Povrch oceánov a morí pokrýva asi 70 % povrchu našej planéty. Toto je celý svet, o ktorom vieme ešte menej ako o svete zvanom zem. Dotkneme sa toho len niekoľkými slovami, pretože po vyslovení slova „voda“ je jednoducho nemožné nepovedať slovo „more“.

Morská voda má veľmi zložité zloženie a obsahuje takmer všetky prvky D.I. Mendelejev. Len samotného zlata sú v ňom napríklad asi tri miliardy ton, teda toľko, čo vážia všetky ryby v moriach a oceánoch. Je to však veľmi stabilné prostredie. V otvorených častiach oceánu obsahuje morská voda v priemere 35 g / kg solí, v Stredozemnom mori - 38 g / kg, v Baltskom mori - 7 g / kg, v Mŕtvom mori - 278 g / kg. Soli v morskej vode sú hlavne vo forme zlúčenín, z ktorých hlavné sú chloridy (88 % hmotnosti všetkých rozpustených pevné látky), nasledujú sírany (10,8 %) a uhličitany (0,3 %), zvyšok (0,2 %) tvoria zlúčeniny kremíka, dusíka, fosforu a organické látky.

Slaná chuť vody závisí od obsahu chloridu sodného v nej, inak kuchynskej soli, horkú chuť tvorí chlorid horečnatý, síran sodný a horečnatý. Mierne zásaditá reakcia morskej vody, ktorej pH je 8,38-8,40, závisí od prevládajúceho množstva zásaditých prvkov: sodíka, vápnika, horčíka, draslíka.

Vo svojom zložení je morská voda veľmi podobná zloženiu soli v ľudskej krvi. Počas Veľkej vlasteneckej vojny, keď bol nedostatok darcovskej krvi, sovietski lekári podávali morskú vodu vnútrožilovo ako krvnú náhradu.

Oceán je akumulátorom života na našej planéte. Hlavnou črtou oceánu, ak ho považujeme za životný priestor, je, že vodný stĺpec je obývaný vo všetkých troch rozmeroch od povrchu až po spodné sedimenty. Základom života v oceáne je planktón.

R Rozloženie slanosti v oceánoch závisí najmä od klimatických podmienok, hoci slanosť čiastočne ovplyvňujú aj niektoré ďalšie faktory, najmä charakter a smer prúdenia. Mimo priameho vplyvu pevniny sa slanosť povrchových vôd v oceánoch pohybuje od 32 do 37,9 ppm.

Rozloženie salinity na povrchu oceánu, mimo priameho vplyvu odtoku z pevniny, je určené predovšetkým rovnováhou prítoku a odtoku sladkej vody. Ak je prítok sladkej vody (zrážky + kondenzácia) väčší ako jej odtok (vyparovanie), t. j. bilancia prítoku a výstupu sladkej vody je kladná, slanosť povrchových vôd bude pod normálom (35 ppm). Ak je prítok sladkej vody menší ako prietok, t. j. bilancia príjmov a výdavkov je záporná, slanosť bude vyššia ako 35 ppm.

Pokles slanosti sa pozoruje v blízkosti rovníka, v pokojnej zóne. Slanosť je tu 34-35 ppm, keďže tu veľký počet atmosférické zrážky prevyšujú výpar.

Na sever a juh odtiaľto slanosť najprv stúpa. Oblasť s najväčšou slanosťou sa nachádza v pasátoch (približne medzi 20 a 30° severnej a južnej šírky). Na mape vidíme, že tieto pásy sú obzvlášť výrazné v Tichom oceáne. V Atlantickom oceáne je slanosť vo všeobecnosti väčšia ako v iných oceánoch a maximá sa nachádzajú práve v trópoch Raka a Kozorožca. V Indickom oceáne je maximum okolo 35° j. š. sh.

Na sever a juh od maxima slanosť klesá a v stredných zemepisných šírkach mierneho pásma je pod normálom; v Severnom ľadovom oceáne je to ešte menej. Rovnaký pokles slanosti je viditeľný v južnej cirkumpolárnej panve; tam dosahuje 32 ppm a ešte nižšie.

Toto nerovnomerné rozloženie slanosti závisí od rozloženia barometrického tlaku, vetra a zrážok. V rovníkovej zóne nie sú silné vetry, výpar nie je veľký (hoci je horúco, obloha je pokrytá mrakmi); vzduch je vlhký, obsahuje veľa pár a veľa zrážok. V dôsledku relatívne malého vyparovania a zriedenia slanej vody zrážkami je slanosť o niečo nižšia ako normálne. Na sever a juh od rovníka až do 30 ° s. sh. a vy. sh., - oblasť s vysokým barometrickým tlakom, vzduch ťahá smerom k rovníku: fúkajú pasáty (konštantné severovýchodné a juhovýchodné vetry).

Zostupné prúdy vzduchu, charakteristické pre oblasti vysokého tlaku, klesajúce k povrchu oceánu, sa zahrievajú a vzďaľujú od stavu nasýtenia; oblačnosť je malá, zrážok je málo, čerstvé vetry prispievajú k vyparovaniu. V dôsledku veľkého výparu je bilancia prítoku a odtoku sladkej vody negatívna, slanosť je vyššia ako normálne.

Ďalej na severe a juhu fúka pomerne silný vietor, najmä z juhozápadu a severozápadu. Vlhkosť vzduchu je tu oveľa vyššia, obloha je zahalená oblačnosťou, veľa zrážok, bilancia prítoku a odtoku sladkej vody je pozitívna, slanosť menej ako 35 ppm. V cirkumpolárnych oblastiach topenie ľadu, ktoré sa vykonáva, tiež zvyšuje prísun sladkej vody.

Pokles slanosti v polárnych krajinách sa vysvetľuje nízkou teplotou v týchto oblastiach, nevýrazným odparovaním a veľkou oblačnosťou. Okrem toho k severným polárnym moriam priliehajú rozsiahle územia s veľkými plnými riekami; veľký prítok sladkej vody výrazne znižuje slanosť.

.Pojem vodnej bilancie. Svetová vodná bilancia.

Kvantitatívne je kolobeh vody charakterizovaný vodnou bilanciou. Všetky zložky bilančnej vody možno rozdeliť na dve časti: vstupnú a výstupnú. Vo všeobecnosti sú vstupnou časťou vodnej bilancie pre zemeguľu iba atmosférické zrážky. Nepodstatnú úlohu zohráva prílev vodných pár z hlbokých vrstiev zeme a ich kondenzácia. Výdavková časť pre zemeguľu ako celok pozostáva iba z odparovania.

Ročne sa z povrchu zemegule vyparí 577 tisíc km3 vody.

Počas roka sa na svetovom cykle vlhkosti zúčastňuje len 0,037 % celkovej hmotnosti hydrosféry. Keďže rýchlosť prenosu jednotlivých druhov vôd nie je rovnaká, odlišná je aj doba ich spotreby a obnovy (tab. 2). Najrýchlejšie sa obnovujú biologické vody, ktoré sú súčasťou rastlín a živých organizmov. Výmena atmosférickej vlhkosti a zásob vody v korytách sa vykonáva v priebehu niekoľkých dní. Zásoby vody v jazerách sa obnovujú do 17 rokov, vo veľkých jazerách môže tento proces trvať niekoľko stoviek rokov. V jazere Bajkal teda dochádza k úplnej obnove zásob vody do 380 rokov. Najdlhšie obdobie obnovy je pre zásoby vody v prízemnom ľade zóny permafrostu - 10 000 rokov. Úplná obnova oceánskych vôd nastáva po 2500 rokoch. Avšak vďaka vnútornej výmene vody (morské prúdy) urobia vody Svetového oceánu v priemere za 63 rokov úplnú revolúciu.

5. Tepelný a ľadový režim oceánov a morí.

Vlastná vysoká teplota. na hladine Červeného mora + 32C. Na povrchu.

V čiernej.m (v lete - + 26С, v zime - tvorí sa ľad)

V pohorí Azov (v lete - + 24С, v zime - 0С)

V Baltskom mori (v lete - + 17°C)

V Baltskom mori (+10-+12C v lete, mrzne v zime)

V Bel.m. (v lete - + 14C, v zime mrzne)

Teplota vrstiev môže byť ovplyvnená vnútornou teplotou zeme (+72C)

Hlavným zdrojom tepla prijímaného povrchom Mir.ok je celkové slnečné žiarenie. Jeho podiel v rovníkovo-tropických šírkach je 90 %. Hlavnou nákladovou položkou je spotreba tepla na výpar, ktorá v rovnakých zemepisných šírkach dosahuje 80 %. DODATOČNÝ ZDROJ redistribúcie tepla - riečne vody, kontinenty, prevládajúce vetry, morské prúdy.

Voda je tepelne najnáročnejšie teleso a World.ok. tvorí 71% povrchu zemegule, funguje ako batéria a pôsobí ako regulátor teploty planéty. Priemerná teplota vodnej hladiny = +17,4 3 viac ako priemerná ročná teplota vzduchu.

Kvôli nízkej tepelnej vodivosti vody sa teplo zle prenáša do hĺbky.Preto vo všeobecnosti svet. OK je studená guľa a má strednú teplotu. asi +4.

V rozložení teploty povrchových vôd oceánu sa pozoruje zónovanie (klesá od rovníka k pólu).

V tropických a najmä miernych zemepisných šírkach je pásmový charakter teploty vody narušený prúdmi, čo vedie k regionalite (provinciálnosti)

V tropických zónach na západe oceánov má voda 5-7C kvôli teplým prúdom teplejším ako na východe, kde sú studené prúdy.

V miernych zemepisných šírkach južnej pologule, kde dominujú morské rozlohy, sa teplota vody smerom k pólom postupne znižuje. Na severnej pologuli tento vzorec narúšajú prúdy.

Vo všetkých oceánoch, s výnimkou vysokých zemepisných šírok, sa vertikálne rozlišujú 2 hlavné vrstvy: teplý povrch a silný studený, siahajúci až po dno. Medzi nimi leží prechodová vrstva teplotného skoku, alebo hlavná termoklina, v rámci ktorej je tepl. Prudko klesá o 10-12C. Vyrovnávanie teplôt v povrchovej vrstve je uľahčené konvekciou v dôsledku sezónnych zmien teploty aktívneho povrchu a slanosti, ako aj vĺn a prúdov.

V polárnych a subpolárnych zemepisných šírkach je rozdelenie tepl. Vertikálna je iná: na vrchu je tenká studená odsolená vrstva, ktorá vznikla v dôsledku topenia kontinentálneho a riečneho ľadu. Ďalej sa teplota zvýši o 2 °C v dôsledku prílevu studených a hustých prítokov.

Brakická voda, podobne ako sladká voda, zamrzne, keď dosiahne bod mrazu, a slaná voda zamrzne pri teplote najvyššej hustoty.

Zamrznutiu polárnych morí bránia veterné vlny, prispievajú k tomu rieky a dažde, ktoré znižujú slanosť vody, ale aj sneh a ľadovce, ktoré vodu nielen odsoľujú, ale aj znižujú jej rýchlosť. A zmierniť úzkosť.

MORSKÁ VODA ZAČÍNA ZAMRZŤ pri -2C.

ĽAD V OCEÁNI je sezónny a existuje viac ako jeden rok. Proces tvorby ľadu prechádza niekoľkými fázami.

Počiatočná forma je (ihličkové kryštály), po škvrnitých kotúčoch (ľadový tuk) sa súčasne objaví sneh (kašatá masa snehu nasiaknutá vodou) a kal (nahromadenie ľadu vo forme pruhov). Zároveň sa pri pobreží v plytkých vodách tvoria ľadové brehy (pásy ľadu primrznutého k pevnine) ... potom, čo sa premenia na rýchly ľad, s ďalším poklesom tepl. Vytvárajú sa ľadové kotúče (ľad na palacinky). Za pokojného počasia sa vytvára súvislá tenká ľadová kôra (v odsolenej vode - fľaša a v slanej - nalasom). Mladý ľad s hrúbkou do 10 cm sa nazýva mladý ľad. Keď hustne, stáva sa z neho dospelý ľad.

V Arktíde a Antarktíde sa okrem sezónneho ľadu vyskytuje ľad ročný (hrúbka do 1 m), dvojročný (hrúbka do 2 m) a viacročný ľad (polárny balík, ktorý existuje viac ako 2 roky, 5 -7 m hrúbka, modrá).

Klasifikácia ľadu.

Podľa pôvodu sa ľad v OCEÁNU delí na morský (mierne slaný, zaberá väčšinu ľadovej plochy vo svete app.), riečny (rozšírený len na severnej pologuli.) a kontinentálny (aj čerstvý).

Podľa pohyblivosti sa ľad v moriach delí na pevný (hlavnou formou je rýchly ľad široký niekoľko desiatok až stoviek kilometrov. K takému ľadu patrí aj ľad stamukha, ktorý sa dostal na dno v plytkých vodách) a driftujúci (pohybuje sa pod vplyv vetra a prúdu.ľadovce alebo ľadové hory, ľadové ostrovy).

K deštrukcii ľadu dochádza pod vplyvom slnečného žiarenia a teplých vzduchových hmôt.

6. Dynamika vôd Svetového oceánu. Vlny. Hladiny oceánskej vody. Odliv a príliv. Morské zemetrasenia a cunami.

Dynamika vôd svetového oceánu

Vody oceánov nikdy nestoja. Pohyby sa vyskytujú nielen v povrchových vodách, ale aj v hĺbkach až po spodné vrstvy. Častice vody vykonávajú oscilačné aj translačné pohyby, zvyčajne kombinované, ale s nápadnou prevahou jedného z nich.

Vlnové pohyby (alebo vzrušenie) sú prevažne oscilačné pohyby. Predstavujú oscilácie vodnej hladiny hore a dole od priemernej hladiny, v horizontálnom smere sa vodné masy počas vĺn nepohybujú. Dá sa to vidieť pozorovaním plaváka hojdajúceho sa na vlnách.

Vlny sa vyznačujú nasledujúcimi prvkami:

Spodná časť vlny je jej najnižšia časť;

Hrebeň vlny je jej najvyššou časťou;

Strmosť sklonu vlny - uhol medzi jej sklonom a vodorovným povrchom;

Výška vlny - vertikálna vzdialenosť medzi dnom a hrebeňom. Môže dosiahnuť 14-25 metrov;

Vlnová dĺžka je vzdialenosť medzi dvoma chodidlami alebo dvoma hrebeňmi. Najväčšia dĺžka dosahuje 250 m, ale vlny do 500 m sú zriedkavé;

Rýchlosť vlny je vzdialenosť, ktorú prejde hrebeň za jednu sekundu. Rýchlosť vlny charakterizuje rýchlosť jej postupu.

Podľa pôvodu sa rozlišujú tieto typy vĺn: trecie vlny (veterné a hlboké), anemobarické, seizmické, seiches, prílivové vlny.

Hlavným dôvodom vzniku vĺn je vietor. Pri nízkych rýchlostiach sa objavujú vlnky - systém malých rovnomerných vĺn. Objavujú sa pri každom poryve vetra a okamžite vyblednú. Hrebene veterných vĺn sú vrhané späť v smere, odkiaľ vietor fúka; keď vietor utíchne, hladina vody zotrvačnosťou naďalej osciluje – ide o vzdutie. Veľké vlnobitie s malou strmosťou a vlnovou dĺžkou do 400 m bez vetra sa nazýva veterné vlnobitie. Pri veľmi silnom vetre, ktorý sa mení na búrku, je záveterný svah strmší ako náveterný a pri veľmi silnom vetre sa hrebene lámu a tvoria bielu penu – „jahňatá“.

Vzrušenie spôsobené vetrom mizne s hĺbkou. Hlbšie ako 200 m je aj silné vzrušenie nepostrehnuteľné. Pri približovaní sa k mierne sa zvažujúcemu pobrežiu sa spodná časť prichádzajúcej vlny na zemi spomalí; dĺžka klesá a výška stúpa. Horná časť vlny sa pohybuje rýchlejšie ako spodná časť, vlna sa prevracia a jej hrebeň sa pri klesaní rozpadá na malé, vzduchom nasýtené, spenené striekance. Vlny lámajúce sa pri brehu vytvárajú príboj. Je vždy rovnobežná s brehom. Voda špliechaná vlnou na brehu pomaly tečie späť. Pri približovaní sa k strmému brehu vlna celou silou naráža na skaly. Nárazová sila niekedy dosahuje 30 ton na 1 m2. Hlavnú úlohu v tomto prípade nehrajú mechanické dopady vodných más na skaly, ale vznikajúce vodné bubliny. Ničia aj skaly, ktoré tvoria skaly (pozri „Pobrežná zóna“). Vlnolamy sú vybudované na ochranu prístavných zariadení, morských kotvísk, brehov z kameňa alebo betónových blokov pred vlnami.

Tvar vlny sa neustále mení a vytvára dojem behu. Je to spôsobené tým, že každá vodná častica rovnomerným pohybom opisuje kruhy okolo rovnovážnej hladiny. Všetky tieto častice sa pohybujú rovnakým smerom. V každom okamihu sú častice v rôznych bodoch kruhu, toto je systém vĺn.

Najväčšie veterné vlny sú pozorované na južnej pologuli, pretože väčšinu z nich zaberá oceán a západné vetry sú najstálejšie a najsilnejšie. Vlny tu môžu dosiahnuť výšku 25 metrov a dĺžku 400 metrov. Ich rýchlosť pohybu je asi 20 m/s. V moriach sú vlny menšie: napríklad vo veľkom Stredozemnom mori dosahujú len 5 m.

Na posúdenie stupňa drsnosti mora sa používa 9-bodová Beaufortova stupnica.

V dôsledku podvodných zemetrasení a sopiek vznikajú seizmické vlny - cunami (japonské). Sú to gigantické vlny s ničivou silou. Podvodné zemetrasenia alebo sopečné erupcie sú zvyčajne sprevádzané silným otrasom prenášaným vodou na hladinu, čo nie je pre lode v oblasti bezpečné. Následné vlny spôsobené nárazom je na otvorenom mori takmer nemožné si všimnúť, keďže sú tu jemné. Keď sa približujú k brehu, stávajú sa strmšími a vyššími, pričom nadobúdajú strašnú ničivú silu. V dôsledku toho môžu na pobreží naraziť obrovské vlny; ich výška je do 50 m a viac a rýchlosť šírenia je od 50 do 1000 km/h.

Najčastejšie cunami zasiahli tichomorské pobrežie, čo súvisí s vysokou seizmickou aktivitou v tejto oblasti. Za posledné tisícročie bolo pobrežie Tichého oceánu zasiahnuté cunami asi 1000-krát, zatiaľ čo v iných oceánoch (okrem Arktídy) sa tieto obrovské vlny vyskytli len desaťkrát.

Zvyčajne pred príchodom cunami v priebehu niekoľkých minút voda ustúpi od pobrežia o niekoľko metrov a niekedy aj o kilometre; čím ďalej voda klesá, tým väčšiu výšku cunami treba očakávať. Existuje špeciálna výstražná služba, ktorá obyvateľov pobrežia vopred varuje pred možným nebezpečenstvom. Aj vďaka nej počet obetí klesá.

Škody spôsobené cunami sú mnohonásobne väčšie ako následky spôsobené samotným zemetrasením alebo erupciou sopky. Veľké škody spôsobili cunami na Kurile (1952), Čile (1960), Aljaška (1964).

Tsunami sa môžu šíriť na veľmi veľké vzdialenosti. Napríklad brehy Japonska výrazne poškodili vlny, ktoré vznikli pri zemetrasení v Čile a cunami spôsobené erupciou sopky Krakatoa v Indonézii (1912) obišlo celý svetový oceán a bolo zaznamenané v Le Havre (Francúzsko). ) 32 hodín 35 minút po poslednej explózii, pričom vzdialenosť sa rovná polovici obvodu zemegule. Škody, ktoré táto obrovská vlna spôsobila, je dokonca ťažké posúdiť: zaplavilo sa brehy všetkých blízkych ostrovov, spláchlo z nich nielen obyvateľov, ale aj všetku pôdu, v prístave cca. Javské veľké lode boli odtrhnuté od kotiev a boli hodené 9 metrov vysoko, 3 km do vnútrozemia; budovy boli skutočne vymazané z povrchu Zeme.

Cunami je spojené nielen s ťažkým ničením, ale aj so značnými stratami na životoch. Vlna cunami spôsobená erupciou sopky Krakatau v roku 1883 si vyžiadala životy 40 000 ľudí a počas cunami v roku 1703 v Japonsku zomrelo asi 100 000 ľudí.

Pod vplyvom sily príťažlivosti Mesiaca a Slnka dochádza k periodickým výkyvom hladiny oceánu – prílivovým pohybom oceánskych vôd. Tieto pohyby sa vyskytujú približne dvakrát denne. Pri prílive hladina oceánu postupne stúpa a dosahuje najvyššiu polohu. Pri odlive hladina postupne klesá na najnižšiu úroveň. Pri prílive voda tečie k brehom, pri odlive odteká od brehov. Odliv a odliv sú stojaté vlny.

Podľa zákonov interakcie kozmických telies sa Zem a Mesiac navzájom priťahujú. Táto príťažlivosť prispieva k „ohýbaniu“ povrchu oceánov smerom k lunárnej príťažlivosti. Mesiac sa pohybuje okolo Zeme a cez oceán za ním „beží“ prílivová vlna, ktorá dosiahne pobrežie - príliv. Uplynie trochu času, voda, sledujúca Mesiac, sa vzdiali od brehu - odliv. Podľa rovnakých kozmických zákonov sa odlivy a odlivy vytvárajú aj z príťažlivosti Slnka. Priťahuje Zem oveľa silnejšie ako Mesiac, ale Mesiac je oveľa bližšie k Zemi, takže mesačný príliv a odliv je dvakrát silnejší ako Slnko. Ak by neexistoval Mesiac, príliv a odliv na Zemi by bol 2,17-krát menší. Vysvetlenie síl tvoriacich príliv a odliv ako prvý podal I. Newton.

Najvyššia hladina vody pri prílive sa nazýva vysoká voda, najnižšia hladina pri odlive sa nazýva nízka voda. Najbežnejšie sú poldenné prílivy, pri ktorých sú 2 plné a 2 nízke vody za lunárny deň (24 hodín 50 minút). V závislosti od polohy Mesiaca voči Zemi a od konfigurácie pobrežia existujú odchýlky od tohto pravidelného striedania. Niekedy je 1 plná a 1 nízka voda za deň. Takýto jav možno pozorovať na ostrovných oblúkoch a pobrežiach východnej Ázie a Strednej Ameriky.

Výška prílivu a odlivu je rôzna. Teoreticky je jedna plná voda pri mesačnom prílive 0,53 ma 0,24 m pri slnečnom prílive. Najvyšší príliv by teda mal mať výšku 0,77 m. Na otvorenom oceáne a v blízkosti ostrovov je príliv blízky teoretickému: na Havajských ostrovoch - 1 m; na ostrovoch Fidži - 1,7 m, na ostrove Svätá Helena - 1,1 m Na pevnine, pri vstupe do zužujúcich sa zálivov, je príliv oveľa väčší: v Mezenskom zálive Bieleho mora - 10 m; v Bristol Bay v Anglicku - 12m.

Najväčšie zaznamenané v oceánoch sú tieto prílivy:

v Atlantickom oceáne v zálive Fundy - 16-17 m Ide o najväčší príliv na celej zemeguli.

v Okhotskom mori v zálive Penzhina - 12-14 m Toto je najväčší príliv pri pobreží Ruska.

Význam prílivu a odlivu je obrovský: každá prílivová vlna nesie obrovské zásoby energie a v mnohých krajinách sa teraz stavajú prílivové elektrárne. Okrem toho je význam prílivu a odlivu veľký pre námornú plavbu.

Dopredný pohyb vodných hmôt v oceánoch a moriach spôsobený rôznymi silami sa nazýva morské alebo oceánske prúdy. Sú to „rieky v oceáne“. Pohybujú sa rýchlosťou až 9 km/h. Príčiny, ktoré spôsobujú prúdenie, sú ohrievanie a ochladzovanie vodnej hladiny, zrážky a vyparovanie, rozdiely v hustote vody, no najvýznamnejšou príčinou morských prúdov je vietor.

Prúdy v smere, ktorý v nich prevláda, sa delia na zonálne (prúdy západných vetrov), smerujúce na západ, na východ a poludníkové - nesúce svoje vody na sever alebo na juh (Gulf Stream). V samostatných skupinách možno rozlíšiť protiprúdy a monzúnové prúdy. Protiprúdy sú prúdy, ktoré smerujú k susedným, silnejším a rozšírenejším. Prúdy, ktoré menia svoju silu zo sezóny na sezónu v závislosti od smeru pobrežných vetrov, sa nazývajú monzúny.

Najsilnejší v oceánoch je prúd západných vetrov. Nachádza sa na južnej pologuli v zemepisných šírkach pri pobreží Antarktídy, kde nie sú žiadne významné pevniny. Nad týmto priestorom prevládajú silné a stabilné západné vetry, ktoré prispievajú k intenzívnemu presunu oceánskej vody východným smerom. Tok západných vetrov spája vo svojom kruhovom prúdení vody troch oceánov a každú sekundu unesie až 200 miliónov ton vody. Šírka prúdu západných vetrov je 1300 km, ale jeho rýchlosť je nízka: na obídenie Antarktídy raz potrebujú vody prúdu 16 rokov.

Ďalším silným prúdom je Golfský prúd. Každú sekundu prepraví 75 miliónov ton, čo je 3-krát menej ako prúd západných vetrov. Úloha Golfského prúdu je veľmi veľká: prenáša tropické vody Atlantického oceánu do miernych zemepisných šírok, vďaka čomu je podnebie Európy mierne a teplé. Keď sa Golfský prúd približuje k Európe, už nie je tým istým prúdom, ktorý vyteká z Mexického zálivu, preto sa severné pokračovanie tohto prúdu nazýva Severoatlantický prúd.

Oceánske prúdy sa líšia nielen smermi, ale v závislosti od teploty sa delia na teplé, studené a neutrálne. Prúdy pohybujúce sa od rovníka sú teplé, zatiaľ čo prúdy pohybujúce sa smerom k rovníku sú studené. Zvyčajne sú menej slané ako teplé, pretože prúdia z oblastí, kde je veľa zrážok, alebo z oblastí, kde má topenie ľadu odsoľovací účinok. Studené prúdy tropických zemepisných šírok sa vytvárajú v dôsledku stúpania studených hlbokých vôd. Príklady teplých prúdov sú Golfský prúd, Kuroshio, Severný Atlantik, Severný Pacifik, Severné pasáty, Južné pasáty, Brazília atď. Príkladmi studených prúdov sú Západné vetry (alebo Antarktída), Peru, Kalifornia, Kanárske ostrovy, Bengálsko a iní.

Smer oceánskych prúdov je značne ovplyvnený Coriolisovým zrýchlením a smer vetra sa nezhoduje so smerom prúdov. Prúd sa odchyľuje na severnej pologuli doprava a na južnej pologuli doľava od smeru vetra o uhol až 45°.

Početné merania ukázali, že prúdy končia v hĺbke nepresahujúcej 300 m, ale niekedy sa prúdy nachádzajú v hlbokých vrstvách. Dôvodom je rozdielna hustota vody. Môže to byť spôsobené tlakom masy vody zhora (napríklad v miestach prívalu alebo jej veterného zmietania), zmenami teploty vody a slanosti. Zmeny hustoty sú príčinou neustálych vertikálnych pohybov vody: klesajúca studená (alebo viac slaná) a stúpajúca teplá (menej slaná).

Okrem veterných prúdov sú rozšírené aj prílivové prúdy, ktoré menia smer 4 alebo 2 krát denne; v úzkych úžinách môže rýchlosť týchto prúdov dosiahnuť 6 m/s (22 km/h).

Význam oceánskych prúdov spočíva predovšetkým v redistribúcii slnečného tepla na Zemi: teplé prúdy prispievajú k zvýšeniu teploty, studené ju znižujú. Prúdy majú obrovský vplyv na rozloženie zrážok na súši. Územia umývané teplými vodami majú vždy vlhké podnebie a studené - suché; v posledný prípad dažde nepadajú, iba hmly majú zvlhčujúci účinok. Živé organizmy sú prenášané prúdmi. Týka sa to predovšetkým planktónu, po ktorom nasledujú veľké zvieratá. Keď sa teplé prúdy stretnú so studenými, vytvoria sa vzostupné prúdy vody, ktoré zdvihnú hlbokú vodu bohatú na výživné soli. Podporuje rozvoj planktónu, rýb a morských živočíchov, preto sú tieto miesta významnými loviskami rýb.

Takže prúdy v oceáne sú spôsobené vetrom (veterné morské prúdy); vznikajú v dôsledku rôznych výšok vodnej hladiny (odtokové prúdy) a jej rôznej hustoty (hustotné prúdy). Vo všetkých prípadoch je smer prúdu ovplyvnený rotáciou Zeme. Veterné morské prúdy možno klasifikovať podľa smeru a teploty.

7. Zónovanie vôd Svetového oceánu (zemepisná zonálnosť).

Latitudinálna zonalita je pravidelná zmena fyzikálnych a geografických procesov, komponentov a komplexov geosystémov od rovníka k pólom.

Primárnym dôvodom zónovania je nerovnomerné rozloženie slnečnej energie v zemepisnej šírke v dôsledku guľového tvaru Zeme a zmeny uhla dopadu slnečných lúčov na zemský povrch. Okrem toho zemepisná zonalita závisí aj od vzdialenosti od Slnka a hmotnosť Zeme ovplyvňuje schopnosť udržať atmosféru, ktorá slúži ako transformátor a prerozdeľovač energie.

Veľký význam má sklon osi k rovine ekliptiky, čo určuje nepravidelnosť dodávky slnečného tepla podľa sezóny a denná rotácia planéty spôsobuje odchýlku vzdušných hmôt. Výsledkom rozdielu v rozložení žiarivej energie Slnka je zonálna radiačná bilancia zemského povrchu. Nerovnomerný prívod tepla ovplyvňuje umiestnenie vzdušných hmôt, cirkuláciu vlhkosti a cirkuláciu atmosféry.

Zónovanie sa vyjadruje nielen priemerným ročným množstvom tepla a vlahy, ale aj medziročnými zmenami. Klimatická rajonizácia sa prejavuje odtokovým a hydrologickým režimom, tvorbou kôry zvetrávania, podmáčaním. Veľký vplyv má organický svet, špecifické formy krajiny. Homogénne zloženie a vysoká mobilita vzduchu vyrovnáva zónové rozdiely s výškou.

V každej hemisfére sa rozlišuje 7 cirkulačných zón.

8. PRÚDY a makrocirkulácia Svetového oceánu. Globálny oceánsky dopravník.

Existuje 11 hlavných cirkulácií (systémov)

5 tropické

1. Sev-atlant

2. Severný Pacifik

3. južný atlan.

4.južný pacifik

5.južný indický

6.rovníkový-protiprúd

7.atlantický a islandský

8. Tichý oceán (aleudský)

9.Indicko-monzúnový systém

10. polárny (antarktický)

11. arktický

Oceánske alebo morské prúdy sú dopredný pohyb vodných hmôt v oceánoch a moriach spôsobený rôznymi silami. Hoci najvýznamnejšou príčinou prúdenia je vietor, môžu vznikať aj v dôsledku nerovnakej slanosti jednotlivých častí oceánu či mora, rozdielom vo vodných hladinách a nerovnomerným ohrevom rôznych častí vodných plôch. V oceáne sú víry vytvorené nerovným dnom, ich veľkosť často dosahuje 100-300 km v priemere, zachytávajú vrstvy vody hrubé stovky metrov.

Ak sú faktory, ktoré spôsobujú prúdy, konštantné, potom sa vytvorí konštantný prúd a ak sú epizodické, potom sa vytvorí krátkodobý, náhodný prúd. Podľa prevládajúceho smeru sa prúdy delia na poludníkové, unášajúce svoje vody na sever alebo na juh, a pásmové, šíriace sa zemepisne. Prúdy, v ktorých je teplota vody vyššia ako priemerná teplota pre rovnaké zemepisné šírky, sa nazývajú teplé, nižšie - studené a prúdy, ktoré majú rovnakú teplotu ako okolité vody, sa nazývajú neutrálne.

Monzúnové prúdy menia svoj smer zo sezóny na sezónu v závislosti od toho, ako veje pobrežné monzúnové vetry. Protiprúdy sa pohybujú smerom k susedným, mohutnejším a rozšírenejším prúdom v oceáne.

Smer prúdov vo Svetovom oceáne ovplyvňuje vychyľovacia sila spôsobená rotáciou Zeme – Coriolisova sila. Na severnej pologuli odkláňa prúdy doprava a na južnej pologuli doľava. Rýchlosť prúdov v priemere nepresahuje 10 m/s a siahajú do hĺbky maximálne 300 m.

Vo svetovom oceáne sú neustále tisíce veľkých a malých prúdov, ktoré obchádzajú kontinenty a spájajú sa do piatich obrovských prstencov. Systém prúdov Svetového oceánu sa nazýva cirkulácia a je spojený predovšetkým so všeobecnou cirkuláciou atmosféry.

Oceánske prúdy prerozdeľujú slnečné teplo absorbované masami vody. Teplú vodu ohrievanú slnečnými lúčmi na rovníku vynášajú do vysokých zemepisných šírok a studená voda z polárnych oblastí sa vďaka prúdom dostáva na juh. Teplé prúdy zvyšujú teplotu vzduchu, zatiaľ čo studené prúdy ju naopak znižujú. Územia obmývané teplými prúdmi sa vyznačujú teplým a vlhkým podnebím a tie, v ktorých prechádzajú studené prúdy, sú studené a suché.

Najmohutnejším prúdom Svetového oceánu je studený prúd Západných vetrov, nazývaný aj antarktický cirkumpolárny (z lat. cirkum – okolo). Dôvodom jeho vzniku sú silné a stabilné západné vetry vanúce zo západu na východ cez rozsiahle územia južnej pologule od miernych zemepisných šírok až po pobrežie Antarktídy. Tento prúd pokrýva zónu so šírkou 2500 km, siaha do hĺbky viac ako 1 km a každú sekundu unesie až 200 miliónov ton vody. Na ceste západných vetrov nie sú žiadne veľké pevniny a vo svojom kruhovom toku spája vody troch oceánov - Tichého, Atlantického a Indického.

Golfský prúd je jedným z najväčších teplých prúdov na severnej pologuli. Prechádza Mexickým zálivom (angl. Gulf Stream - prúd zálivu) a unáša teplé tropické vody Atlantického oceánu do vysokých zemepisných šírok. Tento obrovský prúd teplej vody do značnej miery určuje klímu Európy, vďaka čomu je mäkká a teplá. Golfský prúd každú sekundu unesie 75 miliónov ton vody (pre porovnanie: Amazonka, najplnšie tečúca rieka na svete, má 220 tisíc ton vody). V hĺbke asi 1 km pod Golfským prúdom je pozorovaný protiprúd.

Všeobecná schéma obehu povrchových vôd oceánu

Sekvenčná zonálna zmena makrocirkulačných systémov (veľkoplošný pohybový systém) je všeobecným vzorom planetárnej cirkulácie vody.

V súlade so zónovým rozložením slnečnej energie na povrchu planéty sa v oceáne aj v atmosfére vytvárajú rovnaké typy a geneticky súvisiace obehové systémy. Pohyb vodných a vzdušných hmôt je určený spoločným zákonom pre atmosféru a hydrosféru: nerovnomerné zahrievanie a ochladzovanie zemského povrchu. Z toho sú makrocirkulačné systémy viac-menej symetricky umiestnené na oboch stranách rovníka.

Z nej v nízkych šírkach vznikajú vzostupné prúdy (cyklónové víry) a úbytok hmôt, v iných vysokých zemepisných šírkach sa vyvíja zostupné prúdenie, dochádza k nárastu hmôt (voda, vzduch), čo je typické pre anticyklonálne vírové systémy. Interakciou týchto systémov je cirkulácia, pohyb atmosféry a hydrosféry.

V tropických oblastiach je charakter pohybov anticyklonálny, to znamená, že prúdy sa pohybujú v smere hodinových ručičiek a v miernych a subpolárnych zemepisných šírkach tvoria prúdy obeh smerovaný proti smeru hodinových ručičiek, to znamená, že majú cyklonálny charakter. Cyklónové aj anticyklónové víry v oceáne zodpovedajú klimatickým minimám a maximám atmosférického tlaku.

Anticyklonálne a cyklónové víry na každej pologuli sú prepojené tak, že rovnaké toky (prúdy) sú súčasne okrajovou časťou dvoch gyrov. Napríklad Severoatlantický prúd je severnou vetvou tropického obehu a zároveň južnou vetvou cyklónového obehu miernych a subpolárnych šírok. Vďaka tomu sa cykly navzájom ovplyvňujú. Preto sa voda a rôzne látky nimi prenášané (soli, suspenzie atď.) môžu pohybovať zo systému do systému po celej dĺžke oceánu. K prenosu hmôt, výmene energie a hmoty v povrchovej vrstve oceánu dochádza najmä v smere zemepisnej šírky. Interlatitudinálna výmena sa uskutočňuje v dôsledku meridionálnej výmeny na periférii kvázistacionárnych vodných cyklov. V nízkych zemepisných šírkach pozdĺž západného pobrežia oceánu sa ľahké tropické vody odvádzajú do mierneho pásma. Naopak, v miernych a subpolárnych zemepisných šírkach sú hustejšie vody prepravované pozdĺž západného pobrežia a menej husté vody mierneho a tropického pásma sú prenášané pozdĺž východného pobrežia do vysokých zemepisných šírok Svetového oceánu. Takto vytvorený rozdiel hustôt vody v meridionálnom smere zvyšuje intenzitu hraničných prúdov v pobrežných častiach anticyklonálnych a cyklonálnych systémov.

Rovnaké makroobehové systémy pretrvávajú počas celého roka. Sezónna variabilita cirkulácie vody je charakterizovaná miernym posunom v poludníkovom smere v chladnom období (v zime na severnej pologuli - na sever, v lete na severnej pologuli - na juh), ako aj v zvýšenie intenzity cirkulácie v dôsledku zvýšenia tepelných kontrastov medzi tropickými a polárnymi šírkami.

Zistilo sa, že priamy vplyv vetra je obmedzený na hornú vrstvu s hrúbkou asi 30-50 m. Už v podpovrchovej vrstve medzi 50-100 a 200-300 m hrá hustota (vertikálna) cirkulácia vplyv. rozhodujúcu úlohu.

V oceáne je rýchlosť vertikálnych pohybov nižšia ako horizontálnych o približne tri až päť rádov a v atmosfére približne o dva až tri rády. Ich význam je ale veľký, pretože vďaka nim dochádza k výmene povrchových a hlbokých vôd s energiou, soľami a živinami.

Najintenzívnejšia vertikálna výmena prebieha v zónach konvergencie (konvergencie) a divergencie (divergencie) tokov vodnej hmoty. V zónach konvergencie dochádza k potápaniu vodných hmôt, v zónach divergencie k ich stúpaniu na povrch, nazývanému upwelling. Zóny divergencie sa vytvárajú v oblastiach cyklónových vírov, kde odstredivé sily nesú vodu z periférie do stredu a voda stúpa v centrálnej časti víru. Divergencia sa vyskytuje v blízkosti pobrežia a tam, kde prevláda vietor z pevniny (nával povrchovej vody). V anticyklónových systémoch a v tých pobrežných zónach, kde dominuje vietor z oceánu, voda klesá.

Rozloženie zón konvergencie a divergencie je v rôznych oceánoch rovnaké. Mierne na sever od rovníka je rovníková konvergencia. Na jej oboch stranách sa pozdĺž žľabov tropických cyklonálnych systémov tiahnu tropické divergencie, potom sa subtropické konvergencie tiahnu pozdĺž osí subtropických anticyklonálnych systémov. Cyklónové systémy vo vysokých zemepisných šírkach zodpovedajú polárnym divergenciám; hrebeň arktického vodného cyklu zodpovedá arktickej konvergencii.

Ide o ideálnu (spriemerovanú) schému povrchových oceánskych prúdov. Skutočná, konkrétna situácia je oveľa komplikovanejšia, keďže prúdy menia rýchlosť, intenzitu a niekedy aj smer. Niektoré z nich z času na čas zmiznú. Oceánske prúdy majú zložitú štruktúru. Podobne ako rieky sa kľukatia a vytvárajú menšie víry (priemer 300 – 400 km).

Štruktúra povrchových oceánskych prúdov, ktoré zachytávajú horné stovky metrov, sa v podstate zhoduje so štruktúrou atmosférickej cirkulácie. Výnimkou sú západné prúdy, ktoré uzatvárajú gyry a nemusia ísť nevyhnutne s vetrom, plus protiprúdy. V dôsledku toho existuje v prírode zložitejšie ako jednoduché spojenie medzi vetrom a morskými prúdmi. Skutočné protiprúdy. Celkové množstvo slnečnej energie absorbovanej Svetovým oceánom je určené na 29,7∙1019 kcal/rok, čo je takmer 80 % všetkého žiarenia dopadajúceho na povrch planéty (36,5∙1019 kcal). Okrem toho je oceán hlavným akumulátorom slnečného tepla; obsahuje takmer 21-krát viac ako množstvo tepla (76∙1022 kcal), ktoré ročne prichádza zo Slnka na zemský povrch. V desaťmetrovej vrstve oceánskych vôd je 4-krát viac tepla ako v celej atmosfére.

Asi 80 % slnečnej energie absorbovanej svetovým oceánom sa minie na vyparovanie – 26,8∙1019 kcal/rok, čo sú len 3 % tepla akumulovaného svetovým oceánom. Turbulentná výmena tepla s atmosférou odoberá zvyšok absorbovaného slnečného žiarenia – 2,7∙1019 kcal/rok. To je len 0,4% z celkového tepelného obsahu oceánu. Porovnaním množstva prichádzajúcich a odchádzajúcich množstiev výmeny tepla cez hladinu svetového oceánu s jeho tepelným obsahom dospejeme k záveru, že ročne sa na takejto výmene s atmosférou podieľa povrchová vrstva hrubá asi 50 m. najaktívnejší 200-metrový vodný stĺpec sa vyskytuje za 3-4 roky. To znamená, že distribúcia energie do značnej miery závisí od štruktúry oceánskych prúdov (Glixský prúd prenáša 22-krát viac tepla ako všetky rieky zemegule).

Atmosférické pohyby sú nútené prispôsobiť sa štruktúre oceánskych pohybov, preto oceánske a vzdušné prúdy tvoria jeden systém, ktorý vzniká v dôsledku ich vzájomného prispôsobovania.

9. Vodné masy a hydrologické fronty.

Vodné masy - Ide o veľké objemy vody, ktoré vznikajú v určitých častiach oceánu a líšia sa od seba teplotou, slanosťou, hustotou, priehľadnosťou, množstvom kyslíka a ďalšími vlastnosťami. Na rozdiel od vzdušných hmôt, oni veľký význam má vertikálnu zonalitu. V závislosti od hĺbky existujú:

Masy povrchovej vody. Vznikajú vplyvom atmosférických procesov a prílevom sladkej vody z pevniny do hĺbky 200-250 m. Často sa tu mení teplota a slanosť vody, vznikajú vlny a ich horizontálny transport v podobe oceánskych prúdov je veľa silnejší ako ten hlboký. Povrchové vody majú najvyšší obsah planktónu a rýb;

Stredné vodné masy. Spodnú hranicu majú v rozmedzí 500-1000 m.V tropických zemepisných šírkach vznikajú stredné vodné masy za podmienok zvýšeného vyparovania a neustáleho zvyšovania salinity. To vysvetľuje skutočnosť, že stredné vody sa vyskytujú medzi 20° a 60° na severnej a južnej pologuli;

Hlboké vodné masy. Vznikajú ako výsledok miešania povrchových a stredných, polárnych a tropických vodných hmôt. Ich spodná hranica je 1200-5000 m. Vertikálne sa tieto vodné masy pohybujú extrémne pomaly a horizontálne sa pohybujú rýchlosťou 0,2-0,8 cm/s (28 m/h);

Hmoty spodnej vody. Zaberajú zónu svetového oceánu pod 5000 m a majú stálu slanosť, veľmi vysokú hustotu a ich horizontálny pohyb je pomalší ako vertikálny.

V závislosti od pôvodu sa rozlišujú tieto typy vodných hmôt:

rovníkový. Počas celého roka je voda silne ohrievaná slnkom. Jeho teplota je 27-28°C. Sezónne sa mení maximálne o 2°. Tieto vodné masy majú nižšiu slanosť ako v tropických zemepisných šírkach, pretože sú odsoľované mnohými riekami tečúcimi do oceánu v rovníkových šírkach a bohatými atmosférickými zrážkami;

Tropické. Tvoria sa v tropických zemepisných šírkach. Teplota vody je tu 20-25°. Teplotu tropických vodných más do veľkej miery ovplyvňujú morské prúdy. Teplejšie sú západné časti oceánov, kde teplé prúdy (pozri Oceánske prúdy) prichádzajú od rovníka. Východné časti oceánov sú chladnejšie, keďže sem prichádzajú studené prúdy. Sezónne sa teplota tropických vodných más mení o 4 °. Slanosť týchto vodných hmôt je oveľa väčšia ako rovníkových, keďže v dôsledku klesajúcich vzdušných prúdov tu vzniká tlaková výš a spadne málo zrážok;

Mierne vodné masy. V miernych zemepisných šírkach severnej pologule sú západné časti oceánov studené, kadiaľ prechádzajú studené prúdy. Východné oblasti oceánov ohrievajú teplé prúdy. Aj v zimných mesiacoch má voda v nich teplotu 10°C až 0°C. V lete sa pohybuje od 10°С do 20°С. Sezónne sa teda teplota miernych vodných hmôt mení o 10°C. Už majú zmenu ročných období. Prichádza však neskôr ako na súši a nie je taká výrazná. Slanosť vôd mierneho pásma je nižšia ako u tropických, pretože nielen rieky a atmosférické zrážky, ktoré tu padajú, ale aj ľadovce vstupujúce do týchto zemepisných šírok, majú odsoľovací účinok;

Polárne vodné masy. Vznikol v Arktíde a pri pobreží Antarktídy. Tieto vodné masy môžu byť prenášané prúdmi do miernych a dokonca aj tropických zemepisných šírok. V polárnych oblastiach oboch hemisfér sa voda ochladí na -2°C, no stále zostáva tekutá. Ďalší pokles teploty vedie k tvorbe ľadu. Polárne vodné masy sa vyznačujú množstvom plávajúceho ľadu, ako aj ľadu, ktorý tvorí obrovské ľadové plochy. V Severnom ľadovom oceáne trvá ľad celý rok a je neustále unášaný. Na južnej pologuli, v oblastiach polárnych vodných más, sa morský ľad dostáva do miernych zemepisných šírok oveľa ďalej ako na severnej pologuli. Slanosť polárnych vodných hmôt je nízka, keďže ľad má silný odsoľovací efekt. Medzi uvedenými vodnými masami nie sú jasné hranice, ale existujú prechodové zóny - zóny vzájomného ovplyvňovania susedných vodných hmôt. Najzreteľnejšie sa prejavujú na miestach, kde sa stretávajú teplé a studené prúdy. Každá vodná hmota je svojimi vlastnosťami viac-menej homogénna, no v prechodných zónach sa tieto charakteristiky môžu dramaticky meniť.

Vodné masy aktívne interagujú s atmosférou: dodávajú jej teplo a vlhkosť, absorbujú z nej oxid uhličitý a uvoľňujú kyslík.

Pri stretnutí vodných hmôt s rôznymi vlastnosťami vznikajú oceánografické fronty (zóny konvergencie) - vznikajú na styku teplých a studených povrchových prúdov a vyznačujú sa potápaním vodných hmôt. Vo svetovom oceáne je niekoľko frontálnych zón, ale existujú 4 hlavné.

V oceáne sú aj zóny divergencie - zóny divergencie povrchových prúdov a vzostup hlbokých vôd: pri západnom pobreží kontinentov zomreli. Zemepisné šírky a nad tepelným rovníkom v blízkosti východných kontinentov. Takéto zóny sú bohaté na fytoplanktón a zooplanktón, rybolov je dobrý.

Každý rok ma rodičia počas letných prázdnin brávali k moru a vždy ma prekvapila tá nezvyčajná horko-slaná chuť morskej vody, ktorú som, samozrejme, hltal pri neutíchajúcom hladinovom a podvodnom plávaní. Neskôr som sa na hodinách chémie dozvedela, že o chuti mora nerozhoduje len kuchynský chlorid sodný, ale aj horčík a draslík a môže byť aj vo forme síranu či uhličitanu.

Slaná voda zaberá väčšinu vôd planéty Zem. V oceáne sa objavili prvé živé organizmy. Čo je teda táto voda?

Slanosť oceánov

V priemere je slanosť vody 35 ppm s odchýlkou ​​od tejto hodnoty o 2-4%.

Čiary konštantnej salinity (izohalíny) sa nachádzajú hlavne rovnobežne s rovníkom, pozdĺž ktorého sa nachádzajú vody s nie najvyššou koncentráciou solí. Je to spôsobené množstvom zrážok, ktoré prevyšujú objem vody vyparujúcej sa z povrchu.

Vo vzdialenosti od rovníka po subtropické klimatické zóny až do 20-30 stupňov zemepisnej šírky na južnej a severnej pologuli sú pozorované oblasti so zvýšenou slanosťou. Okrem toho boli v Atlantickom oceáne identifikované oblasti s maximálnou koncentráciou soli.

Smerom k pólom slanosť klesá a okolo 40 stupňov je rovnováha medzi zrážkami a vyparovaním.

Najnižšiu slanosť majú póly vďaka topeniu čerstvého ľadu a v Severnom ľadovom oceáne má veľký vplyv odtok veľkých riek.

Najslanejšie more

Červené more je slanšie ako ostatné vody planéty o viac ako 4 % v dôsledku:

• nízke zrážky;
• silné odparovanie;
• nedostatok riek privádzajúcich sladkú vodu;
• obmedzené spojenie so svetovým oceánom, najmä s indickým.

Jedno z najkrajších morí s koralovými útesmi, ktoré svojimi pestrými farbami lákajú veľké množstvo rýb, morských korytnačiek, delfínov a nadšencov potápania.

Najčerstvejšie slané more

Baltské more obsahuje 2-8 g solí na liter vody. Vznikla na mieste ľadovcového jazera s veľká kvantita rieky (viac ako 250), zníženie slanosti a slabý kontakt s vodami oceánov.

Priemerná ročná slanosť vôd Svetového oceánu (v ppm). Údaje zo Svetového atlasu oceánov, 2001

Morská voda je roztok obsahujúci viac ako 40 chemických prvkov. Zdrojmi solí sú riečne splachy a soli dodávané pri vulkanizme a hydrotermálnej činnosti, ako aj pri podvodnom zvetrávaní hornín - halmyrolýze. Celková hmotnosť solí je asi 49,2 * 10 15 ton, táto hmotnosť stačí na to, aby sa všetky oceánske vody vyparili na pokrytie povrchu planéty vrstvou vrstiev s hrúbkou 150 m. Najbežnejšie anióny a katióny vo vodách sú tzv. nasledujúce (v zostupnom poradí): medzi aniónmi Cl -, SO 4 2-, HCO 3 -, medzi aniónmi Na +, Mg 2+, Ca 2+. Z hľadiska vrstiev teda najväčšie množstvo pripadá na NaCl (asi 78 %), MgCl2, MgS04, CaS04. V zložení solí morskej vody dominujú chloridy (zatiaľ čo v riečnej vode je viac uhličitanov). Je pozoruhodné, že chemické zloženie morskej vody je veľmi podobné zloženiu soli v ľudskej krvi. Slaná chuť vody závisí od obsahu chloridu sodného v nej, horkú chuť určujú chlorid horečnatý, síran sodný a horečnatý. Mierne zásaditú reakciu morskej vody (pH 8,38-8,40) určuje prevládajúca úloha alkalických prvkov a prvkov alkalických zemín – sodík, vápnik, horčík, draslík.

Značné množstvo plynov sa rozpúšťa aj vo vodách morí a oceánov. Väčšinou ide o dusík, kyslík a CO 2 . Zároveň sa zloženie plynov morských vôd trochu líši od atmosférického - morská voda napríklad obsahuje sírovodík a metán.

Najviac je dusík rozpustený v morskej vode (10-15 ml / l), ktorá sa pre svoju chemickú inertnosť nezúčastňuje a výrazne neovplyvňuje sedimentáciu a biologické procesy. Asimilujú ho iba baktérie viažuce dusík, schopné premieňať voľný dusík na svoje zlúčeniny. Preto sa obsah rozpusteného dusíka (ako aj argónu, neónu a hélia) v porovnaní s inými plynmi mení s hĺbkou len málo a je vždy blízko nasýtenia.

Kyslík vstupujúci do vody v procese výmeny plynov s atmosférou a počas fotosyntézy. Je to veľmi mobilná a chemicky aktívna zložka morských vôd, preto je jej obsah veľmi rozdielny – od významných až po zanedbateľné; v povrchových vrstvách oceánu sa jeho koncentrácia zvyčajne pohybuje od 5 do 9 ml/l. Prísun kyslíka do hlbokých oceánskych vrstiev závisí od rýchlosti jeho spotreby (oxidácia organických zložiek, dýchanie a pod.), od premiešavania vôd a ich prenosu prúdmi. Rozpustnosť kyslíka vo vode závisí od teploty a slanosti, vo všeobecnosti sa s rastúcou teplotou znižuje, čo vysvetľuje jeho nízky obsah v rovníkovej zóne a vyšší v studených vodách vysokých zemepisných šírok. S narastajúcou hĺbkou obsah kyslíka klesá a dosahuje hodnoty 3,0-0,5 ml/l vo vrstve kyslíkového minima.

Oxid uhličitý je v morskej vode obsiahnutý v nepatrných koncentráciách (nie viac ako 0,5 ml/l), ale celkový obsah oxidu uhličitého je približne 60-krát väčší ako jeho množstvo v atmosfére. Zároveň hrá dôležitú úlohu v biologických procesoch (je zdrojom uhlíka pri stavbe živej bunky), ovplyvňuje globálne klimatické procesy (zúčastňuje sa výmeny plynov s atmosférou) a určuje vlastnosti sedimentácie uhličitanov. V morskej vode sú oxidy uhlíka distribuované vo voľnej forme (CO 2), vo forme kyseliny uhličitej a vo forme aniónu HCO 3–. Vo všeobecnosti obsah CO 2 , ako aj kyslíka so zvyšujúcou sa teplotou klesá, preto sa jeho maximálny obsah pozoruje v studených vodách vysokých zemepisných šírok a v hlbokých zónach vodného stĺpca. S hĺbkou narastá koncentrácia CO 2, keďže pri absencii fotosyntézy klesá jeho spotreba a pri rozklade organických zvyškov najmä vo vrstve kyslíkového minima stúpa prísun oxidu uhoľnatého.

Sírovodík v morskej vode sa nachádza vo významných množstvách vo vodných útvaroch s ťažkou výmenou vody (Čierne more je známym príkladom „kontaminácie sírovodíkom“). Zdrojom sírovodíka môžu byť hydrotermálne vody prichádzajúce z hlbín na dno oceánov, redukcia síranov baktériami redukujúcimi sírany pri rozklade odumretej organickej hmoty a uvoľňovanie organických zvyškov obsahujúcich síru pri rozklade. Kyslík pomerne rýchlo reaguje so sírovodíkom a sulfidmi, prípadne ich oxiduje na sírany.

Pre procesy oceánskej sedimentácie je dôležitá rozpustnosť uhličitanov v morskej vode. Vápnik v morskej vode obsahuje v priemere 400 mg/l, no obrovské množstvo je viazané v kostrách morských organizmov, ktoré sa pri smrti týchto organizmov rozpúšťajú. Povrchové vody majú tendenciu byť nasýtené uhličitanom vápenatým, takže sa nerozpúšťa v hornom vodnom stĺpci bezprostredne po smrti organizmov. S hĺbkou je voda stále viac a viac podsýtená uhličitanom vápenatým a v dôsledku toho sa rýchlosť rozpúšťania uhličitanovej látky v určitej hĺbke rovná rýchlosti jej dodávania. Táto úroveň sa nazýva hĺbka kompenzácie uhličitanu. Hĺbka kompenzácie uhličitanov sa mení v závislosti od chemického zloženia a teploty morskej vody, v priemere 4500 m. Pod touto úrovňou sa uhličitany nemôžu akumulovať, čo určuje nahradenie v podstate uhličitanových sedimentov nekarbonátovými. Hĺbka, v ktorej sa koncentrácia uhličitanov rovná 10 % sušiny sedimentu, sa nazýva kritická hĺbka akumulácie uhličitanov ( hĺbka kompenzácie uhličitanu).

Vlastnosti reliéfu dna oceánu

Polička(alebo kontinentálny šelf) - mierne naklonená, vyrovnaná časť podmorského okraja kontinentov, priliehajúca k pobrežiu pevniny a vyznačujúca sa spoločnou geologickou štruktúrou. Hĺbka police je zvyčajne až 100-200 m; šírka police sa pohybuje od 1-3 km do 1500 km (polica Barentsovho mora). Vonkajšia hranica police je vyznačená prehnutím topografie dna - okrajom police.

Moderné šelfy vznikajú najmä v dôsledku zaplavenia okrajov kontinentov počas stúpania hladiny svetového oceánu v dôsledku topenia ľadovcov, ako aj v dôsledku poklesu častí zemského povrchu spojeného s tzv. najnovšie tektonické pohyby. Šelf existoval vo všetkých geologických obdobiach, v niektorých z nich prudko rástol (napríklad v jure a kriede), v iných zaberal malé oblasti (perm). Moderná geologická epocha sa vyznačuje miernym rozvojom šelfových morí.

kontinentálny svah je ďalším z hlavných prvkov podmorského okraja kontinentov; nachádza sa medzi šelfom a kontinentálnym úpätím. Vyznačuje sa strmšími sklonmi povrchu v porovnaní s šelfom a dnom oceánu (v priemere 3-5 0, niekedy až 40 0) a výraznou členitosťou reliéfu. Typickými reliéfmi sú stupne rovnobežné s hrebeňom a základňou svahu, ako aj podmorské kaňony, ktoré zvyčajne vznikajú na šelfe a siahajú až po kontinentálne úpätie. Seizmické štúdie, bagrovanie a hĺbkové vrty preukázali, že z hľadiska geologickej stavby je kontinentálny svah, podobne ako šelf, priamym pokračovaním štruktúr vyvinutých v priľahlých oblastiach kontinentov.

pevninská noha je oblak akumulačných usadenín, ktoré vznikli na úpätí kontinentálneho svahu pohybom materiálu po svahu (prostredníctvom zákalových tokov, podvodnými zosuvmi a zosuvmi) a sedimentáciou suspenzie. Hĺbka kontinentálnej nohy dosahuje 3,5 km alebo viac. Geomorfologicky je to svahovitá pahorkatina. Akumulačné ložiská, ktoré tvoria kontinentálne úpätie, sa zvyčajne prekrývajú na dne oceánu, ktoré predstavuje kôra oceánskeho typu, alebo sa nachádzajú čiastočne na kontinentálnej, čiastočne na oceánskej kôre.

Ďalej sú to štruktúry vytvorené na kôre oceánskeho typu. Najväčšími prvkami reliéfu oceánov (a Zeme ako celku) sú oceánske dno a stredooceánske chrbty. Koryto oceánu je rozdelené hrebeňmi, valmi a pahorkami na kotliny, ktorých dno zaberajú priepasťové pláne. Tieto oblasti sa vyznačujú stabilným tektonickým režimom, nízkou seizmickou aktivitou a rovinatým terénom, čo im umožňuje považovať ich za oceánske platne - thalassocratons. Geomorfologicky sú tieto územia reprezentované priepasťovými (hlbokovodnými) akumulačnými a pahorkatinnými rovinami. Akumulačné roviny majú zarovnaný povrch, mierne naklonený povrch a sú vyvinuté najmä pozdĺž periférie oceánov v oblastiach výrazného prítoku sedimentárneho materiálu z kontinentov. Ich vznik je spojený s prísunom a akumuláciou materiálu suspenznými tokmi, čo určuje ich inherentné znaky: povrchovú depresiu od kontinentálneho úpätia smerom k oceánu, prítomnosť podmorských údolí, gradačné vrstvenie sedimentov a zarovnaný reliéf. Posledný znak je určený skutočnosťou, že sedimenty, ktoré sa pohybujú hlboko do oceánskych panví, pochovávajú primárny členitý tektonický a vulkanický reliéf. Pahorkatinné priepasťové planiny sa vyznačujú členitým reliéfom a malou hrúbkou sedimentov. Tieto roviny sú typické pre vnútorné časti kotlín, vzdialené od pobrežia. Dôležitým prvkom reliéfu týchto rovín sú sopečné výzdvihy a jednotlivé sopečné štruktúry.

Ďalším prvkom megareliéfu je stredooceánske hrebene, ktoré sú mohutným horským systémom tiahnucim sa cez všetky oceány. Celková dĺžka stredooceánskych chrbtov (MOR) je viac ako 60 000 km, šírka je 200-1200 km a výška je 1-3 km. V niektorých oblastiach tvoria vrcholy MOR sopečné ostrovy (Island). Reliéf je členitý, tvary reliéfu sú orientované prevažne rovnobežne s dĺžkou hrebeňa. Sedimentárny pokryv je tenký, reprezentovaný karbonátovými biogénnymi silami a vulkanogénnymi formáciami. Vek sedimentárnych vrstiev je starší so vzdialenosťou od axiálnych častí hrebeňa; v axiálnych zónach sedimentárny obal chýba alebo je zastúpený novovekými ložiskami. Oblasti MOR sa vyznačujú intenzívnym prejavom endogénnej aktivity: seizmicita, vulkanizmus, vysoký tepelný tok.

Zóny MOR sú obmedzené na hranice litosférických dosiek, ktoré sa od seba vzďaľujú, tu prebieha proces tvorby novej oceánskej kôry v dôsledku prichádzajúceho topenia plášťa.

Pozoruhodné sú najmä prechodové zóny z kontinentálnej do oceánskej kôry – okraje kontinentov. Existujú dva typy kontinentálnych okrajov: tektonicky aktívne a tektonicky pasívne.

Pasívne okrajové časti predstavujú priame pokračovanie kontinentálnych blokov, zaplavovaných vodami morí a oceánov. Zahŕňajú šelf, kontinentálny svah a kontinentálne úpätie a vyznačujú sa absenciou prejavov endogénnej aktivity. aktívne okaríny sú obmedzené na hranice litosférických dosiek, pozdĺž ktorých prebieha subdukcia oceánskych dosiek pod kontinentálne. Tieto okaríny sa vyznačujú aktívnou endogénnou aktivitou, oblasti seizmickej aktivity a moderného vulkanizmu sú na ne obmedzené. Medzi aktívnymi okarínami sa podľa štruktúry rozlišujú dva hlavné typy: západný Pacifik (ostrov-oblúk) a východný Pacifik (andský). Hlavnými prvkami okrajov typu západného Pacifiku sú hlbokovodné priekopy, oblúky sopečných ostrovov a okrajové (alebo medzioblúkové) morské panvy. Plocha hlbinnej priekopy zodpovedá hranici, kde sa subdukuje platňa s kôrou oceánskeho typu. Tavenie časti subdukčnej platne a hornín nad ňou umiestnenej litosféry (spojené s prítokom vody v subdukčnej platni, čo prudko znižuje teplotu tavenia hornín) vedie k vytvoreniu magmatických komôr, z ktorých sa taví vstúpiť na povrch. Vplyvom aktívneho vulkanizmu vznikajú sopečné ostrovy, tiahnuce sa rovnobežne s hranicou poklesu platne. Okraje východopacifického typu sa vyznačujú absenciou vulkanických oblúkov (vulkanizmus sa prejavuje priamo na okraji pevniny) a okrajových kotlín. Hlbokú priekopu nahrádza strmý kontinentálny svah a úzky šelf.

Deštruktívna a akumulačná činnosť mora

Obrusovanie (z lat. "oter" - škrabanie, holenie) je proces ničenia hornín vlnami a prúdmi. Odieranie prebieha najintenzívnejšie v blízkosti pobrežia pôsobením príboja.

Ničenie pobrežných skál pozostáva z nasledujúcich faktorov:

náraz vĺn (ktorých sila počas búrok dosahuje 30-40 t / m 2);

· abrazívne pôsobenie klastického materiálu prineseného vlnou;

rozpúšťanie hornín;

· stláčanie vzduchu v póroch a dutinách horniny pri dopade vĺn, čo vedie k praskaniu hornín pod vplyvom vysokého tlaku;

· tepelná abrázia, ktorá sa prejavuje rozmrazovaním zamrznutých skál a ľadových brehov a inými druhmi dopadov na pobrežie.

Vplyv procesu obrusovania sa prejavuje do hĺbky niekoľkých desiatok metrov, v oceánoch až do 100 m a viac.

Vplyv obrusovania na pobrežie vedie k vytvoreniu klastických usadenín a určitých tvarov terénu. Proces obrusovania prebieha nasledovne. Pri dopade na pobrežie vlna postupne vytvára na svojej základni priehlbinu - výklenok na rezanie vĺn, nad ktorým visí rímsa. Keď sa výklenok vyrezaný vlnami prehlbuje, pôsobením gravitácie sa rímsa zrúti, úlomky sú na úpätí pobrežia a pod vplyvom vĺn sa menia na piesok a kamienky.

Útes alebo strmá rímsa vytvorená v dôsledku oderu sa nazýva útes. Na mieste ustupujúceho útesu a obrusná terasa, alebo lavica (Angličtina "lavička"), ktorý sa skladá z podložia. Útes môže hraničiť priamo s lavičkou alebo byť od nej oddelený plážou. Priečny profil obrusnej terasy má tvar konvexnej krivky s malými sklonmi pri brehu a veľkými sklonmi pri päte terasy. Výsledný klastický materiál sa odnáša z brehu a formuje sa podvodné akumulačné terasy.

Ako sa abrázia a akumulačné terasy vyvíjajú, vlny sa ocitnú v plytkej vode, obrátia sa a stratia energiu skôr, ako dosiahnu koreňový breh, v dôsledku toho sa proces obrusovania zastaví.

Podľa charakteru prebiehajúcich procesov možno pobrežie rozdeliť na obrusné a akumulačné.

A, B, C - rôzne stupne ústupu pobrežného útesu, zničeného oderom; A 1 , B 2 , C 3 - rôzne štádiá vývoja podvodnej akumulačnej terasy.

Vlny vykonávajú nielen deštrukčnú prácu, ale aj prácu pri presúvaní a hromadení trosiek. Prichádzajúca vlna nesie kamienky a piesok, ktoré pri ústupe vlny zostávajú na brehu, takto vznikajú pláže. Pri pláži(od Francúzov "plage" - zvažujúce sa morské pobrežie) sa nazýva pás sedimentu na morskom pobreží v zóne pôsobenia príbojového prúdu. Morfologicky sa rozlišujú pláže plného profilu, ktoré majú formu mierneho vlnobitia, a pláže neúplného profilu, ktoré sú nahromadením sedimentov naklonených k moru a priliehajú zadnou stranou k úpätiu pobrežného útesu. Pláže plného profilu sú typické akumulačnými pobrežiami, neúplné - hlavne abrazívne pobrežia.

Keď sa vlny vŕtajú v hĺbkach niekoľkých metrov, materiál uložený pod vodou (piesok, štrk alebo škrupina) tvorí podvodný pieskový breh. Niekedy rastúca podvodná akumulačná šachta vyčnieva nad hladinu vody a tiahne sa rovnobežne s brehom. Takéto šachty sú tzv bary(od Francúzov "barre" - bariéra, plytčina).

Vytvorenie baru môže viesť k oddeleniu pobrežnej časti morskej panvy od hlavnej vodnej plochy - vznikajú lagúny. Lagúna (z lat. lacus - jazero) je plytká prírodná vodná nádrž, oddelená od mora barom alebo spojená s morom úzkou úžinou (alebo úžinami). Hlavnou črtou lagún je rozdiel medzi slanosťou vôd a biologickými spoločenstvami.

Sedimentácia v moriach a oceánoch

V moriach a oceánoch sa hromadia rôzne zrážky, ktoré možno podľa pôvodu rozdeliť do nasledujúcich skupín:

· terigénne, vytvorené v dôsledku akumulácie produktov mechanického ničenia hornín;

biogénne, vytvorené v dôsledku životnej aktivity a smrti organizmov;

chemogénne, spojené so zrážaním z morskej vody;

· sopečné, hromadiace sa v dôsledku erupcií pod vodou a v dôsledku produktov erupcie prinesených z pevniny;

polygénne, t.j. zmiešané sedimenty vytvorené v dôsledku materiálu rôzneho pôvodu.

Vo všeobecnosti je materiálové zloženie dnových sedimentov určené nasledujúcimi faktormi:

· hĺbka sedimentačnej oblasti a topografia dna;

hydrodynamické podmienky (prítomnosť prúdov, vplyv vlnovej aktivity);

· charakter dodávaného sedimentárneho materiálu (určený klimatickou zonalitou a vzdialenosťou od kontinentov);

biologická produktivita (morské organizmy extrahujú minerály z vody a po smrti ich dodávajú dnu (vo forme schránok, koralových štruktúr atď.));

vulkanizmus a hydrotermálna aktivita.

Jedným z určujúcich faktorov je hĺbka, ktorá umožňuje rozlíšiť niekoľko zón, ktoré sa líšia vlastnosťami sedimentácie. Prímorský(z lat. "littoralis"- pobrežné) - hraničný pás medzi pevninou a morom, pravidelne zaplavovaný pri prílive a odvodňovaný pri odlive. Litorál je zóna morského dna, ktorá sa nachádza medzi úrovňami najvyššieho a najnižšieho prílivu. neritová zóna zodpovedá hĺbke police (z gréčtiny. "erity"- morský mäkkýš). Bathyal zóna(z gréckeho "hlboká") zhruba zodpovedá oblasti kontinentálneho svahu a úpätia a hĺbkam 200 - 2500 m. Táto zóna sa vyznačuje nasledujúcimi podmienkami prostredia: výrazný tlak, takmer úplná absencia svetla, mierne sezónne kolísanie teploty a hustoty vody; v organickom svete prevládajú zástupcovia zoobentosu a rýb, svet rastlín je pre nedostatok svetla veľmi chudobný. priepasťová zóna(z gréckeho „bez dna“) zodpovedá morským hĺbkam viac ako 2500 m, čo zodpovedá hlbokomorským panvám. Vody tohto pásma sa vyznačujú relatívne nízkou pohyblivosťou, trvalo nízkou teplotou (1-2 0 C, v polárnych oblastiach pod 0 0 C), stálou slanosťou; nie je vôbec žiadne slnečné svetlo a dosahujú sa obrovské tlaky, ktoré určujú originalitu a chudobu organického sveta. Oblasti hlbšie ako 6000 m sa zvyčajne rozlišujú ako ultrapriepastné zóny zodpovedajúce najhlbším častiam kotlín a hlbokomorských priekop.

Hlavná vlastnosť, ktorá odlišuje vodu oceánov z vôd zeme, je ich výška slanosť. Počet gramov látok rozpustených v 1 litri vody sa nazýva salinita.

Morská voda je roztok 44 chemických prvkov, ale primárnu úlohu v nej zohrávajú soli. Stolová soľ dodáva vode slanú chuť, zatiaľ čo horčíková soľ jej dodáva horkú chuť. Slanosť je vyjadrená v ppm (%o). Toto je tisícina čísla. V litri oceánskej vody sa rozpustí v priemere 35 gramov rôznych látok, čo znamená, že slanosť bude 35% o.

Množstvo rozpustených solí bude približne 49,2 10 ton. Aby sme si predstavili, aká veľká je táto hmotnosť, môžeme urobiť nasledujúce porovnanie. Ak je všetka morská soľ v suchej forme rozložená po povrchu celej zeme, potom bude pokrytá vrstvou s hrúbkou 150 m.

Slanosť oceánskych vôd nie je všade rovnaká. Salinita je ovplyvnená nasledujúcimi procesmi:

• odparovanie vody. Pri tomto procese sa soli s vodou neodparujú;
• tvorba ľadu;
• spád, zníženie salinity;
• . Slanosť oceánskych vôd v blízkosti kontinentov je oveľa nižšia ako v strede oceánu, pretože vody ho odsoľujú;
• topiaci sa ľad.

Procesy ako vyparovanie a tvorba ľadu prispievajú k zvýšeniu slanosti, zatiaľ čo zrážky, odtok z riek a topiaci sa ľad ju znižujú. Vyparovanie a zrážky zohrávajú hlavnú úlohu pri zmene slanosti. Preto slanosť povrchových vrstiev oceánu, ako aj teplota, závisí od zemepisnej šírky.

Sedemdesiat percent povrchu našej planéty je pokrytých vodou - väčšina padá na oceány. Vody Svetového oceánu sú zložením heterogénne a majú horko-slanú chuť. Nie každý rodič vie odpovedať na otázku dieťaťa: "Prečo chutí morská voda?" Čo určuje množstvo soli? Na túto záležitosť existujú rôzne uhly pohľadu.

Čo určuje slanosť vody

V rôznych obdobiach roka v rôznych častiach hydrosféry nie je salinita rovnaká. Na jeho zmenu vplýva viacero faktorov:

• tvorba ľadu;
• odparovanie;
• zrážky;
• prúdy;
• tok rieky;
• topiaci sa ľad.

Kým sa voda z povrchu oceánu vyparí, soľ neeroduje a zostáva. Jej koncentrácia sa zvyšuje. Zmrazovací proces má podobný účinok. Ľadovce obsahujú najväčšie zásoby sladkej vody na planéte. Slanosť oceánov pri ich vzniku sa zvyšuje.

Opačný efekt charakterizuje topenie ľadovcov, pri ktorom klesá obsah soli. Soľ pochádza aj z riek tečúcich do oceánu a zrážok. Čím bližšie ku dnu, tým menšia salinita. Studené prúdy slanosť znižujú, teplé prúdy zvyšujú.

Miesto

Podľa odborníkov Koncentrácia soli v moriach závisí od ich polohy. Bližšie k severným regiónom sa koncentrácia zvyšuje, na juh klesá. Koncentrácia soli v oceánoch je však vždy väčšia ako v moriach a poloha na to nemá vplyv. Táto skutočnosť nie je vysvetlená.

Slanosť je spôsobená prítomnosťou horčík a sodík. Jednou z možností na vysvetlenie rôznych koncentrácií je prítomnosť určitých oblastí pôdy obohatených o ložiská takýchto zložiek. Takéto vysvetlenie však nie je veľmi pravdepodobné, ak vezmeme do úvahy morské prúdy. Vďaka nim by sa časom mala hladina soli ustáliť v celom objeme.

Svetový oceán

Slanosť oceánu závisí od zemepisnej šírky, blízkosti riek, klimatických vlastností objektov atď. Jeho priemerná hodnota podľa merania je 35 ppm.

V blízkosti Antarktídy a Arktídy v chladných oblastiach je koncentrácia menšia, no v zime pri tvorbe ľadu sa množstvo soli zvyšuje. Preto je voda v Severnom ľadovom oceáne najmenej slaná a v Indickom oceáne je koncentrácia soli najvyššia.

V Atlantickom a Tichom oceáne je približne rovnaká koncentrácia soli, ktorá klesá v rovníkovej zóne a naopak stúpa v tropických a subtropických oblastiach. Niektoré studené a teplé prúdy sa navzájom vyrovnávajú. Napríklad slaný Labradorský prúd a neslaný Golfský prúd.

Zaujímavé vedieť: Koľko ich existuje na Zemi?

Prečo sú oceány slané

Existujú rôzne uhly pohľadu, ktoré odhaľujú podstata prítomnosti soli v oceáne. Vedci sa domnievajú, že dôvodom je schopnosť vodných más ničiť horninu a vylúhovať z nej ľahko rozpustné prvky. Tento proces prebieha. Soľ nasýti moria a dodáva horkú chuť.

Na túto otázku však existujú diametrálne odlišné názory:

Vulkanická aktivita sa časom znížila a atmosféra sa vyčistila od pár. Kyslé dažde padali čoraz menej a asi pred 500 rokmi sa zloženie vodnej hladiny oceánu stabilizovalo a stalo sa tým, čo ho poznáme dnes. Uhličitany, ktoré sa s riečnou vodou dostávajú do oceánu, sú výborným stavebným materiálom pre morské organizmy.