Друкується за рішенням вченої ради Міжнародного економіко-гуманітарного університету ім.. С. Дем’янчука 4 страница

Гідрологічний режим. У північній частині І. о. поверхневі течії пов'язані з мусонами. Взимку у Пн. півкулі панує західна течія, що змінюється в екваторіальних широтах Екваторіальною противотечією, влітку – східна течія, що поширюється і на екваторіальні широти. У Пд. широтах океану течії постійні круглий рік. У тропічних широтах з С. на 3. прямує Південна Пасатна течія, в зоні західних вітрів океан перетинає з 3. на С. Течія Західних Вітрів. Між цими двома системами круговорот замикають на 3. Голкова течія, на С. – Західно-Австралійська. Середня місячна температура поверхневих вод в північній час­тини І. о. в травні до +29° і вище, в серпні +27°, +28°, у лютому +23°, +25°. У екваторіальні зоні у всі місяці року середня температура| близька до +28°. У Пд. півкулі: середня температура лютого (літо) на 30° пд. ш. +21°, +25°, на 50° пд. ш. +5°, +9°, на південь від 60° пд. ш. нижче за 0°. Найбільша солоність більше. 36,5 ‰ – відмічається в Аравійському морі і біля 30° пд. ш. Найменша солоність (30 ‰) – в Бенгальській затоці. Найбільша густина води – на південь від 50° пд. ш. (1,027 г/см³), найменша – в Бенгальській затоці (1,019 г/см³ і менше). На глибинах 1000 – 2500 м в І. о. поступає вода Червоного моря, що має температуру +3°, +5°, солоність 34,8 – 35,5 ‰. Поступово охолоджуючись і опрісняючись, ця вода досягає 60° пд. ш. З Пд. частини І. о. в північну проникає субантарктична проміжна вода, що має соло­ність 34,4 – 34,6 ‰_, і антарктична придонна, така, що має в північній частині І. о. температуру +1,6° +1,8 ° і солоність біля 34,8 ‰. Припливи у побережжя і островів І. о. переважно півдобові; найбільшої величини вони досягають у вершині Камбейської затоки – 10,8 м. Прозорість найбільша – біля 50 м –в тропічному поясі. Колір води переважно синій. Межа морської плавучої криги: у серпні – вересні біля 55° пд. ш., у лютому – березні між 65° пд. ш. і 68° пд. ш. Айсберги розповсюджуються до 35° - 40° пд. ш.

Рослинність і т в а р и н н и й світ. Тропічні води І. о. у верхньому шарі багаті планктоном. Спостерігається «цвітін­ня» моря. Вночі - інтенсивне свічення, що спричиняється дрібними одноклітинними організмами - перидинеями, медузами і ін. Удосталь зустрічаються летючі риби, тунці, акули, морські черепахи, морські змії. З донної флори тропічного поясу в межах літоралі розвинені бурі, червоні і зелені водорості. У прибе­режній зоні поширені кремнерогові губки, різні корали, краби, раки, молюски, іглошкірі. Вздовж значної частини побережжя поширені мангрові зарослі. У помірному і холодному поясах планктон складається з веслоногих рачків, діатомей та ін. Водяться різні риби, кити, тюлені, пінгвіни. Донна флора літоралі – червоні водорості, субліторалі – бурі водорості. Для прибережної фауни характерні великі морські ссавці, ластоногі (морський слон, вухаті тюлені) і деякі китоподібні.

Морський промисел. Улов риби в І. о. складає всього біля 5% світового улову (біля 9 млн. ц). Виловлюються скумбрія, сардини, акули, камбала, оселедці та ін. Головні райони лову знаходяться біля берегів Індостану і Пд. Африки. На всіх тропічних побережжях І. о., особливо на Бахрейнських островах, Цейлоні і біля північно-західних берегів Австралії, добувають перли і перламутр. У антарктичних водах розвинений китобійний промисел.

Порти. Головні порти І. о.: Бомбей, Калькутта, Мадрас, Висакхапатнам – в Індії; Карачі, Читтагонг - в Пакистані; Коломбо – на Цейлоні; Рангун – в Бірмі; Фрімантл – в Австралії; Дурбан – в Південно-Африканській республіці; Аден і Джибутті – біля входу в Червоне море; Бендер-Шахпур, Абадан – в Ірані, Басра – в Іраку; Мена-ель-Ахмаді – Кувейті.

Клімат [від грецького χλιματος – нахил (так стародавні греки зв’язували кліматичні відмінності безпосередньо з нахилом сонячних променів до земної поверхні)] - багаторічний режим погоди, характерний для даної місцевості. Під режимом погоди розуміється сукупність і послідовність стану погоди. Клімат визначається низкою кліматоутворюючих процесів: надходженням і витратою сонячного тепла; циркуляцією атмосфери, тобто системою атмосферних течій, що переносять тепло і вологу; характером підстеляючої поверхні; обміном тепла і вологи в атмосфері по вертикалі. З цих процесів основним є надходження і витрата сонячної енергії. Так як в розподілі надходження і витрат сонячної енергії на земній поверхні зонально, то і в розподілі кліматів на Землі спостерігається така ж зональність. Характер перерахованих процесів в будь-якому місці залежить від географічних особливостей цього місця – географічної широти, висоти над рівнем моря, різних форм рельєфу, а також властивостей підстеляючої поверхні, під якою розуміється поверхня суші і моря у всіх її різновидах(ґрунт, рослинний покрив, водна поверхня, сніговий покрив, льодовий покрив). Неоднорідність будови підстеляючої поверхні веде до різноманіття клімату, які можуть бути значними навіть між пунктами розташованими недалеко один від одного. Такі місцеві особливості клімату обумовлені неоднорідною будовою підстеляючої поверхні називаються мікрокліматом. На відміну від макроклімату – особливостей клімату, спільних для значних просторів земної поверхні. Внаслідок великого різноманіття географічних умов, що впливають на клімат в різних місцях земної кулі, кількість конкретних кліматів безкінечно велика. Находячись в залежності від географічних особливостей місцевості клімат в свою чергу діє на усі елементи місцевої природи, будучи одним з елементів географічної оболонки. Наукові відомості про клімат даної місцевості одержують на основі аналізу результатів спостережень на метеорологічних станціях. Вся різноманітність кліматів, що спостерігається на земній поверхні, може бути зведено до порівняно невеликої кількості основних типів. Поняття про типи клімату першим ввів німецький кліматолог В.Кеппен, який дав класифікацію кліматів за температурою, опадами і їх річному ходу. В закордонних країнах ця класифікація є найбільш розповсюджена. В Україні (за спадковістю від СРСР) використовується класифікація, розроблена Л.С. Бергом (1927), який за ландшафтними ознаками на низинах суші виділив 12 типів: вічного морозу, тундри, тайги, широколистяних лісів помірного поясу, мусонів помірних широт, степів, поза тропічних пустель, середземноморський, субтропічних лісів, тропічних пустель, тропіч­ного лісостепу (савани), вологих тропічних лісів. З 50-х років минулого століття в Україні найбільш розповсюджена генетична класифікація Б.П. Алісова. Враховуючи дію сонячної радіації і атмосферної циркуляції на різних широтах виділяються в кожній півкулі 4 основних широтних пояси: екваторіальний, тропічний, помірний і арктичний (антарктичний в Південній півкулі). Границі цих поясів міняються від зими до літа, у зв’язку з чим виділяються ще 3 перехідних пояси: субекваторіальний, субтропічний, субарктичний (субантарктичний). Існує ще низка інших класифікацій. Численні палеогеографічні дані свідчать про те, що протягом життя на Землі її клімат піддавався істотним змінам. Головними причинами цих змін вважається коливання сонячної активності в минулі геологічні епохи, а також зміна прозорості атмосфери зв’язана зі зміною її складу. Для історичного часу встановлені періоди коливань в 11 років, 33 роки і 45 років. Щодо поступових змін в останні роки появилась думка про глобальне потепління. Частина кліматологів придержується думки, що поступових змін клімату немає.

Льодовики – рухливі природні нагромадження льоду на земній поверхні. Утворюються з твердих атмосферних опадів. Для виник­нення і існування льодовиків найбільш сприятливими морський клімат високих широт з рясними опадами в твердому вигляді і корот­ким прохолодним літом. В основному кожний льодовик складається з області живлення, де твердих атмосферних опадів більше, ніж витрачається на танення і випаровування, із розташованої нижче зони абляції, де переважає витрата льоду. При механічному видаленню льоду у вигляді айсбергів або обвалів область абляції може бути відсутністю. В області живлення тверді атмосферні опади погру­жаються всередину льодовика, перетворюючись при цьому в лід під тиском шарів, що нагромаджуються зверху або внаслідок танення і повторного замерзання. Одночасно вони рухаються вниз, а область абляції, де лід видаляється в результаті танення, випаровування або механічним шляхом. Рух льодовика складається з пластично-в’язкої ламінарної течії і брилевого ковзання по ложу або внутрішнім плоскостям надвигів. Швидкість ламінарної течії пропорційна в середньому третьому ступеню нахилу поверхні і четвертому степеню товщини льодовика в даному місці. Швидкість брилового ковзання рівна алгебраїчній сумі повздовжніх розтягнень і стиснень від початку льодовика до його даної точки, обумовленими змінами швидкості ламінарної течії. Швидкість руху льодовика вимірюється десятками і першими сотнями метрів за рік. Окремі великі льодовики Гімалаїв рухаються із швидкістю 700 – 1300 м за рік. Найбільша швидкість 10-40 м за добу зафіксована на деяких льодовиках Гренландії. Ковзання льодовика по ложу викликає обробку та руйнування ложа з допомо­гою уламків порід, що переносяться льодовиком. За морфологічними і динамічними ознаками розрізняють льодовики стоку, у яких напрям руху і форма визначаються рельєфом земної поверхні, і льодовики розтікання (льодовикові щити і купола), у яких рух і форма обумовлені розподілом живлення і витрат а також властивостями льоду. Льодовики стоку характерні для гірських районів і мають відносно невеликі розміри. Найбільші з них знаходяться на Алясці, в Каракорумі і на Памірі: Сьюард-Маласпіна, 100 км; Сіачен, 75 км; Мульдров, 72 км; Федченко, 71,2 км; Набесна, 70 км; Хіспар, 62,2 км. Льодовики розтікання розвиваються там, де снігова лінія на великих просторах опускається до рівнинних, плоскогірних або платоподібних ділянок земної поверхні. Вони можуть покривати цілі материки (Антарктида). Площа усіх сучасних льодовиків на Землі складає біля 16,3 млн. км². тобто 11 % площі суші, розприділяючись (округлено) наступним чином: Північні полярні країни – 2 100 000 км², Помірні країни Північної півкулі – 100 000 км², Тропічні країни – 100 км², Помірні країни Південної півкулі – 21 км², Південні полярні країни (Антарктида) – 14 100 000 км². Більше 90 % загальної площі льодовиків належать льодовикам полярних країн, в тому числі 87 % антарктичним. Приведемо площі зледеніння деяких частин північної півкулі: о. Нова Земля – 22 600 км², Північна Земля – 15 600 км², Земля Франца-Йосипа – 15 320 км², Острів Ушакова – 360 км², Острови Де-Лонга – 67 км², Північний Урал – 5 км², Кавказ – 1965 км², Алтай – 600 км², Саяни – 8 км², гори Середньої Азії – 14 000 км². Глобальне потепління викликає скорочення площі льодовиків. Вивченням льодовиків займається наука гляціологія.

Конденсація – процес перетворення водяної пари в краплини води, тобто перехід води від газоподібної фази до рідкої фази.

Маари (іспанське maar) – лійкоподібні або циліндричні поглиб­лення вулканічного походження, що утворилися в результаті газових вибухів без появи лави. Деколи маари оточені кільцевим валом з брил, прорваних газами гірських порід. Маари досягають 3200 м в поперечнику і 300-400 м глибини. Часто заповнені водою і утворюють озера (маар в Узоні і Ксудачі на Камчатці, Лахерське озеро в Ейфеле та ін.). Маари називають також ембріональним вулканом.

Материки (від матерой, матьорий – великий, сильний, основний), континенти (від лат. continens, род. відм. Continentis) – величезні масиви суші, оточені з усіх сторін, або майже з усіх сторін, морями і океанами. В сучасну геологічну епоху існує 6 материків: Євразія, Африка, Північна Америка, Південна Америка, Австралія і Антарктида. Границі між Євразією і Африкою і між Північною і Південною Америкою частіше всього умовно проводять по Суець­кому і Панамським каналом.

Спочатку материки утворились в результаті диференціації глибинної речовини і підняття більш легкої гранітної, андезитної і базальтової магми з недр підкоркового субстрату до поверхні Землі. Розмив вивержених порід дав початок породам осадовим, а зім’яття в складки та інші тектонічні дислокації в породах обох цих типів привели до флотування сучасної структури материків.

Палеогеографічні дані про розповсюдження морських і континентальних відкладів і розташування областей розмивів і зносу уламкового матеріалу показують, що контури материків змінились протягом геологічного часу. Так, в девонському періоді існував суцільний материк, який об’єднував сучасну північно-східну частину Північної Америки, Гренландію, Щпіцберген і північно-західну частину Європи і відділений від материка, що охоплював Сибірську платформу і Алтай-Саянську гірську область, так і від великого континенту Гондвани, який існував протягом усієї палеозойської ери і в склад якого входили більша частина сучасної Південної Америки, Африки, Індостану, Аравії і Австралії. В кінці пермського періоду і в мезозої Гондвана розпалась на кілька окремих масивів; в неогені у зв’язку з гороутворенням і осушуванням альпійсько-гімалайської геосинкліналі Теніс, Аравія і Індостан вперше з’єднались в суцільний масив суші з північною половиною Азії. В результаті цього з’єднання Євразія, відділена від Північної Америки опусканням північної частини Атлантичного океану, придбала окреслення, близькі до сучасних. Зміна контурів материків продовжується під впливом коливних рухів земної кори і екстатичного коливання рівнів моря.

За своєю будовою материки істотно відрізняються від глибоких частин океанів, для яких характерна мала товщина земної кори (5-15 км). Структурною границею материкових масивів є материковий схил, що відділяє материкову мілину (шельф) від ложа океану. На матери­кових масивах товщина земної кори складає: в областях невисокого розташування рівнин і на материковій мілині 25-40 км, в гірських областях 50-70 км. В її будові розрізняють верхній гранітно-осадовий шар, складений осадовими породами, гранітами і гнейсами, і нижній шар (тобто проміжний або базальтовий), що складається з більш щільних метаморфічних і вивержених порід лужного складу. Гранітний шар, не прикритий чохлом осадових порід, виступає на поверхню кристалічних щитів і складає докембрійський складчастий фундамент платформ – ядер материкових масивів. В склад материка Євразія входять 6 платформ: (Східно-Європейська, Сибірська, Китайсько-Корейська, Південно-Китайська, Індійська і Аравійська). Ядром материка Північна Америка є Північно-Американська плат­форма з Канадським щитом, Південної Америки – Бразильська плат­форма, Австралії – Австралійська платформа. Платформи опоясані або спаяні воєдино складчастими зонами палеозойського (Кале­донська складчастість, Герцинська складчастість), мезозойського і кайнозойського (Альпійська складчастість) віку.

Материкова мілина, шельф (англ. Shelf) – прибережна частина дна Світового океану в середньому до глибини 200 м, що знаходиться між берегом і материковим схилом. Опоясує усі материки і острови материкового походження. Загальна площа материкової мілини 27,5 млн. км², що складає 7,6 % усієї площі дна Світового океану. Ширина материкової мілини міняється від кількох км до 1300 км. Рельєф материкової мілини у великих рисах є сполученням дуже пологих височин і понижень, в деталях має багато дрібних нерівностей, частково континентального походження (долини, льодовикові форми та ін.) Материкова мілина – область нагромадження морських відкладів. В межах материкової мілини знаходиться низка важних рибопромислових районів Світу (Північне море, Баренцове море, Велика Ньофаудленська банка та ін.).

Материковий схил – нахилена поверхня дна Світового океану, що з’єднує зовнішній край материкової мілини з ложем океану. Лежить на глибинах від 200 м (в середньому) до 2000-2400 м. Займає площу 38,7 млн. км², або 11 % площі Світового океану. Середні кути нахилу 3^о27^׀, на окремих ділянках – більше 25^о. В межах матери­кового схилу морські відклади нерідко відсутні і на поверхню дна виходять корінні породи. Походження материкового схилу часті­ше всього зв’язано з ступенево-скидовими або скидово-бриловими текто­нічними структурами, що відділяють цоколь материків від ложа оке­анів. В окремих випадках можливе утворення материкового схилу внаслідок вигину земної кори, що проходить без розриву її суцільності.

Мис – ділянка побережжя, що вдається в море, озеро чи ріку. Може бути складене як корінними породами так і рихлими наносами. В останньому випадку миси звичайно низовинні і розташовані на кінцевих ділянках кос.

Море – частина океану, більш менш відособлена сушею або підводними височинами підводного рельєфу і відрізняється від від­критої частини багатьма особливостями, в першу чергу гідрологічним режимом. Відмітні риси моря обумовлені окраїнним їх положенням в океані і обмеженістю його зв’язків з відкритою частиною океану, що визначає значний вплив суші.

Морени (франц. moraines) – суміш уламків гірських порід, як правило з піщаним, супіщаним, суглинистим і глинистим заповню­вачем, без сортування, яка переноситься і відкладається льодовиками. Розрізняють морени, що рухаються разом з льодовиками, і відкладені морени. Морени, що рухаються поділяються на краєві, донні, частково внутрішні, поверхневі. Останні в свою чергу поділяються на серединні і бокові. Материкові льодовики несуть головним чином донну і частково внутрішню морену. Всі види морен, що рухаються з льодовиком при його таненні відкладаються і утворюють За генетичними ознаками розрізняють рельєф крайової морени, або кінцево-моренний рельєф, що утворюється біля краю льодовика при його зупинці, відступі або повторному наступі, і рельєф основної морени, що виникає в районі нагромадження моренного матеріалу при загальному таненню (відмиранню) льодовика. За морфологічними ознаками розрізняють рельєф грядово-моренний, горбисто-моренний і рівнинно-моренний. Для усіх різновидів морен характерно велика кількість безпорядочно розташованих моренних горбів, складеним моренним матеріалом і розділених западинами, часто заболоченими або зайнятими озерами. Моренний рельєф спостерігається в областях древнього гірського і особливо материкового зледеніння Європи, Азії, північної Америки.

Моренний рельєф – тип рельєфу, що виникає в результаті відкладаючої (аккумулюючої) діяльності льодовиків. За генетичними ознаками розрізняють рельєф крайової морени, або кінцево-моренний рельєф, що утворюється біля краю льодовика при його зупинці, від ступанні або повторному наступі, і рельєф основної морени, що виникає в районі нагромадження моренного матеріалу при загальному таненню (відмиранню) льодовика. За морфологічними ознаками роз-різняють: рельєф грядово-моренний, горбисто-моренний і рівнинно-моренний. Для усіх різновидів морен характерна велика кількість моренних горбів, розташованих без всякої закономірності, складених моренним матеріалом і розділених западинами, часто заболоченими або зайнятих озерами. Моренний рельєф спостерігається в областях древнього гірського і особливо материкового зледеніння Європи, Азії, Північної Америки.

Мусони (від араб. маусім – сезон року) – досить стійкі повітряні течії (вітри) в прибережних районах Землі, які міняють свій перева­жаючий напрямок від зими до літа, від літа до зими на протилежний або близький до протилежного. Зокрема, в помірних широтах зимовий М. приносить виносить повітряні маси з материка на океан, а проти-лежний, літній М. – з океану на материк. М. розповсюджуються на висоту кілька кілометрів, переходячи вище в загальне переміщення повітря із заходу на схід. М. спостерігаються по обидві сторони від екватору у відносно вузькій зоні. В поза тропічних широтах М. особливо чітко виражені в Східній Азії, включаючи Далекий Схід Росії. Тропічні М. виникають в результаті зміщення екваторіальної зони низького атмосферного тиску від географічного екватору в ту півкулю, в якому на даний час літо, внаслідок чого повітряні течії із „зимової” півкулі (пасати) переходять через екватор і вторгаються в „літню” півкулю, міняючи при цьому свій напрямок. Таким чином, в приекваторіальних широтах кожної півкулі проходить, від одного півроку до другого, різка зміна напряму повітряних течій, які одержали назву тропічних або екваторіальних М. Зміна зимового (північно-східного) на літній (південно-західний) добре виражені над Південною Азією, так як там повітряні течії особливо стійкі і далеко проникають з однієї півкулі в іншу. В позатропічних широтах М. зв’язані з переважанням стійких областей високого тиску зимою і низького влітку над деякими материковими районами, переважно Північної півкулі. Причина такого розподілу тиску – більше охолод­ження повітря над материком зимою і нагрівання влітку порівняно з повітрям над океаном в тих же широтах. З М. зв’язаний певний характер клімату і погоди.

Нагір’я – обширна ділянка земної поверхні, що характеризується співвідношенням гір і плоскогір’їв, які лежать на високо піднятому і слабо розчленованому спільному цоколі. Таке Скандинавське нагір’я в Європі, Вірменське, Іранське, Тибетське в Азії, Мексиканське формуються в тектонічно рухомих зонах земної кори в результаті крупних склепових піднять, з наявністю на них більш високих хребтів, а деколи з вулканізмом (Вірменське нагір’я).

Низовини – ділянки суші, які розташовані нижче 200 м над рівнем океану. Більшість низин – плоскі або горбисті рівнини, скла­дені морськими або річковими відкладами, нерідко заповнюючи тек­тонічні западини. Деякі низовини лежать нижче рівня океану (Прикас­пійська, Південно-Каспійська та ін.). Відомі низовини, відвойовані людиною від моря шляхом осушу­вання заток і огородження осушених ділянок дамбами (польдери в Нідерландах).

Озера – западини суші, заповнені водою. Загальна площа озер біля 27 млн. км² (1,8 % всієї площі суші). Озера зустрічаються у всіх географічних зонах. Особливо вони численні в областях четвертин­ного зледеніння і в областях, що не мають стоку в океан. Найбільше за площею Каспійське море (394,3 тис. км²). Найглибші озера – Байкал (1641 м) і Танганьїка (1435 м)

Виникнення озерних котловин може бути викликано різними процесами або сукупністю кількох із них: льодовиковою ерозією і акумуляцією, таненням мерзлоти (термокарст), хімічним вилугову­ванням (карст), вимиванням частинок ґрунту (суфозія), морозним вивітрюванням, тектонічними рухами, видуванням (дефляція), річко­вою ерозією і акумуляцією, діяльністю моря (реліктові озера), вулканізмом і діяльністю організмів.

Озерне ложе поділяється на прибережну частину – літораль, і глибинну – профундаль. Побережжя поділяється на таке, що затоплю­ється при високих рівнях (елітораль), на зону заплесків (супраліто­раль) і сухе. Котловини озер поступово заповнюються відкладами, які згладжують первинний рельєф дна. Донні відклади озер складаються з уламкового матеріалу, хімічних опадів і органічної речовини – про­дукту розкладення водних організмів. Донні відклади з великим вмістом органічної речовини називають сапропелями. Озера живлять­ся водою за рахунок поверхневого і підземного притоку, атмосферних опадів; втрати води з озера проходять за рахунок поверхневого і під­земного стоку і випаровування. Озера бувають проточними, без­стічними і такими, що не мають ні притоків, ні стоку (глухі). Рі­вень води в озерах залежить від співвідношення притоку і відтоку води і характеризується внутрішньо річними (сезонними) багаторічними коливаннями рівнів води. На великих озерах внутрішньорічні коли­вання рівня переважно невеликі, найчастіше в межах 1 м. Крім того, бувають спорадичні зміни рівнів води, викликані згонами і нагонами і сейшами. Поступово віддаючи воду, що в них поступає, озера є ре­гуляторами поверхневого стоку. Течії в більшості озер носять тимча­совий характер і викликаються вітрами. У водній масі озер виникають конвекційні і динамічні циркуляції, викликані різницею температур окремих шарів води і внутрішніми хвилями. Вода озер буває в основному голубого, зеленого, жовтого і коричневого забарвлення в залежності від кількості і виду взмучених мінеральних і органічних домішок. Прозорість води буває від кількох сантиметрів до 40 м (оз. Байкал). Вода в озерах прогрівається в основному за рахунок сонячної радіації. Тепло поглинається поверхневими шарами водної маси і перерозподіляється в її товщі при перемішуванні. В країнах з холодним або помірним кліматом літом температура води озера понижується від поверхні до дна (пряма стратифікація); зимою – навпаки (зворотна стратифікація); весною і восени температура по всій товщі вирівнюється (гомо термія). Літом зниження температури води в окремих шарах може бути різким (температурний стрибок). Температура тропічних і субтропічних поясів протягом усього року понижується від поверхні до дна. В солених озерах внаслідок високої мінералізації води температура може бути менше 0^оС (негативною). Льодовий покрив озер утворюється шляхом замерзання озерної води і шляхом перекристалізації снігу. У воді озер вміщуються гази, суспензії, колоїди, солі та йони. У вологому кліматі переважають прісні озера (мінералізація до 1 г/дм³), в сухому – солонуваті і мінеральні з вмістом солей аж до повного насичення розчину.

Кожному озеру властивий певний комплекс рослин і тварин. Проживаючі в озері організми поділяються на планктон (пасивно плаваючі), нектон (активно плаваючі) і бентос (ті, що живуть на дні). Водяні рослини створюють шляхом фотосинтезу органічну речовину, за рахунок якого існують решта організмів (за виключенням авто­трофних бактерій). За біологічною продуктивністю озера поділяються на високопродуктивні, багаті біогенними солями (еутрофні), і мало- продуктивні, бідні біогенними солями (оліготрофні і збагачені гуміновими речовинами –дістрофні). В процесі своєї еволюції озера заповнюються наносами, заростають і перетворю­ються в умовах вологого клімату в болота, в сухому клімату в солончаки. Озера викорис­товуються для риболовства, водного транспорту, зрошення, водопостачання, як водосховища, що регулюють річний стік і живлячі електростанції, для добування солей (кухонної солі, поташу, міра­біліту, діатоміту, сапропелю) для добування лікувальних грязей.

Ози – довгі (до 40-50 км) і вузькі (від кількох метрів до 2-3 км), висотою до десятків метрів вали, складені піском, графієм, галькою, нерідко з домішкою валунів. Представляють собою відклади древніх внутрішньольодовикових потоків. Розповсюджені в областях четвер­тинного материкового зледеніння (наприклад в Швеції, Фінляндії і на півночі Європейської частини Росії)

Океан (Світовий океан) – водна оболонка земної кулі, яка покриває більшу частину його поверхні (70,8 %) і яка розділяє сушу на материки і острови. Загальна площа 361059 тис. км², об’єм 1370323 тис. км³, найбільша глибина 11022 м. За фізико-географічними особливостями поділяється на окремі океани, моря, затоки і бухти, протоки. На даний час виділяються чотири океани: Тихий, Атлан­тичний, Індійський і Північний Льодовитий.

Р е л ь є ф дна. В океані виділяються чотири основні морфологічні області: материкова мілина, материковий схил, ложе океану, глибоководні западини. Материкова мілина є підводним продовжен­ням материків і розповсюджується до глибини 200 м. Материковий схил простягається до глибини 2400 м (деякі океанографи вважають глибину материкового схилу до 2000 м. Рельєф материкового схилу має складну будову з численними терасами, западинами, виступами. Зустрічаються і глибокі каньйони. Ложе океану знаходиться на глибинах від 2400 м (2000 м) до 6000 м і займає більшу частину усієї площі Світового океану. В цій частині дна розташовані основні гірські хребти (Центральний Атлантичний, хребет Ломоносова та ін.), величезні котловини (Північно-Тихоокеанська та ін.), підводні плато (Азор­ське плато та ін.), островершинні піки (банка Шпіс на півдні Атлантичного океану), плосковершинні гори (в Тихому океані). В деяким місцях вздовж крутих схилів материків і гряд островів витяг­нуті глибоководні западини з глибинами більше 6000 м. Найглибші западини – Марсіанська (11022 м), Тонга (10841 м), Філіпінська (10497 м), Курильська (10383 м) та інші розташовані в Тихому океані.

Основні морфометричні показники окремих океанів і Світового

океану в цілому

Г е о л о г і ч н а історія. Тихий океан існує з початку палеозою, Атлантичний і Індійський в більшій своїй частині утворились протягом мезозойської ери у зв’язку з роздробленням материка Гондвана. Глибоководні западини і деякі ділянки материкового схилу відрізняються від інших частин дна океану високою сейсмічністю і носять сліди недавнього занурення.

Не нашли, что искали? Воспользуйтесь поиском: