Ocean Spokojny jest największym z oceanów. Jego powierzchnia wynosi 178,7 mln km 2. Ocean ma większą powierzchnię niż wszystkie kontynenty razem wzięte i ma zaokrągloną konfigurację: jest zauważalnie wydłużony z północnego zachodu na południowy wschód, więc masy powietrza i wody osiągają swój największy rozwój tutaj, w rozległych wodach północno-zachodnich i południowo-wschodnich. Długość oceanu z północy na południe wynosi około 16 tysięcy km, z zachodu na wschód - ponad 19 tysięcy km. Maksymalną szerokość osiąga na szerokościach równikowo-tropikalnych, dlatego jest najcieplejszym z oceanów. Objętość wody wynosi 710,4 mln km 3 (53% objętości wód Oceanu Światowego). Średnia głębokość oceanu wynosi 3980 m, maksymalna to 11 022 m (Rów Mariański).
Ocean obmywa brzegi prawie wszystkich kontynentów swoimi wodami, z wyjątkiem Afryki. Dociera do Antarktydy szerokim frontem, a jego chłodzący wpływ rozciąga się na wody daleko na północ. Wręcz przeciwnie, z zimna masy powietrza Ciszę chroni znaczna izolacja (bliskość Czukotki i Alaski z wąską cieśniną między nimi). Pod tym względem północna połowa oceanu jest cieplejsza niż południowa. Basen Oceanu Spokojnego jest połączony ze wszystkimi innymi oceanami. Granice między nimi są dość dowolne. Najbardziej uzasadniona granica przebiega z Północą Ocean Arktyczny: przechodzi przez podwodne bystrza wąskiej (86 km) Cieśniny Beringa, nieco na południe od koła podbiegunowego. Granica z Oceanem Atlantyckim przebiega wzdłuż szerokiego Przesmyku Drake’a (na linii Przylądek Horn w archipelagu – Przylądek Sterneck na Półwysep Antarktyczny). Granica z Oceanem Indyjskim jest arbitralna.
Zwykle przeprowadza się to w następujący sposób: Archipelag Malajski jest klasyfikowany jako część Oceanu Spokojnego, a między Australią a Antarktydą oceany są ograniczone wzdłuż południka Przylądka Południowego (wyspa Tasmania, 147° E). Oficjalna granica z Południowy Ocean waha się od 36° S. w. z Wybrzeża Ameryka Południowa do 48° na południe w. (przy 175° W). Wytyczne linia brzegowa dość proste na wschodnim krańcu oceanu i bardzo złożone na zachodnim krańcu, gdzie ocean zajmuje kompleks mórz marginalnych i międzywyspowych, łuków wysp i rowów głębinowych. Jest to rozległy obszar największego poziomego i pionowego podziału skorupy ziemskiej na Ziemi. Typ marginalny obejmuje morza u wybrzeży Eurazji i Australii. Większość mórz międzywyspowych znajduje się w regionie Archipelagu Malajskiego. Często łączy się je pod ogólną nazwą Australasian. Morza oddzielone są od otwartego oceanu licznymi grupami wysp i półwyspów. Łukom wysp towarzyszą zwykle rowy głębinowe, których liczba i głębokość nie mają sobie równych na Pacyfiku. Wybrzeża Ameryki Północnej i Południowej są lekko wcięte, nie ma tu marginalnych mórz ani tak dużych skupisk wysp. Rowy głębinowe znajdują się bezpośrednio u wybrzeży kontynentów. U wybrzeży Antarktydy w sektorze Pacyfiku znajdują się trzy duże morza marginalne: Ross, Amundsen i Bellingshausen.
Krawędzie oceanu wraz z przyległymi częściami kontynentów stanowią część mobilnego pasa Pacyfiku („pierścień ognia”), który charakteryzuje się potężnymi przejawami współczesnego wulkanizmu i sejsmiczności.
Wyspy środkowej i południowo-zachodniej części oceanu są zjednoczone pod ogólną nazwą Oceania.
Ogromny rozmiar Oceanu Spokojnego wiąże się z jego wyjątkowymi rekordami: jest to najgłębszy, najcieplejszy na powierzchni, najwyższe fale wiatru, powstają tu najbardziej niszczycielskie tropikalne huragany i tsunami itp. Położenie oceanu we wszystkich szerokości geograficzne decydują o wyjątkowej różnorodności jego warunków naturalnych i zasobów.
Zajmujący około 1/3 powierzchni naszej planety i prawie 1/2 powierzchni Ocean Spokojny jest nie tylko unikalnym obiektem geofizycznym Ziemi, ale także największym obszarem wielostronnych stosunków działalność gospodarcza i różnorodne interesy ludzkości. Od czasów starożytnych rozwinęli się mieszkańcy wybrzeży i wysp Pacyfiku zasoby biologiczne wodach przybrzeżnych i odbywał krótkie rejsy. Z biegiem czasu w gospodarce zaczęto angażować inne zasoby, a ich wykorzystanie zyskało szeroki zakres przemysłowy. W dzisiejszych czasach Ocean Spokojny odgrywa bardzo ważną rolę w życiu wielu krajów i narodów, co w dużej mierze jest od niego zdeterminowane naturalne warunki, czynniki ekonomiczne i polityczne.
Cechy położenia gospodarczego i geograficznego Oceanu Spokojnego
Na północy rozległe połacie Oceanu Spokojnego łączą się z Oceanem Arktycznym przez Cieśninę Beringa.
Granica między nimi biegnie wzdłuż umownej linii: Przylądek Unikyn (Półwysep Czukocki) - Zatoka Shishmareva (Półwysep Seward). Na zachodzie Ocean Spokojny jest ograniczony kontynentem azjatyckim, na południowym zachodzie - brzegami wysp Sumatra, Jawa, Timor, następnie - wschodnim wybrzeżem Australii i umowną linią przecinającą Cieśninę Bassa, a następnie podążającą wzdłuż wybrzeży wyspy Tasmania i na południe wzdłuż grzbietu podwodnych wzniesień do Cape Alden na Ziemi Wilkesa. Wschodnie granice oceanu to wybrzeża Ameryki Północnej i Południowej, a na południu - linia warunkowa z wyspy Ziemia Ognista na Półwysep Antarktyczny na kontynencie o tej samej nazwie. Na skrajnym południu wody Oceanu Spokojnego obmywają Antarktydę. W tych granicach zajmuje powierzchnię 179,7 mln km 2, w tym morza marginalne.
Ocean ma kulisty kształt, szczególnie wyraźny na północy i części wschodnie. Jego największy zasięg równoleżnikowy (około 16 500 mil) przypada na równoleżnik 10° szerokości geograficznej północnej, a największa długość (około 8500 mil) przypada na południk 170° W. Tak duże odległości między północnym i południowym, zachodnim i wschodnim brzegiem są istotną naturalną cechą tego oceanu.
Linia brzegowa oceanu jest silnie wcięta na zachodzie, podczas gdy na wschodzie brzegi są górzyste i słabo rozcięte. Na północy, zachodzie i południu oceanu znajdują się duże morza: Bering, Ochotsk, japoński, żółty, wschodnie Chiny, południowe Chiny, Sulawesi, Yavanskoe, Ross, Amundsen, Bellingshausen itp.
Płaskorzeźba dna Oceanu Spokojnego jest złożona i nierówna. W większości strefy przejściowej półki nie mają znaczącego rozwoju. Na przykład u wybrzeży Ameryki szerokość szelfu nie przekracza kilkudziesięciu kilometrów, ale na Morzu Beringa, Morzu Wschodniochińskim i Południowochińskim sięga 700–800 km. Ogólnie półki zajmują około 17% całej strefy przejściowej. Zbocza kontynentalne są strome, często schodkowe, poprzecinane podwodnymi kanionyami. Dno oceanu zajmuje ogromną przestrzeń. System dużych wypiętrzeń, grzbietów i pojedynczych gór, szerokich i stosunkowo niskich szybów, podzielony jest na duże baseny: północno-wschodni, północno-zachodni, wschodni Mariana, zachodnia Karolina, środkowy, południowy itp. Najbardziej znaczący wzrost wschodniego Pacyfiku wchodzi w skład światowego systemu grzbietów śródoceanicznych. Oprócz tego w oceanie powszechne są duże grzbiety: Hawajskie, Imperialne, Caroline, Shatsky itp. Charakterystyczną cechą topografii dna oceanu jest to, że największe głębokości ograniczają się do jego obrzeży, gdzie rowy głębinowe zlokalizowane są, z których większość koncentruje się w zachodniej części oceanu - od Zatoki Alaski po Nową Zelandię.
Rozległe połacie Oceanu Spokojnego pokrywają wszystko naturalne pasy od północnego subpolaru do południowego bieguna, co determinuje różnorodność jego warunków klimatycznych. Jednocześnie najbardziej znacząca część przestrzeni oceanicznej, położona pomiędzy 40° N. w. i 42° S, znajduje się w strefie równikowej, tropikalnej i subtropikalnej. Południowa, krańcowa część oceanu jest klimatycznie bardziej surowa niż część północna. Ze względu na chłodzący wpływ kontynentu azjatyckiego i dominację transportu z zachodu na wschód, umiarkowane i subtropikalne szerokości geograficzne zachodniej części oceanu charakteryzują się tajfunami, szczególnie częstymi w czerwcu-wrześniu. Północno-zachodnia część oceanu charakteryzuje się monsunami.
Jego wyjątkowe rozmiary, unikalny kształt i zakrojone na szeroką skalę procesy atmosferyczne w dużej mierze determinują charakterystykę warunków hydrologicznych Oceanu Spokojnego. Ponieważ dość znaczna część jego obszaru znajduje się na szerokościach równikowych i tropikalnych, a połączenie z Oceanem Arktycznym jest bardzo ograniczone, ponieważ woda na powierzchni jest wyższa niż w innych oceanach i wynosi 19'37°. Przewaga opadów nad parowaniem i duże odpływy rzeczne powodują mniejsze zasolenie niż w innych oceanach wody powierzchniowe, którego średnia wartość wynosi 34,58% o.
Temperatura i zasolenie na powierzchni różnią się zarówno w zależności od obszaru wodnego, jak i pór roku. Temperatura zmienia się najbardziej zauważalnie w zależności od pory roku w zachodniej części oceanu. Różnice sezonowe Zasolenie jest wszędzie niskie. Pionowe zmiany temperatury i zasolenia obserwuje się głównie w górnej, 200-400-metrowej warstwie. Na dużych głębokościach są one nieistotne.
Ogólna cyrkulacja w oceanie składa się z poziomych i pionowych ruchów wody, które można prześledzić w takim czy innym stopniu od powierzchni do dna. Pod wpływem wielkoskalowej cyrkulacji atmosferycznej nad oceanem prądy powierzchniowe tworzą wiry antycykloniczne na szerokościach subtropikalnych i tropikalnych oraz wiry cykloniczne na północnych umiarkowanych i południowych wysokich szerokościach geograficznych. Ruch pierścieniowy wód powierzchniowych w północnej części oceanu jest tworzony przez północny pasat, Kuroshio, ciepłe prądy północnego Pacyfiku, zimne prądy kalifornijskie, kurylskie i ciepłe prądy alaskańskie. Do systemu prądy kołowe Południowe regiony oceanu obejmują ciepły South Passat, Wschodnią Australię, strefę Południowego Pacyfiku i zimny Peru. Pierścienie prądów półkuli północnej i południowej przez cały rok oddzielają Międzytradycyjny Prąd Wiatrowy, przepływający na północ od równika, w paśmie pomiędzy 2-4° a 8-12° szerokości geograficznej północnej. Prędkości prądów powierzchniowych są różne w różnych obszarach oceanu i zmieniają się w zależności od pory roku. W całym oceanie rozwijają się pionowe ruchy wody o różnym mechanizmie i intensywności. Mieszanie gęstości zachodzi w poziomach powierzchniowych, szczególnie istotne w obszarach występowania lodu. W strefach zbieżności prądów powierzchniowych wody powierzchniowe opadają, a wody głębinowe podnoszą się. Interakcja prądów powierzchniowych i pionowych ruchów wody jest jednym z najważniejszych czynników kształtujących strukturę wody masy wody Pacyfik.
Oprócz tych głównych cech naturalnych na Rozwój gospodarczy oceany pozostają pod silnym wpływem czynników społecznych i społecznych warunki ekonomiczne, charakteryzujący się EGP Oceanu Spokojnego. Jeśli chodzi o obszary lądowe grawitujące w kierunku oceanu, EGP ma swoje własne cechy charakterystyczne. Ocean Spokojny i jego morza obmywają wybrzeża trzech kontynentów, na których znajduje się ponad 30 państw nadbrzeżnych o łącznej populacji około 2 miliardów ludzi, tj. Mieszka tu około połowa ludzkości.
Kraje zwrócone w stronę Pacyfiku to Rosja, Chiny, Wietnam, USA, Kanada, Japonia, Australia, Kolumbia, Ekwador, Peru itd. Każda z trzech głównych grup państw Pacyfiku obejmuje kraje i ich regiony o mniej lub bardziej wysokim poziomie rozwoju gospodarczego. Ma to wpływ na charakter i możliwości korzystania z oceanu.
Długość wybrzeża Pacyfiku w Rosji jest ponad trzykrotnie większa od długości linii brzegowej naszych mórz atlantyckich. W dodatku w odróżnieniu od zachodniego Dalekiego Wschodu brzegi morskie tworzą ciągły front, co ułatwia manewrowanie gospodarcze na jego poszczególnych odcinkach. Jednak Ocean Spokojny jest znacznie oddalony od głównych ośrodków gospodarczych i gęsto zaludnionych obszarów kraju. To oddalenie wydaje się maleć w wyniku rozwoju przemysłu i transportu w kraju regiony wschodnie, ale mimo to znacząco wpływa na charakter naszych powiązań z tym oceanem.
Prawie wszystkie państwa kontynentalne i wiele państw wyspiarskich, z wyjątkiem sąsiadującej z Oceanem Spokojnym Japonii, posiadają duże rezerwy różnorodnych zasobów naturalnych, które są intensywnie zagospodarowywane. W związku z tym źródła surowców są rozłożone stosunkowo równomiernie na obrzeżach Pacyfiku, a centra jego przetwarzania i konsumpcji zlokalizowane są głównie w północnej części oceanu: w USA, Japonii, Kanadzie oraz w mniejszym stopniu , w Australii. Charakterystyczną cechą EGP Oceanu Spokojnego jest równomierne rozmieszczenie zasobów naturalnych wzdłuż wybrzeża oceanu i ograniczenie ich konsumpcji do określonych obszarów.
Kontynenty i częściowo wyspy na rozległych obszarach oddzielają Ocean Spokojny od innych oceanów naturalnymi granicami. Jedynie na południe od Australii i Nowej Zelandii wody Pacyfiku łączą się szerokim frontem z wodami Oceanu Indyjskiego, a przez Cieśninę Magellana i Przejście Drake'a z wodami Atlantyku. Na północy Ocean Spokojny łączy się z Oceanem Arktycznym Cieśniną Beringa. Ogólnie rzecz biorąc, Ocean Spokojny, z wyłączeniem regionów Antarktyki, jest w stosunkowo niewielkiej części połączony z innymi oceanami. Trasy i ich połączenia z Oceanem Indyjskim przebiegają przez morza Australazji i ich cieśniny, a z Atlantykiem - przez Kanał Panamski i Cieśninę Magellana. Wąskość cieśnin morskich Azja Południowo-Wschodnia, ograniczona przepustowość Kanału Panamskiego i oddalenie od dużych światowych ośrodków rozległych połaci wód Antarktyki ograniczają możliwości transportowe Oceanu Spokojnego. Jest to istotna cecha jego EGP w odniesieniu do światowych szlaków morskich.
Historia powstania i rozwoju basenu
Przedmezozoiczny etap rozwoju Oceanu Światowego w dużej mierze opiera się na założeniach, a wiele kwestii jego ewolucji pozostaje niejasnych. Jeśli chodzi o Ocean Spokojny, istnieje wiele pośrednich dowodów wskazujących, że Ocean paleo-Spokojny istniał od środkowego prekambru. Obmył jedyny kontynent Ziemi - Pangeę-1. Uważa się, że bezpośrednim dowodem starożytności Oceanu Spokojnego, pomimo młodości jego współczesnej skorupy (160-180 milionów lat), jest obecność ofiolitowych zespołów skał w układach pofałdowanych występujących na całym kontynentalnym obrzeżu oceanu i mających wiek aż do późnego kambru. Historia rozwoju oceanu w czasach mezozoiku i kenozoiku została mniej więcej wiarygodnie przywrócona.
Wydaje się, że etap mezozoiczny odegrał dużą rolę w ewolucji Oceanu Spokojnego. Głównym wydarzeniem sceny jest upadek Pangei-II. W późnej jurze (160–140 milionów lat temu) otworzyły się młode oceany indyjskie i atlantyckie. Ekspansję ich koryta (rozprzestrzenianie się) zrekompensowało zmniejszenie obszaru Oceanu Spokojnego i stopniowe zamykanie Tetydy. Starożytna skorupa oceaniczna Oceanu Spokojnego zapadła się w płaszcz (subdukcja) w strefach Zavaritsky-Benioff, które graniczyły z oceanem, jak obecnie, w prawie ciągłym pasie. Na tym etapie rozwoju Oceanu Spokojnego nastąpiła restrukturyzacja jego starożytnych grzbietów śródoceanicznych.
Tworzenie się złożonych struktur w północno-wschodniej Azji i na Alasce w późnym mezozoiku oddzieliło Ocean Spokojny od Oceanu Arktycznego. Na wschodzie rozwój pasa andyjskiego wchłonął łuki wysp.
Etap kenozoiczny
Ocean Spokojny nadal się kurczył pod wpływem napierających na niego kontynentów. W wyniku ciągłego ruchu Ameryki na zachód i wchłonięcia dna oceanu, system jej środkowych grzbietów okazał się znacznie przesunięty na wschód i południowy wschód, a nawet częściowo zanurzył się pod kontynentem Ameryki Północnej w Zatoce Perskiej regionu Kalifornii. Uformowały się także marginalne morza wód północno-zachodnich, a łuki wysp tej części oceanu nabrały nowoczesnego wyglądu. Na północy, wraz z utworzeniem się łuku wyspy Aleuckiej, Morze Beringa odłączyło się, otworzyła się Cieśnina Beringa, a zimne wody Arktyki zaczęły wpadać do Oceanu Spokojnego. U wybrzeży Antarktydy ukształtowały się baseny mórz Rossa, Bellingshausena i Amundsena. Nastąpiła znaczna fragmentacja lądu łączącego Azję i Australię, wraz z utworzeniem licznych wysp i mórz Archipelagu Malajskiego. Morza marginalne i wyspy strefy przejściowej na wschód od Australii nabrały nowoczesnego wyglądu. 40-30 milionów lat temu powstał przesmyk między Amerykami i połączenie między Oceanem Spokojnym a Ocean Atlantycki w regionie Karaibów została ostatecznie przerwana.
W ciągu ostatnich 1-2 milionów lat wielkość Oceanu Spokojnego zmniejszyła się bardzo nieznacznie.
Główne cechy topografii dna
Podobnie jak w innych oceanach, na Pacyfiku wyraźnie wyróżniają się wszystkie główne planetarne strefy morfostrukturalne: podwodne obrzeża kontynentów, strefy przejściowe, dno oceanu i grzbiety śródoceaniczne. Ale plan ogólny Topografia dna, stosunek powierzchni i położenie tych stref, pomimo pewnego podobieństwa z innymi częściami Oceanu Światowego, wyróżniają się dużą oryginalnością.
Podwodne obrzeża kontynentów zajmują około 10% powierzchni Oceanu Spokojnego, czyli znacznie mniej w porównaniu z innymi oceanami. Płycizny kontynentalne (szelf) stanowią 5,4%.
Szelf, podobnie jak cały podwodny obrzeże kontynentów, największy rozwój osiąga w zachodnim (azjatycko-australijskim) sektorze kontynentalnym, w morzach marginalnych - Beringu, Ochockim, Żółtym, Wschodnich Chinach, Południowych Chinach, morzach Archipelagu Malajskiego , a także na północ i wschód od Australii. Szelf jest szeroki w północnej części Morza Beringa, gdzie znajdują się zalane doliny rzeczne i ślady reliktowej działalności lodowcowej. W Morzu Ochockim rozwija się zanurzony szelf (głębokość 1000-1500 m).
Zbocze kontynentalne jest również szerokie, ze śladami rozwarstwienia bloków uskokowych i przecinają je duże podwodne kaniony. Podstawa kontynentalna to wąski ciąg akumulacji produktów niesionych przez prądy zmętnienia i masy osuwiskowe.
Na północ od Australii znajduje się rozległy szelf kontynentalny z rozległym rozwojem raf koralowych. W zachodniej części Morza Koralowego znajduje się unikalna na Ziemi struktura - Wielka Rafa Koralowa. Jest to przerywany pas raf koralowych i wysp, płytkich zatok i cieśnin, rozciągający się w kierunku południkowym na prawie 2500 km, w części północnej szerokość wynosi około 2 km, w części południowej - do 150 km. Całkowita powierzchnia wynosi ponad 200 tysięcy km 2. U podstawy rafy leży gruba (do 1000-1200 m) warstwa martwego wapienia koralowego, nagromadzona podczas powolnego osiadania skorupy ziemskiej na tym obszarze. Na zachodzie Wielka Rafa Koralowa opada łagodnie i jest oddzielona od lądu rozległą, płytką laguną – cieśniną o szerokości do 200 km i głębokości nie większej niż 50 m. Na wschodzie rafa odrywa się niczym niemal pionowa ściana w stronę stoku kontynentalnego.
Podwodny obrzeże Nowej Zelandii stanowi wyjątkową strukturę. Płaskowyż Nowej Zelandii składa się z dwóch wzniesień o płaskich szczytach: Campbell i Chatham, oddzielonych depresją. Podwodny płaskowyż jest 10 razy większy niż powierzchnia samych wysp. To ogromny blok skorupy ziemskiej typ kontynentalny, o powierzchni około 4 mln km 2, niepołączonej z żadnym z najbliższych kontynentów. Prawie ze wszystkich stron płaskowyż jest ograniczony stokiem kontynentalnym, który przechodzi w podnóże. Ta osobliwa struktura, zwana mikrokontynentem Nowej Zelandii, istnieje co najmniej od paleozoiku.
Margines łodzi podwodnych Ameryki Północnej jest reprezentowany przez wąski pas wypoziomowanej półki. Zbocze kontynentalne jest mocno wcięte przez liczne podmorskie kaniony.
Obszar podwodnego marginesu położony na zachód od Kalifornii i zwany Kalifornijskim Pogranicza jest wyjątkowy. Płaskorzeźba dna jest tu wielkoblokowa, charakteryzuje się połączeniem podwodnych wzniesień – zrogowaceń i zagłębień – rowów, których głębokość sięga 2500 m. Charakter rzeźby kresowej jest zbliżony do rzeźby przyległego terenu lądowego. Uważa się, że jest to bardzo rozdrobniona część szelfu kontynentalnego, zanurzona na różnych głębokościach.
Podwodny obrzeże Ameryki Środkowej i Południowej wyróżnia się bardzo wąskim szelfem o szerokości zaledwie kilku kilometrów. Na dużej odległości rolę stoku kontynentalnego pełni tutaj kontynentalna strona rowów głębinowych. Stopa kontynentalna praktycznie nie jest wyrażona.
Znaczna część szelfu kontynentalnego Antarktydy jest zablokowana przez szelfy lodowe. Zbocze kontynentalne wyróżnia się tutaj dużą szerokością i rozciętymi kanionyami podwodnymi. Przejście na dno oceanu charakteryzuje się słabymi przejawami sejsmiczności i współczesnego wulkanizmu.
Strefy przejściowe
Te morfostruktury na Oceanie Spokojnym zajmują 13,5% jego powierzchni. Są niezwykle zróżnicowane pod względem struktury i są najpełniej wyrażone w porównaniu z innymi oceanami. Jest to naturalne połączenie basenów mórz marginalnych, łuków wysp i rowów głębinowych.
W sektorze zachodniego Pacyfiku (azjatycko-australijski) wyróżnia się zwykle szereg regionów przejściowych, zastępując się nawzajem głównie w kierunku podmorskim. Każdy z nich ma inną strukturę i być może znajdują się na różnych etapach rozwoju. Region indonezyjsko-filipiński jest złożony, obejmuje Morze Południowochińskie, morza i łuki wysp Archipelagu Malajskiego oraz rowy głębinowe, które znajdują się tutaj w kilku rzędach. Na północny wschód i wschód od Nowej Gwinei i Australii znajduje się także złożony region Melanezji, w którym łuki wysp, baseny i rowy są rozmieszczone na kilku poziomach. Na północ od Wysp Salomona znajduje się wąska depresja o głębokości dochodzącej do 4000 m, na której wschodnim przedłużeniu znajduje się Rów Witiaź (6150 m). OK. Leontiew określił ten obszar jako szczególny rodzaj strefy przejściowej - Witazewskiego. Cechą tego obszaru jest obecność rowu głębinowego, ale brak wzdłuż niego łuku wyspy.
W strefie przejściowej sektora amerykańskiego nie ma mórz marginalnych, łuków wysp, a jedynie głębokowodne rowy środkowoamerykańskie (6662 m), peruwiańskie (6601 m) i chilijskie (8180 m). Łuki wysp w tej strefie zastępują młode pofałdowane góry Ameryki Środkowej i Południowej, gdzie koncentruje się aktywny wulkanizm. W okopach występuje bardzo duże zagęszczenie epicentrów trzęsień ziemi o sile dochodzącej do 7-9 punktów.
Strefy przejściowe Oceanu Spokojnego to obszary o najbardziej znaczącym pionowym podziale skorupy ziemskiej na Ziemi: wzniesienie Marianów nad dnem rowu o tej samej nazwie wynosi 11 500 m, a Andy Południowoamerykańskie powyżej Peruwiańskiego - Rów chilijski ma 14 750 m.
Grzbiety śródoceaniczne (wzniesienia). Zajmują 11% powierzchni Oceanu Spokojnego i są reprezentowane przez wzniesienia południowego i wschodniego Pacyfiku. Grzbiety śródoceaniczne Oceanu Spokojnego różnią się budową i położeniem od podobnych struktur na Oceanie Atlantyckim i Indyjskim. Nie zajmują pozycji centralnej i są znacznie przesunięte w kierunku wschodnim i południowo-wschodnim. Tę asymetrię współczesnej osi rozprzestrzeniania się na Oceanie Spokojnym często tłumaczy się faktem, że znajduje się on w fazie stopniowo zamykającego się rowu oceanicznego, kiedy oś szczeliny przesuwa się w stronę jednej z jej krawędzi.
Struktura wzniesień śródoceanicznych Oceanu Spokojnego ma również swoje własne cechy. Struktury te charakteryzują się kopulastym profilem, znaczną szerokością (do 2000 km), przerywanym pasem osiowych dolin ryftowych z dużym udziałem w tworzeniu rzeźby poprzecznych stref uskokowych. Subrównoległe błędy transformacji przecinają Wschód Wschodniego Pacyfiku na oddzielne bloki przesunięte względem siebie. Całe wypiętrzenie składa się z szeregu łagodnych kopuł, których środek rozciąga się w środkowej części kopuły, w mniej więcej równych odległościach od uskoków ograniczających je od północy i południa. Każda z tych kopuł jest również przecięta krótkimi uskokami en-echelon. Poprzeczny główne usterki przecinaj wzniesienie wschodniego Pacyfiku co 200–300 km. Długość wielu uszkodzeń transformatorowych przekracza 1500-2000 km. Często nie tylko przecinają boczne strefy wypiętrzenia, ale także sięgają daleko na dno oceanu. Do największych tego typu budowli należą Mendocino, Murray, Clarion, Clipperton, Galapagos, Easter, Eltanin itp. Wysoka gęstość skorupy ziemskiej pod grzbietem, wysokie wartości Przepływ ciepła, sejsmiczność, wulkanizm i wiele innych objawiają się bardzo wyraźnie, pomimo faktu, że system ryftów strefy osiowej wzniesień śródoceanicznych Oceanu Spokojnego jest mniej wyraźny niż w środkowoatlantyckim i innych grzbietach tego typu .
Na północ od równika wzniesienie wschodnio-pacyficzne zwęża się. Strefa szczeliny jest tutaj wyraźnie zdefiniowana. W regionie Kalifornii struktura ta atakuje kontynent północnoamerykański. Wiąże się to z oderwaniem się Półwyspu Kalifornijskiego, powstaniem dużego czynnego uskoku San Andreas oraz szeregiem innych uskoków i zagłębień w obrębie Kordyliery. Prawdopodobnie wiąże się z tym powstanie pogranicza kalifornijskiego.
Bezwzględne wzniesienia płaskorzeźby w osiowej części wzniesienia wschodniego Pacyfiku wynoszą wszędzie około 2500–3000 m, ale na niektórych wzniesieniach spadają do 1000–1500 m. Podstawa zboczy jest wyraźnie zaznaczona wzdłuż izobaty 4000 m , a głębokości dna w basenach wręgowych sięgają 5000-6000 m. W najwyższych partiach wypiętrzenia znajdują się wyspy. Wielkanoc i Wyspy Galapagos. Zatem amplituda wypiętrzenia nad otaczającymi je basenami jest na ogół dość duża.
Wypiętrzenie południowego Pacyfiku, oddzielone od wschodniego Pacyfiku uskokiem Eltanina, jest do niego bardzo podobne w swojej strukturze. Długość wypiętrzenia wschodniego wynosi 7600 km, wypiętrzenia południowego 4100 km.
łóżko oceanu
Zajmuje 65,5% całkowitej powierzchni Oceanu Spokojnego. Wzniesienia śródoceaniczne dzielą go na dwie części, różniące się nie tylko wielkością, ale także charakterystyką topografii dna. Część wschodnia (dokładniej południowo-wschodnia), zajmująca 1/5 dna oceanu, jest płytsza i mniej złożona w porównaniu z rozległą częścią zachodnią.
Duży udział sektor wschodni zajmowane przez morfostruktury, które mają bezpośredni związek ze wzniesieniem wschodnim Pacyfiku. Oto jego boczne gałęzie - Galapagos i chilijskie wypiętrzenia. Duże, blokowe grzbiety Tehuantepec, Coconut, Carnegie, Nosca i Sala y Gomez ograniczają się do stref uskoków transformacyjnych przecinających wzniesienie wschodniego Pacyfiku. Podwodne grzbiety dzielą wschodnią część dna oceanu na kilka basenów: Gwatemalę (4199 m), Panamę (4233 m), Peruwiańską (5660 m), Chilijską (5021 m). W skrajnie południowo-wschodniej części oceanu znajduje się Basen Bellingshausen (6063 m).
Zdecydowana zachodnia część dna Oceanu Spokojnego charakteryzuje się znaczną złożonością strukturalną i różnorodnością form reliefowych. Znajdują się tu prawie wszystkie typy morfologiczne podwodnych wzniesień dna: szyby łukowe, góry blokowe, grzbiety wulkaniczne, wzniesienia marginalne, pojedyncze góry (guyots).
Łukowate wypiętrzenia dna to szerokie (kilkaset kilometrów) liniowo zorientowane wypiętrzenia skorupy bazaltowej z nadmiarem od 1,5 do 4 km nad sąsiednimi basenami. Każdy z nich przypomina gigantyczny szyb, pocięty uskokami na szereg bloków. Zwykle całe grzbiety wulkaniczne są ograniczone do centralnego łuku, a czasami do stref bocznych tych wypiętrzeń. Tak więc największą hawajską falę komplikuje grzbiet wulkanu, niektóre wulkany są aktywne. Powierzchniowe szczyty grzbietu tworzą Wyspy Hawajskie. Największy to o. Hawaje to masyw wulkaniczny złożony z kilku stopionych wulkanów bazaltowych tarczowych. Największa z nich, Mauna Kea (4210 m), czyni Hawaje najwyższą z wysp oceanicznych Oceanu Światowego. W kierunku północno-zachodnim zmniejsza się rozmiar i wysokość wysp archipelagu. Większość wysp jest wulkaniczna, 1/3 to koralowce.
Najbardziej znaczące fale i grzbiety zachodniej i środkowej części Oceanu Spokojnego mają wspólny wzór: tworzą system łukowatych, subrównoległych wypiętrzeń.
Najbardziej wysunięty na północ łuk tworzy Grzbiet Hawajski. Na południe znajduje się kolejna, o największej długości (ok. 11 tys. km), rozpoczynająca się od Gór Kartograficznych, które następnie przechodzą w Góry Marcus Necker (Środkowy Pacyfik), ustępując miejsca podwodnemu grzbietowi Wysp Line i następnie skręcając u podnóża wysp Tuamotu. Podwodną kontynuację tego wzniesienia można prześledzić dalej na wschód, aż do Wzniesienia Wschodniego Pacyfiku, gdzie wyspa znajduje się w miejscu ich przecięcia. Wielkanoc. Trzeci łuk górski zaczyna się w północnej części rowu Mariana z Górami Magellana, które przechodzą do podwodnej podstawy Wysp Marshalla, Wysp Gilberta, Tuvalu i Samoa. Prawdopodobnie grzbiet południowych wysp Cook i Tubu stanowi kontynuację tego systemu górskiego. Czwarty łuk zaczyna się od wypiętrzenia Wysp Karoliny Północnej, zamieniając się w falę łodzi podwodnej Kapingamarangi. Ostatni (najbardziej wysunięty na południe) łuk również składa się z dwóch połączeń - Karoliny Południowej i fali łodzi podwodnych Eauriapic. Większość wspomnianych wysp, które wyznaczają łukowate podwodne szyby na powierzchni oceanu, to koralowce, z wyjątkiem wysp wulkanicznych we wschodniej części grzbietu hawajskiego, wysp Samoa itp. Istnieje pomysł (G. Menard, 1966), że istnieje wiele podwodnych wzniesień środkowej części Pacyfiku – reliktów istniejącego tu w okresie kredowym grzbietu śródoceanicznego (zwanego wzniesieniem Darwina), które w paleogenie uległy poważnym zniszczeniom tektonicznym. To wypiętrzenie rozciągało się od Gór Kartografów po Wyspy Tuamotu.
Grzbietom blokowym często towarzyszą uskoki niezwiązane ze wzniesieniami śródoceanicznymi. W północnej części oceanu są one ograniczone do podwodnych stref uskoków na południe od Rówu Aleuckiego, wzdłuż którego znajduje się grań północno-zachodnia (imperialna). Grzbiety blokowe towarzyszą dużej strefie uskoków w basenie Morza Filipińskiego. W wielu basenach Oceanu Spokojnego zidentyfikowano systemy uskoków i grzbietów blokowych.
Różne wypiętrzenia dna Pacyfiku wraz z grzbietami śródoceanicznymi tworzą rodzaj orograficznego szkieletu dna i oddzielają od siebie baseny oceaniczne.
Największe baseny w środkowo-zachodniej części oceanu to: Północno-Zachodni (6671 m), Północno-Wschodni (7168 m), Filipiński (7759 m), Mariana Wschodnia (6440 m), Środkowy (6478 m), Karolina Zachodnia ( 5798 m ), Karolina Wschodnia (6920 m), Melanezyjska (5340 m), Fidżi Południowe (5545 m), Południowa (6600 m) itp. Dna basenów Oceanu Spokojnego charakteryzują się małą miąższością osady denne, w związku z czym płaskie równiny głębinowe są bardzo ograniczone w występowaniu (Basen Bellingshausen ze względu na obfitą podaż terygenicznych materiał osadowy przenoszone z kontynentu Antarktycznego przez góry lodowe, Basen Północno-Wschodni i szereg innych obszarów). Transport materiału do innych basenów jest „przechwytywany” przez rowy głębinowe, dlatego dominuje w nich topografia pagórkowatych równin głębinowych.
Dno Oceanu Spokojnego charakteryzuje się oddzielnie położonymi facetami - podwodnymi górami o płaskich szczytach, na głębokościach 2000-2500 m. Na wielu z nich powstały struktury koralowe i uformowały się atole. Gujaty, a także duża miąższość martwych wapieni koralowych na atolach wskazują na znaczne osiadanie skorupy ziemskiej w dnie Oceanu Spokojnego w okresie kenozoiku.
Ocean Spokojny jest jedynym, którego dno znajduje się prawie w całości w oceanie płyty litosfery(Pacyfik i mały - Nazca, Coco) o powierzchni na średniej głębokości 5500 m.
Osady denne
Osady denne Oceanu Spokojnego są niezwykle zróżnicowane. W marginalnych częściach oceanu na szelfie kontynentalnym i na zboczu, w morzach marginalnych i rowach głębinowych, a także w niektórych miejscach na dnie oceanu powstają osady terygeniczne. Zajmują ponad 10% dna Oceanu Spokojnego. Terygeniczne osady gór lodowych tworzą w pobliżu Antarktydy pas o szerokości od 200 do 1000 km, osiągający 60° S. w.
Wśród osadów biogenicznych największe obszary Pacyfiku, podobnie jak we wszystkich innych, zajmują węglany (około 38%), głównie osady otwornicowe.
Szlam otwornicowy występuje głównie na południe od równika do 60° S. w. Na półkuli północnej ich rozwój ogranicza się do górnych powierzchni grzbietów i innych wzniesień, gdzie w składzie tych mułów przeważają otwornice denne. Złoża pteropodów są powszechne w Morzu Koralowym. Osady koralowców znajdują się na szelfach i zboczach kontynentalnych w strefie równikowo-tropikalnej południowo-zachodniej części oceanu i zajmują mniej niż 1% powierzchni dna oceanu. Muszle, składające się głównie z muszli małży i ich fragmentów, można znaleźć na wszystkich półkach z wyjątkiem Antarktydy. Biogeniczne osady krzemionkowe zajmują ponad 10% powierzchni dna Pacyfiku, a łącznie z osadami krzemionkowo-węglanowymi – około 17%. Tworzą trzy główne pasy akumulacji krzemionkowej: północne i południowe krzemionkowe szlamy okrzemkowe (na dużych szerokościach geograficznych) oraz pas równikowy krzemionkowe osady radiolariowe. Na obszarach współczesnego i czwartorzędowego wulkanizmu obserwuje się piroklastyczne osady wulkanogenne. Ważną cechą charakterystyczną osadów dennych Oceanu Spokojnego jest powszechne występowanie głębinowych czerwonych iłów (ponad 35% powierzchni dna), co tłumaczy się dużymi głębokościami oceanu: czerwone iły powstają tylko na głębokości ponad 4500-5000 m.
Dolne zasoby mineralne
Ocean Spokojny zawiera najważniejsze obszary występowania konkrecji żelazomanganu - ponad 16 milionów km 2. Na niektórych terenach zawartość guzków sięga 79 kg na 1 m2 (średnio 7,3-7,8 kg/m2). Eksperci przewidują świetlaną przyszłość dla tych rud, przekonując, że ich masowa produkcja może być 5–10 razy tańsza niż pozyskiwanie podobnych rud na lądzie.
Całkowite zasoby konkrecji żelazomanganu na dnie Oceanu Spokojnego szacuje się na 17 miliardów ton. USA i Japonia prowadzą pilotażowy rozwój przemysłowy guzków.
Inne minerały w postaci guzków obejmują fosforyt i baryt.
Przemysłowe zasoby fosforytów odkryto w pobliżu wybrzeża Kalifornii, w szelfowych częściach łuku japońskiej wyspy, u wybrzeży Peru i Chile, w pobliżu Nowej Zelandii i w Kalifornii. Fosforyty wydobywa się z głębokości 80-350 m. Duże zasoby tego surowca znajdują się w otwartej części Pacyfiku w obrębie podwodnych wypiętrzeń. W Morzu Japońskim odkryto guzki barytu.
Obecnie ważne są złoża placerowe minerałów metalonośnych: rutylu (ruda tytanu), cyrkonu (ruda cyrkonu), monacytu (ruda toru) itp.
Wiodącą pozycję w ich produkcji zajmuje Australia, wzdłuż jej wschodniego wybrzeża placery rozciągają się na długości 1,5 tys. km. Przybrzeżno-morskie osadniki koncentratu kasyterytu (rudy cyny) zlokalizowane są na wybrzeżu Pacyfiku w kontynentalnej i wyspiarskiej Azji Południowo-Wschodniej. U wybrzeży Australii występują znaczące miejsca występowania kasyterytu.
W pobliżu wyspy opracowywane są podkładki tytanowo-magnetytowe i magnetytowe. Honsiu w Japonii, Indonezji, Filipinach, USA (okolice Alaski), w Rosji (okolice wyspy Iturup). Piaski złotonośne znane są u zachodniego wybrzeża Ameryki Północnej (Alaska, Kalifornia) i Ameryki Południowej (Chile). U wybrzeży Alaski wydobywa się piaski platynowe.
We wschodniej części Pacyfiku w pobliżu Wysp Galapagos w Zatoce Kalifornijskiej oraz w innych miejscach w strefach ryftowych zidentyfikowano hydrotermy rudotwórcze („czarne dymiące”) – wyloty gorącego (do 300-400°C ) wody młodociane o dużej zawartości różnych związków. Tworzą się tu złoża rud polimetalicznych.
Wśród surowców niemetalicznych znajdujących się w strefie szelfowej interesujące są glaukonit, piryt, dolomit, materiały budowlane - żwir, piasek, glina, skała wapienna itp. Największe znaczenie mają morskie złoża gazu i węgla.
W wielu obszarach strefy szelfowej, zarówno w zachodniej, jak i wschodniej części Oceanu Spokojnego, odkryto złoża ropy i gazu. Wydobyciem ropy i gazu zajmują się USA, Japonia, Indonezja, Peru, Chile, Brunei, Papua, Australia, Nowa Zelandia i Rosja (na obszarze wyspy Sachalin). Rozwój zasobów ropy i gazu na szelfie chińskim jest obiecujący. Morza Beringa, Ochockiego i Japońskie są uważane za obiecujące dla Rosji.
W niektórych obszarach szelfu Pacyfiku występują warstwy węglonośne. Produkcja węgla z podglebia dna morskiego w Japonii stanowi 40% całości. Na mniejszą skalę węgiel wydobywany jest drogą morską w Australii, Nowej Zelandii, Chile i kilku innych krajach.
Magellan odkrył Ocean Spokojny jesienią 1520 roku i nazwał go Oceanem Spokojnym, „ponieważ” – jak relacjonuje jeden z uczestników podczas ponad trzech miesięcy podróży z Ziemi Ognistej na Wyspy Filipińskie – „nigdy nie doświadczyliśmy najmniejszej burzy.” Pod względem liczby (ok. 10 tys.) i łącznej powierzchni wysp (ok. 3,6 mln km²) Pacyfik zajmuje pierwsze miejsce wśród oceanów. W części północnej - aleucki; na zachodzie - Kuryl, Sachalin, Japoński, Filipiński, Wielki i Mały Sunda, Nowa Gwinea, Nowa Zelandia, Tasmania; w regionach centralnych i południowych znajduje się wiele małych wysp. Topografia dna jest zróżnicowana. Na wschodzie - Wzniesienie Wschodniego Pacyfiku, w środkowej części znajduje się wiele basenów (północno-wschodnie, północno-zachodnie, środkowe, wschodnie, południowe itp.), Rowy głębinowe: na północy - aleucki, kurylsko-kamczacki , Izu-Boninsky; na zachodzie - Mariana (przy maksymalnej głębokości Oceanu Światowego - 11 022 m), Filipiny itp.; na wschodzie - Ameryka Środkowa, Peruwiańska itp.
Główne prądy powierzchniowe: w północnej części Oceanu Spokojnego - ciepły Kuroshio, Północny Pacyfik i Alaska oraz zimny Kalifornia i Kuryl; w części południowej - ciepły pasat południowy i wiatr wschodnioaustralijski oraz zimny wiatr zachodni i wiatr peruwiański. Temperatura wody na powierzchni na równiku wynosi od 26 do 29°C, w rejonach polarnych do –0,5°C. Zasolenie 30-36,5 ‰. Na Ocean Spokojny przypada około połowa światowych połowów ryb (mintaj, śledź, łosoś, dorsz, labraks itp.). Ekstrakcja krabów, krewetek, ostryg.
Ważne szlaki morskie i powietrzne pomiędzy krajami basenu Pacyfiku oraz szlaki tranzytowe pomiędzy krajami Atlantyku i Oceanu Indyjskiego przebiegają przez Ocean Spokojny. Główne porty: Władywostok, Nachodka (Rosja), Szanghaj (Chiny), Singapur (Singapur), Sydney (Australia), Vancouver (Kanada), Los Angeles, Long Beach (USA), Huasco (Chile). Międzynarodowa Linia Daty biegnie przez Pacyfik wzdłuż 180. południka.
Życie roślinne (z wyjątkiem bakterii i niższych grzybów) koncentruje się w 200. warstwie górnej, w tzw. strefie eufotycznej. Zwierzęta i bakterie zamieszkują cały słup wody i dno oceanu. Życie rozwija się najliczniej w strefie szelfowej, a zwłaszcza w pobliżu wybrzeża na płytkich głębokościach, gdzie w umiarkowanych strefach oceanu występuje różnorodna flora brunatnic i bogata fauna mięczaków, robaków, skorupiaków, szkarłupni i innych organizmów. Na tropikalnych szerokościach geograficznych strefę płytkiej wody charakteryzuje rozległy i silny rozwój raf koralowych oraz namorzynów w pobliżu brzegu. W miarę przemieszczania się ze stref zimnych do stref tropikalnych liczba gatunków gwałtownie rośnie, a gęstość ich rozmieszczenia maleje. W Cieśninie Beringa znanych jest około 50 gatunków alg przybrzeżnych – makrofitów, ponad 200 w pobliżu Wysp Japońskich, ponad 800 w wodach Archipelagu Malajskiego.W radzieckich morzach Dalekiego Wschodu znane gatunki zwierząt – około 4000, a w wodach Archipelagu Malajskiego – co najmniej 40-50 tys. W zimnych i umiarkowanych strefach oceanu, ze stosunkowo niewielką liczbą gatunków roślin i zwierząt, ze względu na masowy rozwój niektórych gatunków, całkowita biomasa znacznie wzrasta; w strefach tropikalnych poszczególne formy nie uzyskują tak ostrej przewagi , chociaż liczba gatunków jest bardzo duża.
W miarę oddalania się od wybrzeży do centralnych części oceanu i wraz ze wzrostem głębokości życie staje się mniej różnorodne i mniej obfite. Ogólnie rzecz biorąc, fauna T. o. obejmuje około 100 tysięcy gatunków, ale tylko 4-5% z nich występuje głębiej niż 2000 m. Na głębokościach ponad 5000 m znanych jest około 800 gatunków zwierząt, ponad 6000 m - około 500, głębiej niż 7000 m - nieco ponad 200, a głębiej niż 10 tys. m - tylko około 20 gatunków.
Wśród glonów przybrzeżnych - makrofitów - w strefach umiarkowanych szczególnie godne uwagi są morszczyny i wodorosty. W tropikalnych szerokościach geograficznych zastępują je algi brunatne – sargassum, algi zielone – caulerpa i halimeda oraz szereg krasnorostów. Scharakteryzowano powierzchniową strefę pelagiczną masowy rozwój glony jednokomórkowe (fitoplankton), głównie okrzemki, perydyny i kokolitofory. W zooplanktonie najważniejsze są różne skorupiaki i ich larwy, głównie widłonogi (co najmniej 1000 gatunków) i euphausidy; występuje znaczna domieszka radiolarianów (kilkaset gatunków), koelenteratów (syfonofory, meduzy, ctenofory), jaj i larw ryb oraz bezkręgowców bentosowych. Do. Oprócz strefy litoralnej i sublitoralnej można wyróżnić strefę przejściową (do 500-1000 m), batialową, głębinową i ultraabisalną, czy też strefę rowów głębinowych (od 6-7 do 11 m). tys. m).
Zwierzęta planktonowe i denne stanowią obfity pokarm dla ryb i ssaków morskich (nekton). Fauna ryb jest wyjątkowo bogata, obejmuje co najmniej 2000 gatunków w tropikalnych szerokościach geograficznych i około 800 w radzieckich morzach Dalekiego Wschodu, gdzie występuje dodatkowo 35 gatunków ssaków morskich. Do najważniejszych ryb o znaczeniu handlowym należą: sardele, łosoś dalekowschodni, śledź, makrela, sardynka, saury, labraks, tuńczyk, flądra, dorsz i mintaj; wśród ssaków – kaszalot, kilka gatunków płetwali karłowatych, futro foka, wydra morska, mors, lew morski; z bezkręgowców - kraby (w tym krab kamczacki), krewetki, ostrygi, przegrzebki, głowonogi i wiele innych; z roślin - wodorosty (kapusta morska), agarone-anfeltia, półpasiec trawy morskiej i phyllospadix. Wielu przedstawicieli fauny Oceanu Spokojnego ma charakter endemiczny (pelagiczny głowonog nautilus, większość łososia pacyficznego, jaszczurka, zielona ryba, foka północna, lew morski, wydra morska i wiele innych).
Duży zasięg Oceanu Spokojnego od północy do południa determinuje różnorodność jego klimatów – od równikowego po subarktyczny na północy i antarktyczny na południu.Większość powierzchni oceanu, w przybliżeniu pomiędzy 40° szerokości geograficznej północnej a 42° szerokości geograficznej południowej, to położone w strefie klimatu równikowego, tropikalnego i subtropikalnego. Cyrkulacja atmosferyczna nad Oceanem Spokojnym jest zdeterminowana przez główne obszary ciśnienia atmosferycznego: niż aleucki, północny Pacyfik, południowy Pacyfik i wzloty antarktyczne. Te centra działania atmosferycznego w swoim oddziaływaniu determinują dużą stałość północno-wschodnich wiatrów na północy i południowo-wschodnich wiatrów o umiarkowanej sile na południu - pasatów - w tropikalnych i subtropikalnych częściach Oceanu Spokojnego oraz silnych wiatrów zachodnich w umiarkowanych szerokościach geograficznych. Szczególnie silne wiatry obserwuje się na południowych umiarkowanych szerokościach geograficznych, gdzie częstotliwość burz wynosi 25-35%, na północnych umiarkowanych szerokościach geograficznych zimą - 30%, latem - 5%. Na zachodzie strefy tropikalnej tropikalne huragany - tajfuny - są częste od czerwca do listopada. Północno-zachodnia część Oceanu Spokojnego charakteryzuje się monsunową cyrkulacją atmosferyczną. Średnia temperatura powietrza w lutym spada z 26-27°C na równiku do –20°C w Cieśninie Beringa i –10°C u wybrzeży Antarktydy. W sierpniu średnia temperatura waha się od 26-28°C na równiku do 6-8°C w Cieśninie Beringa i do –25°C u wybrzeży Antarktydy. Na całym Pacyfiku, położonym na północ od 40° szerokości geograficznej południowej, występują znaczne różnice w temperaturze powietrza pomiędzy wschodnią i zachodnią częścią oceanu, spowodowane odpowiednią dominacją ciepłych lub zimnych prądów oraz charakterem wiatrów. W tropikalnych i subtropikalnych szerokościach geograficznych temperatura powietrza na wschodzie jest o 4-8°C niższa niż na zachodzie, na północnych szerokościach umiarkowanych jest odwrotnie: na wschodzie temperatura jest o 8-12°C wyższa niż na Zachód. Średnie roczne zachmurzenie w regionach niskie ciśnienie atmosfera wynosi 60-90%. wysokie ciśnienie- 10-30%. Przeciętny roczna ilość opady na równiku wynoszą ponad 3000 mm, w umiarkowanych szerokościach geograficznych - 1000 mm na zachodzie. i 2000-3000 mm na E. Najmniejsza ilość opady (100-200 mm) spadają na wschodnich obrzeżach obszarów subtropikalnych o wysokim ciśnieniu atmosferycznym; V części zachodnie ilość opadów wzrasta do 1500-2000 mm. Mgły są typowe dla umiarkowanych szerokości geograficznych, szczególnie często występują w rejonie Wysp Kurylskich.
Pod wpływem cyrkulacji atmosferycznej rozwijającej się nad Oceanem Spokojnym prądy powierzchniowe tworzą wiry antycykloniczne na szerokościach subtropikalnych i tropikalnych oraz wiry cykloniczne na umiarkowanych północnych i południowych wysokich szerokościach geograficznych. W północnej części oceanu rozwija się cyrkulacja ciepłe prądy: Północny pasat - Kuroshio i Północny Pacyfik oraz zimny Prąd Kalifornijski. W północnych umiarkowanych szerokościach geograficznych na zachodzie dominuje zimny Prąd Kurylski, a na wschodzie ciepły Prąd Alaski. W południowej części oceanu cyrkulację antycyklonową tworzą ciepłe prądy: pasat południowy, australijski wschodni, strefowy południowy Pacyfik i zimny peruwiański. Na północ od równika, pomiędzy 2-4° a 8-12° szerokości geograficznej północnej, cyrkulacja północna i południowa są oddzielone przez cały rok przeciwprądem wiatru międzytradycyjnego (równikowego).
Średnia temperatura wód powierzchniowych Oceanu Spokojnego (19,37°C) jest o 2°C wyższa od temperatury wód Oceanu Atlantyckiego i Indyjskiego, co jest efektem stosunkowo duże rozmiary ta część obszaru Pacyfiku, która położona jest na dobrze ocieplonych szerokościach geograficznych (ponad 20 kcal/cm2 rocznie) i ma ograniczoną komunikację z Oceanem Arktycznym. Średnia temperatura wody w lutym waha się od 26-28°C na równiku do -0,5, -1°C na północ od 58° szerokości geograficznej północnej, w pobliżu Wysp Kurylskich i na południe od 67° szerokości geograficznej południowej. W sierpniu temperatura wynosi 25-29°C na równiku, 5-8°C w Cieśninie Beringa i -0,5, -1°C na południe od 60-62° szerokości geograficznej południowej. Pomiędzy 40° szerokości geograficznej południowej a 40° szerokości geograficznej północnej temperatura we wschodniej części Oceanu Spokojnego wynosi 3-5°C niższa niż w części zachodniej. Na północ od 40° szerokości geograficznej północnej jest odwrotnie: na wschodzie temperatura jest o 4-7°C wyższa niż na zachodzie.Na południe od 40° szerokości południowej, gdzie dominuje transport strefowy wód powierzchniowych, nie ma różnicy pomiędzy wodą temperatury na wschodzie i zachodzie. Na Pacyfiku występuje więcej opadów niż parowania wody. Biorąc pod uwagę przepływ rzek, rocznie przepływa tu ponad 30 tys. km3 świeża woda. Dlatego zasolenie wód powierzchniowych wynosi T. o. niższe niż w innych oceanach (średnie zasolenie wynosi 34,58‰). Najniższe zasolenie (30,0-31,0‰ i mniej) obserwuje się na zachodzie i wschodzie północnych szerokości geograficznych umiarkowanych oraz w obszary przybrzeżne we wschodniej części oceanu najwyższe (35,5‰ i 36,5‰) - odpowiednio na północnych i południowych szerokościach subtropikalnych. Na równiku zasolenie wody spada z 34,5 ‰ lub mniej, na dużych szerokościach geograficznych - do 32,0 ‰ lub mniej na północy, do 33,5 ‰ lub mniej na południu.
Gęstość wody na powierzchni Oceanu Spokojnego rośnie dość równomiernie od równika do wysokich szerokości geograficznych, zgodnie z ogólny charakter rozkład temperatury i zasolenia: na równiku 1,0215-1,0225 g/cm3, na północy - 1,0265 g/cm3 i więcej, na południu - 1,0275 g/cm3 i więcej. Kolor wody na szerokościach subtropikalnych i tropikalnych jest niebieski, przezroczystość w niektórych miejscach przekracza 50 m. Na północnych umiarkowanych szerokościach geograficznych kolor wody jest ciemnoniebieski, wzdłuż wybrzeża zielonkawy, przezroczystość wynosi 15-25 m. Na szerokościach geograficznych Antarktyki kolor wody jest zielonkawy, przezroczystość do 25 m .
Pływy w północnej części Oceanu Spokojnego są zdominowane przez nieregularne półdniowe (wysokość do 5,4 m w Zatoce Alaskiej) i półdzienne (do 12,9 m w Zatoce Penzhinskiej na Morzu Ochockim). Na Wyspach Salomona i na części wybrzeża Nowej Gwinei przypływy dzienne osiągają do 2,5 m. Najsilniejsze fale wiatru obserwuje się pomiędzy 40 a 60° szerokości geograficznej południowej, na szerokościach geograficznych, na których dominują zachodnie wiatry sztormowe („ryczące czterdziestki”), w półkula północna – na północy 40° szerokości geograficznej północnej. Maksymalna wysokość fale wiatru na Pacyfiku wynoszą 15 m i więcej, długość ponad 300 m. Charakterystyczne są fale tsunami, szczególnie często obserwowane w północnej, południowo-zachodniej i południowo-wschodniej części Pacyfiku.
Lód w północnej części Pacyfiku tworzy się w morzach o trudnych zimowych warunkach klimatycznych (Bering, Ochotsk, Japoński, Żółty) oraz w zatokach u wybrzeży Hokkaido, na półwyspie Kamczatka i Alaska. Zimą i wiosną lód jest przenoszony przez Prąd Kurylski do skrajnie północno-zachodniej części Oceanu Spokojnego.Małe góry lodowe znajdują się w Zatoce Alaski. Na południowym Pacyfiku lód i góry lodowe tworzą się u wybrzeży Antarktydy i są przenoszone do otwartego oceanu przez prądy i wiatry. Północna granica Lód pływający zimą przechodzi na 61-64° szerokości południowej, latem przesuwa się na 70° szerokości południowej, góry lodowe pod koniec lata przenoszone są na 46-48° szerokości południowej.Góry lodowe powstają głównie w Morzu Rossa.
Do najważniejszych konsekwencji geograficznych zalicza się zmianę dnia i nocy, siłę odchylającą obrót Ziemi (siła Coriolisa) oraz możliwość zbudowania układu współrzędnych geograficznych. Zmiana nocy i dnia jest spowodowane obrotem Ziemi równoległymi promieniami Słońca, przy czym połowa globu jest zawsze oświetlona (dzień), druga nie jest oświetlona (noc). Zmiana dnia i nocy wyznacza dobowy rytm wielu procesów i zjawisk na Ziemi.
Dzięki Siła Coriolisa wszystkie poruszające się ciała (powietrze, woda, rakiety, pociski itp.) na półkuli północnej odchylają się w prawo, na półkuli południowej - w lewo. Dlatego prawe brzegi rzek, zbocza doliny rzeczne na półkuli północnej są przeważnie strome i strome. Działanie siły Coriolisa wpływa na kierunek prądów oceanicznych (Prąm Zatokowy, Kuroshio) i wiatrów (wiatry zachodnie umiarkowanych szerokości geograficznych, pasaty).
Na powierzchni Ziemi są dwa wspaniałe punkty, nie uczestnicząc w obrocie planety - biegunach północnym i południowym, w oparciu o które okazało się możliwe zbudowanie harmonijnego, zjednoczonego układ współrzędnych geograficznych : sieć południków i równoleżników.
Ze względu na nierówny ruch Ziemi na orbicie, dzień słoneczny nie może być używany do pomiaru dokładnego czasu. W praktyce stosują oznacza czas słoneczny . Określa go przeciętne Słońce - wyimaginowany punkt, który równomiernie przemierza swoją ścieżkę wzdłuż równika niebieskiego przez cały rok. Przeciętny dzień słoneczny to 24 średnie godziny słoneczne, które są podzielone na minuty i sekundy. Za początek przeciętnego dnia słonecznego przyjmuje się moment dolnej kulminacji przeciętnego Słońca, tj. północ.
Pory dnia - poranek, dzień, noc, wieczór na różnych meridianach rozpoczynają się o godz inny czas, ale na jednym południku - jednocześnie. Nowy dzień zaczyna się na 180 długości geograficznej, co jest tzw linia daty . Każdy meridian ma swój własny czas lokalny , a im dalej na wschód się znajduje, tym wcześniej zaczyna się na nim dzień. Na meridianach oddalonych od siebie o 15 czas lokalny różni się o 1 godzinę, a między sąsiednimi oddzielonymi o 1 - o 4 minuty.
Skoordynowana działalność ludzi wymaga skoordynowanego rachunku czasu i wprowadzono go już w XIX wieku czas standardowy . Powierzchnia Ziemi podzielona jest na 24 strefy czasowe, z których każda obejmuje 15 długości geograficznej. W każdej strefie czasowej obliczenia przeprowadza się według czasu lokalnego jej środkowego południka, zwanego również czas standardowy. W 1930 roku dekretem rządu ZSRR, w celu bardziej racjonalnego wykorzystania godzin dziennych, wskazówki zegarów przesunięto o 1 godzinę do przodu ( czas macierzyński ). W miesiącach letnich wiele krajów wprowadza czas letni gdy wskazówki zegara zostaną przesunięte do przodu o 1 godzinę.
Do prac astronomicznych zaleca się stosowanie na całym świecie (światowy) czas (południk Greenwich).
Przyciąganie Ziemi przez inne ciała Układu Słonecznego powoduje odkształcenia sprężyste w całym ciele planety (w atmosferze, hydrosferze, litosferze). Największy wpływ wywiera Księżyc (2,17 razy większy niż Słońce) i Słońce. Jeśli siły pływowe wywołane przez Księżyc i Słońce sumują się, co ma miejsce w czasie syzygy (księżyc w pełni, księżyc w nowiu), wówczas wysokość przypływów jest największa: na otwartym oceanie do 77 cm wysokość wzrasta w pobliżu wybrzeża. Maksymalna wysokość pływów w Zatoce Fundy wynosi do 18 m. W momencie kwadratury (pierwsza i ostatnia kwadra Księżyca) wysokość przypływów jest niska, ponieważ w tym przypadku siła wywołana przez Słońce jest odejmowana od siły pływowej wytwarzanej przez Księżyc.
Pływy ziemskie powodują tarcie pływowe. Ze względu na dużą prędkość obrotu Ziemi występy pływowe przesuwają się względem linii prostej łączącej środki Ziemi i Księżyca, natomiast występ najbliższy Księżycowi (nadmiar masy) spowalnia prędkość obrotową Ziemi, a najdalszy przyspiesza go. Ponieważ wpływ hamowania jest silniejszy, ogólna prędkość obrotu Ziemi maleje. Dzień w fazie przedgeologicznej Ziemi (4,5 miliarda lat temu) wynosił 2 godziny, 500 milionów lat temu - 20 godzin. Spowolnienie wynosi 0,001 sekundy. przez 100 lat.
Savtsova T.M. Geografia ogólna, M., 2003, s. 50-54
Milkov F.N. „Geografia ogólna”, M., 1990, s. 62-64
Lyubushkina S.G. Geografia ogólna, M., 2004, s. 22-25
Nasza planeta jest w ciągłym ruchu:
- kręcący się dookoła własną oś, ruch wokół Słońca;
- obrót ze Słońcem wokół centrum naszej galaktyki;
- ruch względem centrum Lokalnej Grupy Galaktyk i innych.
Ruch Ziemi wokół własnej osi
Obrót Ziemi wokół własnej osi(ryc. 1). Za oś Ziemi przyjmuje się wyimaginowaną linię, wokół której się ona obraca. Oś ta jest odchylona o 23°27" od prostopadłej do płaszczyzny ekliptyki. Oś Ziemi przecina się z powierzchnią Ziemi w dwóch punktach - na biegunach - na północy i południu. Patrząc z bieguna północnego, obrót Ziemi następuje w kierunku przeciwnym do ruchu wskazówek zegara, czyli jak się powszechnie uważa, z zachodu na wschód. Pełny obrót Planeta obraca się wokół własnej osi w ciągu jednego dnia.
Ryż. 1. Obrót Ziemi wokół własnej osi
Dzień to jednostka czasu. Są dni gwiazdowe i słoneczne.
Dzień gwiazdowy- jest to okres czasu, w którym Ziemia obróci się wokół własnej osi względem gwiazd. Są one równe 23 godzinom 56 minutom i 4 sekundom.
Słoneczny dzień- jest to okres czasu, w którym Ziemia obraca się wokół własnej osi względem Słońca.
Kąt obrotu naszej planety wokół własnej osi jest taki sam na wszystkich szerokościach geograficznych. W ciągu godziny każdy punkt na powierzchni Ziemi przesuwa się o 15° od swojego pierwotnego położenia. Ale jednocześnie prędkość ruchu jest w przeciwnym kierunku zależność proporcjonalna z szerokość geograficzna: na równiku wynosi 464 m/s, a na 65° szerokości geograficznej zaledwie 195 m/s.
Obrót Ziemi wokół własnej osi w 1851 roku udowodnił w swoim doświadczeniu J. Foucault. W Paryżu, w Panteonie, pod kopułą zawieszono wahadło, a pod nim okrąg z podziałami. Z każdym kolejnym ruchem wahadło kończyło się na nowych podziałach. Może się to zdarzyć tylko wtedy, gdy powierzchnia Ziemi pod wahadłem się obraca. Położenie płaszczyzny wahań wahadła na równiku nie zmienia się, ponieważ płaszczyzna pokrywa się z południkiem. Osiowy obrót Ziemi ma ważne konsekwencje geograficzne.
Kiedy Ziemia się obraca, powstaje siła odśrodkowa, która odgrywa ważną rolę w kształtowaniu kształtu planety i zmniejsza siłę grawitacji.
Kolejną z najważniejszych konsekwencji obrotu osiowego jest powstawanie siły obrotowej - Siły Coriolisa. W 19-stym wieku po raz pierwszy obliczył to francuski naukowiec zajmujący się mechaniką G. Coriolisa (1792-1843). Jest to jedna z sił bezwładności, wprowadzona w celu uwzględnienia wpływu obrotu poruszającego się układu odniesienia na ruch względny punktu materialnego. Jego działanie można w skrócie wyrazić następująco: każde poruszające się ciało na półkuli północnej odchylane jest w prawo, a na półkuli południowej w lewo. Na równiku siła Coriolisa wynosi zero (ryc. 3).
Ryż. 3. Działanie siły Coriolisa
Działanie siły Coriolisa rozciąga się na wiele zjawisk obwiedni geograficznej. Jego działanie odchylające jest szczególnie widoczne w kierunku ruchu mas powietrza. Pod wpływem siły odchylającej obrót Ziemi wiatry umiarkowanych szerokości geograficznych obu półkul otrzymują głównie kierunek zachodni, a na tropikalnych szerokościach geograficznych - wschodnie. Podobny przejaw siły Coriolisa można zaobserwować w kierunku ruchu wód oceanicznych. Z tą siłą wiąże się także asymetria dolin rzecznych (prawy brzeg jest zwykle wysoki na półkuli północnej, a lewy na półkuli południowej).
Obrót Ziemi wokół własnej osi również powoduje ruch oświetlenie słoneczne Przez powierzchnia ziemi ze wschodu na zachód, czyli do zmiany dnia i nocy.
Zmiana dnia i nocy tworzy codzienny rytm życia i przyroda nieożywiona. Rytm dobowy jest ściśle powiązany z warunkami świetlnymi i temperaturowymi. Powszechnie znane są dobowe wahania temperatury, bryza dzienna i nocna itp. Rytmy dobowe występują również w przyrodzie ożywionej - fotosynteza możliwa jest tylko w ciągu dnia, większość roślin otwiera kwiaty o różnych godzinach; Niektóre zwierzęta są aktywne w ciągu dnia, inne w nocy. Życie człowieka również płynie według rytmu dobowego.
Inną konsekwencją obrotu Ziemi wokół własnej osi jest różnica czasu różne punkty naszej planety.
Od 1884 roku przyjęto czas strefowy, czyli całą powierzchnię Ziemi podzielono na 24 strefy czasowe po 15° każda. Za czas standardowy weź czas lokalny środkowego południka każdej strefy. Czas w sąsiednich strefach czasowych różni się o jedną godzinę. Granice pasów wyznaczane są z uwzględnieniem granic politycznych, administracyjnych i gospodarczych.
Pas Greenwich jest uważany za pas zerowy (z nazwy Obserwatorium w Greenwich niedaleko Londynu), który biegnie po obu stronach południka zerowego. Uwzględniany jest czas pierwszego południka Czas uniwersalny.
Za międzynarodowy uważa się południk 180° linia daty- konwencjonalna linia na powierzchni globu, po obu stronach której godziny i minuty pokrywają się, oraz daty kalendarzowe różnią się o jeden dzień.
W celu bardziej racjonalnego wykorzystania światła dziennego latem w 1930 roku nasz kraj wprowadził czas macierzyński, godzinę przed strefą czasową. Aby to osiągnąć, wskazówki zegara przesunięto o godzinę do przodu. Pod tym względem Moskwa, będąc w drugiej strefie czasowej, żyje według czasu trzeciej strefy czasowej.
Od 1981 roku z kwietnia na październik czas przesunięto o godzinę do przodu. Jest to tzw czas letni. Wprowadzono go w celu oszczędzania energii. Latem Moskwa jest dwie godziny przed czasem standardowym.
Czas w strefie czasowej, w której znajduje się Moskwa Moskwa.
Ruch Ziemi wokół Słońca
Obracając się wokół własnej osi, Ziemia jednocześnie porusza się wokół Słońca, okrążając okrąg w ciągu 365 dni 5 godzin 48 minut 46 sekund. Okres ten nazywa się rok astronomiczny. Dla wygody uważa się, że rok ma 365 dni, a co cztery lata, gdy „kumulują się” 24 godziny z sześciu godzin, w roku jest nie 365, ale 366 dni. Ten rok nazywa się rok przestępny i do lutego dodano jeden dzień.
Nazywa się tor w przestrzeni, po którym Ziemia porusza się wokół Słońca orbita(ryc. 4). Orbita Ziemi jest eliptyczna, więc odległość Ziemi od Słońca nie jest stała. Kiedy Ziemia jest w środku peryhelium(z greckiego peri- blisko, blisko i helios- Słońce) - punkt orbity najbliższy Słońcu - 3 stycznia odległość wynosi 147 milionów km. W tej chwili na półkuli północnej panuje zima. Największa odległość od Słońca w aphelium(z greckiego aro- z dala od i helios- Sun) - największa odległość od Słońca - 5 lipca. Jest to równowartość 152 milionów km. O tej porze na półkuli północnej trwa lato.
Ryż. 4. Ruch Ziemi wokół Słońca
Coroczny ruch Ziemi wokół Słońca obserwuje się poprzez ciągłą zmianę położenia Słońca na niebie - wysokość południową Słońca oraz położenie jego wschodu i zachodu słońca, zmienia się czas trwania jasnych i ciemnych części Słońca. dzień się zmienia.
Podczas poruszania się po orbicie kierunek oś Ziemi nie zmienia się, jest zawsze skierowany w stronę Gwiazdy Polarnej.
W wyniku zmian odległości Ziemi od Słońca, a także nachylenia osi Ziemi do płaszczyzny jej ruchu wokół Słońca, na Ziemi obserwuje się nierównomierny rozkład promieniowania słonecznego w ciągu roku. W ten sposób następuje zmiana pór roku, charakterystyczna dla wszystkich planet, których oś obrotu jest nachylona do płaszczyzny jej orbity. (ekliptyka) różni się od 90°. Prędkość orbitalna planety na półkuli północnej jest wyższa w zimowy czas i mniej latem. Zatem półrocze zimowe trwa 179 dni, a półrocze letnie – 186 dni.
W wyniku ruchu Ziemi wokół Słońca i pochylenia osi Ziemi do płaszczyzny jej orbity o 66,5°, na naszej planecie następuje nie tylko zmiana pór roku, ale także zmiana długości dnia i nocy.
Obrót Ziemi wokół Słońca i zmianę pór roku na Ziemi pokazano na ryc. 81 (równonoce i przesilenia zgodnie z porami roku na półkuli północnej).
Tylko dwa razy w roku – w dni równonocy, długość dnia i nocy na całej Ziemi jest prawie taka sama.
Równonoc- moment w czasie, w którym środek Słońca podczas swego pozornego rocznego ruchu wzdłuż ekliptyki przecina równik niebieski. Występują równonoce wiosenne i jesienne.
Nachylenie osi obrotu Ziemi wokół Słońca w dniach równonocy 20-21 marca i 22-23 września okazuje się neutralne w stosunku do Słońca, a zwrócone do niej części planety są równomiernie oświetlone od bieguna do słup (ryc. 5). Promienie słoneczne padają pionowo na równik.
Najdłuższy dzień i najkrótsza noc przypadają podczas przesilenia letniego.
Ryż. 5. Oświetlenie Ziemi przez Słońce w dniach równonocy
Przesilenie dnia z nocą- moment, w którym środek Słońca przechodzi przez punkty ekliptyki najbardziej oddalone od równika (punkty przesilenia). Są przesilenia letnie i zimowe.
W dniu przesilenia letniego, 21-22 czerwca, Ziemia zajmuje pozycję, w której północny koniec jej osi jest nachylony w stronę Słońca. A promienie padają pionowo nie na równik, ale na północny zwrotnik, którego szerokość geograficzna wynosi 23°27”. Przez całą dobę oświetlane są nie tylko obszary polarne, ale także przestrzeń za nimi aż do 66° szerokości geograficznej 33" (koło podbiegunowe). W tym czasie na półkuli południowej oświetlona jest tylko jej część, która leży między równikiem a południowym kołem podbiegunowym (66°33"). Poza nią powierzchnia Ziemi nie jest w tym dniu oświetlona.
W dniu przesilenia zimowego, 21-22 grudnia, wszystko dzieje się na odwrót (ryc. 6). Promienie słońca padają już pionowo w południowych tropikach. Obszary oświetlone na półkuli południowej to te leżące nie tylko pomiędzy równikiem a zwrotnikami, ale także wokół biegun południowy. Ta sytuacja trwa do dziś Równonoc wiosenna.
Ryż. 6. Oświetlenie Ziemi w czasie przesilenia zimowego
Na dwóch równoleżnikach Ziemi w dni przesilenia Słońce w południe znajduje się bezpośrednio nad głową obserwatora, czyli w zenicie. Takie podobieństwa nazywane są tropiki. W zwrotniku północnym (23° N) Słońce znajduje się w zenicie 22 czerwca, w zwrotniku południowym (23° S) - 22 grudnia.
Na równiku dzień zawsze równa się nocy. Kąt padania promieni słonecznych na powierzchnię ziemi i długość dnia niewiele się tam zmieniają, więc zmiana pór roku nie jest wyraźna.
Koła podbiegunowe niezwykłe, ponieważ stanowią granice obszarów, na których występują dni i noce polarne.
Dzień polarny- okres, w którym Słońce nie chowa się za horyzontem. Im dalej biegun znajduje się od koła podbiegunowego, tym dłuższy jest dzień polarny. Na szerokości koła podbiegunowego (66,5°) trwa on tylko jeden dzień, a na biegunie – 189 dni. Na półkuli północnej, na szerokości koła podbiegunowego, dzień polarny obchodzony jest 22 czerwca, w dniu przesilenia letniego, a na półkuli południowej, na szerokości południowego koła podbiegunowego, 22 grudnia.
noc polarna trwa od jednego dnia na szerokości koła podbiegunowego do 176 dni na biegunach. Podczas nocy polarnej Słońce nie pojawia się nad horyzontem. Na półkuli północnej, na szerokości koła podbiegunowego, zjawisko to obserwuje się 22 grudnia.
Nie sposób nie zauważyć tak cudownego zjawiska naturalnego jak białe noce. białe noce- są to jasne noce na początku lata, kiedy wieczorny świt zbiega się z porankiem, a zmierzch trwa całą noc. Obserwuje się je na obu półkulach na szerokościach przekraczających 60°, kiedy środek Słońca o północy schodzi poniżej horyzontu nie więcej niż 7°. W Petersburgu (około 60° N) białe noce trwają od 11 czerwca do 2 lipca, w Archangielsku (64° N) - od 13 maja do 30 lipca.
Rytm sezonowy w połączeniu z ruchem rocznym wpływa przede wszystkim na oświetlenie powierzchni ziemi. W zależności od zmiany wysokości Słońca nad horyzontem na Ziemi jest ich pięć strefy oświetlenia. Strefa gorąca leży pomiędzy zwrotnikami północnymi i południowymi (Zwrotnik Raka i Zwrotnik Koziorożca), zajmuje 40% powierzchni Ziemi i wyróżnia się największą ilością ciepła pochodzącego ze Słońca. Pomiędzy tropikami a kołami podbiegunowymi na półkuli południowej i północnej znajdują się strefy umiarkowanego oświetlenia. Pory roku są tu już wyraźnie zaznaczone: im dalej od tropików, tym krótsze i chłodniejsze lato, tym dłuższa i zimniejsza zima. Pasy polarne na północy i Półkule południowe ogranicza się do kół podbiegunowych. Tutaj wysokość Słońca nad horyzontem jest niska przez cały rok, więc ilość ciepła słonecznego jest minimalna. Strefy polarne charakteryzują się polarnymi dniami i nocami.
W zależności od roczny ruch Ziemia wokół Słońca to nie tylko zmiana pór roku i związana z tym nierównomierność oświetlenia powierzchni Ziemi na różnych szerokościach geograficznych, ale także znaczna część procesów zachodzących w koperta geograficzna: sezonowe zmiany pogody, reżim rzek i jezior, rytm życia roślin i zwierząt, rodzaje i terminy prac rolniczych.
Kalendarz.Kalendarz- system obliczania długich okresów czasu. System ten opiera się na okresowych zjawiskach naturalnych związanych z ruchem. ciała niebieskie. Kalendarz jest używany zjawiska astronomiczne- zmiana pór roku, dnia i nocy, zmiana fazy księżyca. Pierwszy kalendarz był egipski i powstał w IV wieku. pne mi. 1 stycznia 45 roku przedstawił Juliusz Cezar Kalendarz juliański, który jest nadal używany przez Rosyjską Cerkiew Prawosławną. Z uwagi na fakt, że długość roku juliańskiego jest o 11 minut i 14 sekund dłuższa od roku astronomicznego, do XVI wieku. narósł „błąd” wynoszący 10 dni - dzień równonocy wiosennej nie nastąpił 21 marca, ale 11 marca. Błąd ten został poprawiony w 1582 roku dekretem papieża Grzegorza XIII. Liczenie dni przesunięto o 10 dni do przodu, a dzień po 4 października uznano za piątek, ale nie 5 października, ale 15 października. Równonoc wiosenna ponownie powróciła do 21 marca, a kalendarz zaczęto nazywać kalendarzem gregoriańskim. Wprowadzono go w Rosji w 1918 roku. Ma jednak także szereg wad: nierówną długość miesięcy (28, 29, 30, 31 dni), nierówność ćwiartek (90, 91, 92 dni), niespójność liczby miesięcy miesiące według dni tygodnia.
Materiał daje wyobrażenie o tym, co to jest obrót osiowy planety. Odkrywa tajemnicę wschodów i zachodów słońca oraz wskazuje czynniki wpływające na kształt ziemi w wyniku jej obrotu.
Obrót osiowy Ziemi i jego konsekwencje
Dzięki obserwacjom astronomicznym ustalono fakt, który świadczy o tym, że Ziemia bierze jednocześnie czynny udział w kilku rodzajach ruchu. Jeśli uznamy naszą planetę za część Układu Słonecznego, wówczas obraca się ona wokół środka Drogi Mlecznej. A jeśli uznamy planetę za jednostkę Galaktyki, to jest ona już uczestnikiem ruchu na poziomie galaktycznym.
Ryż. 1. Obrót osiowy ziemi.
Głównym rodzajem ruchu badanym przez naukowców od czasów starożytnych jest obrót Ziemi wokół własnej osi.
Obrót osiowy Ziemi to jej zmierzony obrót wokół przedstawionej osi. Wszystkie obiekty znajdujące się na powierzchni planety również obracają się wraz z nią. Rotacja planety odbywa się w przeciwny kierunek w stosunku do zwykłego ruchu zgodnie z ruchem wskazówek zegara. Dzięki temu wschód słońca można celebrować na wschodzie, a zachód słońca na zachodzie. Oś Ziemi ma kąt nachylenia 661/2° w stosunku do płaszczyzny orbity.
Oś ma wyraźne punkty orientacyjne w przestrzeni: jej północny koniec jest zawsze zwrócony w stronę Gwiazdy Polarnej.
Osiowy obrót Ziemi zapewnia wgląd w ruch pozorny ciała niebieskie bez użycia specjalistycznego sprzętu.
TOP 2 artykułyktórzy czytają razem z tym
Ryż. 2. Ruch gwiazd i księżyca po niebie.
Obrót Ziemi determinuje zmianę dnia i nocy. Dzień to okres całkowitego obrotu planety wokół własnej osi. Długość dnia zależy bezpośrednio od prędkości obrotu planety.
W wyniku obrotu planety wszystkie ciała poruszające się po jej powierzchni odchylają się od pierwotnego kierunku na półkuli północnej w prawo w kierunku swojego ruchu, a na półkuli południowej - w lewo. W rzekach taka siła w dużej mierze wypycha wodę na jeden z brzegów. Na drogach wodnych półkuli północnej prawy brzeg jest często stromy, podczas gdy na półkuli południowej lewy brzeg jest stromy.
Ryż. 3. Brzegi rzek.
Wpływ obrotu osiowego na kształt ziemi
Planeta Ziemia reprezentuje idealna kula. Ale ze względu na to, że jest lekko ściśnięty w obszarze biegunów, odległość od jego środka do biegunów jest o 21 kilometrów mniejsza niż odległość od środka Ziemi do równika. Dlatego południki są o 72 kilometry krótsze od równika.
Obrót osiowy powoduje:
- codzienne zmiany;
- światło i ciepło wnikające na powierzchnię;
- umiejętność obserwacji oczywistego ruchu ciał niebieskich;
- różnice czasowe w różne części grunt.
Aby zrozumieć, jak obrót osiowy wpływa na kształt Ziemi, musimy wziąć pod uwagę ogólnie przyjęte prawa fizyki. Jak już wspomniano, planeta jest „spłaszczona” na biegunach w wyniku działania na nią siły odśrodkowej i grawitacji.
Planeta obraca się w taki sam sposób, w jaki porusza się wokół Słońca. Wielkości takie jak kształt, parametry i ruch Ziemi odgrywają dużą rolę w rozwoju wszelkich zjawisk i procesów geograficznych.
Dziś niezawodnie wiadomo, że Ziemia faktycznie stopniowo spowalnia swój obrót. Ze względu na siłę pływów łączących naszą planetę z Księżycem, co stulecie dzień staje się dłuższy o 1,5-2 milisekundy. Za prawie półtora miliona lat doba będzie już o godzinę dłuższa. Ludzie nie powinni bać się całkowitego zatrzymania Ziemi. Cywilizacja po prostu nie dożyje tej chwili. Za około 5 miliardów lat Słońce powiększy się i pochłonie naszą planetę.4.6. Łączna liczba otrzymanych ocen: 181.