notatki019

Teorie pochodzenia basenów oceanicznych są zarazem teoriami pochodzenia oceanu

(geotektoniczne teorie). W topografii dna oceanicznego wydziela się kilka wielkich form i wiele małych, różniących się nachyleniem, charakterem urzeźbienia i budową geol.; rzeźba dna oceanu kształtuje się gł. pod działaniem sił endogenicznych ( endogeniczne procesy), ale także - -egzogenicznych (egzogeniczne procesy); pierwsze z nich odgrywają gł. rolę przy powstawaniu wielkich form dna oceanu, drugie powodują wyłącznie powstawanie małych form dna. Dno oceanu jest pokryte głębokowodnymi osadami biogenicznymi (krzemionkowe i wapienne) i poligenicznymi (czerwony ił głębokowodny) oraz osadami płytkowodnymi, terrygenicznymi, zalegającymi na szelfie.

Cechą charakterystyczną wód oceanu jest ich zasolenie; od niego zależą gęstość i. temperatura zamarzania wód, także prędkość rozchodzenia się dźwięku, załamanie promieni świetlnych, przewodnictwo elektr. oraz życie organizmów mor.; przeciętne zasolenie wód powierzchniowych oceanu wynosi ok. 35D, w pobliżu równika jest na poziomie 34,5G (zasilanie z deszczy zenitalnych), w strefie pasatów wzrasta do 38D (wysoka temperatura powietrza, duże parowanie, małe opady atmosf.), w strefie umiarkowanej ma wartość zbliżoną do średniego zasolenia oceanu, na obszarach podbiegunowych obniża się do 30D (małe parowanie, topnienie lodów pochodzenia lądowego); o zmianie zasolenia wraz z głębokością decydują procesy pionowego mieszania i poziomego przenoszenia wód przez prądy powierzchniowe i głębinowe; w częściach oceanu o dodatniej wymianie wilgoci (opad przewyższa parowanie) lub dodatnim bilansie wód słodkich zasolenie wody rośnie wraz z głębokością: na obszarach podbiegunowych do głęb. 200 m (po osiągnięciu maksimum nie ulega prawie zmianie aż do dna), w rejonach subark. do 1500 m (głębiej zmiany są nieznaczne), w strefie równikowej do 100 m (głębiej zmiany są nieznaczne); na obszarach o ujemnym bilansie wilgoci zasolenie wody mor. maleje wraz z głębokością - w szerokościach umiarkowanych do głęb. 600 -1000 m (głębiej zmiany są nieznaczne), w strefie pasatów do 1000 m (głębiej zasolenie jest stałe); w strefie głębinowej wartości zasolenia w całym oceanie są podobne.

Procesy cieplne zachodzące w oceanie są złożone; gł. źródło ciepła powierzchniowej warstwy wody stanowi promieniowanie słoneczne; jest ono pochłaniane przez b. cienką warstwę wody (na głęb. 1 cm przenika zaledwie 1/100 część jego promieniowania cieplnego), ale otrzymywane ciepło jest przekazywane głębiej w wyniku mech. mieszania wód wywołanego falowaniem, pływami oraz prądami mor., a także dzięki ruchom konwekcyjnym zachodzącym na skutek ogrzewania się wód powierzchniowych w dzień i ochładzania nocą również w wyniku mieszania się wód mniej słonych a chłodnych z bardziej słonymi a cieplejszymi; dopływowi ciepła do oceanu towarzyszy jego ubytek wywołany parowaniem (80% pochłanianej przez ocean energii słonecznej jest zużywane na parowanie) i turbulentną wymianą z atmosferą. Średnia temp. wód wynosi 3,8°C; średnia roczna temp. wód powierzchniowych wynosi 17,4°C (na równiku - 27°C, na obszarach polarnych pn. - -0,75°C, na pd. - -0,79°C); temperatura wód oceanicznych obniża się wraz z głębokością (z wyjątkiem obszarów polarnych, gdzie początkowo wzrasta); jej spadek następuje przeważnie szybko do głęb. 300 - 500 m, wolniej - do 1200 -1500 m; poniżej temperatura wody jest mniej więcej stała; na głęb. 1500 - 4000 m wynosi ona przeważnie 3 - 4°C, głębiej 2 i mniej.