondas de até 500 m são raras;

A velocidade de uma onda é a distância percorrida pela crista em um segundo. A velocidade da onda caracteriza a velocidade de seu avanço.

Por origem, distinguem-se os seguintes tipos de ondas: ondas de fricção (vento e profundas), anemobáricas, sísmicas, seiches, maremotos.

A principal razão para a formação das ondas é o vento. Em baixas velocidades, aparecem ondulações - um sistema de pequenas ondas uniformes. Eles aparecem com cada rajada de vento e desaparecem instantaneamente. As cristas das ondas de vento são lançadas para trás na direção onde o vento sopra; quando o vento diminui, a superfície da água continua a oscilar devido à inércia - isso é um swell. Um swell grande com uma pequena inclinação e um comprimento de onda de até 400 m na ausência de vento é chamado de swell de vento. Com vento muito forte se transformando em tempestade, a encosta de sotavento acaba sendo mais íngreme que a de barlavento, e com vento muito forte, as cristas se quebram e formam espuma branca - “cordeiros”.

A excitação causada pelo vento desaparece com a profundidade. A profundidades superiores a 200 m, mesmo a excitação forte é imperceptível. Ao aproximar-se de uma costa levemente inclinada, a parte inferior da onda que se aproxima desacelera no solo; o comprimento diminui e a altura aumenta. A parte superior da onda se move mais rápido que a parte inferior, a onda vira e sua crista, caindo, desmorona em pequenos respingos espumosos saturados de ar. As ondas quebrando perto da costa formam o surf. É sempre paralela à costa. A água salpicada pela onda na praia flui lentamente de volta. Ao se aproximar de uma costa íngreme, a onda atinge as rochas com toda a sua força. A força de impacto às vezes atinge 30 toneladas por 1 m2. Neste caso, o papel principal é desempenhado não pelos impactos mecânicos das massas de água nas rochas, mas pelas bolhas de água resultantes. Eles também destroem as rochas que compõem as rochas (ver "Zona Costeira"). Os quebra-mares são construídos para proteger as instalações portuárias, ancoradouros offshore, margens de pedra ou blocos de concreto das ondas.

A forma da onda muda o tempo todo, dando a impressão de correr. Isso se deve ao fato de que cada partícula de água descreve círculos em torno do nível de equilíbrio com movimento uniforme. Todas essas partículas se movem na mesma direção. A cada momento, as partículas estão em diferentes pontos do círculo, este é o sistema de ondas.

As maiores ondas de vento são observadas no Hemisfério Sul, pois a maior parte é ocupada pelo oceano e os ventos de oeste são os mais constantes e fortes. Aqui as ondas podem atingir 25 metros de altura e 400 metros de comprimento. Sua velocidade de movimento é de cerca de 20 m / s. Nos mares, as ondas são menores: por exemplo, no grande mar Mediterrâneo, atingem apenas 5 m.

A escala Beaufort de 9 pontos é usada para avaliar o grau de rugosidade do mar.

Como resultado de terremotos e vulcões submarinos, surgem ondas sísmicas - tsunamis (japoneses). São ondas gigantescas com poder destrutivo. Terremotos subaquáticos ou erupções vulcânicas geralmente são acompanhados por um forte tremor transmitido pela água à superfície, o que não é seguro para os navios na área. As ondas subsequentes causadas pelo impacto são quase impossíveis de notar em mar aberto, pois aqui são suaves. Aproximando-se da costa, tornam-se mais íngremes e mais altas, adquirindo um terrível poder destrutivo. Como resultado, ondas gigantes podem bater na costa; sua altura é de até 50 me mais, e a velocidade de propagação é de 50 a 1000 km/h.

Na maioria das vezes, os tsunamis atingem a costa do Pacífico, que está associada à alta atividade sísmica nesta área. No último milênio, a costa do Pacífico foi atingida por tsunamis cerca de 1.000 vezes, enquanto em outros oceanos (exceto no Ártico) essas ondas gigantes ocorreram apenas dezenas de vezes.

Normalmente, antes da chegada de um tsunami, em poucos minutos, a água recua da costa em vários metros e, às vezes, em quilômetros; quanto mais a água recua, maior deve ser a altura do tsunami. Existe um serviço de alerta especial que avisa os moradores da costa com antecedência sobre possíveis perigos. Graças a ela, o número de vítimas está diminuindo.

Os danos causados ​​por um tsunami são muitas vezes maiores do que as consequências causadas pelo próprio terremoto ou por uma erupção vulcânica. Grandes danos foram causados ​​pelo tsunami das Curilas (1952), Chile (1960), Alasca (1964).

Tsunamis podem se espalhar por distâncias muito longas. Por exemplo, as costas do Japão foram significativamente danificadas pelas ondas que surgiram durante o terremoto no Chile, e o tsunami causado pela erupção do vulcão Krakatoa na Indonésia (1912) contornou todo o Oceano Mundial e foi registrado em Le Havre (França ) 32 horas e 35 minutos após a última explosão, cobrindo uma distância igual a metade da circunferência do globo. Os danos causados ​​por esta onda gigantesca são até difíceis de avaliar: as margens de todas as ilhas vizinhas foram inundadas, não só os habitantes, mas também todo o solo, foi arrastado por eles, no porto de cerca. Os grandes navios de Java foram arrancados das âncoras e lançados a 9 metros de altura, 3 km para o interior; edifícios foram realmente varridos da face da Terra.

O tsunami está associado não apenas a uma destruição severa, mas também a uma perda significativa de vidas. O tsunami causado pela erupção do vulcão Krakatau em 1883 custou a vida de 40.000 pessoas, e durante o tsunami em 1703 no Japão, cerca de 100.000 pessoas morreram.

Sob a influência da força de atração da Lua e do Sol, ocorrem flutuações periódicas no nível do oceano - movimentos de maré das águas oceânicas. Esses movimentos ocorrem aproximadamente duas vezes por dia. Na maré alta, o nível do oceano sobe gradualmente e atinge sua posição mais alta. Na maré baixa, o nível cai gradualmente para o mais baixo. Na maré alta, a água flui em direção às margens; na maré baixa, flui para longe das margens. O fluxo e refluxo são ondas estacionárias.

De acordo com as leis de interação dos corpos cósmicos, a Terra e a Lua se atraem. Essa atração contribui para a “curvatura” da superfície dos oceanos em direção à atração lunar. A lua se move ao redor da Terra e uma onda de maré “corre” pelo oceano atrás dela, atingirá a costa - a maré. Um pouco de tempo passará, a água, seguindo a Lua, se afastará da costa - vazante. De acordo com as mesmas leis cósmicas, fluxos e refluxos também são formados pela atração do Sol. Ela puxa a Terra muito mais forte que a Lua, mas a Lua está muito mais próxima da Terra, então as marés lunares são duas vezes mais fortes que as do Sol. Se não houvesse Lua, as marés na Terra seriam 2,17 vezes menores. A explicação das forças formadoras de maré foi dada pela primeira vez por I. Newton.

O nível mais alto de água na maré alta é chamado de maré alta, o nível mais baixo na maré baixa é chamado de maré baixa. As mais comuns são as marés semidiurnas, em que ocorrem 2 cheias e 2 baixas por dia lunar (24 horas e 50 minutos). Dependendo da posição da Lua em relação à Terra e da configuração do litoral, há desvios dessa alternância regular. Às vezes há 1 água cheia e 1 baixa por dia. Tal fenômeno pode ser observado em arcos de ilhas e costas da Ásia Oriental e América Central.

A altura das marés é variada. Teoricamente, uma água cheia na maré lunar é 0,53 m e 0,24 m na maré solar. Assim, a maré mais alta deve ter uma altura de 0,77 m. Em mar aberto e próximo às ilhas, o valor da maré está próximo do teórico: nas ilhas havaianas - 1 m; nas Ilhas Fiji - 1,7 m, na ilha de Santa Helena - 1,1 m. No continente, na entrada das baías estreitas, a maré é muito maior: na Baía Mezen do Mar Branco - 10 m; em Bristol Bay na Inglaterra - 12m.

As maiores registradas nos oceanos são as seguintes marés:

no Oceano Atlântico na Baía de Fundy - 16-17 m. Esta é a maior maré em todo o globo.

no Mar de Okhotsk na Baía de Penzhina - 12-14 m. Esta é a maior maré na costa da Rússia.

O significado das marés é enorme: cada maremoto carrega um enorme suprimento de energia, e usinas de energia maremotriz estão sendo construídas em vários países. Além disso, a importância das marés é grande para a navegação marítima.

O movimento para frente das massas de água nos oceanos e mares, causado por várias forças, é chamado de correntes marítimas ou oceânicas. Estes são "rios no oceano". Eles se movem a velocidades de até 9 km / h. As causas que causam as correntes são o aquecimento e resfriamento da superfície da água, precipitação e evaporação, diferenças na densidade da água, mas a causa mais significativa das correntes oceânicas é o vento.

As correntes na direção que nelas prevalecem são divididas em zonais (correntes de ventos de oeste), indo para o oeste, para o leste e meridional - levando suas águas para o norte ou para o sul (Corrente do Golfo). Em grupos separados, contracorrentes e correntes de monção podem ser distinguidas. As contracorrentes são correntes que vão para as vizinhas, mais potentes e extensas. As correntes que mudam sua força de estação para estação, dependendo da direção dos ventos costeiros, são chamadas de monções.

A mais poderosa nos oceanos é a corrente dos ventos ocidentais. Ele está localizado no Hemisfério Sul em latitudes ao largo da costa da Antártida, onde não há massas de terra significativas. Ventos fortes e estáveis ​​de oeste prevalecem sobre este espaço, contribuindo para a intensa transferência de água oceânica na direção leste. O curso dos ventos ocidentais conecta as águas dos três oceanos em seu fluxo circular e transporta até 200 milhões de toneladas de água a cada segundo. A largura da corrente dos ventos ocidentais é de 1300 km, mas sua velocidade é baixa: para contornar a Antártida uma vez, as águas da corrente precisam de 16 anos.

Outra corrente poderosa é a Corrente do Golfo. Ele carrega 75 milhões de toneladas a cada segundo, o que é 3 vezes menos que a corrente dos ventos ocidentais. O papel da Corrente do Golfo é muito grande: transporta as águas tropicais do Oceano Atlântico para latitudes temperadas, graças às quais o clima da Europa é ameno e quente. Aproximando-se da Europa, a Corrente do Golfo não é mais a mesma que sai do Golfo do México, então a continuação norte dessa corrente é chamada de Corrente do Atlântico Norte.

As correntes oceânicas diferem não apenas nas direções, mas também, dependendo da temperatura, são divididas em quentes, frias e neutras. As correntes que se afastam do equador são quentes, enquanto as que se movem em direção ao equador são frias. Eles são geralmente menos salinos do que quentes, pois fluem de áreas onde há muita precipitação ou de áreas onde o derretimento do gelo tem um efeito dessalinizador. As correntes frias de latitudes tropicais são formadas devido à ascensão de águas profundas e frias. Exemplos de correntes quentes são a Corrente do Golfo, Kuroshio, Atlântico Norte, Pacífico Norte, ventos alísios do norte, ventos alísios do sul, Brasil, etc. outros.

A direção das correntes oceânicas é muito influenciada pela aceleração de Coriolis, e a direção do vento não coincide com a direção das correntes. A corrente desvia para a direita no Hemisfério Norte e para a esquerda no Hemisfério Sul da direção do vento em um ângulo de até 45°.

Numerosas medições mostraram que as correntes terminam a uma profundidade não superior a 300 m, mas às vezes as correntes são encontradas em camadas profundas. A razão para isso é a densidade diferente da água. Pode ser causado pela pressão de uma massa de água de cima (por exemplo, em locais de uma onda ou sua varredura de vento), mudanças na temperatura e salinidade da água. As mudanças de densidade são a causa dos constantes movimentos verticais da água: baixando fria (ou mais salgada) e subindo quente (menos salgada).

Além das correntes de vento, as correntes de maré também são generalizadas, mudando de direção 4 ou 2 vezes ao dia; em estreitos, a velocidade dessas correntes pode chegar a 6 m/s (22 km/h).

O significado das correntes oceânicas reside principalmente na redistribuição do calor solar na Terra: as correntes quentes contribuem para o aumento da temperatura, enquanto as frias a diminuem. As correntes têm um enorme impacto na distribuição da precipitação em terra. Territórios banhados por águas quentes sempre têm clima úmido e frio - seco; dentro último caso as chuvas não caem, apenas as brumas têm um efeito hidratante. Os organismos vivos são levados junto com as correntes. Isso se aplica principalmente ao plâncton, seguido por grandes animais. Quando as correntes quentes encontram as correntes frias, formam-se correntes ascendentes de água, que elevam águas profundas ricas em sais nutrientes. Favorece o desenvolvimento de plâncton, peixes e animais marinhos, por isso esses locais são importantes pesqueiros.

Assim, as correntes no oceano são causadas pelo vento (correntes oceânicas de vento); surgem devido a diferentes alturas do nível da água (correntes de escoamento) e sua densidade diferente (correntes de densidade). Em todos os casos, a direção da corrente é afetada pela rotação da Terra. As correntes oceânicas de vento podem ser classificadas por direção e temperatura.

7. Zoneamento das águas do Oceano Mundial (zonalidade latitudinal).

A zonalidade latitudinal é uma mudança regular nos processos físicos e geográficos, componentes e complexos de geossistemas do equador aos pólos.

A principal razão para o zoneamento é a distribuição desigual da energia solar ao longo da latitude devido à forma esférica da Terra e à mudança no ângulo de incidência dos raios do sol na superfície da Terra. Além disso, a zonalidade latitudinal também depende da distância ao Sol, e a massa da Terra afeta a capacidade de reter a atmosfera, que serve como transformador e redistribuidor de energia.

De grande importância é a inclinação do eixo ao plano da eclíptica, isso determina a irregularidade do fornecimento de calor solar por estação, e a rotação diária do planeta causa o desvio das massas de ar. O resultado da diferença na distribuição da energia radiante do Sol é o equilíbrio de radiação zonal da superfície da Terra. A entrada de calor desigual afeta a localização das massas de ar, a circulação da umidade e a circulação atmosférica.

O zoneamento é expresso não apenas na quantidade média anual de calor e umidade, mas também em mudanças intra-anuais. O zoneamento climático se reflete no regime de escoamento e hidrológico, na formação de uma crosta de intemperismo e no alagamento. Uma grande influência é exercida no mundo orgânico, relevos específicos. A composição homogênea e a alta mobilidade do ar suavizam as diferenças zonais com a altura.

Em cada hemisfério, distinguem-se 7 zonas de circulação.

8. CORRENTES e macrocirculação do Oceano Mundial. Transportador Oceânico Global.

Existem 11 circulações principais (sistemas)

5 tropical

1. Sev-atlant

2. Pacífico Norte

3. atlan do sul.

4.Pacífico Sul

5.sul da Índia

6.contrafluxo equatorial

7. atlântico e islandês

8. Oceano Pacífico (Aleudian)

9.Sistema indiano-monção

10. polar (antártico)

11. Ártico

As correntes oceânicas ou marítimas são o movimento para frente das massas de água nos oceanos e mares, causado por várias forças. Embora a causa mais significativa das correntes seja o vento, elas também podem se formar devido à salinidade desigual de partes individuais do oceano ou do mar, à diferença nos níveis de água e ao aquecimento desigual de diferentes partes das áreas de água. No oceano existem redemoinhos criados por fundos irregulares, seu tamanho geralmente atinge 100-300 km de diâmetro, capturam camadas de água com centenas de metros de espessura.

Se os fatores que causam correntes são constantes, uma corrente constante é formada e, se forem episódicas, uma corrente aleatória de curto prazo é formada. De acordo com a direção predominante, as correntes se dividem em meridional, levando suas águas para o norte ou sul, e zonal, espalhando-se latitudinalmente. As correntes nas quais a temperatura da água é mais alta que a temperatura média para as mesmas latitudes são chamadas de quentes, mais baixas - frias, e as correntes com a mesma temperatura das águas circundantes são chamadas de neutras.

As correntes de monção mudam de direção de estação para estação, dependendo de como os ventos costeiros das monções sopram. As contracorrentes estão se movendo em direção às correntes vizinhas, mais poderosas e estendidas no oceano.

A direção das correntes no Oceano Mundial é influenciada pela força defletora causada pela rotação da Terra - a força de Coriolis. No Hemisfério Norte, desvia as correntes para a direita, e no Hemisfério Sul, para a esquerda. A velocidade das correntes em média não excede 10 m/s e se estende até uma profundidade não superior a 300 m.

No Oceano Mundial, existem constantemente milhares de grandes e pequenas correntes que circundam os continentes e se fundem em cinco anéis gigantes. O sistema de correntes do Oceano Mundial é chamado de circulação e está conectado, em primeiro lugar, com a circulação geral da atmosfera.

As correntes oceânicas redistribuem o calor solar absorvido pelas massas de água. A água quente, aquecida pelos raios do sol no equador, leva para as altas latitudes, e a água fria das regiões polares, devido às correntes, chega ao sul. As correntes quentes aumentam a temperatura do ar e as frias, pelo contrário, a diminuem. Os territórios banhados por correntes quentes são caracterizados por um clima quente e úmido, e aqueles próximos aos quais as correntes frias passam são frios e secos.

A corrente mais poderosa do Oceano Mundial é a corrente fria dos Ventos do Oeste, também chamada de circumpolar antártica (de lat. cirkum - ao redor). A razão para a sua formação são ventos de oeste fortes e estáveis ​​que sopram de oeste para leste sobre vastas extensões do Hemisfério Sul, desde latitudes temperadas até a costa da Antártida. Esta corrente cobre uma zona com uma largura de 2500 km, estende-se a uma profundidade de mais de 1 km e transporta até 200 milhões de toneladas de água por segundo. No caminho dos Ventos Ocidentais não há grandes massas de terra, e ele conecta em seu fluxo circular as águas de três oceanos - o Pacífico, o Atlântico e o Índico.

A Corrente do Golfo é uma das maiores correntes quentes do Hemisfério Norte. Passa pelo Golfo do México (Eng. Gulf Stream - a corrente do Golfo) e transporta as águas quentes tropicais do Oceano Atlântico para altas latitudes. Este gigantesco fluxo de água quente determina em grande parte o clima da Europa, tornando-o macio e quente. A cada segundo, a Corrente do Golfo carrega 75 milhões de toneladas de água (para comparação: o Amazonas, o rio mais caudaloso do mundo, tem 220 mil toneladas de água). A uma profundidade de cerca de 1 km sob a Corrente do Golfo, observa-se uma contracorrente.

Esquema geral de circulação das águas superficiais do Oceano

A mudança zonal sequencial dos sistemas de macrocirculação (sistema de movimento em grande escala) é um padrão geral de circulação de água planetária.

De acordo com a distribuição zonal da energia solar sobre a superfície do planeta, o mesmo tipo e sistemas de circulação geneticamente relacionados são criados tanto no oceano quanto na atmosfera. O movimento das massas de água e ar é determinado por uma lei comum para a atmosfera e a hidrosfera: aquecimento e resfriamento desiguais da superfície da Terra. A partir disso, os sistemas macrocirculatórios estão localizados mais ou menos simetricamente em ambos os lados do equador.

A partir dele, em baixas latitudes, surgem correntes ascendentes (redemoinhos ciclônicos) e diminuição de massas, em outras altas latitudes, correntes descendentes se desenvolvem, ocorre um aumento de massas (água, ar), o que é típico de sistemas de vórtices anticiclônicos. A interação desses sistemas é a circulação, o movimento da atmosfera e a hidrosfera.

Nas áreas tropicais, a natureza dos movimentos é anticiclônica, ou seja, as correntes se movem no sentido horário, e nas latitudes temperadas e subpolares, as correntes formam uma circulação direcionada no sentido anti-horário, ou seja, têm caráter ciclônico. Ambos os redemoinhos ciclônicos e anticiclônicos no oceano correspondem a mínimos climáticos e máximos de pressão atmosférica.

Os giros anticiclônicos e ciclônicos em cada hemisfério estão interligados de tal forma que os mesmos fluxos (correntes) são simultaneamente a parte periférica de dois giros. Por exemplo, a Corrente do Atlântico Norte é o ramo norte da circulação tropical e, ao mesmo tempo, o ramo sul da circulação ciclônica de latitudes temperadas e subpolares. Devido a isso, os ciclos interagem entre si. Portanto, a água e várias substâncias por ela transportadas (sais, suspensões, etc.) são capazes de se mover de sistema em sistema ao longo de toda a extensão do oceano. A transferência de massas, a troca de energia e matéria na camada próxima à superfície do oceano ocorre principalmente na direção latitudinal. A troca interlatitudinal é realizada devido à troca meridional na periferia de ciclos de água quase estacionários. Em baixas latitudes ao longo das costas ocidentais do oceano, águas tropicais leves são levadas para a zona temperada. Nas latitudes temperadas e subpolares, ao contrário, as águas mais densas são transportadas ao longo das costas ocidentais, e as águas menos densas das zonas temperadas e tropicais são transportadas ao longo das costas orientais até as altas latitudes do Oceano Mundial. A diferença nas densidades de água criadas desta forma na direção meridional aumenta a intensidade das correntes de fronteira nas partes costeiras dos sistemas anticiclônicos e ciclônicos.

Os mesmos sistemas macrocirculatórios persistem ao longo do ano. A variabilidade sazonal da circulação da água é caracterizada por uma ligeira mudança na direção meridional na estação fria (no inverno do hemisfério norte - para o norte, no verão do hemisfério norte - para o sul), bem como uma aumento da intensidade de circulação como resultado do aumento dos contrastes térmicos entre latitudes tropicais e polares.

Foi estabelecido que o impacto direto do vento está limitado à camada superior com espessura de cerca de 30-50 m. Já na camada subsuperficial entre 50-100 e 200-300 m, a circulação de densidade (vertical) desempenha um papel papel decisivo.

No oceano, a velocidade dos movimentos verticais é menor que a dos movimentos horizontais em cerca de três a cinco ordens de magnitude, e na atmosfera, em cerca de duas a três ordens de magnitude. Mas seu significado é grande, pois graças a eles ocorre a troca de águas superficiais e profundas com energia, sais e nutrientes.

A troca vertical mais intensa ocorre nas zonas de convergência (convergência) e divergência (divergência) dos fluxos de massa de água. Nas zonas de convergência, há um afundamento das massas de água, nas zonas de divergência - sua ascensão à superfície, chamada ressurgência. As zonas de divergência são formadas nas áreas de giros ciclônicos, onde as forças centrífugas transportam a água da periferia para o centro e a água sobe na parte central do giro. A divergência ocorre perto da costa e onde predomina o vento da terra (surto de água de superfície). Nos sistemas anticiclones e nas zonas costeiras onde predomina o vento do oceano, a água afunda.

A distribuição das zonas de convergência e divergência é a mesma em diferentes oceanos. Ligeiramente ao norte do equador está a convergência equatorial. Em ambos os lados, as divergências tropicais se estendem ao longo dos vales dos sistemas ciclônicos tropicais, depois as convergências subtropicais se estendem ao longo dos eixos dos sistemas anticiclônicos subtropicais. Os sistemas ciclônicos de alta latitude correspondem a divergências polares; a crista do ciclo da água do Ártico corresponde à convergência do Ártico.

Este é um esquema ideal (média) de correntes oceânicas superficiais. A situação real e concreta é muito mais complicada, pois as correntes mudam de velocidade, intensidade e às vezes direção. Alguns deles desaparecem de vez em quando. As correntes oceânicas têm uma estrutura complexa. Como rios, eles serpenteiam, formando vórtices menores (300-400 km de diâmetro).

A estrutura das correntes oceânicas superficiais, que captam as centenas de metros superiores, coincide basicamente com a estrutura da circulação atmosférica. A exceção são as correntes de oeste que fecham os giros e não necessariamente acompanham o vento, além das contracorrentes intercomerciais. Consequentemente, na natureza há uma conexão mais complexa do que simples entre o vento e as correntes oceânicas. Contracorrentes reais. A quantidade total de energia solar absorvida pelo Oceano Mundial é determinada em 29,7∙1019 kcal/ano, o que representa quase 80% de toda a radiação que atinge a superfície do planeta (36,5∙1019 kcal). Além disso, o Oceano é o principal acumulador de calor solar; contém quase 21 vezes mais do que a quantidade de calor (76∙1022 kcal) que vem anualmente do Sol para a superfície da Terra. Em uma camada de dez metros de águas oceânicas, há 4 vezes mais calor do que em toda a atmosfera.

Cerca de 80% da energia solar absorvida pelo Oceano Mundial é gasta na evaporação - 26,8∙1019 kcal/ano, o que representa apenas 3% do calor acumulado pelo Oceano Mundial. A troca de calor turbulenta com a atmosfera leva o resto da radiação solar absorvida - 2,7∙1019 kcal/ano. Isso é apenas 0,4% do conteúdo total de calor do oceano. Comparando a quantidade de troca de calor que entra e sai da superfície do Oceano Mundial com seu conteúdo de calor, chegamos à conclusão de que anualmente uma camada superficial de cerca de 50 m de espessura está envolvida em tal troca com a atmosfera. a coluna de água de 200 metros mais ativa ocorre em 3-4 anos. Ou seja, a distribuição de energia depende em grande parte da estrutura das correntes oceânicas (a Corrente do Golfo transporta 22 vezes mais calor do que todos os rios do globo).

Os movimentos atmosféricos são forçados a se adaptar à estrutura dos movimentos oceânicos, portanto, as correntes oceânicas e de ar formam um único sistema que surge como resultado de sua adaptação uma à outra.

9. Massas de água e frentes hidrológicas.

massas de água - São grandes volumes de água que se formam em certas partes do oceano e diferem entre si em temperatura, salinidade, densidade, transparência, quantidade de oxigênio e outras propriedades. Ao contrário das massas de ar, elas grande importância tem zonalidade vertical. Dependendo da profundidade, existem:

Massas de água de superfície. Eles são formados sob a influência de processos atmosféricos e o influxo de água doce do continente a uma profundidade de 200-250 m. A temperatura e a salinidade da água geralmente mudam aqui, as ondas se formam e seu transporte horizontal na forma de correntes oceânicas é muito mais forte que o profundo. As águas superficiais têm o maior teor de plâncton e peixes;

Massas de água intermediárias. Eles têm um limite inferior dentro de 500-1000 m. Em latitudes tropicais, massas de água intermediárias são formadas sob condições de maior evaporação e aumento constante da salinidade. Isso explica o fato de as águas intermediárias ocorrerem entre 20° e 60° nos hemisférios norte e sul;

Massas de águas profundas. Eles são formados como resultado da mistura de massas de água superficiais e intermediárias, polares e tropicais. Seu limite inferior é de 1200 a 5000 m. Verticalmente, essas massas de água se movem extremamente lentamente e horizontalmente se movem a uma velocidade de 0,2 a 0,8 cm / s (28 m / h);

Massas de água de fundo. Eles ocupam a zona do Oceano Mundial abaixo de 5000 m e têm uma salinidade constante, uma densidade muito alta, e seu movimento horizontal é mais lento que o vertical.

Dependendo da origem, distinguem-se os seguintes tipos de massas de água:

equatorial. Ao longo do ano, a água é fortemente aquecida pelo sol. Sua temperatura é de 27-28°C. Sazonalmente, não muda mais de 2°. Essas massas de água têm uma salinidade menor do que nas latitudes tropicais, pois são dessalinizadas por numerosos rios que desaguam no oceano nas latitudes equatoriais e pela abundante precipitação atmosférica;

Tropical. Eles se formam em latitudes tropicais. A temperatura da água aqui é 20-25°. A temperatura das massas de água tropicais é muito influenciada pelas correntes oceânicas. Mais quentes são as partes ocidentais dos oceanos, onde as correntes quentes (ver Correntes oceânicas) vêm do equador. As partes orientais dos oceanos são mais frias, pois as correntes frias vêm aqui. Sazonalmente, a temperatura das massas de água tropicais varia em 4°. A salinidade dessas massas de água é muito maior que a das equatoriais, pois, como resultado das correntes de ar descendentes, aqui se estabelece uma área de alta pressão e pouca precipitação cai;

Moderado massas de água. Nas latitudes temperadas do Hemisfério Norte, as partes ocidentais dos oceanos são frias, onde passam correntes frias. As regiões orientais dos oceanos são aquecidas por correntes quentes. Mesmo nos meses de inverno, a água neles tem uma temperatura de 10°C a 0°C. No verão varia de 10°С a 20°С. Assim, sazonalmente a temperatura das massas de água moderadas varia em 10°C. Eles já têm uma mudança de estações. Mas vem mais tarde do que em terra, e não é tão pronunciado. A salinidade das massas de água moderadas é menor que a das tropicais, pois não só os rios e a precipitação atmosférica que aqui caem, mas também os icebergs que entram nessas latitudes, têm efeito dessalinizador;

massas de água polares. Formado no Ártico e na costa da Antártida. Essas massas de água podem ser transportadas por correntes para latitudes temperadas e até tropicais. Nas regiões polares de ambos os hemisférios, a água esfria até -2°C, mas ainda permanece líquida. Uma diminuição adicional da temperatura leva à formação de gelo. As massas de água polares são caracterizadas por uma abundância de gelo flutuante, bem como gelo que forma enormes extensões de gelo. No Oceano Ártico, o gelo dura o ano todo e está em constante deriva. No Hemisfério Sul, em áreas de massas de água polares, o gelo marinho entra em latitudes temperadas muito mais longe do que no Hemisfério Norte. A salinidade das massas de água polares é baixa, uma vez que o gelo tem um forte efeito de dessalinização, não há limites claros entre as massas de água listadas, mas existem zonas de transição - zonas de influência mútua das massas de água vizinhas. Eles são mais claramente expressos em lugares onde as correntes quentes e frias se encontram. Cada massa de água é mais ou menos homogênea em suas propriedades, mas em zonas de transição essas características podem mudar drasticamente.

As massas de água interagem ativamente com a atmosfera: fornecem calor e umidade, absorvem dióxido de carbono e liberam oxigênio.

Quando massas de água com propriedades diferentes se encontram, formam-se frentes oceanográficas (zonas de convergência) - são formadas na junção de correntes superficiais quentes e frias e são caracterizadas pelo afundamento de massas de água. Existem várias zonas frontais no oceano mundial, mas existem 4 principais.

Existem também zonas de divergência no oceano - zonas de divergência de correntes de superfície e ascensão de águas profundas: ao largo da costa oeste dos continentes morreram. Latitudes e sobre o equador térmico perto dos continentes orientais. Tais zonas são ricas em fitoplâncton e zooplâncton, a pesca é boa.

Todos os anos meus pais me levavam para o mar durante as férias de verão, e eu sempre me surpreendia com esse inusitado sabor amargo-salgado da água do mar, que, é claro, engoli durante os incessantes mergulhos na superfície e debaixo d'água. Mais tarde, nas aulas de química, aprendi que não só o cloreto de sódio da cozinha determina o sabor do mar, mas também o magnésio e o potássio, e também pode estar na forma de sulfato ou carbonato.

A água salgada ocupa a maior parte das águas do planeta Terra. Os primeiros organismos vivos apareceram no oceano. Então, o que é essa água?

Salinidade dos oceanos

Em média, a salinidade da água é de 35 ppm com um desvio deste valor de 2-4%.

As linhas de salinidade constante (isohalinas) localizam-se principalmente paralelas ao equador, ao longo das quais se localizam as águas com menor concentração de sais. Isso se deve à abundância de precipitação, excedendo o volume de água que evapora da superfície.

A uma distância do equador às zonas climáticas subtropicais de até 20-30 graus de latitude, áreas com maior salinidade são observadas nos hemisférios sul e norte. Além disso, no Oceano Atlântico, foram identificadas áreas com concentração máxima de sal.

Em direção aos pólos, a salinidade diminui, e em torno de 40 graus há um equilíbrio entre precipitação e evaporação.

Os pólos têm a salinidade mais baixa devido ao derretimento do gelo fresco, e no Oceano Ártico, o escoamento de grandes rios tem grande influência.

O mar mais salgado

O Mar Vermelho é mais salgado do que o resto das águas do planeta em mais de 4% devido a:

• baixa pluviosidade;
• forte evaporação;
• falta de rios trazendo água doce;
• ligação limitada com o Oceano Mundial, em particular, com o Índico.

Um dos mares mais bonitos com recifes de corais que atraem com suas cores vivas uma grande variedade de peixes, tartarugas marinhas, golfinhos e entusiastas do mergulho.

O mar salgado mais fresco

O Mar Báltico contém 2-8 g de sais por litro de água. Foi formado no local de um lago glacial com grande quantidade rios (mais de 250), reduzindo a salinidade e fraco contato com as águas oceânicas.

A salinidade média anual das águas do Oceano Mundial (em ppm). Dados do World Ocean Atlas, 2001

A água do mar é uma solução que contém mais de 40 elementos químicos. As fontes de sais são o escoamento de rios e sais provenientes do processo de vulcanismo e atividade hidrotermal, bem como durante o intemperismo subaquático de rochas - halmirólise. A massa total de sais é de cerca de 49,2 * 10 15 toneladas, essa massa é suficiente para que a evaporação de todas as águas oceânicas cubra a superfície do planeta com uma camada de camadas de 150 m de espessura. Os ânions e cátions mais comuns nas águas são os a seguir (em ordem decrescente): entre os ânions Cl -, SO 4 2-, HCO 3 -, entre os ânions Na +, Mg 2+, Ca 2+. Assim, em termos de camadas, a maior quantidade recai sobre NaCl (cerca de 78%), MgCl 2 , MgSO 4 , CaSO 4 . A composição salina da água do mar é dominada por cloretos (enquanto há mais carbonatos na água do rio). Vale ressaltar que a composição química da água do mar é muito semelhante à composição salina do sangue humano. O sabor salgado da água depende do conteúdo de cloreto de sódio, o sabor amargo é determinado pelo cloreto de magnésio, sulfatos de sódio e magnésio. A reação levemente alcalina da água do mar (pH 8,38-8,40) é determinada pelo papel predominante dos elementos alcalinos e alcalino-terrosos - sódio, cálcio, magnésio, potássio.

Uma quantidade significativa de gases também é dissolvida nas águas dos mares e oceanos. Principalmente é nitrogênio, oxigênio e CO 2 . Ao mesmo tempo, a composição gasosa das águas do mar é um pouco diferente da atmosférica - a água do mar, por exemplo, contém sulfeto de hidrogênio e metano.

Acima de tudo, o nitrogênio é dissolvido na água do mar (10-15 ml / l), que, devido à sua inércia química, não participa e não afeta significativamente a sedimentação e os processos biológicos. É assimilado apenas por bactérias fixadoras de nitrogênio capazes de converter nitrogênio livre em seus compostos. Portanto, em comparação com outros gases, o teor de nitrogênio dissolvido (assim como argônio, neônio e hélio) muda pouco com a profundidade e está sempre próximo da saturação.

Oxigênio que entra na água no processo de troca gasosa com a atmosfera e durante a fotossíntese. É um componente muito móvel e quimicamente ativo das águas do mar, portanto seu conteúdo é muito diferente - de significativo a insignificante; nas camadas superficiais do oceano, sua concentração geralmente varia de 5 a 9 ml/l. O suprimento de oxigênio para as camadas oceânicas profundas depende da taxa de seu consumo (oxidação de componentes orgânicos, respiração, etc.), da mistura das águas e sua transferência pelas correntes. A solubilidade do oxigênio na água depende da temperatura e da salinidade; em geral, diminui com o aumento da temperatura, o que explica seu baixo teor na zona equatorial e maior em águas frias de altas latitudes. Com o aumento da profundidade, o teor de oxigênio diminui, atingindo valores de 3,0-0,5 ml/l na camada mínima de oxigênio.

O dióxido de carbono está contido na água do mar em concentrações insignificantes (não mais que 0,5 ml/l), mas o conteúdo total de dióxido de carbono é aproximadamente 60 vezes maior do que sua quantidade na atmosfera. Ao mesmo tempo, desempenha um papel importante nos processos biológicos (sendo uma fonte de carbono na construção de uma célula viva), afeta os processos climáticos globais (participando das trocas gasosas com a atmosfera) e determina as características da sedimentação carbonatada. Na água do mar, os óxidos de carbono são distribuídos na forma livre (CO 2), na forma de ácido carbônico e na forma do ânion HCO 3–. Em geral, o teor de CO 2 , assim como o de oxigênio, diminui com o aumento da temperatura, portanto, seu teor máximo é observado em águas frias de altas latitudes e em zonas profundas da coluna d'água. Com a profundidade, a concentração de CO 2 aumenta, uma vez que seu consumo diminui na ausência de fotossíntese e o fornecimento de monóxido de carbono aumenta durante a decomposição dos resíduos orgânicos, principalmente na camada do mínimo de oxigênio.

O sulfeto de hidrogênio na água do mar é encontrado em quantidades significativas em corpos d'água com trocas de água difíceis (o Mar Negro é um exemplo bem conhecido de "contaminação por sulfeto de hidrogênio"). As fontes de sulfeto de hidrogênio podem ser águas hidrotermais provenientes das profundezas do fundo do oceano, redução de sulfatos por bactérias redutoras de sulfato durante a decomposição de matéria orgânica morta e a liberação de resíduos orgânicos contendo enxofre durante a decomposição. O oxigênio reage rapidamente com sulfeto de hidrogênio e sulfetos, eventualmente oxidando-os a sulfatos.

Importante para os processos de sedimentação oceânica é a solubilidade dos carbonatos na água do mar. O cálcio na água do mar contém uma média de 400 mg/l, mas uma grande quantidade dele está ligada aos esqueletos dos organismos marinhos, que se dissolvem quando estes morrem. As águas superficiais tendem a ser saturadas em relação ao carbonato de cálcio, de modo que não se dissolve na coluna de água superior imediatamente após a morte dos organismos. Com a profundidade, a água torna-se cada vez mais insaturada com carbonato de cálcio e, como resultado, a taxa em alguma profundidade da taxa de dissolução da substância de carbonato é igual à taxa de seu suprimento. Este nível é chamado profundidade de compensação de carbonato. A profundidade de compensação carbonatada varia em função da composição química e da temperatura da água do mar, sendo em média 4500 m. Abaixo deste nível, os carbonatos não podem acumular-se, o que determina a substituição de sedimentos essencialmente carbonáticos por não carbonatados. A profundidade onde a concentração de carbonatos é igual a 10% da matéria seca do sedimento é chamada de profundidade crítica de acumulação de carbonatos. profundidade de compensação de carbonato).

Características do relevo do fundo do oceano

Prateleira(ou plataforma continental) - uma parte levemente inclinada e nivelada da margem submarina dos continentes, adjacente à costa da terra e caracterizada por uma estrutura geológica comum a ela. A profundidade da prateleira é geralmente de até 100-200 m; largura da plataforma varia de 1-3 km a 1500 km (prateleira do Mar de Barents). O limite externo da prateleira é delineado por uma inflexão da topografia inferior - a borda da prateleira.

As plataformas modernas são formadas principalmente como resultado da inundação das margens dos continentes durante a elevação do nível do Oceano Mundial devido ao derretimento das geleiras, bem como devido ao afundamento de partes da superfície da terra associada à últimos movimentos tectônicos. A plataforma existiu em todos os períodos geológicos, em alguns crescendo acentuadamente em tamanho (por exemplo, no Jurássico e Cretáceo), em outros, ocupando pequenas áreas (Permiano). A época geológica moderna é caracterizada pelo desenvolvimento moderado dos mares de plataforma.

declive continentalé o próximo dos principais elementos da margem submarina dos continentes; está localizado entre a plataforma e o pé continental. Caracteriza-se por declives mais acentuados da superfície em comparação com a plataforma e o fundo do oceano (em média 3-5 0, às vezes até 40 0) e uma dissecção significativa do relevo. Os relevos típicos são degraus paralelos à crista e base da encosta, bem como cânions submarinos, geralmente originando-se na plataforma e estendendo-se até o pé continental. Estudos sísmicos, dragagens e perfurações em águas profundas estabeleceram que, em termos de estrutura geológica, o talude continental, tal como a plataforma, é uma continuação direta das estruturas desenvolvidas nas áreas adjacentes dos continentes.

pé continentalé uma pluma de depósitos acumulativos que surgiram no sopé do talude continental devido ao movimento de material encosta abaixo (através de fluxos de turbidez, deslizamentos de terra e deslizamentos de terra subaquáticos) e sedimentação de suspensão. A profundidade do pé continental atinge 3,5 km ou mais. Geomorfologicamente, é uma planície montanhosa inclinada. Os depósitos acumulativos que formam o pé continental são geralmente sobrepostos ao fundo oceânico, representados pela crosta do tipo oceânica, ou estão localizados parcialmente na crosta continental, parcialmente na crosta oceânica.

A seguir estão as estruturas formadas na crosta do tipo oceânico. Os maiores elementos do relevo dos oceanos (e da Terra como um todo) são o fundo do oceano e as dorsais meso-oceânicas. O leito do oceano é dividido por cordilheiras, muralhas e colinas em bacias, cujo fundo é ocupado por planícies abissais. Essas áreas são caracterizadas por um regime tectônico estável, baixa atividade sísmica e terreno plano, o que permite que sejam consideradas placas oceânicas - talassocrátons. Geomorfologicamente, essas áreas são representadas por planícies abissais (águas profundas) acumulativas e montanhosas. As planícies acumulativas têm uma superfície nivelada, uma superfície ligeiramente inclinada e desenvolvem-se principalmente ao longo da periferia dos oceanos em áreas de afluência significativa de material sedimentar dos continentes. Sua formação está associada ao suprimento e acúmulo de material por fluxos em suspensão, o que determina suas características inerentes: depressão superficial do pé continental em direção ao oceano, presença de vales submarinos, gradação estratificação de sedimentos e relevo nivelado. Esta última característica é determinada pelo fato de que, movendo-se profundamente nas bacias oceânicas, os sedimentos enterram o relevo tectônico e vulcânico dissecado primário. As planícies abissais montanhosas são caracterizadas por um relevo dissecado e uma pequena espessura de sedimentos. Essas planícies são típicas das partes internas das bacias, distantes da costa. Um elemento importante do relevo destas planícies são os soerguimentos vulcânicos e as estruturas vulcânicas individuais.

Outro elemento do mega-relevo é dorsais meso-oceânicas, que são um poderoso sistema de montanhas que se estende por todos os oceanos. O comprimento total das dorsais meso-oceânicas (MOR) é superior a 60.000 km, a largura é de 200-1200 km e a altura é de 1-3 km. Em algumas áreas, os picos do MOR formam ilhas vulcânicas (Islândia). O relevo é dissecado, as formas do relevo são orientadas principalmente paralelas ao comprimento da crista. A cobertura sedimentar é fina, representada por siltes biogênicos carbonáticos e formações vulcanogênicas. A idade dos estratos sedimentares torna-se mais velha com a distância das partes axiais da crista; nas zonas axiais, a cobertura sedimentar está ausente ou é representada por depósitos modernos. As regiões MOR são caracterizadas por intensa manifestação de atividade endógena: sismicidade, vulcanismo, alto fluxo de calor.

As zonas MOR estão confinadas aos limites das placas litosféricas se afastando, aqui o processo de formação de uma nova crosta oceânica ocorre devido ao derretimento do manto.

Particularmente dignas de nota são as zonas de transição da crosta continental para a crosta oceânica - as margens dos continentes. Existem dois tipos de margens continentais: tectonicamente ativo e tectonicamente passivo.

Periferia passiva representam uma continuação direta dos blocos continentais, inundados pelas águas dos mares e oceanos. Incluem a plataforma, o talude continental e o pé continental e caracterizam-se pela ausência de manifestações de atividade endógena. ocarinas ativas estão confinados aos limites das placas litosféricas, ao longo das quais ocorre a subducção das placas oceânicas sob as continentais. Estas ocarinas são caracterizadas por atividade endógena ativa; áreas de atividade sísmica e vulcanismo moderno estão confinadas a elas. Entre as ocarinas ativas, dois tipos principais se distinguem pela estrutura: o Pacífico ocidental (arco-ilha) e o Pacífico oriental (Andino). Os principais elementos das margens do tipo Pacífico Ocidental são trincheiras de águas profundas, arcos de ilhas vulcânicas e bacias marinhas marginais (ou interarcos). A área da fossa de águas profundas corresponde ao limite onde a placa com a crosta do tipo oceânica está sendo subduzida. O derretimento de uma parte da placa de subducção e das rochas da litosfera localizadas acima (associado ao influxo de água na placa de subducção, que diminui drasticamente a temperatura de fusão das rochas) leva à formação de câmaras de magma, das quais se funde entrar na superfície. Devido ao vulcanismo ativo, ilhas vulcânicas são formadas, estendendo-se paralelamente ao limite da subsidência da placa. As margens do tipo Pacífico Leste distinguem-se pela ausência de arcos vulcânicos (o vulcanismo se manifesta diretamente na margem do terreno) e bacias marginais. A fossa de águas profundas é substituída por um talude continental íngreme e uma plataforma estreita.

Atividade destrutiva e acumulativa do mar

Abrasão (de lat. "abrasão" - raspagem, barbear) é o processo de destruição de rochas por ondas e correntes. A abrasão ocorre mais intensamente perto da costa sob a ação da arrebentação.

A destruição das rochas costeiras é composta pelos seguintes fatores:

impacto das ondas (cuja força atinge 30-40 t / m 2 durante as tempestades);

· ação abrasiva do material clástico trazida pela onda;

dissolução de rochas;

· compressão do ar nos poros e cavidades da rocha durante o impacto das ondas, o que leva à fissuração das rochas sob influência de alta pressão;

· abrasão térmica, que se manifesta no degelo de rochas congeladas e costas de gelo, e outros tipos de impacto na costa.

O impacto do processo de abrasão se manifesta a uma profundidade de várias dezenas de metros e nos oceanos até 100 m ou mais.

O impacto da abrasão na costa leva à formação de depósitos clásticos e certos acidentes geográficos. O processo de abrasão prossegue da seguinte forma. Ao atingir a costa, a onda gradualmente desenvolve uma depressão em sua base - nicho de corte de ondas, sobre o qual pende uma cornija. À medida que o nicho recortado pelas ondas se aprofunda, sob a ação da gravidade, a cornija desaba, os fragmentos ficam no sopé da costa e, sob a influência das ondas, transformam-se em areia e seixos.

A falésia ou saliência íngreme formada como resultado da abrasão é chamada penhasco. No local do recuo da falésia, um terraço de abrasão, ou banco de sentar (Inglês "banco de sentar"), que é composto de rocha. A falésia pode confinar diretamente no banco ou ser separada deste por uma praia. O perfil transversal do terraço de abrasão tem a forma de uma curva convexa com pequenos declives junto à costa e grandes declives na base do terraço. O material clástico resultante é levado para longe da costa, formando terraços acumulativos subaquáticos.

À medida que os terraços de abrasão e acumulativos se desenvolvem, as ondas encontram-se em águas rasas, sobem e perdem energia antes de atingir o banco de raízes, com isso, o processo de abrasão é interrompido.

Dependendo da natureza dos processos em curso, a costa pode ser dividida em abrasão e acumulativa.

A, B, C - diferentes fases de recuo da falésia costeira, destruída pela abrasão; A 1 , B 2 , C 3 - diferentes estágios de desenvolvimento do terraço acumulativo subaquático.

As ondas realizam não apenas o trabalho destrutivo, mas também o trabalho de mover e acumular material detrítico. A onda que se aproxima carrega seixos e areia, que ficam na praia quando a onda recua, assim se formam as praias. Pela praia(do francês "plage" - beira-mar inclinada) é chamada de faixa de sedimentos na costa marítima na zona de ação de uma corrente de arrebentação. Morfologicamente, distinguem-se praias de perfil cheio, com a forma de ondulação suave, e praias de perfil incompleto, que são uma acumulação de sedimentos inclinada para o mar, contígua ao sopé da arriba costeira com a sua face posterior. Praias de perfil cheio são típicas de margens acumulativas, incompletas - principalmente para margens de abrasão.

Quando as ondas estão cavando a profundidades de alguns metros, o material depositado sob a água (areia, cascalho ou concha) forma um banco de areia subaquático. Às vezes, o poço acumulador subaquático, crescendo, se projeta acima da superfície da água, estendendo-se paralelamente à costa. Tais eixos são chamados barras(do francês "barre" - barreira, cardume).

A formação de uma barra pode levar à separação da parte costeira da bacia marítima da área de água principal - formam-se lagoas. Lagoa (de lat. lacus - lago) é uma bacia de água natural pouco profunda, separada do mar por uma barra ou ligada ao mar por um estreito (ou estreitos). A principal característica das lagoas é a diferença entre a salinidade das águas e as comunidades biológicas.

Sedimentação nos mares e oceanos

Várias precipitações se acumulam nos mares e oceanos, que podem ser divididas nos seguintes grupos por origem:

· terrígenos, formados pelo acúmulo de produtos da destruição mecânica das rochas;

biogênico, formado pela atividade vital e morte dos organismos;

quimiogênico, associado à precipitação da água do mar;

· vulcânica, acumulando-se como resultado de erupções submarinas e devido a produtos de erupção trazidos de terra;

poligênico, ou seja, sedimentos mistos formados devido ao material de origem diferente.

Em geral, a composição material dos sedimentos de fundo é determinada pelos seguintes fatores:

· profundidade da área de sedimentação e topografia de fundo;

condições hidrodinâmicas (presença de correntes, influência da atividade das ondas);

· a natureza do material sedimentar fornecido (determinado pela zona climática e distância dos continentes);

produtividade biológica (organismos marinhos extraem minerais da água e os entregam ao fundo após a morte (na forma de conchas, estruturas de corais, etc.));

vulcanismo e atividade hidrotermal.

Um dos fatores determinantes é a profundidade, que permite distinguir várias zonas que diferem nas características da sedimentação. Litoral(de lat. "litoral"- litoral) - a faixa de fronteira entre terra e mar, regularmente inundada na maré alta e drenada na maré baixa. O litoral é a zona do fundo do mar localizada entre os níveis da maré mais alta e da maré mais baixa. zona de nerita corresponde às profundezas da prateleira (do grego. "eritas"- molusco marinho). Zona batial(do grego "deep") corresponde aproximadamente à área do talude continental e pé e profundidades de 200 - 2500 m. Esta zona é caracterizada pelas seguintes condições ambientais: pressão significativa, quase total ausência de luz, ligeira sazonalidade flutuações na temperatura e densidade da água; representantes de zoobentos e peixes predominam no mundo orgânico, o mundo vegetal é muito pobre devido à falta de luz. zona abissal(do grego "sem fundo") corresponde a profundidades do mar superiores a 2500 m, o que corresponde a bacias de águas profundas. As águas desta zona são caracterizadas por mobilidade relativamente baixa, temperatura constantemente baixa (1-2 0 C, nas regiões polares abaixo de 0 0 C), salinidade constante; não há luz do sol e enormes pressões são alcançadas, que determinam a originalidade e pobreza do mundo orgânico. Áreas mais profundas que 6.000 m são geralmente distinguidas como zonas ultra-abissais correspondentes às partes mais profundas das bacias e fossas de águas profundas.

A principal característica que distingue a água oceanos das águas da terra, é o seu alto salinidade. O número de gramas de substâncias dissolvidas em 1 litro de água é chamado de salinidade.

A água do mar é uma solução de 44 elementos químicos, mas os sais desempenham um papel primordial nela. O sal de mesa dá à água um sabor salgado, enquanto o sal de magnésio dá um sabor amargo. A salinidade é expressa em ppm (%o). Este é um milésimo de um número. Em um litro de água do mar, são dissolvidos em média 35 gramas de várias substâncias, o que significa que a salinidade será de 35% o.

A quantidade de sais dissolvidos será de aproximadamente 49,2 10 toneladas. Para visualizar o tamanho dessa massa, podemos fazer a seguinte comparação. Se todo o sal marinho na forma seca for distribuído pela superfície de toda a terra, ele será coberto com uma camada de 150 m de espessura.

A salinidade das águas oceânicas não é a mesma em todos os lugares. A salinidade é influenciada pelos seguintes processos:

• evaporação da água. Neste processo, os sais com água não evaporam;
• formação de gelo;
• precipitação, diminuindo a salinidade;
• . A salinidade das águas oceânicas perto dos continentes é muito menor do que no centro do oceano, pois as águas o dessalinizam;
• derreter gelo.

Processos como evaporação e formação de gelo contribuem para um aumento da salinidade, enquanto a precipitação, o escoamento do rio e o derretimento do gelo a diminuem. A evaporação e a precipitação desempenham o papel principal na alteração da salinidade. Portanto, a salinidade das camadas superficiais do oceano, assim como a temperatura, depende da latitude.

Setenta por cento da superfície do nosso planeta está coberta de água - o máximo de cai nos oceanos. As águas do Oceano Mundial são heterogêneas em composição e têm um sabor amargo-salgado. Nem todos os pais podem responder à pergunta da criança: "Por que a água do mar tem um gosto tão bom?" O que determina a quantidade de sal? Existem diferentes pontos de vista sobre este assunto.

O que determina a salinidade da água

Em diferentes épocas do ano em diferentes partes da hidrosfera, a salinidade não é a mesma. Vários fatores influenciam sua mudança:

• formação de gelo;
• evaporação;
• precipitação;
• correntes;
• fluxo do rio;
• derreter gelo.

Enquanto a água da superfície do oceano evapora, o sal não erode e permanece. Sua concentração está aumentando. O processo de congelamento tem um efeito semelhante. As geleiras contêm o maior suprimento de água doce do planeta. A salinidade dos oceanos durante a sua formação aumenta.

O efeito oposto é caracterizado pelo derretimento das geleiras, em que o teor de sal diminui. O sal também vem de rios que desaguam no oceano e da precipitação. Quanto mais próximo do fundo, menos salinidade. As correntes frias reduzem a salinidade, as correntes quentes a aumentam.

Localização

De acordo com os especialistas, A concentração de sal nos mares depende de sua localização. Mais perto das regiões norte, a concentração aumenta, ao sul diminui. No entanto, a concentração de sal nos oceanos é sempre maior do que nos mares, e a localização não tem qualquer efeito sobre isso. Este fato não é explicado.

A salinidade é devida à presença de magnésio e sódio. Uma das opções para explicar as diferentes concentrações é a presença de certas áreas de terra enriquecidas em depósitos desses componentes. No entanto, tal explicação não é muito plausível, se levarmos em conta as correntes marítimas. Graças a eles, com o tempo, o nível de sal deve se estabilizar em todo o volume.

Oceano Mundial

A salinidade do oceano depende da latitude geográfica, da proximidade dos rios, das características climáticas dos objetos etc. Seu valor médio de acordo com a medição é de 35 ppm.

Perto da Antártida e do Ártico em áreas frias, a concentração é menor, mas no inverno, durante a formação do gelo, a quantidade de sal aumenta. Portanto, a água do Oceano Ártico é a menos salgada e, no Oceano Índico, a concentração de sal é a mais alta.

Nos oceanos Atlântico e Pacífico, a concentração de sal é aproximadamente a mesma, que diminui na zona equatorial e, inversamente, aumenta nas regiões tropicais e subtropicais. Algumas correntes frias e quentes se equilibram. Por exemplo, a salgada Corrente Labrador e a não salgada Corrente do Golfo.

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Por que os oceanos são salgados

Existem diferentes pontos de vista que revelam a essência da presença de sal no oceano. Os cientistas acreditam que o motivo é a capacidade das massas de água de destruir a rocha, lixiviando elementos facilmente solúveis dela. Este processo está em andamento. O sal satura os mares e dá um sabor amargo.

No entanto, existem opiniões diametralmente opostas sobre esta questão:

A atividade vulcânica diminuiu com o tempo e a atmosfera ficou livre de vapor. A chuva ácida caiu cada vez menos e, há cerca de 500 anos, a composição da superfície da água do oceano se estabilizou e se tornou o que conhecemos hoje. Carbonatos, que entram no oceano com a água do rio, são um excelente material de construção para organismos marinhos.