Срединно-океанические хребты
Пересекают все океаны, образую единую планетарную систему общей протяженностью свыше 60 тыс. км, а общая площадь их составляет 15,2 % площади Мирового океана. Срединно-океанические хребты действительно занимают срединное положение в Атлантическом и Индийском океанах, в Тихом океане они смещены на восток к берегам Америки.
Рельеф срединно-океанических хребтов резко расчленен, причем по мере удаления от оси горные шпили сменяются зонами холмистого рельефа и еще более выполаживаются в районе сочленения с глубоководными равнинами. Хребты состоят из горных систем и разделяющих их долинообразных депрессий, вытянутых в соответствии с общим простиранием. Высота отдельных горных вершин достигает 3-4 км, общая ширина срединно-океанических хребтов колеблется от 400 до 2000 км. Вдоль осевой части хребта прослеживается продольная впадина, называемая рифтом или рифтовой долиной (рифт от англ. щель). Ее ширина от 10 до 40 км, а относительная глубина от 1 до 4 км. Крутизна склонов долины 10-40°.
Стенки долины ступенями разделяются на несколько уступов. Рифтовая долина – наиболее молодая и тектонически наиболее активная часть срединно-океанических хребтов, она имеет интенсивное блоково-грядовое расчленение. Ее центральная часть состоит из застывших базальтовых куполов и рукавообразных потоков, расчлененных гьярами – зияющими трещинами растяжения без вертикального смещения шириной от 0,5 до 3 м (иногда 20 м) и протяженностью десятки м.
Срединно-океанические хребты разбиты трансформными разломами, нарушающие их непрерывность в широтном направлении. Амплитуда горизонтального смещения составляет сотни км (до 750 км в экваториальной зоне Срединно-Атлантического хребта), а вертикального до 3-5 км.
Иногда отмечаются мелкие формы рельефа дна называемые микрорельефом, среди которого выделяют эрозионный, биогенный и хемогенный.
Вода это полимерное соединение молекул Н 2 О, в отличие от водяного пара. В строении молекулы воды могут участвовать различные изотопы О и Н. Наибольшее распространение имеют 1 Н – легкий водород, 2 Н – дейтерий (150 мг⁄л.), 16 О, 17 О, 18 О. Основную массу образуют молекулы чистой воды 1 Н 2 16 О, смесь всех остальных видов воды называется тяжелой водой, отличающейся от чистой воды большей плотностью. На практике под тяжелой водой понимают оксид дейтерия 2 Н 2 16 О (D 2 О), под сверхтяжелой водой – оксида трития 3 Н 2 16 О (Т 2 О). Последней в мировом океане содержится ничтожно малое количество – 800 грамм (в пересчете на тритий). К основным физическим свойствам воды относятся оптические, акустические, электрические и радиоактивность.
Оптические свойства
Обычно под ними понимают проникновение света в воду, поглощение и рассеяние его в воде, прозрачность морской воды, ее цвет.
Поверхность моря освещается непосредственно солнечными лучами (прямая радиация) и светом, рассеянным атмосферой и облаками (рассеянная радиация). Одна часть солнечных лучей отражается от морской поверхности в атмосферу, другая проникает в воду после преломления на поверхности вод.
Морская вода – полупрозрачная среда, поэтому свет не проникает на большие глубины, а рассеивается и поглощается. Процесс ослабления света носит избирательный характер. Составные части белого света (красный, оранжевый, зеленый, голубой, синий, фиолетовый) по-разному поглощаются и рассеиваются морской водой. По мере проникновения в воду вначале исчезает красный и оранжевый (приблизительно на глубине 50 м), далее желтый и зеленый (до 150 м), а затем – голубой, синий и фиолетовый (до 400 м).
Под прозрачностью традиционно понимают глубину погружения белого диска диаметром 30 см, на которой он перестает быть видимым. Прозрачность должна измеряться при определенных условиях, так как ее величина зависит от высоты наблюдения, времени суток, облачности и волнений моря. Наиболее точны замеры, которые проведены при спокойной, ясной погоде около полудня, с высоты 3-7 м над поверхностью воды.
Совокупность действий поглощения и рассеивания света обусловливает голубой цвет чистой (без примесей) морской воды. Окраска поверхности моря зависит от ряда внешних условий: угол зрения, цвет неба, наличие облаков, ветровых волн и т.д. Так при появлении волн море быстро синеет, а при плотных облаках – темнеет.
По мере приближения к берегам уменьшается прозрачность моря, вода зеленеет, иногда приобретает желтоватые и коричневые оттенки. В открытом море прозрачность и цвет определяются взвешенными частицами органического происхождения, планктоном. В период развития фитопланктона (весна, осень) прозрачность моря уменьшается, а цвет становится более зеленым. В центральных частях прозрачность обычно превышает 20 м, а цвет находится в пределах синих тонов. Наибольшая прозрачность (65,5 м) зафиксирована в Саргассовом море. В умеренных и полярных широтах, богатых планктоном, прозрачность воды составляет 15-20 м, а цвет моря зеленовато-голубой. В местах впадения крупных рек цвет морской воды мутно- и коричневато-желтый, прозрачность снижается до 4 м. Резко меняется окраска моря под влиянием растительных или животных организмом. Массовое скопление какого-либо одного организма может окрасить поверхность моря в желтый, розовый, молочный, красный, коричневый и зеленый цвет. Это явление называется цветением моря. В некоторых случаях в ночное время происходит свечение моря, связанное с изучением биологического света морскими организмами.
Акустические свойства
Определяют возможность распространения в морской воде звука – волнообразно распространяющихся колебательных движений частиц упругой среды, в качестве которой выступает морская вода. Сила звука пропорциональна квадрату частоты, которая определяется числом упругих колебаний в секунду. Поэтому от источника одной и той же мощности можно получить звук большей силы, увеличивая частоту звуковых колебаний. Для практических целей в морском деле (эхолотирование, подводная связь) используются ультразвук (звук большой частоты), который к тому же характеризуется слаборасходящимся пучком акустических лучей.
Скорость звука в морской воде зависит от плотности и удельного объема воды. Первая характеристика, в свою, очередь, зависит от солености, температуры и давления. Скорость звука в морской воде колеблется от 1400 до 1550 м/с, что в 4-5 раз больше скорости распространения звука в воздухе. Распространение звука в воде сопровождается его затуханием вследствие поглощения и рассеивания, а также преломлением и отражением звуковых волн.
На некоторой глубине в толще океанской воды имеется зона, где скорость звука минимальна, звуковые лучи, претерпевая многократное внутреннее отражение, распространяются в этой зоне на сверхдальние расстояния. Этот слой с минимальной скоростью распространения звука получил название звукового канала. Звуковой канал характеризуется свойством непрерывности. Если источник звука помещен возле оси канала, то звук распространяется на расстояние в тысячи километров (максимально зарегистрированное расстояние 19200 км). В мировом океане звуковой канал расположен в среднем на глубине 1 км. Для полярных морей характерен эффект приповерхностного расположения звукового канала (глубины 50-100 м), как результат отражения звука от поверхности моря.
После выключения источника звука какое-то время в толще воды сохраняется остаточное звучание, получившее название реверберации. Это следствие отражения и рассеяния звуковых волн. Различают донную, поверхностную и объемную реверберацию, в последнем случае рассеивание звука происходит с помощью газовых пузырьков, планктона, взвеси.
Электрические свойства
Чистая (пресная) вода - плохой проводник электричества. Морская вода, представляя собой почти полностью ионизированный раствор, хорошо проводит электрический ток. Электропроводность зависит от солености и температуры воды, чем выше соленость и температура, тем выше электропроводность. Причем в большей степени на электропроводность влияет соленость. Например, в диапазоне температур от 0 до 25°С электропроводность возрастает лишь в два раза, тогда как в диапазоне солености от 10 до 40‰ - в 3,5 раза.
В толще морской воды существуют теллурические токи, обусловленные корпускулярным излучением солнца. Поскольку электропроводность морской воды лучше, чем твердой оболочки, то величина этих токов в океане выше, чем в литосфере. С глубиной она несколько увеличивается. При движении морской воды в ней индуцируется электродвижущая сила, пропорциональная напряженности магнитного поля и скорости движения морской воды (проводника). Измерив наведенную электродвижущуюся силу и зная напряженность магнитного поля в данном месте и в данный момент, можно определить скорость морских течений.
Радиоактивные свойства
Морская вода обладает радиоактивностью, поскольку в ней растворены и радиоактивные элементы. Основная роль принадлежит радиоактивному изотопу 40 К и в значительно меньшей степени радиоактивным изотопам Th, Rb, C, U и Ra. Естественная радиоактивность морской воды в 180 раз меньше радиоактивности гранита и в 40 раз меньше радиоактивности осадочных пород континентов.
Кроме рассмотренных физических свойств, морская вода обладает свойствами диффузии, осмоса и поверхностного натяжения.
Молекулярная диффузия выражается в перемещении частиц растворенного в воде вещества без механического перемешивания.
Явление осмоса, т.е. диффузии растворенных веществ через пористую перегородку (мембрану), имеет в основном биологическое значение, но может быть использовано и для получения чистой воды из морской.
Поверхностное натяжение – свойство воды иметь на поверхности тонкую прозрачную пленку, стремящуюся сократиться. Это явление имеет решающее значение при образовании капиллярных волн на поверхности моря.
Химический состав океанских вод
Морская вода отличается от воды рек и озер горько-соленым вкусом и большой плотностью, что объясняется растворенными в ней минеральными веществами. Количество их, выраженное в граммах на килограмм морской воды, называется соленостью (S) и выражается в промилле (‰). Общая соленость составляет 35‰ или 35% или 35 г на 1 кг воды. Такая соленость морской воды называется нормальной и характерна для всей массы воды, за исключением поверхностного слоя в 100-200 м, где соленость колеблется от 32 до 37‰, что связано с климатической зональностью. В аридных зонах, где испарение велико, а поверхностный сток мал, соленость увеличивается. В гумидных зонах соленость уменьшается за счет опресняющего влияния стока поверхностных вод с континента. Климат сильнее сказывается во внутренних морях. В Красном море соленость достигает 41-43‰. Особенно высокая соленость (200-300‰) наблюдается в отшнурованных от моря лагунах аридных областей (Кора-Богаз-Гол). Соленость Мертвого моря 260-270‰.
Элементный состав Солевой элементный состав
морской воды морской воды
О 85, 8% Cl 55,3 %
H 10,7 % Na 30,6 %
Cl 2,1 % SO 4 7,7 %
Na 1,15 % Mg 3,7 %
Mg 0,14 % Ca 1,2 %
S 0,09 % K 1,1 %
Ca 0,05 % Br 0,2 %
K 0,04 % CO 2 0,2 %
Остальное меньше 0,001 %.
В солевом составе морской воды преобладают:
Хлориды 89,1 % (NaCl -77,8% - галит, MgCl 2 – 9,3% - бишофит, КCl - 2% - сильвин);
Сульфаты 10,1% (Mg SO 4 - 6,6% - эпсомит, CaSO 4 – 3,5 % - ангидрит)
Карбонаты 0,56 %
Броматы 0,3 %.
Газовый состав морской воды
В воде растворены: кислород, углекислый газ, азот, местами сероводород.
Кислород поступает в воду двумя путями:
Из атмосферы,
За счет фотосинтеза фитопланктона (зеленых растений)
6 СО 2 + 6Н 2 О = С 6 Н 12 О 6 +6О 2 +674 ккал (свет + хлорофилл).
Его содержание сильно колеблется от 5 до 8 см 3 на литр и зависит от температуры, солености и давления. Растворимость кислорода сильно понижается при повышении температуры, поэтому его много в высоких широтах. Имеет место сезонные колебания, при повышении температуры кислород выделяется в атмосферу и наоборот, так осуществляется динамическое взаимодействие атмосферы и гидросферы. Такая же обратная зависимость существует между содержанием кислорода и соленостью: чем больше соленость, тем меньше кислорода. Зависимость же содержания кислорода от давления прямая: чем больше давление, тем больше кислорода растворено в воде. Наибольшее количество кислорода содержится на поверхности воды (за счет атмосферы и фотосинтеза) и на дне (за счет давления и меньшего расхода организмами) до 8 см 3 на литр – эти две пленки сливаются в береговой зоне. В средней части водоема содержание кислорода – наименьшее – 2-3 см 3 на литр. Благодаря вертикальной и горизонтальной циркуляции вод в океанах почти всюду содержится свободный кислород. Кислород расходуется на дыхание растений и животных и окисление минералов.
Углекислый газ содержится в воде 1) частично в свободном растворенном состоянии и 2) в химически связанной форме в составе карбонатов и бикарбонатов. Суммарное содержание СО 2 в воде более 45 см 3 на литр, из которых только половина падает на долю свободного СО 2 . Источники углекислого газа: атмосфера, вулканические газы, органика и речные воды. Расход: фотосинтез, образование карбонатных минералов. Содержание СО 2 также регулируется температурой, в верхних прогретых слоях морских вод растворимость СО 2 падает и он выделяется в атмосферу. Создается его нехватка, что приводит к образованию нерастворимого карбоната кальция СаСО 3 , который выпадает в осадок. В холодных водах отмечается высокое содержание СО 2 .
Азот содержится в воде в количестве 13 см 3 на литр и поступает в основном из атмосферы.
Сероводород распространен ограниченно и приурочен к замкнутым котловинным морям, сообщающимся с Мировым океаном с помощью узких мелководных проливов. Это нарушает водообмен между ними. Например, Черное море, заражение сероводородом начинается, примерно, с глубины 150 м и увеличивается с глубиной, а в придонной части достигает 5-6 см 3 /литр. Сероводород продуцируется бактериями из сульфатов:
СаSO 4 + CH 4 → H 2 S +CaCO 3 +H 2 O
Кроме того, в водах Мирового океана растворено некоторое количество органического вещества (до 10 г/л в Азовском море), присутствует также определенное количество мути и взвеси.
Температура вод Мирового океана
Основной источник тепла, получаемый Мировым океаном, - Солнце. От него тепло поступает в виде коротковолновой солнечной радиации, состоящей из прямой радиации и радиации, рассеянной атмосферой. Часть радиации отражается обратно в атмосферу (отраженная радиация). Дополнительное тепло Мировой океан получает в результате конденсации паров воды на поверхности моря и за счет теплового потока, идущего из недр Земли. В то же время океан теряет тепло при испарении, эффективном излучении и водообмене. Алгебраическая сумма количества тепла, поступающего в воду и теряемое водой в итоге всех тепловых процессов, называется тепловым балансом моря. Поскольку средняя температура воды Мирового океана за многолетний период наблюдений остается неизменной, то все тепловые потоки в сумме равны нулю.
Распределение температуры по поверхности Мирового океана зависит, главным образом, от широты местности, поэтому наибольшие температуры располагаются в приэкваториальной зоне (термический экватор). Искажающее влияние оказывают материки, преобладающие ветры, течения. Многолетние наблюдения показывают, что средняя температура поверхностных вод равна 17,54 о С. Самый теплый – Тихий океан (19,37 о), самый холодный – Северный Ледовитый океан (-0,75 о). С глубиной температура понижается. В открытых частях океана это происходит сравнительно быстро до гл. 300-500 м и значительно медленнее до гл. 1200-1500 м; ниже 1500 м температура снижается очень медленно. В придонных слоях океана на глубинах ниже 3 км температура держится преимущественно +2 о С и 0 о С, достигая -1 о С в Северном Ледовитом океане. В некоторых глубоководных впадинах с гл. 3,5 – 4 км и до дна температура воды несколько повышается (например, Филиппинское море). Как аномальное явление следует рассматривать существенный рост температуры придонного слоя воды до 62 о С в некоторых впадинах Красного моря. Такие отклонения от общей закономерности – следствие влияния глубинных процессов, происходящих в земных недрах.
Верхний слой воды (в среднем до 20 м) подвержен суточным колебаниям температуры, его выделяют как деятельный слой. Переход от деятельного слоя к нижнему слою низких температур совершается в относительно тонком слое, который называется термоклином. Основные характеристики термоклина следующие:
Глубина залегания – от 300-400 м (в тропиках) до 500-1000 м (в субтропиках),
Толщина – от нескольких см до десятков метров,
Интенсивность (вертикальный градиент) –0,1-0,3 о на 1 м.
Иногда различают два термоклина: сезонный и постоянный. Первый образуется весной и исчезает зимой (его гл. 50-150 м). Второй, называемый «главным термоклином», существует круглогодично и залегает на относительно больших глубинах. Два типа термоклина встречаются в умеренных климатических зонах.
Термоклин характеризуется также изменением оптических свойств воды, этим пользуются рыбы, убегающие от хищников: они ныряют в термоклин, и хищники теряют их из виду.
Установлено также, что в течение последних 70 млн. лет температура глубинных вод Мирового океана понизилась с 14 до 2 о С.
Плотность морской воды
Плотность любого вещества – это величина, измеряемая массой вещества в единице объема. За единицу плотности принимается плотность дистиллированной воды при температуре 4 о С и нормальном атмосферном давлении. Плотность морской воды – это масса морской воды (в г.), заключенной в 1 см 3 . Она зависит от солености (прямая зависимость) и температуры (обратная зависимость). Плотность морской воды при температуре 0 о С и солености 35‰ составляет 1,028126 г/см 3 .
По поверхности плотность распределена неравномерно: она минимальна в экваториальной зоне (1,0210 г/см 3) и максимальна в высоких широтах (1,0275 г/см 3). С глубиной изменение плотности зависит от изменения температуры. Ниже 4 км плотность морской воды изменяется мало и достигает у дна 1,0284 г/см 3 .
Давление морской воды
Давление в морях и океанах возрастает на каждые 100 м на 1 Мпа или на 10 атм. Ее величина зависит также и от плотности воды. Рассчитать давление можно по формуле:
Р = Н ּρ/100,
Р – давление в Мпа,
Н – глубина, для которой производится расчет,
ρ плотность морской воды.
Под действием давления вышележащих слоев уменьшается удельный объем морской воды, т.е. она сжимается, но эта величина незначительна: при S =35‰ и t = 15 о С она равна 0, 0000442. Однако, если бы вода была абсолютна несжимаема, то объем Мирового океана увеличился бы на 11 млн. км 3 , а его уровень поднялся бы на 30 м.
Кроме термоклина (скачка температуры), выделяется и скачок давления – пикноклин. Иногда в морском бассейне выделяют несколько пикноклинов. Например, в Балтийском море известны два пикноклина: в интервале глубин 20-30 м и 65-100 м. Пикноклин используется иногда в качестве «жидкого грунта», позволяющего нейтрально уравновешенной подводной лодке лежать на нем, не работая винтами.
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.
Рис. 78. Южный океан |
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-
I 11111 300 200 100 |
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.
|
-10000 -8000 -6000 -4000 -2000 Н, м - уровни океана (0 - современный уровень) |
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.
Мировой океан - совокупность океанов и отдельных морей Земли - занимает около 71% всей земной поверхности.
Ему принадлежит 98% всей гидросферы, что составляет 1338 млн. км 3 . Мировой океан един. Его изучением занимается комплексная наука - океанология, разделом которой является химия океана. Химия океана - наука о свойствах, строении и взаимодействиях веществ, находящихся в водной толще, донных осадках и приводном слое атмосферы. Рассматривая взаимодействие океана с пограничными областями, химию океана в широком смысле нужно отнести к науке геохимии (химии Земли).
Основными направлениями в исследованиях по химии океана являются изучение физико-химической природы морской воды, химических основ первичной биологической продуктивности, химического обмена на границах раздела атмосфера - океан, океан - дно, морских донных отложений, круговорота отдельных элементов и органического вещества.
Практическое значение науки химии океана определяется тем, что степень освоения и использования ресурсов суши настолько велика, что существует опасность быстрого истощения их. Знания по химии океана необходимы для рационального использования Мирового океана и охраны его от загрязнений.
Происхождение и эволюция состава воды океана . По современным взглядам, Земля образовалась из холодного космического вещества около 4,6 млрд. лет тому назад. При гравитационном сжатии и за счет распада радиоактивных изотопов произошло разогревание ее недр.
Однако расчеты ученых показывают, что Земля не была полностью расплавлена. Отвод тепла мог проходить по механизму, который заключается в следующем. В зоне расплава более тугоплавкие вещества первыми выпадают на дно зоны, а более легкоплавкие всплывают вверх и оказываются перегретыми и плавят свод. Зона расплава поднимается, таким образом, к литосфере.
Выделение воды из твердого вещества метеоритов-хондритов, состав которых считается наиболее близким к мантии Земли, было экспериментально доказано А. П. Виноградовым при помощи так называемого зонного плавления. При нагревании метеоритов происходило выплавление легкоплавких силикатов, насыщенных летучими веществами. Следовательно, на поверхность Земли поступал расплав, после охлаждения которого образовалась земная кора, гидросфера (первичный океан) и атмосфера. Подтвержденном этой теории является тождество состава газов действующих вулканов с первичной атмосферой.
Может возникнуть вопрос: хватило ли массы мантии, которая содержит всего 0,5% воды, для образования Мирового океана? Расчет показывает, что масса воды, заключенной в мантии, в 10 раз превышает массу Мирового океана.
Температура у поверхности Земли при тонкой первичной атмосфере, по расчетам, оценена + 15° С, поэтому на Земле постоянно существовала гидросфера, которая наложила определенный отпечаток на эволюцию земной коры и атмосферы.
Ежегодно с поверхности Мирового океана испаряется слой воды, превышающий по объему семь Черных морей. Казалось бы, что соответственно должен понижаться и уровень океана. Однако вся испарившаяся вода компенсируется десятками тысяч больших и малых рек, осадками.
Пополняет запасы морей и вода, просачивающаяся с суши через береговые и донные породы,- подземный сток.
До сих пор не удавалось точно определить величину подземного стока. Сотрудники Института водных проблем Академии наук СССР проделали большую работу но обобщению мирового опыта оценки подземного стока.
По географическим, геологическим, при родным и другим признакам вся прибрежная часть суши, включая материки и крупные острова, была разбита почти на 500 участков. С помощью математического моделирования на основе данных многолетних геологических наблюдений была вычислена величина стока с каждого из континентов.
Различают три стадии формирования солевой массы океана. На первой стадии воды первичного океана имели кислую реакцию, так как хлор, бром и фтор выделялись в виде сильных кислот: HCl, HBr и HF. Кислоты реагировали с ультраосновными и основными горными породами и в воду переходили щелочные, щелочно-земельные, а также и другие элементы. Таким образом, все анионы морской воды - продукты дегазации мантии, а катионы - продукты разрушения пород земной коры.
Общая соленость океанских вод была, вероятно, близка к современной, но отношения главных компонентов претерпели существенные изменения. Главными анионами были карбонат и бикарбонат, а не хлорид. В водах первичного океана отсутствовал сульфат-ион, что служит доказательством отсутствия в океане и атмосфере кислорода.
Вторая стадия формирования химического состава океана связана с возникновением жизни на Земле. Первые древние достоверные остатки жизнедеятельности организмов найдены в сланцах, возраст которых 3,1-3,4 млрд. лет.
Выделение свободного кислорода в процессе фотосинтеза привело к изменению состава атмосферы и океана. Атмосфера стала азотно-кислородной. Соединения углерода были окислены до углекислого газа, который почти полностью был извлечен в процессе фотосинтеза. Сера и сероводород окислились, и в океане начал накапливаться сульфат-ион. Главными формами азота в морской воде стали молекулярный азот и нитрат, а не аммиак. Железо из двухвалентного перешло в трехвалентное состояние и потеряло геохимическую подвижность. Увеличилась подвижность кальция и магния.
После установления стабильного состава атмосферы наступила последняя стадия формирования солевого состава Мирового океана. Современный состав океанских вод установился 1,5-0,5 млрд. лет тому назад.
Состав морской воды . Мировой океан покрывает 71% поверхности нашей планеты, что имеет решающее значение для жизни всего земного шара благодаря исключительным свойствам воды вообще и вод океана в частности.
Вода не встречается в природе в виде чистого вещества. В строгом научном смысле мы всегда имеем дело со сложным раствором веществ в воде. Вода самое удивительное и загадочное вещество. Многие физико-химические свойства воды являются аномальными: температура кипения ее, если исходить из свойств и положения кислорода и водорода в периодической системе Д. И. Менделеева, оказывается, на 180° С выше, температура замерзания должна быть минус 100° ниже нуля. Величины поверхностного натяжения, теплопроводности и диэлектрической проницаемости у воды наиболее высокие. Наибольшая плотность воды при +4° С. Твердая фаза (лед) легче жидкой тоже аномалия. Некоторые исключительные свойства воды ученые еще не могут объяснить, например, вода после воздействия магнитного поля не образует накипь.
Морская вода - это 3,5%-ный раствор солей, с незначительным количеством растворенных газов и органических соединений. Что представляют минеральные вещества, растворенные в океанской воде, так называемая «морская соль»? Теоретически в морской воде в растворенном или взвешенном состоянии должны находиться все химические элементы.
Химический состав морской воды, по О. А. Алекину, подразделяется на пять групп:
1. Основные, или главные, ионы. Эти одиннадцать элементов составляют 99,98% по весу от всех растворенных в океанской воде солей.
Основные ионы морской воды
Все остальные элементы находятся в морской воде в очень небольших количествах (их общее содержание не превышает 0,02%).
2. Биогенные элементы (C, H, N, P, Si, Fe, Mn), из которых состоят организмы.
3. Растворенные в морской воде газы: кислород, азот, двуокись углерода, аргон, сероводород, углеводороды и инертные газы.
4. Группа элементов с концентрацией меньше, чем 1·10 6 (микроэлементы).
5. Органические вещества.
Подавляющую часть морской соли составляют хлориды, а не карбонаты. В этом состоит главное отличие морской воды от речной, в которой преобладают углекислые соли. В океане углекислые соли не могут накапливаться выше определенного предела и осаждаются в виде карбоната кальция.
Постоянство состава морской воды . В конце XIX в. шотландским химиком У. Диттмаром было установлено, что относительное содержание основных солей постоянно для всего океана. Постоянство солевого состава морской воды - главнейшая закономерность в химии океана. Концентрация растворенных солей, или соленость, может меняться значительно, например, от 10 г/кг в Балтийском море до 130 г/кг в лагунах Мексиканского залива.
За величину солености был принят вес сухого остатка, содержащегося в 1 кг морской воды, когда карбонаты превращены в окислы, бромиды и иодиды замещены эквивалентным количеством хлора и органические вещества сожжены при 480° С. Соленость обозначается символом S. Единица измерения г/кг или ‰ (промилле). Однако на практике этим методом ввиду его сложности не пользуются, а соленость вычисляется по хлорпости, электропроводности или показателю преломления.
В настоящее время рекомендовано такое соотношение между соленостью и хлорностью: S‰= 1,80655‰ Cl. Соленость - важная химическая и физическая характеристика морской воды. Определяя только соленость, можно вычислить концентрацию любого основного иона морской воды. От солености и температуры зависит растворимость газов. По солености и температуре рассчитывается плотность, распределение которой определяет движение водных масс.
Распределение солености в поверхностном слое океана (исключая моря) носит зональный характер. Наименьшие значения солености отмечаются в полярных районах, что обусловлено таянием льдов, а для Северного Ледовитого океана - еще и материковым стоком, и в узкой экваториальной зоне, что объясняется положительным пресным балансом (атмосферные осадки преобладают над испарением). Наибольшая соленость отмечается в субтропических зонах около 20° северной и южной широты.
Неоднородность поля солености Мирового океана является результатом физических процессов, связанных с родным балансом. Наибольшее значение имеют испарение и выпадение осадков. Ежегодно с океанской поверхности испаряется 447 000 км 3 и выпадает 411 000 км 3 атмосферных осадков. Речной сток является важным фактором в прибрежных районах.
Зональное распределение солености нарушается течениями. Система Гольфстрима выносит воду с соленостью до 35‰ в Норвежское море и в Арктику. Восточно-Гренландское и Лабрадорское течения значительно понижают соленость, перенося распресненную таянием льдов и осадками воду.
Из локальных особенностей поля солености океана следует отметить хорошо выраженное у берегов распресняющее влияние крупных рек, как Амазонка и Конго. Величайшая по своему стоку река Амазонка (10% мирового речного стока приходится на ее долю) имеет солевой состав около 40 мг/л, что почти в 1000 раз меньше средней солености морской воды.
Распределение солености в морях отличается значительными колебаниями вследствие влияния стока рек и климатических условий. Так, например, в Каспийском море соленость в средней части около 13%о, а в заливе Кара-Богаз-Гол соленость достигает 300‰.
Изменение солености по вертикали океана значительно сложнее, чем на поверхности, и связано с распределением водных слоев в зависимости от плотности.
Биогенные элементы . Особый интерес представляет Мировой океан как среда жизни. Именно здесь, по мнению многих ученых, зародилась жизнь, которая в длительном процессе эволюции дала колоссальное многообразие форм. Свыше 300 000 видов живых организмов обитает в океане: от микроскопических водорослей до самых крупных на планете животных - 160-тонных синих китов.
Разнообразие форм жизни на Земле поразительно, хотя оно основано на одном типе химического процесса - фотосинтезе, в результате которого в растениях из неорганических веществ создается органическое.
Большая часть растительного мира океана - это микроскопические фитопланктонные организмы (прикрепленные ко дну водные растения занимают очень небольшую часть), которые в основном и являются первичной продукцией моря. Объем ежегодной продукции фитопланктона в Мировом океане оценен величиной 500 млрд. т. На основе первичной продукции развиваются все другие морские организмы - бактерии, зоопланктон, рыбы, морские звери. Практическое значение для человечества представляет продукция, которую дают свободноплавающие животные (рыбы, головоногие моллюски, млекопитающие). Она оценивается всего 200 млн. т, включая несъедобные виды, резервы воспроизводства.
Для развития фитопланктона, кроме энергии солнечного света, необходимы неорганические компоненты. В состав организмов входит до 60 химических элементов; однако 90-95% массы организмов состоит из шести элементов: углерода, кислорода, водорода, азота, фосфора и кремния.
Соединения углерода, азота, фосфора, кремния, которые необходимы для жизнедеятельности организмов, получили название биогенных веществ.
Потребление биогенных элементов в верхних производящих слоях океана фитопланктоном и удаление их из этих слоев с остатками организмов, падающих вниз, приводит к обеднению слоев. Что касается соединений углерода, то запасы этого элемента в виде СО 2 в море, атмосфере и донных отложениях столь велики, что изменения его концентрации из-за развития растений представляются несущественными. Но азота, фосфора и кремния при интенсивном развитии фитопланктона может оказаться недостаточно.
Изучение химии углерода, азота, фосфора и кремния имеет большое значение не только для химии моря, но и для биологии. Углерод находится в океане в виде неорганических (двуокись углерода СО 2 , угольная кислота, гидрокарбонат HCO 3 — и карбонат СО 3 2) и органических соединений.
В круговороте углерода важную роль играет двуокись углерода. Это соединение углерода обладает особыми физическими и химическими свойствами и встречается в природе в разнообразной форме и больших количествах.
Гидросфера со своими биохимическими и геохимическими процессами оказывает огромное влияние на динамику CO 2 , на содержание двуокиси углерода в атмосфере. Изменение концентрации CO 2 в атмосфере влияет на тепловой баланс земной поверхности, на химические свойства воды, на геологические явления и на климат.
Карбонатная система регулирует pH морской воды, который влияет на процессы растворения и осаждения химических соединений и создает благоприятные условия для существования организмов в океане.
В поверхностных слоях океана в процессе фотосинтеза растений происходит поглощение CO 2 . Эта потеря компенсируется растворением двуокиси углерода из атмосферы.
На больших глубинах, где фотосинтез из-за недостатка света прекращается, идет образование CO 2 за счет разложения органического вещества в результате распада. В верхнем 500-метровом слое окисляется в среднем до 87% первичной продукции. В донные осадки попадает 0,1% органического вещества, из которого только 0,0001 часть идет на формирование нефти.
Повышение концентрации CO 2 с глубиной вызывает увеличение растворимости карбоната кальция, поэтому известковые скелеты организмов, оседающие на дно, частично или полностью растворяются.
Запасы двуокиси углерода в океане поддерживаются поступлением из атмосферы, дыханием водных организмов, разложением органических остатков, растворением известковых пород дна и берегов, поступлением при подводных вулканических извержениях и с материковым стоком.
Уменьшение двуокиси углерода вызывается переходом в атмосферу, потреблением фитопланктоном при фотосинтезе, осаждением в виде карбоната кальция на дно океана.
Согласно О. А. Алекину, в океане ежегодно оседает все вносимое реками количество гидрокарбонатов (1,7 млрд. т), кальция (0,494 млрд. т) и частично магния (0,36 млрд. т).
Азот . Химия азота в море наряду с химией углерода является наиболее сложной. Основные формы азота в океане следующие: аммиачный, нитритный, нитратный, органический и свободный азот. Обмен азота между его соединениями и живыми организмами определяет его содержание.
Неорганические формы азота усваиваются в процессе фотосинтеза фитопланктоном, который, в свою очередь, служит основой питания зоопланктона. Регенерация азота происходит при разложении органического вещества.
Аммиачный азот появляется на первой стадии распада органического вещества в верхней продуктивной зоне. Больших концентраций иона аммония не наблюдается вследствие дальнейшего окисления до нитритов или потребления фитопланктоном.
Нитритные ионы, так же как и аммиак, содержатся в морской воде в малых концентрациях и под воздействием бактерий в присутствии кислорода окисляются в нитратные ионы. В отсутствие кислорода (в зоне минимума кислорода) происходит восстановление нитратов органическим веществом до нитритов.
Нитратный азот является основной формой азота в море (65% связанного азота заключено в этой форме) и представляет главный источник азотного питания организмов и конечный продукт минерализации органического вещества. Ниже зоны фотосинтеза концентрация нитратов быстро увеличивается, достигая максимума на 400-1000 м.
Азот в виде различных соединений попадает в океан с материковым стоком и атмосферными осадками. Ориентировочное содержание «связанного» азота (органический, нитратный и аммиачный), по нашим подсчетам, может быть принято в речном стоке равным около 0,6, а в атмосферных осадках - 0,3 мг/л. Рассматривая Мировой океан в первом приближении как среду, находящуюся в динамическом химическом равновесии, очевидно, что азот атмосферных осадков + азот материкового стока компенсируют процесс денитрификации (процесс перевода соединений азота в свободный азот) в океане. Количество азота, которое попадает в донные осадки, мало. Процессом азотофиксации, поскольку процесс эндотермичен и имеет ограниченное развитие, можно пренебречь при подведении баланса азота. В таком случае денитрификация приводит к ежегодной потере около 0,3 г азота под 1 м 2 поверхности Мирового океана.
Фосфор также относится к основным биогенным элементам. Большая часть фосфора (около 90%) находится в виде растворимых неорганических соединений, органический фосфор составляет 5-7% и фосфор взвешенного вещества - 3-5%. Основным источником фосфора в океане является материковый сток. Речные воды содержат фосфор в неорганической и органической формах и в виде взвеси неорганического происхождения. Другим источником поступления фосфора является эоловый вынос терригенного материала, вулканическая деятельность и обмен с дном.
Неорганический фосфор, как и формы неорганического азота, усваивается растениями и переходит в органические соединения. Органический фосфор под воздействием бактерий или ферментов снова переходит в неорганическую форму. Схема круговорота фосфора подобна циклу азота, но имеет два отличия: по сравнению с азотом фосфор быстрее освобождается из органического вещества, у фосфора имеет место обмен с донными отложениями.
Распределение неорганического фосфора в океане определяется процессами потребления его фитопланктоном и регенерацией, а также динамическими причинами. В поверхностных водах концентрация фосфора меньше, чем в глубинных. С глубиной концентрация фосфора увеличивается, достигая максимальных значений в пределах 500-1200 м. Сезонные изменения фосфатов в поверхностном слое аналогичны изменениям нитратов. Весной и летом в высоких и умеренных широтах бурное развитие фитопланктона может привести к полному исчезновению питательных солей в зоне фотосинтеза. Большую часть года отсутствуют биогенные элементы в поверхностных слоях экваториальной и тропической зон. Только в районах подъема глубинных вод наблюдаются высокие концентрации соединений азота и фосфора.
Кремний входит в состав скелетов различных морских организмов. Хотя кремний является одним из распространенных элементов земной коры, концентрация его в морской воде невелика. Основная форма кремния в океане - растворенная неорганическая (95%), взвешенная неорганическая форма составляет около 1%, остальная часть приходится на органическую.
Распределение кремния в океане сходно в общих чертах с распределением азота и фосфора. Наименьшее количество кремния отмечается в поверхностных слоях, где он используется фитопланктоном, хотя его концентрация (в отличие от азота и фосфора) никогда не достигает нуля. С глубиной его концентрация растет вследствие растворения скелетных частей, достигая максимума у дна. Максимум содержания кремния расположен глубже максимума фосфора и азота, так как регенерация фосфора и азота из мягких тканей организмов идет быстрее, чем растворение скелетов и панцирей, часть которых достигает дна. Диатомовые илы занимают до 10% площади дна океана. Эта потеря кремния из общего цикла компенсируется речным стоком и эоловым (ветровым переносом).
Растворенные газы . Газы попадают в океан в результате обмена с атмосферой, при вулканической подводной деятельности и в результате протекающих в морской воде химических и биологических процессов.
Соотношение кислорода и азота в морской воде приблизительно 1:2, в то время как в атмосфере оно равно 1:4, т. е. относительное содержание кислорода в морской воде повышено.
Кислород в морской воде является подвижным и активным элементом. Наличие кислорода в воде обязательно для существования большинства организмов.
Концентрация кислорода в океане колеблется в пределах до 10 мл/л. Основными источниками кислорода в морской воде являются: обмен с атмосферой и выделение его в результате процесса фотосинтеза. Поглощение кислорода из атмосферы может происходить только при концентрации ниже равновесной, которая зависит от температуры и солености.
К процессам, уменьшающим концентрацию кислорода в океане, относят выделение кислорода в атмосферу и расход на химические, биохимические и биологические процессы.
По величине концентрации кислорода водную толщу океана можно разделить на четыре зоны: поверхностная, промежуточная, глубинная и придонная.
Поверхностная зона, в свою очередь, может быть подразделена на верхний слой, слой наибольшего фотосинтеза и нижний слой. Верхний слой (0-10 м) вследствие обмена с атмосферой почти всегда насыщен кислородом (100% насыщения при данной температуре и солености). Слой наибольшего фотосинтеза характеризуется пересыщением кислорода (до 120-130%). Нижняя граница этого слоя определяется глубиной, на которой количество продуцируемого кислорода фитопланктоном равно количеству расходуемого кислорода. Нижний слой находится от точки компенсации до промежуточной зоны и характерен падением концентрации кислорода.
Промежуточная зона (слой кислородного минимума) меняет свое положение в разных частях океана от 100-300 до 1400-1600 м. В этой зоне происходит резкое падение температуры и содержания кислорода до 0,5 мл/л.
Глубинная зона занимает основную часть океана и характеризуется довольно высоким содержанием кислорода - до 5 мл/л. Если бы воды океана не перемешивались, то следовало бы ожидать дальнейшего уменьшения концентрации кислорода. В глубинной зоне океана происходит перемещение водных масс арктического и антарктического происхождения, которые при низкой температуре были насыщены кислородом, что и вызывает обогащение зоны. Даже в глубоководных впадинах (более 8 км) Тонга, Кермадек и Марианской содержание кислорода довольно высокое - около 4 мл/л.
Придонная зона занимает незначительную часть океана и характеризуется низким содержанием кислорода.
Сезонное изменение кислорода наблюдается только в поверхностной зоне в средних и высоких широтах. Зимой концентрация кислорода возрастает вследствие увеличения растворимости газов при понижении температуры, несмотря на уменьшение фотосинтеза. Летом наблюдается понижение содержания кислорода, но иногда отмечаются вспышки цветения водорослей, которые создают перенасыщение кислорода в поверхностной зоне.
Среди газов, растворенных в морской воде, наибольшую концентрацию имеет азот. Однако ввиду химической инертности азот почти не участвует в процессах, протекающих в океане.
Сероводород . Сероводород появляется в морской воде только в случае отсутствия кислорода. Образование сероводорода при биохимическом восстановлении сульфатов протекает при участии анаэробных бактерий. Другой источник поступления сероводорода - разложение органического вещества.
Временное образование сероводорода отмечалось в Индийском и Атлантическом океанах, в глубоких фиордах Норвегии. Постоянно сероводород содержится в Черном море на глубинах более 150-200 м вследствие отсутствия обмена глубинных вод через мелководный пролив Босфор и слабой вертикальной циркуляции вод в самом Черном море. Концентрация сероводорода в нем достигает 7 мл/л.
Если вы нашли ошибку, пожалуйста, выделите фрагмент текста и нажмите Ctrl+Enter .
Температура морской воды. В поверхностном слое морей и океанов температура воды во многом зависит от климатических условий местности. В тропиках она значительно выше, чем в умеренных и полярных широтах. Но начиная с некоторой глубины колебания температуры морской воды, обусловленные климатическими условиями, исчезают, и далее с глубиной температура неуклонно понижается. Многочисленные замеры позволили определить среднегодовую температуру воды у поверхности отдельных океанов и Мирового океана в целом. Для Мирового океана она оказалась равной 17,4°С, что почти на 3°С выше температуры нижних слоев атмосферы.
Температура воды в придонных слоях Мирового океана, по данным многочисленных замеров, понижается до 3°С, а в глубоководных впадинах может быть ниже нуля, так как температура замерзания воды из-за наличия в ней солей понижается. Так, в придонных слоях глубоководных впадин температура воды понижается до -2 °С. Температура, воды Северного Ледовитого океана до глубины 350-450 м резко повышается до 0,5-1°С, при дальнейшем росте глубины она неуклонно понижается и уже на глубине 1500 м достигает -1°С.
На температуру морских вод значительное влияние оказывают морские течения, которые могут повысить или понизить среднюю температуру бассейна. Резкое различие температуры морской воды высоких широт и тропических областей обусловливает циркуляцию и постоянное перемешивание вод Мирового океана.
Давление и плотность морской воды. Давление в морях и океанах возрастает пропорционально глубине. На каждые 100 м глубины оно увеличивается примерно на 1 МПа, достигая наибольшей величины в глубоководных впадинах. Расчет давления р для конкретных глубин производится по формуле р = Нg/100, где Н - глубина, для которой производится расчет; g - плотность морской воды.
Обычно плотность морской воды при расчетах невысокой точности принимают равной единице; фактически она изменяется в небольших пределах (1,0275-1,022 г/см 3) и зависит от колебаний температуры и содержания растворенных солей.
Химический состав вод. Морская вода содержит в растворенном виде значительное количество различных солей. Их содержание в 1 л морской воды измеряют в промилле (0 / 00), составляющих 0,1 %. Средняя соленость морской воды, равная 3,5% (35 0 / 00), называется нормальной . Различают абсолютную соленость, т. е. количество растворенных солей, и солевой состав воды, т. е. соотношения между содержанием растворенных солей. В водах с нормальной соленостью подавляющая часть растворенного вещества приходится на долю хлористого натрия (78,32 %) и хлористого магния (9,44 %). Сульфаты, представленные MgSO 4 , CaSO 4 , K 2 SO 4 , составляют всего 11,94 %, на долю всех других солей приходится 0,3 %. В морской воде помимо перечисленных солей присутствуют йод, фтор, фосфор, цинк, свинец и другие элементы. Поскольку воды Мирового океана постоянно перемешиваются, их средняя соленость остается неизменной. Что касается вод некоторых обособленных морей, то на их соленость влияют многие факторы, главными из которых следует считать климатические условия, речной сток, газовый режим и т. д. В результате соленость вод таких морей значительно отличаетсяотнормальной. Чем больше изоляция морского бассейна, тем значительнее это отличие. При этом может измениться не только абсолютная соленость, но и солевой состав вод. О масштабах отклонения можно судить по данным табл. 3.
Таблица 3
Естественно, что вблизи устьев рек морская вода имеет пониженную соленость. В других случаях, например в Средиземном море, в результате испарения понижается уровень воды и увеличиваются ее соленость и плотность. В связи с этим в Средиземное море направляются поверхностные течения через пролив Дарданеллы из Мраморного и Черного морей, где испарение компенсируется притоком речных вод. Такой же обмен водами происходит между Красным морем, воды которого характеризуются резко повышенной соленостью (45 0 / 00), и Индийским океаном, а также между относительно пресноводным Балтийским морем и Северным. Менее соленые воды имеют меньшую плотность и распространяются над более солеными и тяжелыми, поэтому поверхностные течения всегда движутся к областям с большей соленостью, а придонные течения - в противоположном направлении.
Растворимость солей, а следовательно, и соленость вод увеличиваются с повышением температуры. Поэтому в полярных областях в поверхностном слое с низкой температурой соленость минимальная, а замерзающий лед практически пресный.
Газовый режим морей и океанов. В воде современных морей растворены кислород, азот, углекислый газ, иногда сероводород в сочетании с азотом и углекислым газом. Бассейны, в водах которых растворен кислород, обладают нормальным газовым режимом; при наличии сероводорода развивается аномальный газовый режим, или сероводородное заражение. Газовый режим морских бассейнов зависит от многих факторов, главными из которых являются температура морских вод и их вертикальное перемешивание. Газовый режим, в свою очередь, определяет характер органического мира бассейна и существенно влияет на процессы осадконакопления. Наибольшее геологическое значение имеют кислород и углекислый газ, обладающие большой химической активностью. Кислород играет основную роль в жизнедеятельности морских организмов. Он поступает в воды бассейна как из атмосферы, так и за счет фотосинтезирующей деятельности водорослей. Количественно в морской воде преобладает углекислый газ, которого здесь во много раз больше, чем других газов атмосферы. Действительно, в 1 л поверхностного слоя морской воды растворено 50 мл углекислого газа, 13 мл азота, 2-8 мл кислорода и небольшое количество аргона и других газов. Таким образом, в водах Мирового океана растворено около 140 трлн.т углекислоты, что в 60 раз больше ее количества, содержащегося в атмосфере. Объясняется это повышенной растворимостью углекислого газа в морской воде. Кислорода в воде растворено всего 8 трлн. т, т. е. в 130 раз меньше, чем содержится в атмосфере.
Растворение газов в морской воде - процесс обратимый. При этом устанавливается динамическое равновесие между количеством газов, поступивших из атмосферы в морские воды и выделившихся из них. Растворимость газов зависит от температуры воды. При ее повышении образуется избыток газов и последние могут выделиться в атмосферу.
Особенно важную геологическую роль играют изменения растворимости углекислого газа. В полярных областях с низкой температурой она особенно высока и воды здесь обычно недонасыщены углекислотой. В экваториальной зоне, наоборот, морская вода перенасыщена углекислотой. Перемешивание вод приводит к возникновению циркуляции СО 2 в атмосфере: в экваториальных широтах углекислота выделяется в атмосферу из воды, а в полярных областях интенсивно поглощается водой.
Изменяется содержание СО 2 и по разрезу вод океана. В нижних, холодных его слоях образуется избыток СО 2 и возникает растворимый бикарбонат кальция Са(НСО 3) 2 . В верхних, прогретых слоях растворимость углекислоты падает и избыток ее выделяется в атмосферу. Кроме того, часть СО 2 поглощается фотосинтезирующими водорослями. Создающийся дефицит СО 2 приводит к образованию нерастворимого карбоната кальция СаСО 3 и выпадению его в осадок.
Однако, если глубина моря превышает 4-4,5 км, то нерастворимый карбонат в нижних слоях океана снова превратится в растворимый бикарбонат. Таким образом, на глубине 4-4,5 км расположен так называемый уровень карбонатной компенсации. Если дно океана выше этого уровня, то происходит активное накопление карбонатов и захоронение углерода в коре, если же океан глубже, то формирования карбонатных осадков не происходит.
Органический мир Мирового океана. В геологической деятельности моря принимают участие многочисленные животные и растительные организмы, в изобилии населяющие морские и океанические водоемы. После гибели организмов их скелетные остатки в дальнейшем преобразуются в органогенные горные порода.
Состав и строение огромной массы обитающих в морях растительных и животных организмов в значительной мере зависят от среды обитания, т. е. от таких факторов, как глубина моря, температура, соленость, давление, глубина проникновения света, динамика морской воды и т.д. Даже незначительное, изменение хотя бы одного из этих факторов часто приводит к массовой гибели животных и растений, населяющих участок морского бассейна. Этим и объясняется тот факт, что к определенным областям моря приурочены приспособившиеся к обитанию в них сообщества (биоценозы) животных и растений. Весь органический мир морских бассейнов подразделяется на три основные группы: бентос, планктон и нектон.
К бентосу относят большую группу животных и растений, обитающих на дне морей и океанов. Одна их часть прирастает ко дну, другая передвигается на небольшие расстояния. В первом случае бентос называют прикрепленным, во втором - неприкрепленным, или подвижным. Донное население больших глубин в отличие от бентоса мелководных прибрежных частей моря называется абиссальным бентосом. К прикрепленному бентосу относятся морские лилии, кораллы, губки, мшанки и др., к подвижному бентосу - гастроподы, морские ежи, морские звезды и др.
К группе планктона принадлежат все организмы, пассивно плавающие, т. е. переносимые волнами и морскими течениями. Среда обитания планктона - вся толща морской воды, Планктонными формами являются мелкие одноклеточные животные (фораминиферы, радиолярии), а также некоторые растения (диатомеи и другие водоросли). Фораминиферы и радиолярии обитают в основном в океанических водах тропических и средних широт, диатомеи - в холодных околополярных морях. Планктон составляет основную часть органической массы, населяющей Мировой океан.
Все активно плавающие животные относятся к группе нектона . В эту группу входят разнообразные виды рыб и многие представители морских беспозвоночных.
Основное геологическое значение среди перечисленных групп морских организмов имеют бентос и планктон. Ввиду массовости распространения многие представители этих групп играют ведущую роль в процессах осадконакопления и являются породообразующими организмами.
Температурный режим вод МО. Температурный режим вод МО определяется тепловым балансом. Океан получает теплоту за счет суммарной солнечной радиации. от конденсации влаги на водной поверхности, льдообразования и химико-биологических процессов, идущих с выделением теплоты; в океан поступает теплота, приносимая атмосферными осадками, речными водами; на температуре глубоководных слоев сказывается теплота Земли (об этом свидетельствуют высокие до 260 0 С температуры во впадинах Красного моря – вода здесь горячий рассол с соленостью 270 0 / 00). Теряется теплота за счет эффективного излучения водной поверхности, испарения воды, таяния льда, турбулентного обмена с атмосферой, нагрева холодной воды рек и течений. Определяющее значение в тепловом балансе имеет приход солнечной радиации и расход тепла на испарение.
Средняя годовая температура МО составляет 17,4 0 С, наибольшая средняя годовая температура воды отмечена для Тихого океана (19,1 0 С), наименьшая – для Северного Ледовитого океана (0,75 0 С). Распределение теплоты в толще океанской воды происходит благодаря конвекции и перемешиванию в результате волнения и течений. Температура воды с глубиной понижается. На некоторой глубине в толще воды наблюдается резкое понижение температуры, здесь выделяется слой температурного скачка – термоклин. По изменению температуры воды с глубиной выделяется несколько типов распределения температур.
В экваториальном типе температура воды быстро уменьшается от 26,65 0 С на поверхности до 10,74 0 С на глубине 300 м. Термоклин наблюдается на глубине 200-300 м. Далее до глубины 1000 м температура воды уменьшается медленно, а глубже остается практически постоянной.
В тропическом типе температура воды резко падает от 26,06 0 С до 13,60 0 С на глубине 300 м, далее температура воды изменяется более плавно.
В субтропическом типе температура воды уменьшается от 20,3 0 С на поверхности до 13,1 0 С на глубине 300 м. В субполярном типе температура уменьшается от 8,22 0 С на поверхности до 5,20 0 С на глубине 150 м. Полярный тип характеризуется уменьшением температуры воды до глубины 100 м, затем температура начинает повышаться до 1,8 0 С на глубине 400 м. За счет притока теплых атлантических вод. На глубине 1000 м температура воды равна 1,55 0 С. В слое от поверхности до глубины 1000 м наблюдается зональное изменение температуры и солености воды, глубже характеристики воды остаются практически постоянными.
Физико-химические свойства вод МО. Еще в начале 19 в. было замечено, что количество растворенных в водах океана солей может сильно различаться, но солевой состав, соотношение различных солей вод МО одинаковы. Эта закономерность формулируется как свойство постоянства солевого состава морских вод. На 1 кг морской воды приходится 19,35 г хлора, 2,70 г сульфатов, 0,14 г гидрокарбонатов, 10,76 г натрия, 1,30 г магния, 0,41 г кальция. Количественное соотношение между главными солями в воде МО остается постоянным. Общая соленостьопределяется по количеству хлора в воде (формулу получил М. Кнудсен в 1902 г.):
S = 0,030 + 1,805 Cl
Воды океанов и морей относятся к хлоридному классу и натриевой группе, этим они резко отличаются от речных вод. Всего восемь ионов дают более 99,9% общей массы солей в морской воде. На оставшиеся 0,1% приходятся все остальные элементы таблицы Д.И. Менделеева.
Распределение солености в водных массах зонально и зависит от соотношения осадков, притока речных вод и испарения. Кроме того, на соленость воды оказывает влияние циркуляция вод, деятельность организмов и другие причины. На экваторе отмечается пониженная соленость воды (34-33 0 / 00), обусловленная резким увеличением атмосферных осадков, стоком полноводных экваториальных рек и немного пониженным испарением из-за высокой влажности. В тропических широтах наблюдается самая высокая соленость вод (до 36,5 0 / 00), связанная с высоким испарением и небольшим количеством осадков в барических максимумах давления. В умеренных и полярных широтах соленость вод понижена (33-33,5 0 / 00), что объясняется увеличением количества осадков, стоком речных вод и таянием морских льдов.
Широтное распределение солености нарушают течения, реки и льды. Теплые течения в океанах переносят более соленые воды в направлении высоких широт, холодные течения переносят менее соленые воды к низким широтам. Реки опресняют приустьевые районы океанов и морей. Очень велико влияние рек Амазонки (опресняющее влияние Амазонки ощущается на расстоянии 1000 км от устья), Конго, Нигера и др. Льды оказывают сезонное влияние на соленость вод: зимой при образовании льда соленость воды возрастает, летом при таянии льда – уменьшается.
Соленость глубинных вод МО однообразна и в целом составляет 34,7-35,0 0 / 00 . Соленость придонных вод более разнообразна и зависит от вулканической деятельности на дне океана, выходов гидротермальных вод, разложения организмов. Характер изменения солености вод океана с глубиной различен на разных широтах. Выделяют пять основных типов изменения солености с глубиной.
В экваториальных широтах соленость с глубиной постепенно возрастает и достигает максимального значения на глубине 100 м. На этой глубине к экватору подходят более соленые и плотные воды их тропических широт океанов. До глубины 1000 м соленость очень медленно повышается до 34,62 0 / 00 , глубже соленость практически не меняется.
В тропических широтах соленость немного увеличивается до глубины 100 м, затем плавно уменьшается до глубины 800 м. На этой глубине в тропических широтах наблюдается самая низкая соленость (34,58 0 / 00). Очевидно, здесь распространяются менее соленые, но более холодные воды высоких широт. С глубины 800 м она немного увеличивается.
В субтропических широтах соленость быстро уменьшается до глубины 1000 м (34,48 0 / 00), затем становится почти постоянной. На глубине 3000 м она составляет 34,71 0 / 00 .
В субполярных широтах соленость с глубиной медленно увеличивается с 33,94 до 34,71 0 / 00 , в полярных широтах соленость с глубиной возрастает более существенно – с 33,48 до 34,70 0 / 00 .
Соленость морей сильно отличается от солености МО. Соленость воды Балтийского (10-12 0 / 00), Черного (16-18 0 / 00), Азовского (10-12 0 / 00), Белого (24-30 0 / 00) морей обусловлена опресняющим влиянием речных вод и атмосферных осадков. Соленость воды в Красном море (40-42 0 / 00) объясняется малым количеством осадков и большим испарением.
Средняя соленость вод Атлантического океана – 35,4; Тихого – 34,9; Индийского – 34,8; Северного Ледовитого океана – 29-32 0 / 00 .
Плотность – отношение массы вещества к его объему (кг/м 3). Плотность воды зависит от содержания солей, температуры и глубины, на которой находится вода. При увеличении солености воды плотность возрастает. Плотность воды увеличивается при понижении температуры, при увеличении испарения (так как увеличивается соленость воды), при образовании льда. С глубиной плотность растет, хотя и очень незначительно из-за малого коэффициента сжимаемости воды.
Плотность воды изменяется зонально от экватора к полюсам. На экваторе плотность воды небольшая – 1022-1023, что обусловлено пониженной соленостью и высокими значениями температуры воды. К тропическим широтам плотность воды возрастает до 1024-1025 из-за увеличения солености воды вследствие повышенного испарения. В умеренных широтах плотность воды средняя, в полярных – увеличивается до 1026-1027 из-за понижения температуры.
Способность воды растворять газы зависит от температуры, солености и гидростатического давления. Чем выше температура и соленость воды, тем меньше газов может в ней раствориться.
В воде океанов растворены различные газы: кислород, углекислый газ, аммиак, сероводород и др. Газы попадают в воду из атмосферы, за счет речного стока, биологических процессов, подводных вулканических извержений. Наибольшее значение для жизни в океане имеет кислород. Он участвует в планетарном газообмене между океаном и атмосферой. В активном слое океана ежегодно образуется 5 х 10 10 т кислорода. Поступает кислород из атмосферы и выделяется при фотосинтезе водных растений, расходуется на дыхание и окисление.
Углекислый газ находится в воде в основном в связанном состоянии, в виде углекислых соединений. Он выделяется при дыхании организмов, при разложении органического вещества, расходуется на строительство скелета кораллами.
Азот всегда есть в воде океана, но его содержание по отношению к другим газам меньше, чем в атмосфере. В некоторых морях в глубине может накапливаться сероводород, происходит это благодаря деятельности бактерий в бескислородной среде. В Черном море отмечено сероводородное загрязнение, содержание его достигло 6,5 см 3 /л, организмы в такой среде не живут.
Прозрачность воды зависит от рассеяния и поглощения солнечной радиации, от количества минеральных частиц и планктона. Наибольшая прозрачность отмечена в открытом океане в тропических широтах и равна 60 м. Уменьшается прозрачность воды на мелководье вблизи устьев рек. Особенно резко уменьшается прозрачность воды после шторма (до 1 м на мелководье). Наименьшая прозрачность наблюдается в океане в период активного размножения планктона. От прозрачности воды зависит глубина проникновения солнечных лучей в толщу океана и, следовательно, распространение фотосинтезирующих растений. Организмы, способные усваивать солнечную энергию, живут на глубине до 100 м.
Толща чистой воды имеет голубой или синий цвет, большое количество планктона приводит к появлению зеленоватого оттенка, вблизи рек вода может быть коричневой.