Физические свойства вод мирового океана. Физические и химические свойства морской воды

Мировой океан и его части

Мировой океан 1 - единая непрерывная водная оболочка Земли, окружающая мате­рики и острова. Из 510 млн км 2 площади земного шара на его долю приходится 361,3 млн км 2 (70,8%), так что мы, в сущ­ности, живем на островах 2 . Южное полуша­рие более океаническое (81%), чем северное (61%). Неравномерное распределение вод Океана и суши на нашей планете - один из важнейших факторов формирования природы земного шара.

Объем Мирового океана более 1340 млн км 3 , а если учесть воду, которая содержится в илах океанического дна (примерно 10% от вод Оке­ана), то общий объем океаносферы составля­ет почти 1,5 млрд км 3 . Средняя глубина Оке­ана 3710 м.

1 Слово «океан» (греч. о/геапоз), обозначающее «ве­
ликая река, обтекающая всю Землю», пришло к нам из
древних времен. Термин «Мировой океан» предложен в
1917 г. русским океанологом Ю. М. Шокальским.

2 С помощью искусственных спутников Земли уста­
новлено, что действительная площадь Мирового океана
из-за неровностей океанической поверхности на 0,14%
больше проекции, которая обычно принимается для рас­
четов, и составляет 361,8 млн км 2 .

Мировой океан не только вода, это цело­стное природное образование, своеобразный географический объект планетарного масшта­ба. С позиций системных исследований он рас­сматривается как открытая динамическая са­морегулирующаяся система, которая обмени­вается веществом и энергией со всеми остальными сферами Земли.

Единый Мировой океан подразделяется на отдельные океаны. Океан - обширная часть Мирового океана, обособленная материками, обладающая своеобразной конфигурацией бе­реговой линии, определенными геологическим строением, рельефом дна и донными отложе­ниями, самостоятельными системами атмо­сферной циркуляции и течений, специфиче­скими гидрологическими характеристиками и природными ресурсами. Несмотря на услов­ность границ и свободный обмен водных масс, каждый океан неповторим. Но специфика оке­анов проявляется на фоне общепланетарных процессов и черт, присущих Мировому океа­ну в целом.

В современной мировой океанологической литературе сложилась концепция разделения Мирового океана на четыре океана: Тихий

Любушкина

(площадь 178,68 млн км 2 , максимальная глубина в Марианском желобе 11022 м), Атлантический (91,66 млн км 2 , глубина в желобе Пуэрто-Рико 8742 м), Индий­ский (76,17 млн км 2 , глубина в Яванском желобе 7729 м), Северный Ледовитый (14,75 млн км 2 , глубина в котловине Нансе­на 5527 м). Границы океанов проводят по ма­терикам, островам, а в водных просторах ли­бо по подводным поднятиям, затрудняющим водообмен, либо даже условно по меридианам и параллелям. Граница между Тихим и Атлан­тическим океанами проведена по меридиану мыса Горн (остров Огненная Земля), между Атлантическим и Индийским океанами - по меридиану мыса Игольный (юг Африки), Ин­дийским и Тихим океанами - по меридиану мыса Южный (остров Тасмания) и по запад­ным берегам полуострова Малакка, Больших и Малых Зондских островов. Граница Север­ного Ледовитого океана с Атлантическим про­ходит частично по подводным порогам и ост­ровам: от залива Согне-Фьорд (Скандинавский полуостров) через Фарерские острова и Ис­ландию, далее по южному склону возвышения дна Датского пролива до м. Брустер (о. Грен­ландия); затем по южному склону возвыше­ния в Девисовом проливе до полуострова Ла­брадор. Граница между Тихим и Северным Ле­довитым океанами проходит по Берингову проливу от мыса Дежнева на Чукотке до мы­са принца Уэльского на Аляске.

В 1996 г. Федеральной службой геодезии и картографии России принято решение о выделении на картах, издаваемых в России-

ской Федерации, Южного океана. Северная граница акватории Южного океана определе­на вдоль линии среднего многолетнего поло­жения субтропического фронта (примерно вдоль 40° ю. ш. с отклонениями от 37° до 48°) (рис. 78).

Во всех океанах есть моря. Море - бо­лее или менее обособленная островами, по­луостровами и подводными возвышенностями часть Океана. Исключение составляет уни­кальное Саргассово «море без берегов», рас­положенное в антициклоническом кольце те­чений Северной Атлантики.

Ввиду некоторой изоляции и большого вли­яния суши и других местных условий, а так­же замедленного водообмена моря отличают­ся от открытой части Океана своим гидроло­гическим режимом и другими природными особенностями.

Моря классифицируют по разным при­знакам.

По местоположению моря подразде-ляют на окраинные, внутренние и межостров­ные. Окраинные моря расположены на под­водном продолжении материков и ограничены с одной стороны сушей, с другой - острова­ми и подводными возвышенностями. Их связь с Океаном довольно тесная (Баренцево, Бе­рингово, Тасманово и др.). Внутренние (сре­диземные) моря далеко вдаются в сушу, с океанами соединяются узкими проливами с по­рогами и резко отличаются от них по гидро­логическому режиму. Их, в свою очередь, под­разделяют на внутриматериковые (Балтий­ское, Черное и др.) и межматериковые (Средиземное, Красное и др.). К межостров­ным морям, окруженным более или менее плотным кольцом островов и подводными по­рогами, относят Яванское, Филиппинское и др. Их режим определяется степенью водообмена с Океаном.

В целом моря составляют около 10% пло­щади Мирового океана. Самые крупные мо­ря - Филиппинское - 5726 тыс. км 2 , Ара­вийское - 4832 тыс. км 2 , Коралловое - 4068 тыс. км 2 .

По происхождению котловин вы­деляются два основных типа морей: мате­риковые и океанические. Они, как правило, различаются также формой котловин и глубиной.

Материковые (эпиконтинентальные) моря расположены в пределах подводной окраины материка с континентальной земной корой, преимущественно на шельфе. Они воз­никают при наступлении Океана на сушу вслед­ствие либо колебаний земной коры, либо за счет увеличения воды в Океане после таяния покровных ледников. Большинство окраинных морей и многие внутриматериковые моря от-

носятся к этому типу. Окраинные моря име­ют асимметричную форму: склон со стороны суши у них пологий, со стороны океана (ост­ровов) - крутой. Глубины у них относи­тельно небольшие и нарастают в сторону океана.

Океанические (геосинклинальные) моря образуются в результате разломов земной ко­ры и опускания суши. К ним относятся преж­де всего моря переходных зон от материков к ложу океана и средиземные межматериковые моря. У них симметричные по форме котло­вины, глубины нарастают к центру до 2000 м и более. Обычно они рассекают материковый цоколь, и им свойственна в настоящее время тектоническая активность (вулканы, землетря­сения). Все межостровные моря тоже нахо­дятся в тектонически активных зонах Земли, а окружающие их острова являются, по суще­ству, вершинами подводных гор, нередко вул­канов.

Наряду с этими двумя основными типами морей существуют моря, имеющие признаки обоих типов, например Берингово море.

Моря в отличие от океанов представля­ют собой региональные комплексные природ­ные объекты, ибо их главные особенности формируются под влиянием местных фак­торов.

Береговая линия - граница суши и мо­ря, как правило, неровная, с изгибами в ви­де заливов и полуостровов. Вдоль нее обыч­ны острова, отделенные от материков и друг от друга проливами.

Залив - часть океана, довольно глубоко вдающаяся в сушу. Заливы менее изолирова­ны от сопредельных океанов, чем моря. По­этому режим их больше схож с теми аквато­риями, к которым они принадлежат. Заливы подразделяются на разные типы в зависимо­сти от ряда факторов. По происхождению выделяют, например, фьорды - узкие, длин­ные, глубокие заливы с крутыми берегами, вдающиеся в гористую сушу, образовавшиеся на месте тектонических разломов, впоследст­вии обработанных ледником и затопленных мо­рем (Согне-фьорд и др.); лиманы - мелкие заливы на месте затопленных морем устьевых частей рек (Днепровский лиман и др.); лагу­ны - заливы вдоль побережья, отделенные от моря косами (Куршский залив и др.). Есть деление заливов по размерам (самый боль­шой - Бенгальский - 2191 тыс. км 2), по глубине(онже - 4519 м), по ф ор м е бе­реговой линии: округлые (Бискайский), длинные и узкие (Калифорнийский).

Исторически сложилось так, что, по суще­ству, однотипные акватории называются то за­ливами, то морями, хотя по многим призна­кам они схожи: например, Бенгальский залив,

но Аравийское море, Мексиканский залив, но Карибское море, Персидский залив, но Крас­ное море и т. д. Эти несоответствия объясня­ются тем, что названия им давались в разное время без научного обоснования и по тради­ции сохранились до наших дней.

Пролив - относительно узкая часть оке­ана или моря, разделяющая два участка суши и соединяющая два смежных водоема. Проли­вам нередко свойственно поднятие дна - под­водный порог. Проливы тоже подразделяют на разные типы по ряду признаков. По морфо­логии выделяют узкие и широкие проливы (самый широкий - пролив Дрейка - 1120 км), короткие и длинные (самый длин­ный - Мозамбикский - 1760 км), мелкие и глубокие (самый глубокий - тоже пролив Дрейка - 5249 м). По направлению в проливах вод их подразделяют на про­точные, в которых течение, как в реке, на­правлено в одну сторону, например Флорид­ский пролив с Флоридским течением, и на об­менные, в которых наблюдаются течения в противоположных направлениях: либо у раз­ных берегов (в Девисовом проливе теплое За­падно-Гренландское течение направлено на се­вер, а холодное Лабрадорское - на юг), ли­бо в противоположных направлениях на двух разных уровнях (в проливе Босфор поверхно­стное течение следует из Черного моря в Мра­морное, а глубинное - наоборот).

Полуостров - часть суши, вдающаяся в океан или море и окруженная с трех сторон водой. Самый крупный полуостров - Аравий­ский (2732 тыс. км 2). Выделяют коренные и аккумулятивные полуострова. Коренные под­разделяются на отчленившиеся, являющиеся продолжением материка в геологическом от­ношении (Кольский полуостров), и причле-нившиеся - самостоятельные части суши, геологически не связанные с материком, а при­соединившиеся к нему (полуостров Индостан). Аккумулятивные полуострова присоединяют­ся к берегу за счет перемычки наносной суши в результате волновой деятельности (например, полуостров Бузачи на Каспийском море).

Остров - небольшой по сравнению с материками участок суши, окруженный со всех сторон водой. Встречаются одиночные острова (самый крупный - Гренландия - 2176 тыс. км 2) и скопления островов - ар­хипелаги (Канадский архипелаг, Северная Земля). По происхождению острова под­разделяются на две основные группы: матери­ковые и океанические. Материковые - те, которые отделились от материков; они обыч­но крупные и располагаются на подводной окраине материков (Великобритания, Новоси­бирские острова и др.). Океанические (само-

Уровень океана

Рис. 79. Изменение уровня Мирового океана и его воз­можные пределы за последние 350 тыс. лет (по Р Фейр-бриджу)

стоятельные), в свою очередь, подразделяют на вулканические и коралловые (органоген­ные). Вулканические острова - результат извержения подводных вулканов, вершины ко­торых оказались над уровнем Океана. Они ли­бо образуют цепочку островов вдоль глубоко­водных желобов в переходной зоне океана (Ку­рильские), либо являются выходами на поверхность срединно-океанических хребтов (остров Исландия - часть такого подводно­го хребта с разломом вдоль оси, активным вулканизмом и интенсивной гидротермальной деятельностью). Нередко это сводово-глыбо-вые подводные хребты на ложе океана, греб­ни которых увенчаны вулканическими горами (Гавайские острова). По дну океанов, особен­но Тихого, рассеяно огромное количество оди­ночных островов вулканического происхожде­ния. Коралловые острова характерны для жаркого пояса, особенно много их в Тихом и Индийском океанах. Коралловые сооруже­ния - атоллы имеют форму кольца или подковы диаметром до нескольких десятков ки­лометров вокруг мелководной лагуны. Осно­ванием для них обычно служат плосковершин­ные подводные вулканы - гайоты. Иногда атоллы образуют гирлянды вдоль берегов - барьерные рифы, например Большой Барьер­ный риф, протянувшийся вдоль восточного по­бережья Австралии на 2000 км.

Уровенная поверхность океана - сво­бодная водная поверхность океанов и морей,

близкая к геоидной форме. В нашей стране за исходный уровень - стандарт, от которого отсчитываются абсолютная высота поверх­ности суши и глубины морей, берется сред­ний многолетний уровень Балтийского моря у Кронштадта (Балтийская система высот).

Уровень Мирового океана подвержен раз­ного рода колебаниям, как периодическим, так и непериодическим. К периодическим коле­баниям относятся, например, суточные коле­бания из-за приливов-отливов, годовые из-за температуры, осадков, ветров. Непери­одические колебания возникают из-за про­хождения тропических циклонов, цунами, моретрясений и т. д. Периоды колебаний могут быть короткими (прилив-отлив через 6 ч 12,5 мин) и длительными, вековыми (сот­ни лет). Например, многие постройки Скан­динавии, некогда возведенные на берегу мо­ря, находятся сейчас далеко от него. А в Гол­ландии, Венеции происходит опускание суши и наступление моря.

Вековые изменения могут быть вызваны разными причинами: изменениями объема воды в Океане (гидрократические, или эв-статические, колебания) или изменениями емкости Океана (геократические, или тек­тонические, колебания). Геократические ко­лебания вызваны тектоническими нарушения­ми дна Океана, из-за чего изменяется объем Мирового океана.

Это неоднократно происходило в течение геологического времени, вызывая трансгрес­сии (наступление) и регрессии (отступание) моря.

Взаимосвязанные теократические и гидро-кратические изменения неоднократно происхо­дили в плейстоцене. При похолодании огром­ная масса воды в виде льда консервировалась на суше и уровень Океана понижался на 100-120 м.

При потеплении во время межледниковий в результате таяния льда вода поступала в Океан и его уровень повышался (рис. 79). На характер колебаний уровня Океана в четвер­тичный период определенное влияние оказы­вали гляциоизостатические компенсации. На рисунке 80 отражено направленное повыше­ние уровня Мирового океана после окончания четвертичных оледенений в голоцене (около 10 тыс. лет назад). Видно, что он достиг сво­его современного положения примерно в се­редине атлантического периода голоцена око­ло 6 тыс. лет назад и с тех пор испытывает периодические колебания вокруг нулевой от-

Рис. 80. Изменение уровня Мирового океана и его воз­можные отклонения в голоцене (по Р К. Клиге и др.)

метки. Вместе с тем повышение уровня Ми­рового океана за последние 100 лет на 16 см связывают с глобальным антропогенным по­теплением климата на Земле, которое вызва­ло таяние ледников и тепловое расширение воды в Океане (рис. 81). Расчеты свидетель­ствуют о дальнейшем повышении уровня Оке­ана примерно на 20-30 см к середине XXI в., хотя крайние оценки существенно рас­ходятся: от 5-7 см до 140 см. Общая кар­тина изменения уровня Океана весьма слож­на и обычно вычисляется для определенных пунктов наблюдений.

Рис. 81. Современные изменения уровня Мирового оке­ана (по Р. К. Клиге и др.)

Основные физико-химические свойства океанской (морской) воды

Океанская вода - универсальный одно­родный ионизированный раствор, в состав ко­торого входят все химические элементы. В рас­творе находятся твердые минеральные ве­щества (соли) и газы, а также взвеси органического и неорганического происхож­дения.

Соленость морской воды. По массе рас­творенные соли составляют всего 3,5%, но они придают воде горько-соленый вкус и дру­гие свойства. Состав морской воды и содер­жание в ней разных групп солей видны из таб­лицы 8. Морская вода по составу резко от­личается от речной воды, ибо в ней преобладают хлориды. Интересно отметить, что состав солей плазмы крови близок к составу солей морской воды, в которой, как считают многие ученые, зародилась жизнь.

Таблица 8

(в % от всей массы солей) (по Л. К. Давыдову и др.)

Соленость - количество солей в грам­мах в I кг морской воды. Средняя соленость Океана 35% 0 . Из 35 граммов солей в мор­ской воде больше всего поваренной соли (око­ло 27 г), поэтому она соленая. Горький вкус ей придают соли магния. Линии на карте, со­единяющие точки с одинаковой соленостью, называются изогалинами.

Океанская вода образовалась из горячих соленых растворов земных недр и газов, так что соленость ее изначальная. Состав мор­ской воды напоминает состав ювенильных вод, т. е. вод и газов, выделяющихся при вулка­нических извержениях из магмы и впервые вступающих в круговорот воды на Земле. Га-

зы, выделяемые из современных вулканов, со­стоят преимущественно из водяного пара (око­ло 75%), углекислого газа (до 20%), хлора (7%), метана (3%), серы и других компонен­тов.

Первоначальный состав солей морской во­ды и соленость ее были несколько иными. Из­менения, которые она претерпела в процессе эволюции Земли, были вызваны прежде все­го появлением жизни, особенно механизма фо­тосинтеза и связанного с ним продуцирования кислорода. Некоторые изменения, по-видимо­му, вносили речные воды, которые на первых порах выщелачивали горные породы на суше и доставляли в Океан легкорастворимые со­ли, а в дальнейшем - в основном карбона­ты. Однако живые организмы, особенно жи­вотные, потребляли огромное количество сна­чала кремния, а потом кальция для образования своих внутренних скелетов и раковин. После отмирания они погружались на дно и выпада­ли из круговорота минеральных веществ, не увеличивая содержание карбонатов в морской воде.

В истории развития Мирового океана бы­ли периоды, когда соленость колебалась в сто­рону уменьшения или увеличения. Это проис­ходило как в результате геологических при­чин, ибо тектоническая активизация недр и вулканизм влияли на активность дегазации маг­мы, так и за счет климатических изменений. В суровые ледниковые эпохи, когда большие массы пресной воды консервировались на су­ше в виде ледников, соленость возрастала. При потеплении в межледниковые эпохи, ког­да в Океан поступали талые ледниковые во­ды, она уменьшалась. В аридные эпохи соле­ность увеличивалась, во влажные - умень­шалась.

В распределении солености поверхностных вод примерно до глубины 200 м прослежива­ется зональность, что связано с балансом (приходом и расходом) пресной воды, и преж­де всего с количеством выпадающих осадков и испарением. Уменьшают соленость морской воды речные воды и айсберги.

В экваториальных и субэкваториальных ши­ротах, где осадков выпадает больше, чем тра­тится воды на испарение (К увлажнения >1), и велик речной сток, соленость чуть менее 35% 0 . В тропических и субтропических широ­тах из-за отрицательного пресного баланса (осадков мало, а испарение велико) соленость составляет 37% 0 . В умеренных широтах со­леность близка к 35%о. В приполярных и по­лярных широтах соленость наименьшая - око-

ло 32%о, поскольку количество осадков пре­вышает испарение, велик речной сток, осо­бенно сибирских рек, много айсбергов, глав­ным образом вокруг Антарктиды и Гренландии.

Зональную закономерность солености на­рушают морские течения и приток речных вод. Например, в умеренных широтах северного по­лушария соленость больше у западных бере­гов материков, куда поступают субтропиче­ские воды повышенной солености, приносимые теплыми течениями, меньше - у восточных берегов материков, куда холодные течения при­носят менее соленые субполярные воды.

Из океанов наибольшей соленостью обла­дает Атлантический океан. Это объясняется, во-первых, сравнительной узостью его в низ­ких широтах в сочетании с близостью к Аф­рике с ее пустынями, откуда на океан беспре­пятственно дует жаркий сухой ветер, повыша­ющий испарение морской воды. Во-вторых, в умеренных широтах западный ветер уносит ат­лантический воздух далеко в глубь Евразии, где из него выпадает значительная часть осад­ков, не полностью возвращающихся в Атлан­тический океан. Соленость Тихого океана мень­ше, так как он, наоборот, широк в экватори­альном поясе, где соленость воды пониженная, а в умеренных широтах Кордильеры и Анды задерживают обильные осадки на наветренных западных склонах гор, и они вновь поступают в Тихий океан, рассоляя его.

Наименьшая соленость воды в Северном Ледовитом океане, особенно у Азиатского по­бережья, близ устьев сибирских рек - ме­нее 10% 0 . Однако в приполярных широтах происходит сезонное изменение солености во­ды: осенью - зимой при образовании мор­ского льда и уменьшении речного стока соле­ность возрастает, весной - летом при тая­нии морского льда и увеличении речного стока - уменьшается. Вокруг Гренландии и Антарктиды летом соленость становится мень­ше еще и за счет тающих айсбергов и подта­ивания краевых частей покровных и шельфо-вых ледников.

Рис. 82. Типы вертикального распределения солености (по Л. К. Давыдову и др.)

Максимальная соленость воды наблюдает­ся в тропических внутренних морях и заливах, окруженных пустынями, например в Красном море - 42% 0 , в Персидском заливе - 39% 0 .

Несмотря на различную соленость морской воды в разных акваториях Океана, процент­ное соотношение растворенных в ней солей неизменно. Оно обеспечивается подвижностью воды, непрерывным горизонтальным и верти­кальным ее перемешиванием, что в совокуп­ности приводит к общей циркуляции вод Ми­рового океана.

Изменение солености воды по вертикали в океанах различно. Намечено пять зональных типов вертикального распределения солено­сти: I - полярный, II - субполярный, III - умеренный, IV - тропический и V - эква­ториальный. Они представлены в виде графи­ков на рисунке 82.

Распределение солености по глубине в мо­рях весьма различно в зависимости от вели­чины баланса пресной влаги, интенсивности вертикального перемешивания и водообмена с соседними акваториями.

Годовые колебания солености в открытых частях Океана незначительны и в поверхно­стных слоях не превышают 1%о, а с глубины 1500-2000 м соленость в течение года прак­тически неизменна. В прибрежных окраинных морях и заливах сезонные колебания солено­сти воды значительнее. В морях Северного Ледовитого океана в конце весны соленость снижается за счет притока речных вод, а в акваториях с муссонным климатом летом - еще и за счет обилия осадков. В полярных и субполярных широтах сезонные изменения со­лености поверхностных вод обусловлены в большей степени процессами замерзания во­ды осенью и таяния морских льдов весной, а также таянием ледников и айсбергов во время полярного дня, о чем будет сказано позже.

Соленость воды влияет на многие ее физические свойства: температуру, плотность, электропроводность, скорость распростра­нения звука, быстроту образования льда и др.

Интересно заметить, что в морях близ кар­стовых побережий на дне нередки мощные под­водные (субмаринные) источники пресной во­ды, поднимающиеся к поверхности в виде фон­танов. Такие «пресные окна» среди соленой воды известны у берегов Югославии в Адриа­тическом море, у берегов Абхазии в Черном море, у берегов Франции, Флориды и в дру­гих местах. Эта вода используется моряками для хозяйственно-бытовых нужд.

Газовый состав океанов. В морской во­де, кроме солей, растворены газы азот, кис­лород, диоксид углерода, сероводород и др. И хотя содержание газов в воде крайне не­значительно и заметно изменяется в прост­ранстве и во времени, их достаточно для раз­вития органической жизни и биогеохимиче­ских процессов.

Кислорода в морской воде больше, чем в атмосфере, особенно в верхнем слое (35% при температуре 0°С). Главным источником его служит фитопланктон, который называют «лег­кими планеты». Глубже 200 м содержание кис­лорода уменьшается, но с 1500 м вновь воз­растает, даже в экваториальных широтах, за счет поступления вод из приполярных обла­стей, где насыщенность кислородом достигает 70 - 90%. Расходуется кислород путем отдачи в атмосферу при избытке его в поверхност­ных слоях (особенно днем), на дыхание мор­ских организмов и на окисление различных ве­ществ. Азота в морской воде меньше, чем в атмосфере. Содержание свободного азота свя­зано с распадом органических веществ. Рас­творенный в воде азот усваивается особыми бактериями, перерабатывается в азотистые со­единения, которые имеют большое значение для жизни растений и животных. В морской воде растворено некоторое количество свобод­ной и связанной углекислоты, которая попа­дает в воду из воздуха при дыхании морских организмов, при разложении органических ве­ществ, а также при вулканических изверже­ниях. Она важна для биологических процес­сов, так как это единственный источник угле­рода, который необходим растениям для построения органического вещества. Серово­дород образуется в глубоких застойных кот­ловинах в нижних частях водных толщ при разложении органических веществ и в резуль­тате жизнедеятельности микроорганизмов (на­пример, в Черном море). Так как сероводород является сильно ядовитым веществом, он рез­ко понижает биологическую продуктивность воды.

Поскольку растворимость газов интенсив­нее при низких температурах, воды высоких широт содержат их больше, в том числе важ­нейшего для жизни газа - кислорода. По­верхностные воды там даже перенасыщены кислородом и биологическая продуктивность вод выше, чем в низких широтах, хотя видо­вое разнообразие животных и растений бед­нее. В холодное время года Океан поглощает газы из атмосферы, в теплое время он выде­ляет их.

Плотность - важное физическое свой­ство морской воды. Морская вода плотнее пресной воды. Чем выше соленость и ниже температура воды, тем плотность ее больше. Плотность поверхностных вод увеличивается от экватора к тропикам благодаря нарастанию солености и от умеренных широт к полярным кругам в результате понижения температуры, а зимой еще и за счет увеличения солености. Это приводит к интенсивному опусканию по­лярных вод в холодный сезон, который про­должается 8-9 месяцев. В придонных слоях полярные воды движутся к экватору, вследст­вие чего глубинные воды Мирового океана в целом холодные (2-4 °С), но обогащенные кислородом.

Цвет и прозрачность зависят от отра­жения, поглощения и рассеяния солнечного света, а также от взвешенных в воде веществ органического и минерального происхождения. Синий цвет присущ воде в открытой части Океана, где нет взвесей. У побережий, где много взвесей, приносимых реками и времен­ными водотоками с суши, а также за счет взмучивания прибрежного грунта при волне­нии, цвет воды зеленоватый, желтый, корич­невый и др. При обилии планктона цвет во­ды синевато-зеленый.

Для визуальных наблюдений цвета морской воды используется шкала цветности, состоя­щая из 21 пробирки с цветными раствора­ми - от синего до коричневого цвета. Цвет воды нельзя отождествлять с цветом поверх­ности моря. Он зависит от погодных условий, особенно от облачности, а также от ветра и волнения.

Прозрачность лучше в открытой части Оке--ана, например в Саргассовом море, - 67 м, хуже - у побережий, где много взвесей. Про­зрачность уменьшается в период массового развития планктона.

Свечение моря (биолюминесценция) - это свечение в морской воде живых организ­мов, содержащих фосфор и испускающих «жи­вой» свет. Светятся прежде всего простейшие низшие организмы (ночесветка и др.), неко­торые бактерии, медузы, черви, рыбы во всех слоях воды. Поэтому мрачные глубины Океа­на не совсем лишены света. Свечение усили-

вается при волнении, поэтому судам ночью со­путствует настоящая иллюминация. Среди био­логов нет единого мнения о назначении све­чения. Предполагают, что оно служит либо для отпугивания хищников, либо для поисков пи­щи, либо для привлечения особей противопо­ложного пола в темноте. Холодное свечение морских рыб позволяет находить их косяки ры­боловным судам.

Звукопроводимость - акустическое свойство морской воды. Распространение зву­ка в морской воде зависит от температуры, солености, давления, содержания газов и взве­сей. В среднем скорость звука в Мировом оке­ане колеблется в пределах 1400-1550 м/с. С повышением температуры, увеличением со­лености и давления она увеличивается, при уменьшении - убывает. В океанах обнаруже­ны слои с разной проводимостью звука: зву-корассеивающий слой и слой, обладающий звуковой сверхпроводимостью, - подводный

«звуковой канал». К звукорассеивающему слою приурочены скопления зоопланктона и соответственно рыб. Он испытывает суточные миграции: ночью поднимается, днем опускает­ся. Его используют подводники, так как он гасит шум от двигателей подводных лодок, и рыболовные суда - для обнаружения косяков рыб. «Звуковой канал» начали ис­пользовать для краткосрочного прогноза волн цунами, в практике подводной навигации для сверхдальней передачи акустических сигналов.

Электропроводность морской воды вы­сокая. Она прямо пропорциональна солено­сти и температуре.

Естественная радиоактивность мор­ских вод мала, но многие растения и живот­ные способны концентрировать радиоактивные изотопы. Поэтому в настоящее время улов ры­бы и других морепродуктов проходит спецпро­верку на радиоактивность.

Солёность является важнейшая особенность океанской воды. Этот раствор содержит почти все известные на Земле химические элементы. Общее количество солей 50-10 16 т. Они могут покрыть дно океана слоем могут покрыть дно океана слоем 60 м, всю Землю – 45 м, сушу – 153 м. Соотношение солей в океанской воде остается постоянным, это обеспечивается высокой динамикой океанских вод. В составе преобладают NaCl (77,8 %), MgCl (10,9 %) и др.

Средняя соленость океана воды 35 0 / 00 . Отклонение от средней солености в ту или иную сторону вызывается изменениями в приходно-расходном балансе пресной воды. Так, атмосферные осадки, воды с ледников, сток с суши уменьшают соленость; испарение – повышает соленость.

В распределении солености в океане существуют как зональные, так и региональные черты. Зональные черты связаны с климатическими условиями (распределение осадков и испарения). В экваториальной зоне воды слегка рассолены (О>E), в тропических и субтропических широтах (E>O) соленость максимальная для поверхностных вод океана – 36-37 0 / 00 , к северу и югу от этой зоны соленость понижается. Понижению солености в высоких широтах способствует таяние льдов.

Широтную зональность в распределении солености на поверхности океана нарушают течения. Теплые повышают соленость, холодные – понижают. Средняя соленость океанов на поверхности различна. Наибольшей соленостью обладает Атлантический океан – 35,4 0 / 00 , наименьшей Северный Ледовитый океан – 32 0 / 00 (велика опресняющая роль сибирских вод). Изменения солености связаны в основном с поверхностными слоями, непосредственно получающими пресные воды и определяемые глубиной перемешивания. Все изменения солености происходят в верхних слоях до глубин 1500 м., глубже соленость не меняется.

Температура воды Мирового океана.

Изменения в ходе элементов теплового баланса определяют ход температуры воды. Суточные амплитуды колебания температуры воды на поверхности океана не превышают в среднем 0,5 0 C, Наибольшая суточная амплитуда в низких широтах (до 1 0 C), наименьшая – в высоких (до 0 0 C). Суточные колебания температуры в океане играют подчиненную роль.

Годовые амплитуды колебаний температуры на поверхности океана больше, чем суточные. Годовые колебания температуры невелики в низких (1 0) и высоких (2 0) широтах. В первом случае большое количества равномерно распределяется в течение года, во втором – за короткое лето вода не успевает сильно нагреваться. Наибольшие годовые амплитуды (от 10 0 до 17 0) отмечаются в умеренных широтах. Наибольшие средние годовые температуры воды (27-28 0) наблюдаются в экваториальных и тропических широтах, к северу и югу от них температура понижается до 0 0 С и ниже в полярных широтах. Термический экватор располагается примерно на 5 0 С с.ш. Океанские течения нарушают зональное распределение температуры. Течения, которые переносят тепло по направлению к полюсам (например, Гольфстрим), выделяются в виде положительных температурных аномалий. Поэтому в тропических широтах под воздействием течений температура воды у восточных берегов выше, чем у западных, а в умеренных широтах, наоборот у западных выше, чем у восточных. В южном, более мористом полушарии, зональность в распределении температур воды почти не нарушается. Самая высокая температура на поверхности океана (+32 0 С) наблюдалась в августе в Тихом океане, самая низкая в феврале в Северном Ледовитом океане (-1,7 0 С). В среднем за год поверхность океана в южном полушарии холоднее, чем в северном (влияние Антарктиды). Средняя годовая температура на поверхности океана +17,4 0 С, что выше, чем годовая температура воздуха +14 0 . Самый теплый – Индийский океан – около +20 0 С. Тепло солнечной радиации, нагревающей верхний слой воды, крайне медленно передается нижележащим слоям. Перераспределение тепла в толще океанской воды происходит благодаря конвекции и перемешиванию волнениями и течениями. Отсюда, температура с глубиной понижается. На глубине где-то около 100-200 м температура резко падает. Слой резкого падения температуры воды с глубиной называют термоклином.

Термоклин в океане от экватора до 50-60 0 с. и ю.ш. существует постоянно на глубинах от 100 до 700 м. В Северном Ледовитом океане температура воды до глубины 50-100 м падает, а затем растет достигая максимума на глубине 200-600 м. Это повышение температуры вызвано проникновением из умеренных широт теплых вод, более соленых, чем верхние слои воды.

Лед в океане появляется в высоких широтах при понижении температуры воды ниже точки замерзания. Температура замерзания зависит от её солености. Чем выше соленость, тем ниже температура замерзания. Лед имеет меньшую плотность, чем пресный лед. Соленый лед менее прочный, чем пресный, но более пластичный и вязкий. Он не ломается на зыби (слабом волнении). Приобретает зеленоватый оттенок, в отличие от голубого цвета у пресного льда. Лед в океане может быть неподвижным и плавучим. Неподвижный лед – сплошной ледяной покров, связанный с сушей или мелью. Обычно это ледяной припай. Плавучий лед (дрейфующий) не связан с берегом и перемещается под действием ветра и течений.

Мировой океан представляет собой главную часть гидросферы - водной оболочки Земли. Его воды покрывают 361 млн км2, или 70,8 %, поверхности земного шара, что почти в 2,5 раза превышаем площадь суши (149 млн км2, или 29,2 %). Важнейшее следствие такого глобального соотношения суши и моря состоит во влиянии Мирового океана на водный и тепловой баланс Земли. Около 10 % солнечной радиации, поглощенной поверхностью океана, расходуется на нагревание и турбулентный обмен теплотой между поверхностными слоями воды и нижними слоями атмосферы. Остальные 90 % теплоты затрачиваются на испарение. Испарение с поверхности океана является как главным источником воды в глобальном гидрологическом цикле, так и следствием высокой скрытой теплоты испарения воды, а это важный компонент глобального теплового баланса Земли. Акватория Мирового океана состоит из Атлантического, Тихого, Индийского, Северного Ледовитого и Южного океанов, окраинных морей (Баренцево, Берингово, Охотское, Японское, Карибское и др.), внутриконтинентальных морей (Средиземное, Черное, Балтийское). Не имеющие связи с Мировым океаном Каспийское и Аральское моря-озера условно называют морями исключительно из-за их больших размеров. В настоящее время это внутренние замкнутые водоемы, а в четвертичное время они соединялись с Мировым океаном.

В Мировом океане сосредоточено не менее 1,4 млрд км3 воды, что составляет около 94 % объема гидросферы. Эти огромные массы воды находятся в постоянном движении. Геологические процессы, протекающие в Мировом океане, многообразны и представляют собой взаимосвязанные явления. Они состоят из следующих процессов:

Разрушения, или абразии (от лат. «абрадо» - брею, соскабливаю), массивов горных пород, слагающих берега и часть мелководья;

Переноса и сортировки продуктов разрушения, приносимого с суши;

Накопления, или аккумуляции, различных осадков. Долгое время дно Мирового океана и его осадки оставались неисследованными. Лишь начиная с середины XX столетия начались целенаправленные исследования Мирового океана со специальн построенных научно - исследовательских кораблей. Вначале для изучения дна Мирового океана применялись различные геофизические приборы, установленные на кораблях, а образцы горных пород доставлялись специальными тралами - драгами. В результате этих работ были получены уникальные сведения о рельефе дна Мирового океана.

Физико-химические свойства вод морей и океанов

Соленость и химический состав вод. В морской воде в растворенном состоянии находится большое количество веществ. Суммарное содержание растворенных солей в морской воде называется ее соленостью (5) и выражается в промилле (%о). За среднюю соленость вод океана принимается величина около 35 %о. Это означает, что в 1 л воды содержится около 35 г растворенных солей (средняя величина солености морской воды). Соленость поверхностных вод Мирового океана колеблется от 32 до 37 %с, и такие колебания связаны с климатической зональностью, которая прямо влияет на испаряемость вод. В аридных зонах, где преобладает испаряемость, соленость увеличивается, а в гумидных областях и в местах стока крупных рек соленость уменьшается. В широких пределах меняется соленость во внутриконтинентальных морях. В Средиземном море она составляет 35 - 39 %>о, в Красном море увеличивается до 41 -43 %о, а в морях, расположенных в гумидных областях, главным образом из-за большого притока пресных вод соленость снижается. В Черном море она составляет 18 - 22 %о, в Каспийском -12-15 %о, в Азовском -12 %о, а в Балтийском - 0,3 - 6 %о. Такая низкая соленость Балтийского моря обусловлена большим объемом речного стока. Ведь в это море несут свои воды такие полноводные реки, как Рейн, Висла, Нева, Неман и др. Особенно высокая соленость (до 300 %о) наблюдается в отшнурованных от моря лагунах в аридных областях, например в заливе Кара-Богаз-Гол в Каспийском море.

В водах морей и океанов присутствуют почти все химические элементы Периодической системы Д. И. Менделеева. Содержание одних настолько велико, что именно их соотношение обусловливаем соленость морских и океанских вод, а количество других составляем тысячные и даже десятитысячные доли процента. При сопоставлении катионов и анионов оказывается, что в солевом составе морской воды преобладают хлориды (89,1 %), на втором месте стоят сульфаты (10,1 %), затем - карбонаты 0,56 %, а бромиды составляют всего 0,3 %.

Газовый режим . В водах Мирового океана в растворенном состоянии находятся различные газы, но главными из них являются кислород, углекислый газ и местами сероводород. Кислород поступает в морскую воду как непосредственно из атмосферы, так и за счет фотосинтеза фитопланктона. Главную роль и перераспределении газов играет глобальная океанская циркуляция. Благодаря ей происходит переток богатых кислородом холодных вод от высоких широт к экватору и поверхностных вод в придонную часть.

Углекислый газ находится в морской воде частично в растворен ном состояниии, а частично он химически связан в форме бикарбонатов Са(НС03) или карбонатов (СаС03). Растворимость С02 в морской воде зависит от температуры морской воды и возрастает с ее понижением. Поэтому холодные воды Арктики и Антарктики содержат больше углекислого газа, чем воды низких широт. Значительное содержание С02 отмечается в придонных холодных водах на глубинах ниже 4000 м. Это сказывается на растворении карбонатых раковин отмерших организмов, которые опускаются с поверхности на дно.

В некоторых морских бассейнах наблюдается аномальный газовый режим. Классическим примером служит Черное море, где, по данным Н. М. Страхова, на глубинах 150- 170 м вода в значительной степени обеднена кислородом и содержит в больших количествах сероводород. Его количество сильно возрастает в придонных слоях. Сероводород образуется благодаря жизнедеятельности сульфатсодержащих бактерий, которые восстанавливают сульфаты из Морской воды до сероводорода. Сероводородное заражение вызвано нарушением свободного водообмена между Черным морем и водами Средиземного моря. В Черном море существует расслоенность воды по солености. В верхней части располагаются опресненные воды (17-18 %о), а ниже соленые (20 - 22 %о). Это исключает вертикальную циркуляцию и приводит к нарушению газового режима, а затем к накоплению сероводорода. Недостаток кислорода в более глубоких слоях способствует развитию восстановительных процессов. Сероводородное заражение в придонной части Черного моря достигает 5 - 6 см3/л. Кроме Черного моря сероводородное заражение обнаружено в некоторых норвежских фиордах.

Температура морской воды . Распределение температур поверхностных слоев вод Мирового океана тесно связано с климатической зональностью. Среднегодовая температура в высоких широтах изменяется от 0 - 2 °С и достигает максимальных значений порядка 28 °С в экваториальных широтах. В умеренных широтах температура воды испытывает значительные сезонные колебания в пределах от 5 до 20 °С. Температура воды изменяется с глубиной, достигая в придонных частях на значительных глубинах всего 2 - 3 °С. В полярных областях она опускается до отрицательных значений порядка -1,0 -1,8 °С.

Переход от верхнего слоя воды с высокой температурой к нижнему слою с низкой температурой совершается в относительно тонком слое, который называется термоклином. Этот слой совпадает с изотермой 8 - 10° и находится на глубине 300 - 400 м в тропиках и 500- 1000 м в субтропиках. Общие закономерности в распределении температур нарушаются поверхностными теплыми и холодными, а также донными течениями.

Давление и плотность . Гидростатическое давление в океанах и морях соответствует массе столба воды и увеличивается с глубиной, достигая максимального значения в глубоких частях океана. Плотность морской воды в среднем составляет примерно 1,025 г/см3. В холодных полярных водах она увеличивается до 1,028, а в теплых тропических водах уменьшается до 1,022 г/см3. Все эти колебания обусловлены изменениями солености и температуры вод Мирового океана.

Элементы рельефа.

Выделяют четыре основные ступени рельефа дна океана: мате­риковую отмель (шельф), материковый склон, ложе океана и глубоко­водные впадины. В пределах ложа океана наблюдаются наибольшие перепады глубин и грандиоз­ные горные сооружения. Поэтому в пределах ложа стали выделять океанические котловины, срединно-океанические хребты и океаниче­ские поднятия.

Шельф (материковая отмель) - мелководная морская терраса, окаймляющая материк и являющаяся его продолжением. По существу, шельф представляет собой затопленную поверхность древней суши. Это область материковой земной коры, для которой характерен рав­нинный рельеф со следами затопленных речных долин, четвертичного оледенения, древних береговых линий.

Внешней границей шельфа является бровка - резкий перегиб дна, за пределами которого начинается материковый склон. Средняя глубина бровки шельфа - 133 м, однако в конкретных случаях она может меняться от нескольких десятков до тысячи метров. Поэтому термин "материковая отмель" не подходит для наименования этого элемента дна (лучше - шельф). Ширина шельфа изменяется от нуля (африканское побережье) до тысячи километров (побережье Азии). В целом шельф занимает около 7 % площади Мирового океана.

Материковый склон - область от бровки шельфа до материково­го подножья. Средний угол наклона материкового склона около 6°, но нередко крутизна склона может увеличиваться до 20-30°. Ширины материкового склона из-за крутого падения обычно невелика - око­ло 100 км. Наиболее характерной формой рельефа материкового склона являются подводные каньоны. Вершины их нередко врезаются в бровку шельфа, а устье достигает матери­кового подножья.

Материковое подножье - третий элемент рельефа дна, находя­щийся в пределах материковой земной коры. Материковое подножье представляет собой обширную наклонную равнину, образованную оса­дочными породами толщиной 3-5 км. Ширина этой всхолмленной рав­нины может достигать сотен километров, а площадь близка к площадям шельфа и материкового склона.

Ложе океана - наиболее глубокая часть дна океана, занимаю­щая более 2/3 всей площади Мирового океана. Преобладающие глубины ложа океана колеблются от 4 до 6 км, а рельеф дна наиболее спокойный. Основными элементами являются океанские котловины, срединно-океанические хребты и океанические поднятия.

Океанические котловины - обширные пологие понижения дна оке­ана с глубинами около 5 км. Дно котловины, плоское или слегка всхолмленное, обычно называют абиссальной (глубоководной) равни­ной. Выровненная поверхность абиссальных равнин обусловлена на­коплением осадочного материала, приносимого с суши. Наиболее обширные равнины находятся на глубоководных участках океанского дна. В целом абиссальные равнины занимают около 8 % ложа океана.

Срединно-океанические хребты - наиболее тектонически актив­ные зоны, в которых происходит новообразование земной коры. Они целиком сложены базальтовыми породами, образовавшимися в резуль­тате их поступления по разломам из недр Земли. Это обусловило свое­образие земной коры, слагающей срединно-океанические хребты, и выделение ее в особый рифтогенальный тип.

Океанические поднятия - крупные положительные формы рельефа ложа океана, не связанные с срединно-океаническими хребтами. Рас­положены они в пределах океанического типа земной коры и отлича­ются большими горизонтальными и значительными вертикальными размерами.

В глубоководной части океана обнаружено большое количество отдельно стоящих гор, не образующих каких-либо хребтов. Происхож­дение их вулканическое. Подводные горы, вершины которых представ­ляют собой ровную платформу, называют гайотами.

Глубоководные впадины (желоба ) - зона самых больших глубин Мирового океана, превышающих 6000 м. Борта их очень круты, а дно может быть выровненным, если оно покрыто осадками. Самые глубокие желоба расположены в Тихом океане.

Происхождение желобов связано с погружением литосферных плит в астеносферу при новообразовании морского дна и раздвижении плит. Желоба имеют значительные горизонтальные размеры. К настоящему времени в Мировом океана обнаружен 41 желоб (Тихий океан - 25, Атлантический - 7, Индийский - 9).

Водная масса Мирового океана обладает определенными химическими, физическими, динамическими и биологическими свойствами. Рассмотрим их с позиции их роли в жизни биосферы и географической оболочки.

Океанская вода-раствор, в котором, по последним данным (А. П. Виноградов), обнаружены все химические элементы. Минерализация воды называется ее соленостью . Она измеряется в тысячных долях, в промилле и обозначается %.

Средняя соленость Мирового океана 34,7% 0 (округлено 35%о). В 1 т воды содержится 35 кг солей, а общее их количество так велико, что если бы извлечь все соли и рассыпать по поверхности материков, то образовался бы слой мощностью в 135 м (Л. А. Зенкевич).

Океанская вода может рассматриваться в качестве жидкой многоэлементной руды. Из нее добываются поваренная соль, калийные соли, магний, бром и многие другие элементы и соединения.

Первый вопрос, который возникает у географа при ознакомлении с составом морской воды: благоприятна или нет ее соленость для жизни? Прежде всего океанская вода, как и почва материков, обладает плодородием. Она всегда содержит элементы, которые входят в состав пищи морских зеленых растений. И только фосфаты и иногда нитраты могут быть в-недостаточном количестве. Их содержание зависит от циркуляции водных масс (см. ниже).

Минерализация воды - непременное условие зарождения жизни и развития биосферы в океане. Ультрапресная вода, проникая в клетки, оказывает на них вредное действие: будучи сильным растворителем, она изменяет состав протоплазмы. Пресноводные организмы имеют приспособления в виде водонепроницаемых слизистых покровов, которыми «изолируются» от среды. В морской соленой воде осмотическое давление такое же, как внутри организма; токи между средой и тканями не возникают. С другой стороны, растворы высокой концентрации, например сильно соленые воды озер, совсем убивают жизнь. Морская вода оказывается оптимальной для жизни.

Почти все морские животные стеногалинны-могут жить только в узких рамках солености, эвригалинные малочисленны.

Географически важно, что морская фауна легко переносит повышение солености и отрицательно реагирует на ее снижение. Например, рифовые кораллы чувствительны даже к слабому опреснению, поэтому коралловые постройки всегда прерываются против устьев рек. Фауна внутренних морей обедняется параллельно снижению их солености. Морских рыб в Кильской бухте 75, в средней части Балтийского моря 40, а в Ботническом заливе 23 вида. Соленость 4% исключает существование каких бы то на было морских форм.

Многие животные для построения тела усваивают кальций, к ним относятся планктонные организмы с известковым скелетом и кораллы. Усвоение протекает нормально при высокой температуре и прекращается даже при небольшом ее понижении По этой причине коралловые постройки распространены только в жарком поясе и служат его индикатором, а в расположенных илов органического происхождения прослеживается климатическая зональность.

Вопрос о том, какой была соленость на заре жизни, в какой воде возникло органическое вещество, решается сравнительно уверенно. Вода, выделявшаяся из мантии, захватывала и транспортировала подвижные компоненты магмы, и в первую очередь соли. Поэтому первичные океаны были минерализованы. С другой стороны, фотосинтезом разлагается и изымается только чистая Н 2 О, следовательно, соленость океанов неуклонно повышается. Данные исторической геологин свидетельствуют о том, что водоемы архея были солоноватыми - соленость около 25% и может быть, даже около 10%.

Физико-химические свойства. Океаническая вода состоит по весу на 96,5% из чистой воды, а остальные приходятся на растворенные соли, газы и взвешенные нерастворимые частицы. В воде океанов обнаружено в растворенном состоянии 44 химических элемента. В процентном отношении на долю различных растворенных солей приходится следующее количество: хлориды 88,7, сульфаты 10,7, карбонаты 0,3, прочие 0,2. Больше всего содержится поваренной соли (NaCl ), поэтому вода океана на вкус соленая; соли магния (MgCl 2 , MgSO 4 ) придают ей горький привкус. Характерно постоянство солевого состава океана. Одна из причин этого - непрерывное перемешивание воды. Океанические воды выделились из недр Земли с исходной соленостью.

Средняя соленость вод Мирового океана 35°/ 00 . Изменения солености вызываются изменениями в приходо-расходном балансе солей, связанная главным образом с изменением баланса пресной воды.

Изменения солености хорошо выражены до глубины примерно 1500 м. На большей глубине соленость Мирового океана остается почти неизменной в пределах от 34,7 до 34, 9%.

Соленость воды на поверхности морей может сильно отличаться от солености вод в открытой части океана. Если соленость моря меньше, чем соленость соседнего участка океана, то более плотная океаническая вода проникает в море и опускается, заполняя его глубины. Если море более соленое, чем соседняя часть океана, то вода двигается по дну в сторону океана, по поверхности - в сторону моря.

В воде океана растворены газы. Преобладают кислород, азот, углекислый газ, сероводород, аммиак и метан. Газы поступают в воду из атмосферы, при химических и биологических процессах в воде, при подводных извержениях.

Плотность воды на поверхности океана изменяется в пределах от 0,996 до 1,083. С увеличением солености и понижением температуры воды плотность повышается. С глубиной плотность воды увеличивается. На каждые 10 м глубины давление увеличивается на 1 атм. Давление на глубине 10 000 м равно 1119 атм.

Термический режим. Основным источником тепла, получаемого океаном, является солнечная радиация. Кроме того океан получает тепло за счет поглощения длинноволнового излучения атмосферы, теплоты, освобождающейся при конденсации влаги и льдообразования, и при химико-биологических процессах. В океан поступает тепло, приносимое осадками, речными водами, воздухом, соприкасающимися с водой, и теплыми течениями. На температуру глубоких слоев океана влияют внутреннее тепло Земли и адиабатическое нагревание опускающейся воды.

Океан расходует тепло главным образом на испарение воды с его поверхности, на нагревание прилежащего слоя воздуха, на нагревание холодной воды рек и океанических течений, на таяние льдов и на другие процессы.

Суточные амплитуды температуры воды на поверхности океана значительно меньше суточных амплитуд температур воздуха над водой. Днем тепло поступает за счет солнечной радиации, но и расходуется в результате усиленного испарения влаги. Ночью вода излучает тепло в атмосферу и получает его при конденсации влаги на остывающей поверхности воды. Колебания температуры сглаживаются также вследствие большой теплоемкости воды. Суточная амплитуда температуры воды на поверхности океана не превышает в среднем 0,5°.

Годовые амплитуды температуры воды на поверхности океана больше, чем суточные. Они зависят от годового хода радиационного баланса, от морских течений, от преобладающих ветров и от широты. В низких широтах они составляют 1°, в высоких 2°.

Наибольшие средние годовые температуры воды (27-28°) наблюдаются в экваториальных широтах. В тропических широтах под действием течений на одной и той же широте температура воды на поверхности океана у западных берегов выше, чем у восточных. Этому способствуют пассаты, отгоняющие воды от восточных берегов. На месте ушедшей воды поднимаются нижележащие, более холодные ее слои. В умеренных широтах северного полушария в связи с течениями у восточных берегов температура воды выше, чем у западных. В южном полушарии, к югу от 40°, широтное распределение температуры почти не нарушается. В полярных широтах температура воды опускает до 0° и даже до -2°.

С глубиной температура в океане, как правило понижается. Значительные изменения температуры происходят только в верхних слоях океана (200-1000 м). На больших глубинах температура от + 2 до -1°.

Температура на поверхности морей под влиянием суши, водообмена с океаном, притока речных вод и других причин может значительно отличаться от температуры океана на той же широте. Самая высокая температура (до +36°) - на поверхности тропических морей. Изменение температуры с глубиной зависит в первую очередь от водообмена с соседними частями океана.

Ледовой режим. Температура замерзания воды в Мировом океане зависит от ее солености. Чем выше соленость, тем ниже температура замерзания.

Образование льда начинается с возникновения пресных кристаллов.

При скоплении ледяных кристаллов в штилевую погоду образуется тонкая ледяная пленка - сало. У берега появляется неподвижно прикрепленная к нему полоса льда - забереги. Постепенно нарастая, забереги превращаются в береговой припай. При спокойном состоянии поверхности воды при смерзании сала возникает прозрачный тонкий лед. Во время волнения появляются отдельные ледяные диски - блинчатый лед. При смерзании блинчатого льда образуется сплошной ледяной покров.

В высоких широтах северного полушария образовавшийся за зиму лед не успевает растаять за лето, поэтому здесь встречаются льды разного возраста - от однолетних до многолетних. Толщина однолетнего льда 1-2,5 м, многолетнего 3 м иболее. Многолетние мощные плавучие льды, занимающие центральные части Северного Ледовитого океана, называются паковыми льдами. Они занимают 70-80% общей площади льдов океана.

Пространства ровного льда пересекаются трещинами. При сжатии лед по трещинам ломается, льдины становятся на ребро и вмерзают, образуя торосы. При раздроблении дрейфующего льда возникают обширные ледяные поля (до 10 км в поперечнике), крупнобитый лед (20-100 м) и мелкобитый лед (менее 20 м).

По происхождению, кроме морских льдов, в океанах и морях встречаются речные и материковые льды, переместившиеся с суши. Обломки материковых льдов образуют плавающие ледяные горы - айсберги. Особенно они распространены в Антарктике.

Таяние льда начинается с загрязненных участков (обыкновенно от берегов). На поверхности льда в результате таяния образуются озерки. В прибрежной полосе возникают сплошные полосы чистой воды - водяные забереги, постепенно превращающиеся в полыньи. Тающий лед под воздействием волн и течений распадается на отдельные льдины. Льдины ломаются, превращаются в ледяную кашу и, наконец, лед распадается на кристаллы.

Льды покрывают около 15% площади Мирового океана. Границы положения льдов испытывают значительные сезонные изменения. В Арктике к югу от области сплошных льдов Центрального бассейна Северного Ледовитого океана расположена область несплошных плавучих льдов. Плавучие льды встречаются также в Беринговом и Охотском морях, в Гудзоновом заливе, полосой вокруг Гренландии и у побережья полуострова Лабрадор. В Антарктике зимой льды плотным широким кольцом окружают материк. Летом береговой припай взламывается, и лед уносится к северу. Граница плавучих льдов в южном полушарии доходит до 50-60° ю. ш. Далеко за пределы распространения плавучих льдов заходят айсберги. Они образуются главным образом около Антарктиды, Гренландии и островов Канадского Арктического архипелага. Большая масса и глубокая осадка в воде позволяет айсбергам достигать в северном полушарии 40-50° с. ш., а в южном, где айсберги крупнее,- 30- 40° ю. ш. Наблюдались айсберги высотой до 157 м и поперечником до 170 км.

Льды оказывают влияние на климат. Вода подо льдом защищена зимой от глубокого охлаждения, а летом - от прогревания. Тепло, выделяемое при льдообразовании, смягчает зимние температуры воздуха. Тепло, поглощаемое при таянии льда, понижает летние температуры.

— Источник—

Богомолов, Л.А. Общее землеведение/ Л.А. Богомолов [и д.р.]. – М.: Недра, 1971.- 232 с.

Post Views: 322