Меню

Який рельєф має ложе океану

Ложе океана

Геологический словарь: в 2-х томах. — М.: Недра . Под редакцией К. Н. Паффенгольца и др. . 1978 .

Литература : Шепард Ф. П., Морская геология, пер. c англ., 3 изд., Л., 1976; Геофизика океана, т. 1-2, M., 1979 (Океанология); Геология океана, т. 1-2, M., 1979-80 (Океанология); Логвиненко H. B., Морская геология, Л., 1980; Зейболд E., Бергер B., Дно океана, пер. c англ., M., 1984.

Горная энциклопедия. — М.: Советская энциклопедия . Под редакцией Е. А. Козловского . 1984—1991 .

Смотреть что такое «Ложе океана» в других словарях:

ЛОЖЕ ОКЕАНА — ЛОЖЕ ОКЕАНА, крупнейший элемент рельефа и геологической структуры Земли, занимающий большую часть дна Мирового океана и характеризующийся океаническим типом земной коры. Средняя глубина около 4 км, максимальная до 7 км. Важнейшие элементы рельефа … Современная энциклопедия

ЛОЖЕ ОКЕАНА — океаническое дно на больших глубинах (более 2000 3000 м), один из главных элементов рельефа и геологической структуры Мирового океана. Расположено между материковым склоном и срединно океаническими хребтами. Биотопы ложа океана заселены… … Экологический словарь

ложе океана — Вся поверхность, на которой лежит толща океанской воды, т.е. континентальный шельф, материковый склон и океанические котловины, дно океана включает неритическую, батиальную и абиссальную зоны. Syn.: дно океана … Словарь по географии

Ложе океана — ЛОЖЕ ОКЕАНА, крупнейший элемент рельефа и геологической структуры Земли, занимающий большую часть дна Мирового океана и характеризующийся океаническим типом земной коры. Средняя глубина около 4 км, максимальная до 7 км. Важнейшие элементы рельефа … Иллюстрированный энциклопедический словарь

ЛОЖЕ ОКЕАНА — один из главных элементов рельефа и геологической структуры Земли. Плошадь св. 185 млн. км&sup2. Охватывает глубоководную часть дна Мирового ок. в пределах земной коры океанического типа. Средняя глубина ок. 4 тыс. м, максимальная до 7 т. м.… … Большой Энциклопедический словарь

ложе океана — Крупнейший элемент рельефа Земли, занимающий большую часть дна океана и характеризующийся океаническим типом земной коры. [Словарь геологических терминов и понятий. Томский Государственный Университет] Тематики геология, геофизика Обобщающие… … Справочник технического переводчика

ЛОЖЕ ОКЕАНА — одна из форм рельефа Земли, занимающая большую часть дна океана на глубинах 3 4 км и характеризующаяся в основном океанским типом земной коры. Рельеф Ложе Океана отличается ячеистой структурой: в его состав входят подводные котловины, разделенные … Морской энциклопедический справочник

Ложе океана — Океаническое ложе Ложе океана крупнейшая планетарная мегаструктура, представляющая собой всё океаническое дно, ограниченное активными и пассивными континентальными окраинами. Соответствует области распространения земной коры океанического… … Википедия

ложе океана — один из главных элементов рельефа и геологической структуры Земли. Площадь свыше 185 млн. км2. Охватывает глубоководную часть дна Мирового океана в пределах земной коры океанического типа. Средняя глубина около 4 тыс. м, максимальная до 7 тыс. м … Энциклопедический словарь

Ложе океана — один из главных элементов рельефа и геологической структуры дна Мирового океана. Охватывает его абиссальную часть (см. Абиссаль) за вычетом срединноокеанических хребтов. Характеризуется развитием типичной океанической земной коры.… … Большая советская энциклопедия

Источник

ЛО́ЖЕ ОКЕА́НА

  • В книжной версии

    Том 17. Москва, 2010, стр. 748-749

    Скопировать библиографическую ссылку:

    ЛО́ЖЕ ОКЕА́НА, об­шир­ная часть дна Ми­ро­во­го ок., ог­ра­ни­чен­ная под­вод­ны­ми ок­раи­на­ми ма­те­ри­ков, ох­ва­ты­ва­ет его абис­саль­ную часть, ис­клю­чая сре­дин­но-океа­нич. хреб­ты. Об­щая пл. Л. о. 193,8 млн. км 2 (ок. 38% по­верх­но­сти Зем­ли), из них в Ти­хом ок. 116,6, в Ат­лан­ти­че­ском ок. 34,2, в Ин­дий­ском ок. 39,6, в Се­вер­ном Ле­до­ви­том ок. 3,4 млн. км 2 . Л. о. пред­став­ля­ет со­бой пла­не­тар­ную мор­фо­ст­рук­ту­ру и со­от­вет­ст­ву­ет океа­нич. плат­фор­мам с ти­пич­но океа­нич. зем­ной ко­рой и спо­кой­ным тек­то­нич. ре­жи­мом; про­яв­ле­ния вул­ка­низ­ма (напр., Га­вай­ские о-ва) и сейс­мич­но­сти (напр., к юго-вос­то­ку от о. Шри-Лан­ка) яв­ля­ют­ся ис­клю­че­ния­ми. Со­сто­ит из кот­ло­вин (круп­ней­шая – Се­ве­ро-Вос­точ­ная кот­ло­ви­на в Ти­хом ок.), раз­де­лён­ных под­ня­тия­ми разл. мор­фо­ло­гии, что при­да­ёт Л. о. круп­но­ячеи­стый ха­рак­тер. Дни­ще кот­ло­вин за­ня­то абис­саль­ны­ми рав­ни­на­ми , ле­жа­щи­ми на глу­би­нах 2000–6000 м. Мор­фо­ло­гия рав­нин за­ко­но­мер­но из­ме­ня­ет­ся по на­прав­ле­нию от сре­дин­но-океа­нич. хреб­тов к пе­ри­фе­рии океа­нов. Про­дол­же­ни­ем флан­гов сре­дин­но-океа­нич. хреб­тов яв­ля­ют­ся хол­ми­стые абис­саль­ные рав­ни­ны, ле­жа­щие при­мер­но на од­ном уров­не по­верх­но­сти дна (от­но­сит. вы­со­та хол­мов до 500 м, диа­метр ос­но­ва­ния до 10 км). В Ти­хом ок. абис­саль­ные хол­мы за­ни­ма­ют до 80% пло­ща­ди дна. Обыч­но они об­ра­зу­ют це­поч­ки, вы­тя­ну­тые па­рал­лель­но оси бли­жай­ших сре­дин­но-океа­нич. хреб­тов, но мо­гут быть бес­по­ря­доч­но раз­бро­са­ны; сло­же­ны маг­ма­тич. по­ро­да­ми. По ме­ре при­бли­же­ния к ис­точ­ни­кам осад­ков (пе­ри­фе­рии ма­те­ри­ков, зо­ны по­вышен­ной био­про­дук­тив­но­сти в океа­не, дей­ст­вую­щие вул­ка­ны) рель­еф абис­саль­ных хол­мов по­сте­пен­но сгла­жи­ва­ет­ся в хо­де на­ко­п­ле­ния сна­ча­ла об­ле­каю­щих, а за­тем пе­ре­кры­ваю­щих толщ от­ло­же­ний с об­ра­зо­ва­ни­ем вол­ни­стых и пло­ских абис­саль­ных рав­нин. По­след­ние мо­гут по­сте­пен­но пе­ре­хо­дить в на­клон­ные рав­ни­ны ма­те­ри­ко­во­го под­но­жия.

    Источник

    Ложе океану

    Ложе океану (рос. ложе океана; англ. ocean bed, floor of an ocean, ocean floor, sea floor, deep-sea floor; нім. Ozeanboden m, Meeresboden m, Tiefseeboden m) — найбільша планетарна мегаструктура, що включає все океанічне дно, обмежене активними і пасивними континентальними околицями.

    Загальна характеристика [ ред. | ред. код ]

    Відповідає області поширення земної кори океанічного типу. Включає найбільші форми рельєфу: серединно-океанічні хребти, глибоководні улоговини, жолоби океанічні, підводні гори і хребти. У типовому випадку складається з фундаменту, складеного у верх. частині базальтами, і чохла глибоководних осадів, представлених червоними глибоководними глинами, вапняковими і крем’янистими біогенними мулами. Загальна площа 255 млн км².

    Від осі серединно-океанічних хребтів в сторони улоговин дно поступово знижується від 2500-3000 до 5500-6000 м. Різко розчленований рельєф хребтів змінюється плоскою поверхнею абісальних улоговин. Потужність осадового чохла зростає від нульової в осі хребтів до 600—1000 м в центрі улоговин, а вік підошви осадів стає все більш древнім, аж до верхньої юри. Базальтовий фундамент нарощується за рахунок виливання лав у вузьких осьових зонах серединно-океанічних хребтів, потім розходиться в сторони і охолоджується, внаслідок чого опускається. Осади поступово засипають нерівності і згладжують рельєф. У глибоководних жолобах Ложе океану різко згинається і опускається до глибин 8000-10000 м, а місцями і більше. З боку океану глибоководні жолоби супроводжуються крайовими валами висотою до 500 м ускладнені лінійними вулканічними хребтами і численними підводними горами. Більшість з них має вулканічне походження і виникло внаслідок підводних вивержень. Вершини деяких гір і хребтів виступають вище за рівень моря, утворюючи океанічні о-ви (наприклад, Гаваї, Пасхи, Св. Олени, Азорські), інші увінчані кораловими спорудами (коралові атоли). На великих просторах абісальних улоговин поширені залізомарганцеві конкреції. Вздовж околиць деяких континентів (Африки, Південна Америка) в зонах апвелінгу формуються фосфорити. Вздовж осі серединно-океанічних хребтів, паралельно з проявами базальтів, спостерігається інтенсивна гідротермальна діяльність, з якою пов’язані відклади сульфідних руд (Fe, Zn, рідше Pb і Cu) у базальтовому шарі Л.о. і винесення корисних компонентів у мор. воду з подальшим відкладенням їх у вигляді металоносних осадів у западинах поблизу серединно-океанічних хребтів (наприклад, западина Бауерса в Тихому океані). Ложе океану — перспективний об’єкт також для промислового освоєння вапнякових і кременистих мулів.

    Читайте также:  Описать атлантический океан географическое положение

    Источник

    Ложе океану

    Ложе океану – один з головних елементів рельєфу дна Світового океану. Займає рівень земної поверхні глибиною від 4 тис. до 6-7 тис. м, розташоване між материковим підніжжям і серединно-океанічними хребтами. Складається земною корою океанічного типу, відрізняється слабким виявленням сучасного вулканізму та сейсмічності, невеликими швидкостями вертикальних рухів земної кори подібно платформам материків.

    Для ложе океану характерні як позитивні, так і від’ємні форми рельєфу.

    До позитивних форм відносяться: серединно-океанічні хребти, підводні плато, окремі підводні гори – гайоти (та підводні вулкани).

    Підводні плато – це плоскі, або слабко нахилені підвищення дна океану з відносно рівною поверхнею та значні за площею (Новозеландське, Бермудське).

    Гайоти – ізольовані плосковершинні підводні гори, зазвичай вулканічного походження. Вважається, що вирівнювання вершин зумовлене абразією чи денудацією з наступним опусканням давніх вулканічних островів у води океану. Найбільше їх у Тихому океані.

    Серединно-океанічні хребти – великі підводні гірські споруди в межах дна океану, здебільшого посередині океанів. Ця гірська система простягається через усі океани. Сумарна довжина біля 75тис. км, ширина до 2000 км, відносна висота 1-3 км. До системи серединно-океанічних хребтів входять Серединно-Атлантичний і Центрально-Індійський (разом з Аравійсько-Індійським хребтом), хребет Гаккеля в Північно-Льодовитому океані, Східно-Тихоокеанське підняття (останнє в структурному відношенні є скоріше океанічним валом). Окремі вершини піднімаються над рівнем океану у вигляді вулканічних островів (Трістан-да-Кун’я, Буве, Св. Олени тощо). Серединно-океанічні хребти характеризуються широким розвитком розривних порушень земної кори, в тому числі значними поперечними розломами і зсувами, активним вулканізмом і високою сейсмічністю. В поперечному перерізі виділяється складне чергування окремих хребтів і знижень. Вздовж головної осі кулі відповідно розташовані короткі відрізки рифтових долин з оголенням на дні ультраосновних порід, що найбільш близькі за складом до речовин мантії. Гіпотеза тектоніки плит припускає, що біля серединно-океанічних хребтів відбувається розсування літосферних плит і нарощування їх за рахунок речовини, яка піднімається з надр.

    3.4.3.Донні відклади в океанах і морях

    У морській воді є багато різних домішок у вигляді розчинених речовин, колоїдів, завислих часток, живих організмів і продуктів їх життєдіяльності. Ці домішки осідають на дно і формують донні осади, чи донні відклади.

    Донні осади, залежно від матеріалу з якого вони утворюються, поділяються на теригенні, органогенні чи біогенні, хемогенні, вулканогенні, космогенні, еолові.

    Теригенні відклади – це завислі та донні наноси, які виносяться річками, а також продукти руйнування берегів (абразія). Ці відклади займають одну четверту всієї площі дна океанів. Основна маса теригенних відкладів у Світовому океані представлена мулами: у високих широтах зустрічається голубий мул; у Тихому та Індійському океанах – синій; біля берегів Південної Америки – червоний; біля східного узбережжя США, у берегів о. Поерто-Ріко, півострова Каліфорнія тощо – зелений; чорний – в Чорному морі; сірі мули в вулканічних областях; біля коралових островів – білого кольору.

    Органогенні чи біогенні відклади формуються з решток відмерлих планктонних організмів (скелети тварин, черепашки). Найбільш розповсюджені вапнякові та кремнієві відклади.

    Вапнякові відклади представлені такими різновидностями: форамініферовими і птероподовими. Основну частину форамініферових мулів складають черепашки планктонних форамініфер і особливо глобигерин. Ці мули в Тихому океані займають 34,4% площі всього дна океану, в Атлантичному – 67,2%, в Індійському – 54,3%. Птероподові мули складені з вапнякових залишків планктонних молюсків птеропод і гетеропод. Ці відклади мало поширені – переважно в Атлантичному океані, в Червоному, Середземному морях, в Тихому океані та в Кораловому морі.

    До кремнієвих відкладів відносять діатомові, діатомово-радіолярієві мули та кремнієвогубкові відклади. Діатомові мули – це глибоководні кремнієві біогенні осади, які збагачені опаловими панцирами діатомових водоростей та їх уламків. Найбільш поширені в південних частинах Тихого, Індійського і Атлантичного океанів у вигляді суцільного кільця біля Антарктики, зустрічаються також в деяких затоках (наприклад, в Каліфорнійській). Діатомово-радіолярієві мули – це переважно пелитові мули зі значними домішками теригенного глинистого матеріалу; найбільш поширені в тропічному поясі Тихого та Індійського океанів. Кремнієво-губкові відклади складаються із накопичення уламків “скляних” губок, нерідко виражені пісками; частіше за все зустрічаються на шельфі Антарктики, відомі також в Охотському морі.

    Вулканогенні відклади пов’язані з надходженням в океан лави, попелу, вулканічного пилу з вулканів, як на дні океану, так і на суші.

    Хемогенні відклади – це результат біохімічних процесів на дні та в придонних водах океану (залізомарганцеві, фосфоритні конкреції, ооліти, глауконітові піски).

    Глауконітові піски та мули – це осади різного складу з домішками глауконіту (специфічного матеріалу повторного генезису). Вони зустрічаються на атлантичних та тихоокеанських підводних окраїнах Північної Америки, на підводних окраїнах Південної та Південно-Західної Африки, біля південного узбережжя Австралії та на Новозеландському підводному плато.

    Ооліти – складаються із кальциту або арагоніту, вони добре поширені там, де відбувається перенасичення морської води CaCO3, тобто переважно в теплих морях (на коралових банках Карибського моря, у Каспійському, Аральському морях, Перській затоці, на Сухумському шельфі).

    Залізо-марганцеві конкреції – стягнення гідроокисів заліза і марганцю з домішками різних інших сполук, які зустрічаються як включення в червоній глині, рідше в інших глибоководних відкладах і місцями утворюють значні накопичення. Конкреції мають невірну сфероїдальну форму, розміри яких варіюють в межах 1-25 см в поперечнику, але в деяких випадках можуть зустрічатись крупні конкреції наприклад, одна із піднятих з дна Філіпінської улоговини мала вагу до 850 кг.

    Читайте также:  Значение бассейна северного ледовитого океана

    Космогенні відклади на дні океану представлені в основному космічним пилом, “космічними кульками”, метеоритами.

    Червона глина – це глинисті мули коричневого кольору різних відтінків, які залягають на глибинах більше 4 км. Червона глина зустрічається в зоні розвитку карбонатних відкладів, але на глибині, де останні відсутні. Хімічний склад червоної глини: Al2O3 – 15,94 %, SiO2 – 54,48 %, TiO – 0,98%. Важливою особливістю червоної глини є пристосування до них основної маси залізо-марганцевих конкрецій, особливо це відноситься до Тихого океану.

    Еолові відклади – це відклади, які принесені вітрами з суші.

    3.4.4.Хімічний склад вод Світового океану

    О.О.Алекін речовини, які входять до складу морської води умовно поділяє на п’ять груп: головні іони (Cl — , SO4 2- , HSO3 — , Na + , K + , Mg 2+ , Ca 2+ ), розчинені гази (O2, N2, CO2, H2S, CH4 тощо), біогенні елементи (сполуки азоту, фосфору, кремнію та інших елементів), мікроелементи, органічні речовини.

    Головні іони — визначають солоність води і складають 99,9 % загальної маси солей у морській воді, причому серед головних іонів на хлористі сполуки натрію і магнію припадає 88,7 %.

    Розчинені гази — гази, які утворюються за рахунок обміну з атмосферою, біологічної діяльності у воді та інших процесів.

    Біогенні елементи — це сполуки (азоту, фосфору, кремнію та інших елементів), які беруть участь у життєдіяльності організмів.

    Мікроелементи — сумарна концентрація яких менша 0,01 % суми головних іонів. У морській воді у найбільших кількостях міститься літій, рубідій, йод, а в найменших — золото та ін.

    Органічні речовини — постійно продуктуються в океані у вигляді первинної продукції — зеленої маси рослин, яка споживається, відмирає, розкладається. Це пектинові, гумусові, амінокислоти, вуглеводи, жири.

    Забруднювальні речовини (нафтопродукти, феноли, детергенти) — це надходження в океан сторонніх сполук, які не характерні для його природного складу.

    3.4.5.Солоність вод Світового океану

    Солоність морської води – це сумарне утримання твердих мінеральних розчинних речовин, які утримуються в 1 л морської води (г/кг, 0 /00).

    Солоність морської води визначають за вмістом хлору або за електропровідністю води. Хлорність — це сумарний вміст (у грамах на 1 кг морської води) галогенів (хлору, брому, фтору та йоду) при перерахунку на еквівалентний вміст хлору. Визначається за формулою:

    S = 1,80655 Cl ( 0 /00)

    Солоність зменшується в напрямку від низьких до високих широт. Широтний розподіл солоності води на поверхні Світового океану порушують течії, річки та лід.

    Середня солоність вод Світового океану — 35 0 /00. До більш солоних відносяться поверхневі води Атлантичного океану (35,4 0 /00). Менш солона вода в Тихому (34,9 0 /00) та Індійському (34,8 0 /00) океанах. Значно опріснена вода верхніх шарів у Північному Льодовитому океані (29 — 32 0 /00,а біля берегів 1 — 10 0 /00). З глибиною солоність зростає, але існує дуже складна картина вертикального розподілу солоності.

    У високих широтах, особливо в полярних районах, солоність з глибиною ( до 200 м) спочатку зростає досить швидко, а далі солоність практично не змінюється.

    У помірних широтах спочатку солоність з глибиною (до 100 м) зростає, потім зменшується. В екваторіальних широтах спочатку солоність з глибиною (до 100 м) збільшується, а потім з глибиною (до 1 500 м) зменшується, досягаючи мінімуму.

    3.4.6.Водний баланс Світового океану

    Загальне рівняння водного балансу Світового океану має вигляд:

    де x — середня багаторічна сума опадів на поверхню океану;

    y — середній сумарний багаторічний стік з суші;

    Z — середнє багаторічне випаровування з поверхні океану;

    ± D W — зміна рівня, чи об’єму океану.

    Особливості розподілу опадів, випаровування та різниці між ними такі:

    — збільшення опадів і випаровування від полярних до низьких широт;

    — існування двох зон перевищення випаровування над опадами: тропічний і субтропічний кліматичні пояси;

    — існування трьох зон перевищення опадів над випаровуванням: у високих широтах північної півкулі (арктичний і частково помірний кліматичний пояси), у високих широтах південної півкулі (арктичний і частково помірний кліматичний пояси) та в екваторіальних і субекваторіальних кліматичних поясах північної півкулі.

    3.4.7.Термічний режим океанів і морів

    Світовий океан нагрівається і охолоджується повільно. Основними факторами, які впливають на зміну температури води океанів і морів є:

    — надходження тепла від Сонця;

    — теплообмін з атмосферою (0,38 млрд. Дж/м 3 );

    — вертикальний теплообмін (надходження тепла з вище і нижче розміщених шарів води);

    — приплив тепла в результаті горизонтального переміщення повітряних і водних мас, або адвекції.

    Тепловий баланс моря — це сума тепла, яка надходить у воду або витрачається нею в результаті всіх теплових процесів.

    Річний хід температури залежить від співвідношення прибуткової і витратної частини теплового балансу протягом року.

    Рівняння теплового балансу:

    де Q — сумарна сонячна радіація;

    Qеф — тепло, яке надходить або витрачається при ефективному випромінюванні;

    Qв — тепло, яке витрачається на випаровування або надходить при конденсації;

    Qт.т — тепло, яке надходить або віддається під час турбулентного теплообміну з повітрям;

    Qл — тепло на льодоутворення або танення;

    Qст — тепло вод материкового стоку;

    Qо — тепло атмосферних опадів;

    Qадв — тепло внаслідок теплообміну;

    ±Q t — різниця між приходом та витратами тепла.

    Середня температура води на поверхні Світового океану – 17,4 0 С, Тихого – 19,1 0 С, Індійського — 17 0 С, Атлантичного – 16,9 0 С. Максимальну температуру на поверхні Світового океану має вода в Перській затоці (35,6 0 С).

    У північній півкулі температура води на поверхні вища, ніж на відповідних широтах південної півкулі.

    Найбільші річні амплітуди (до 3-5 0 С) спостерігаються біля 40 0 пн.ш і 30 0 пд.ш, а найменші – в приекваторіальній зоні до (1 0 С).

    Сезонні коливання температури в морях зростають з віддаленням від океану. Так, у Чорному морі різниця літньої і зимової температури становить 18-20 0 С.

    Добовий хід температури води пов’язаний з відповідною зміною надходження сонячної радіації: максимум через 2,5-3 годин після полудня, а мінімум – перед сходом Сонця. Амплітуда добових коливань температур дуже мала – 0,2-0,3 0 , біля тропіків – 0,3-0,4 0 .

    Читайте также:  Бассейну какого океана относится маккензи

    Лінія найвищої температури води (27-28 0 С) називається термічним екватором.

    Загальний зональний розподіл температури порушується течіями, річками та льодом. З глибиною температура води в океанах і морях знижується. Тому, глибинні води Світового океану мають температуру значно нижчу ніж поверхневі, за винятком полярних областей і районів океанів, де існує приплив глибинних вод ззовні.

    3.4.8.Густина і тиск морської води

    Густина морської води — маса води, що вміщується в 1 см 3 . Для зручності було введено поняття умовної густини, яка визначається за формулою:

    δ= (S — 1) х 10 3

    Питома вага морської води — співвідношення ваги одиниці її об’єму за будь-якої температури до ваги одиниці об’єму дистильованої води за тієї самої температури і визначається за формулою:

    r17,5 = (S — 1) х 10 3

    Густина морської води залежить від температури, солоності і тиску, тобто від глибини на якій вода знаходиться. Формально цю залежність можна висловити формулою r = f (S, T, p).

    Температура найбільшої густини води океану (солоність біля 35 0 /00) дорівнює — 3,4 0 С.

    В цілому, густина збільшується від екватора до полюсів (до 50 — 60 0 широт). Густина дещо зменшується в більш високих північних широтах у результаті зменшення солоності.

    З глибиною густина води в океанах збільшується (пряма стратифікація), саме цим забезпечується вертикальна рівновага вод. При порушенні прямої стратифікації виникає конвекція і перемішування шарів. Зворотна стратифікація густини — зменшення густини води з глибиною, явище дуже короткочасне. Спостерігається іноді повна однорідність шарів — нейтральна рівновага. В екваторіальній зоні найбільш різке зростання густини з глибиною відмічається на нижній межі верхнього опрісненого і найбільш прогрітого шару до глибини 100 — 200 м. У помірних широтах розподіл густини з глибиною рівномірний, а у високих широтах знову з’являється шар різкого підвищення густини з глибиною — «шар стрибка» — через існування поверхневого опрісненого шару.

    3.4.9.Крига в океанах і морях

    Площа, які зайнята кригою в Арктиці досягає майже 11 млн.км 2 (квітень), в Антарктиці — майже 20 млн.км 2 (вересень).

    Льодові голки — кристали чистого льоду завдовжки від 0,5 — 2 см до 10 см.

    Сало— змерзання льодових голок між собою і утворення плямки плівок сіруватого кольору.

    Внутрішньоводна крига — накопичення льодових кристалів в товщі води або на дні океану.

    Сніжура— сніг, що випадає на поверхню моря, ущільнюється і перетворюється в кашоподібну масу.

    Нілас – це утворення з сала суцільного тонкого льодового покру завтовшки до 5 см при спокійному морі, має матову поверхню.

    Склянка— у розпріснених водах льодовий покрив має вигляд прозорої блискучої кірки.

    Млинчаста крига — під час невеликого хвилювання утворюються невеликі крижини у вигляді дисків діаметром 30 — 50 см.

    Шуга — під час сильного хвилювання шар сала разом з внутрішньоводною кригою утворюють не моноліт, а кашоподібну кригу.

    Молодий лід — рівний лід сірого кольору утворюється з наростанням склянки і ніласу, а також при замерзанні сніжури і млинчастого льоду.

    Тороси — утворення нагромадження з уламків крижин на рівній льодовій поверхні в результаті поштовхів або стискування льоду.

    Пак— багаторічна крига у високих широтах Арктики.

    Стамухи — торосисті льодові утворення, які сіли на мілину і мають великі вер­тикальні розміри. Висота підводної частини стамух — 20 — 25 м, надводної — 10 — 15 м.

    Класифікація морської криги

    1. За походженням лід океанів і морів поділяється на морський, який безпосередньо утворюється з морської води; річковий, який виноситься в море річковими водами і материковий чи глетчерний, який з’являється в результаті сповзання льодовиків із суші (айсберги) або при відколюванні великих масивів від шельфового льоду узбережжя полярних країн (льодові острови).

    2. В залежності від різної стадії розвитку льоду за віком: початкові форми (льодові голки, сало, сніжура тощо); ніласовий (молодий) лід, сірий, білий, однорідний, дворічний, багаторічний (арктичний пак).

    3. За характером рухомості лід поділяється на нерухомий (прикріплений до берега, острова — припай, стамухи) і плавучий або дрейфуючий — не зв’язаний з берегами лід, який рухається під дією вітру й течії і поділяється на битий лід і льодові поля. До битого льоду належить крупнобитий (у поперечнику — 20 — 100 м) і дрібнобитий (2 — 20 м). Льодові поля за площею бувають величезні (у поперечнику більше 10 км), великі (2 — 10 км) і дрібні (0,5 — 2 км).

    4. Кількість льоду на поверхні моря оцінюється в балах: 10 балів — поверхня, яка повністю покрита льодом; 0 балів — чиста вода; 1 бал — 10 % акваторії зайнято льодом; 5 балів — 50 %.

    5. За характером льоду (за класифікацією Назарова В.С., Істошина Ю.І.) виділяються:

    — моря з епізодичним льодом — лід у морях буває не щороку, може з’явитись і зникати кілька разів взимку (Північне і Чорне моря);

    — моря із сезонним льодом (Охотське, Японське, Біле, Балтійське);

    — моря, в яких завжди є лід (Східно-Сибірське, Чукотське, Центральна частина Північного Льодовитого океану, більшість морів Антарктики).

    Фізичні властивості морського льоду

    Солоність морського льоду — це кількість солей в грамах на 1 кг води, одержаної при його розтоплюванні. Солоність морського льоду залежить від солоності морської води та швидкості льодоутворення. Чим старіший лід, тим менша його солоність. Солоність морського льоду коливається від 0 до 18 0 /00, а середні значення — 3 — 8 0 /00.

    Щільність морського льоду залежить від температури, солоності, пористості льоду та від кількості пухирців повітря, що в нього включені. Щільність чистого прісного льоду — 0,917.

    Температура — процес замерзання морського льоду триває до температури — 55 0 С. При цій темпратурі замерзають всі згустки розсолу і утворюється суміш кристалів льоду і солей — кріогідрат.

    Евтектичні температури — це температури при яких із розсолу випадають згустки сульфату натрію (- 8,2 0 С), хлориди (- 23 0 С), хлористий кальцій (- 55 0 С).

    Механічні властивості морського льоду: пружність, твердість.

    Источник

    Adblock
    detector