Мировой океан

Океаны и моря отождествляют с гидросферой неслучайно — они образуют ее основную массу или более 90%. Водный годовой баланс Мирового океана приведен в табл. 7.6.
Годовой баланс воды в Мировом океане
Таблица 7.6

Элементы прихода	Количество,	Элементы	Количество,
	км3	расхода	км3
Атмосферные осадки	407 200	Испарения	452 600
Сток рек	40 000
Подземный сток (минуя реки)	2400
Талые воды полярных областей	3000
Итого	452 600	Итого	452 600

Рельеф дна. В середине XX в. с помощью эхолотов, автоматически измерявших глубину океана, составлена подробная карта рельефа дна. Она начинается с полой материковой отмели или шельфа (от англ. shelf — полка), где глубина медленно увеличивается до 200 м. В среднем мелководная область вокруг материков простирается на 80 км. Далее дно имеет крутой континентальный склон с уклоном 3—5°, доходящий до глубин 2500 м. У побережья Цейлона средний уклон достигает 30°. В конце концов дно переходит в океаническое ложе — абиссаль с узкими глубоководными желобами, широкими трещинами — рифтами, срединноокеаническими и иными хребтами и обширными котлованами.
Почти гладкие равнины ложа с глубинами 3,7—6 км занимают около 76% площади Мирового океана. Высота горных хребтов измеряется от сотен до нескольких тысяч метров, местами они выступают над водой в виде островов. Самые высокие из них — Азорские острова в Северной Атлантике высотой 2500 м над водной поверхностью и около 9000 м относительно дна океана. Высокие горы и глубокие впадины океанского дна занимают всего около 1% земной поверхности.
Рельеф поверхности. Поверхность океана совсем не идеально гладкая, и местами на ней есть горы и впадины. Так, к югу от острова Шри-Ланка уровень воды опущен на 100 м, а у острова Новая Гвинея поднят почти на 80 м относительно земного эллипсоида. Северная часть Атлантики представляет собой плато высотой 67 м, а знаменитый Бермудский треугольник — нечто вроде котла глубиной в несколько десятков метров.
Кроме такого постоянного «рельефа», обусловленного гравитационными силами, на поверхности океана все время возникает и разрушается переменный «рельеф» в виде волн той или иной высоты и длины. Волны генерируют в основном ветры, хотя волнение наблюдается и без них. Они докатываются в зоны штиля из районов, где бушует буря, и называются зыбью. Причинами волн также являются приливы, изменения атмосферного давления, извержения подводных вулканов, землетрясения и др.
Температура и вертикальная структура океана. Вода наиболее сильно поглощает солнечную энергию среди всех прочих разновидностей поверхности Земли. Способность Мирового океана улавливать теплоту в несколько раз больше, чем у суши. От поверхности океана отражается только 8% солнечной радиации. Из-за особых тепловых свойств воды, включая уникально высокую теплоемкость, океан является накопителем солнечной энергии на планете. Нагрев происходит в основном в экваториальном поясе примерно от 15° ю. ш. до 30° с. ш., а в более высоких широтах обоих полушарий теплота отдается. Основные переносчики накопленной солнечной теплоты — поверхностные течения океана.
Средняя температура поверхности океана составляет + 17,8 °С, самая «горячая» поверхность — у Тихого океана, + 19,4 °С, а самая холодная — подо льдом Северного Ледовитого океана, -0,75 °С. В среднем температуру поверхности Мирового океана оценивают примерно на 3,6 °С выше, чем температуру воздуха у поверхности Земли. Если бы можно было равномерно перемешать океан, то его средняя температура составляла всего 5,7 °С, однако быстро это сделать невозможно, и в этом заключается одна из причин стабильности температуры у поверхности Земли. Ветры, волнения и бури в течение года перемешивают слой воды в океане лишь до глубин 100—200 м. Таким образом, формируется верхний относительно тонкий слой — слой перемешивания, имеющий достаточно однородные характеристики температуры и солености по глу-
бине[50].
Под слоем перемешивания в сравнительно тонком слое воды температура резко, почти скачком, падает на несколько градусов, поэтому он назван слоем скачка или сезонным термоклином. Ниже слоя скачка температура воды плавно опускается до глубины 1500 м, а соответствующий слой называют главным термоклином. В нем также происходит перемешивание, но очень медленно. Ниже 1500 м в слое, называемом глубинным, температура почти постоянна и меняется в пределах от 3 до 1 °С.
Продвижение вертикально вниз от слоя перемешивания, через сезонный и главный термоклины к глубинному слою сопровождается постоянным падением температуры и увеличением плотности воды, что обеспечивает большую устойчивость системы. Перемешивание нигде не прекращается, оно лишь сильно замедляется с глубиной.
Солевой состав. Суммарную массу растворенных солей Мирового океана оценивают в 48 000 000 млрд т, и если бы соли осели на дно, то образовался бы слой толщиной 30 м.

Плотность соленой воды больше плотности пресной. Океанская вода средней солености имеет плотность 1,028 г/см3 при температуре 0 °С и 1,026 г/см3 при 15 °С. С повышением давления плотность воды растет незначительно. Так, на глубине 5 км при давлении около 50 МПа (500 атм) плотность морской воды при 0 °С равна 1,051 г/см3.
Однако при таянии ледников, айсбергов и морского льда океанская вода становится менее плотной, несмотря на то что она при этом охлаждается: опреснение сильнее уменьшает плотность, чем охлаждение увеличивает ее. Поэтому айсберги — глыбы льда, отколовшиеся от ледников Антарктиды и Гренландии, плавают как бы на подушках из почти пресной, легкой воды, которая с окружающей соленой водой перемешивается довольно медленно. В разнонагретой воде температура выравнивается в 100 с лишним раз быстрее, чем в разносоленой воде ее соленость. Поэтому если над холодной пресной водой расположен теплый слой соленой воды, то возникает неустойчивое состояние, приводящее к перемешиванию (рис. 7.15).
В океане разность температур и солености невелика, но описанный процесс усиливает вертикальное перемешивание.
Газы в океане. Для воды характерно наличие растворенных газов. В океане «растворенная атмосфера» формируется как результат газообмена с земной атмосферой при участии биогеохимических процессов в толще воды и на дне, а также при дегазации мантии в районах рифтовых долин и подводных вулканов.
Течения. Атмосферная циркуляция, неравномерный нагрев поверхности, контрасты солености, возникающие в связи с изменчивостью испарения и осадков по акватории, температурные контрасты, силы притяжения Луны и Солнца и другие явления вызывают и поддерживают активное движение водных масс в Мировом океане. Наиболее изучены поверхностные

Рис. 7.15. Рост солевых пальцев в расслоенной воде по стадиям (а — г)
развития процесса

течения (рис. 7.16), представляющие собой систему гигантских круговоротов, движущихся в Северном полушарии по часовой стрелке, а в Южном — против. Между ними существует несколько меньших по масштабу круговоротов с движением в противоположных направлениях. Кроме более или менее постоянных, в океане возникают различные непостоянные и периодические течения.
Средняя скорость поверхностных течений лежит в пределах 0,1—0,2 м/с, хотя местами она достигает 1 м/с, а в течении Гольфстрим отмечены скорости до 3 м/с. Расход воды в гигантских поверхностных течениях составляет 107—108 м3/с, что почти в 100 раз больше расхода самой крупной реки мира Амазонки. Эти течения представляют собой как бы сравнительно тонкую пленку на поверхности океана, так как ширина их обычно в 100—1000 раз больше глубины. Основной движущей силой поверхностных течений океана является ветер.
Поверхностные течения быстро затухают с глубиной уже на первых сотнях метров; на больших глубинах или у дна заметны лишь очень мощные течения. Так, в Гольфстриме или Куросио1 движение воды сохраняется лишь до глубины 750—1500 м, а Антарктическое циркумполярное течение достигает дна.

Куросио (от япон. Курошива — черный поток (по цвету вод)).

Во многих случаях выявлены подповерхностные течения, расположенные ниже поверхностных и движущиеся в противоположном направлении. Глубинные течения океана изучены мало. Схема глубинной циркуляции построена с помощью расчетных методов и не очень точна. Тем не менее течения воды на больших глубинах зафиксированы экспериментально.
В конце XIX в. норвежский исследователь Арктики Ф. Нансен во время дрейфа в Северном Ледовитом океане заметил, что при постоянном ветре дрейф судна происходит не в направлении ветра, а под углом 20—40° направо от него. В 1905 г. шведский ученый В. Экман создал теорию ветрового течения в открытом глубоком океане, учитывающую возникающую из-за вращения Земли силу Кориолиса.
Согласно этой теории, поверхностная скорость течения глубокой воды примерно равняется значению, получаемому для мелкой воды, но под углом 45° по направлению ветра (направо в Северном полушарии и налево в Южном). При углублении вектор скорости постепенно поворачивается и на некоторой глубине, зависящей от географической широты места, он ориентирован уже в сторону, противоположную ветру, а еще несколько глубже — в сторону, прямо противоположную направлению поверхностного течения.

Расчеты показывают, что при средней скорости ветра на Земле, равной 10 м/с, и средней скорости поверхностного течения, равной 0,1 м/с, глубина, на которой течение поворачивает вспять, составляет около 100 м. Таким образом, водные массы в основном переносятся течениями в верхнем стометровом слое, а возникающее при этом явление турбулентности активно перемешивает этот слой.
В полярных широтах у кромки льдов происходит охлаждение и осолонение воды океана, наиболее характерное для при- антарктических вод. Образующаяся более тяжелая вода, максимально насыщенная кислородом, погружается на дно и придонным потоком с незначительной скоростью 1 —10 мм/с стекает в сторону экватора во всех океанах. Этому процессу препятствует естественная стратификация (расслоение) морской воды, и тяжелая вода погружается через описанную систему ячеек (или провалов), обусловленную рельефом дна и динамикой вод.
Обратный процесс — подъем глубинных вод, насыщенных биогенными элементами, осуществляется преимущественно через систему особых ячеек. Медленный подъем океанских вод в специальной литературе называют апвеллингом (от англ. up —

Рис. 7.17. Схема течений в прибрежной зоне в Северном полушарии: а — апвеллинг — подъем вод; б — даунвеллинг — опускание

вверх, veiling — источник, родник, течение воды), а их опускание — даунвеллингом (от англ. daun — вниз). Поскольку на глубине вода холодная, то температура поверхностных вод на экваторе на 2—3 °С ниже, чем в соседних тропиках. Таким образом, экваториальная область океанов — относительно холодное место планеты.
Помимо экваториальной зоны апвеллинга, подъем глубинных вод возникает там, где сильный постоянный ветер отгоняет поверхностные слои от берега больших водоемов. Учитывая выводы теории Экмана, можно констатировать, что апвеллинг происходит при касательном к берегу направлении ветра (рис. 7.17). Смена направления ветра на противоположное ведет к смене апвеллинга на даунвеллинг или наоборот. На зоны апвеллинга приходится всего 0,1% площади Мирового океана. Подземные воды
Подземные воды — связующее звено для всей гидросферы Земли. Они же замыкают геологический круговорот воды. Однако о подземных водах известно меньше всего, особенно о глубоко залегающих, поэтому и оценки массы этих вод сильно расходятся. Преимущественно учитывают запасы воды только в верхнем 2—3-, редко 5-километровом слое от поверхности. Бурением скважин экспериментально доказано, что жидкая вода в недрах Земли может существовать и значительно глубже 5 км, а в отдельных случаях глубже 10 км.
С глубиной температура в земной коре растет, и в ней все больше образуется парообразной воды. На значительной глубине при высокой температуре вся вода переходит в пароводяную смесь, а в надкритических условиях[51] — в особое состояние, когда стирается разница между паром и водой. При этом молекулы воды приобретают скорость, характерную молекулам газов, а плотность ее приближается к плотности жидкости. Возникает своего рода водяная плазма.
По расчетам О. Г. Сорохтина подземные воды нашей планеты, находящиеся в жидком и парообразном состоянии, оцениваются величиной 1 • 105 тыс. км3 или около 7% массы всей гидросферы. Остальная вода в количестве 8 • 108 млрд т (или в пересчете на жидкую воду 8 • 105 тыс. км3) в земной коре является химически связанной, и ее к гидросфере не относят.
Существует много разных оценок массы подземных вод как жидких, так и химически связанных. Но точность этих оценок намного ниже точности подсчета массы Мирового океана, которая близка к 2% .
Подземные воды образуют разнообразные водоносные системы. Простейшая из них — пористый или трещиноватый пласт, заполненный водой и залегающий на водоупорном слое или между водоупорными слоями. Такие пласты нередко образуют взаимосвязанные сложные системы разных масштабов по площади и глубине залегания.
В толще земной коры по ее вертикальному разрезу выделяют несколько зон по интенсивности обмена с другими составляющими гидросферы, в основном с поверхностными водами. До глубины 0,1—0,5 км находится зона интенсивного (или активного) водообмена подземных вод, в первую очередь верховодка и грунтовые воды (рис. 7.18). Воды этой зоны тесно связаны с наземными водоемами — реками, озерами, болотами, океаном. Для них характерна наибольшая скорость движения, достигающая нескольких сантиметров в секунду. В среднем период полного обмена с поверхностными водами оценивается годами и столетиями.
Ниже, до глубин 1,5—2 км, находится зона затрудненного (замедленного) водообмена. Скорость движения воды здесь из-за уменьшения пористости и трещиноватости значительно меньше, а средние темпы возобновления запасов воды состав-

Рис. 7.18. Схема залегания подземных вод: А — верховодка; Б — грунтовые воды, образующие зону активного водообмена; В — безнапорные межпластовые воды; Г — напорные подземные воды; 1 — проницаемые породы; 2 — непроницаемые породы — водоупоры; 3 — буровые скважины и уровни воды в них, одна из них — артезианская — фонтанирует; 4 — уровни воды: а — свободный (у грунтовых вод); б — напорный (пьезометрический)

ляют десятки и сотни тысяч лет. Связь с поверхностными водами затруднена.
Глубже 2 км лежит зона пассивного водообмена, где средние темпы возобновления ресурсов подземных вод могут исчисляться миллионами лет и где нередко оказываются захороненными воды древних морских бассейнов.
Примерно в том же порядке подземные воды располагаются и по степени содержания растворенных солей — минерализации. В активной зоне водообмена обычны пресные воды с минерализацией до 0,1% (1 г/л) и преобладанием гидрокарбонатного иона (НСОд). В зоне затрудненного водообмена чаще встречаются солоноватые и соленые воды с минерализацией 1—3,5%, в таких водах часто преобладает сульфат-ион SO|~. В самых глубоких слоях в зоне пассивного водообмена обычны воды с минерализацией более 3,5% и преимущественно хлоридным составом, близким к морской воде. Кроме того, с глубиной появляется все больше термальных вод.
Огромные водоносные системы и бассейны найдены даже в самых засушливых и пустынных районах мира. Так, в вели-

чайшей пустыне Африки — Сахаре выявлено 10 крупных бассейнов подземных вод.
Подземные воды, как и все другие составляющие гидросферы, имеют свою растворенную «атмосферу». С повышением давления растворимость газов растет. В подземных водах на глубинах 1—4 км обнаружены воды с содержанием газов до 500 см3/л, а в некоторых районах Западной Сибири даже 1000—1500см3/л. При этом в океане в среднем содержится только 20 см3/л газов. Общая масса газов, растворенных в подземных водах, видимо, превышает массу газов, растворенных в Мировом океане, и приближается к массе наземной атмосферы. Льды и снега
Вода, образующая снежно-ледовые объекты, по количеству является одной из основных составляющих гидросферы. Она находится на поверхности Земли в твердом состоянии в виде постоянных или временных накоплений.
Основная масса льда заключена в ледниках и составляет примерно 2,6 • 107 млрд т воды; в Антарктическом ледниковом покрове сосредоточено 2,4 • 107 млрд т воды и порядка 0,2 • 107 млрд т — в Гренландском; остальная, незначительная часть воды — в горных и арктических ледниках, а также в других снежноледовых образованиях. Ошибка при оценке массы воды в ледниках приближается к 10% .
Ледниковый лед в твердом состоянии обладает вязко-пластическими свойствами, благодаря которым он течет со скоростью от 6 мм до 30 м в сутки. Из-за малой скорости темпы возобновления водозапасов в ледниках сравнимы с темпами возобновления воды в подземных водах глубоких горизонтов и определяются в первую очередь линейными размерами ледника.
Температура в ледниках с глубиной растет и у дна часто достигает точки плавления при данном давлении, что, например, характерно для большей части донного льда Антарктики. Горные ледники в летнее время часто имеют температуру всей своей толщи, близкую к температуре плавления. На всех ледниках и ледовых покровах в летний сезон идет таяние льда.
Ледниковые льды имеют и свою «атмосферу», которая содержится в пузырьках с атмосферными газами, захваченными и захороненными на момент образования данного слоя льда. При этом часть газов может быть переведена в твердые формы путем соединения молекул газа с несколькими молекулами воды. В таком гигантском леднике, как Антарктический, где толщина льда местами превышает 4 км, на глубине 1 км пузырьки воздуха исчезают, как бы растворяясь во льду. При извлечении такого льда на поверхность пузырьки восстанавливаются. Чем с большей глубины извлечены образцы ледникового льда, тем более древние образцы атмосферы можно исследовать. В толще Антарктического ледникового покрова можно обнаружить воздух, захваченный при льдообразовании несколько сотен тысяч лет назад. В целом масса газов в ледниковых льдах незначительна.
Следующая по массе часть твердой гидросферы представлена морскими льдами. В момент наибольшей ледовитости в Северном полушарии количество льда оценивается в (3,2— -4,4) • 104 млрд т, а в Южном — 3 • 104 млрд т[52].
Значительная масса льда (2 • 104 млрд т) сосредоточена в зонах многолетних мерзлых пород, занимающих на суше 35 млн км2. Эту часть воды в твердой форме можно рассматривать как часть подземных вод.
Важное значение имеет сезонный снежный покров, который при небольшой массе — 1,7 • 104 млрд т на всех поверхностях (морской лед, ледники, суша) в течение года значительно влияет на тепловой режим планеты и сток рек. На суше сезонный снежный покров в среднем занимает свыше 40 млн км2 при массе 0,8 • 104 млрд т.

<< | >>

↑

Источник: Николайкин Н. И.. Экология: Учеб. для вузов. 2004

Еще по теме Мировой океан:

- Детская психология - Общая экология - Природопользование - Социальная экология - Экологический мониторинг - Экология города и региона - Экология человека -