Соленость океанской воды

Соленость океанской воды, в отличие от постоянства соотношения между главными ионами, неодинакова в разных частях океанов, морей и на различных глубинах [7, с.94].

Еще в середине XIX в. ученые обнаружили замечательную геохимическую особенность океанической воды. Эта особенность заключается в том, что, несмотря на колебания солености, соотношение главных ионов остается постоянным. Солевой состав океана является своего рода геохимической константой.

Изучение режима солености океанов и отдельных морей позволяет судить о происхождении водных масс, их динамике. Неоднородность солености в океане объясняется наличием ряда процессов, уменьшающих концентрацию ионов и увеличивающих ее. К числу факторов, понижающих соленость, относится:

– выпадение атмосферных осадков на поверхность океана;

– материковый сток;

– вода, образующаяся при таянии льдов;

– выпадение солей в осадок.

Наибольшее значение для изменения солености на поверхности океана имеет выпадение атмосферных осадков. Общий объем осадков составляет 411 тыс. км³ в год, т.е. 1200 мм слоя для всей поверхности океана. Различные количества выпадающих осадков в разных частях океана обусловливают неоднородность солености. Сток опресненных вод, поступающих с материка, хотя и меньше по объему (35,5 тыс. км³ в год), но оказывает сильное местное влияние на соленость морей, особенно внутренних, а также приустьевых участков океана. При таянии льдов у поверхности образуются большие массы пресной воды, способствующие понижению солености морской воды. Этот фактор действует лишь в высоких широтах и в определенные времена года. Выпадение же солей в осадок происходит главным образом в низких широтах – в тропической и экваториальной зонах. Количество солей, ежегодно выпадающих в осадок, составляет около 1361 млн.т.

К процессам, повышающим величину солености, относится испарение с водной поверхности океана и ледообразование. Наибольшее значение имеет испарение, которое ежегодно для всей поверхности океана составляет 447 тыс. км³. Действие этого фактора, так же как и атмосферных осадков, зонально и наиболее проявляется в низких широтах, особенно у тропиков. Выделение солей при замерзании воды имеет значение только для полярных районов морей и океанов.

Соленость на поверхности океана для отдельных его частей зависит от климатических условий, определяемых широтой, в частности от температуры и влажности воздуха, облачности и преобладающей системы ветров.

Величина солености на поверхности океана, если не считать арктического бассейна и его приустьевых районов, колеблется в сравнительно узком диапазоне, редко выходя за пределы 32–37,5 %. Средняя соленость поверхности Мирового океана составляет 34,7 %, а морей имеет более широкий диапазон – от 8 до 42 %, кроме сильно опресненных заливов.

Зона низких широт по сравнению с полярными отличается более высокими величинами солености.

Особенно сильно опреснен Арктический бассейн, поскольку он более изолирован от других океанов материками, и в него, в отличие от Антарктического бассейна, впадает большое число крупных рек.

Наибольшая величина солености отмечается в тропических зонах, причем в экваториальной зоне она несколько меньше. Это объясняется характером преобладающей погоды в этих зонах. В тропиках, благодаря систематическому воздействию пассатов, сильная ветровая деятельность и малая облачность способствуют более сильному испарению. Наоборот, для экваториальной зоны характерно преобладание штилевой погоды со значительной облачностью и большим количеством выпадающих осадков. Подобные два тропических максимума солености, расположенные по обе стороны экватора, выражены наиболее ясно в Атлантическом океане.

Соленость поверхностной воды внутренних морей, имеющих затрудненный водообмен с океаном, под влиянием материкового стока обычно значительно ниже, чем в океанах. Но внутренние моря, находящиеся в районах с засушливым климатом, наоборот, имеют повышенную по сравнению с океаном соленость поверхности воды. В Средиземном море, например, соленость на поверхности бывает 37–38 %, а в Красном море, почти лишенном материкового стока при жарком климате, наибольшая величина солености доходит до 40–42 %.

Изменение солености по глубинам значительно сложнее и разнообразнее, чем на поверхности, и связано с распределением слоев воды по их плотности. С увеличением солености плотность океанической воды всегда повышается, а с увеличением температуры воды – понижается. Следовательно, могут существовать воды с одинаковой плотностью, но с различными температурами и соленостями. Примером уменьшения солености и температуры воды с глубиной может служить распределение их в одной из глубочайших впадин Мирового океана – впадине Тонга (рис. 9).

Рис. 9. Изменение солености S % (1) и температуры t^o (2) по глубинам

во впадине Тонга (Тихий океан)

На глубинах океана наблюдается и еще более сложное распределение солености. Отдельные слои воды с различной соленостью могут чередоваться, распределяясь по ее плотности в зависимости от температуры.

Укажите, какие факторы оказывают основное значение на изменение солености океанской воды…

[1] материковый сток; выпадение солей в осадок; прогрев воды;

[2] уменьшение плотности поверхностных слоев;

[3] испарение и выпадение атмосферных осадков;

[4] климатические условия, определяемые с широтой.

2.9. Океан – индивидуальная форма структуры
для нашей планеты

Роль Мирового океана в природных процессах, происходящих на нашей планете, а также в жизни всего человечества, общеизвестна [16, с.14].

Океан – это «кухня погоды», кладезь богатств минеральных и продовольственных, это главный «ассенизатор» планеты, он же – неиссякаемый источник энергии, по нему проходят основные транспортные артерии.

Вместе с тем океан с его разнохарактерными чертами – это сложнейший объект для исследований. Понадобилось несколько столетий, чтобы человечество получило самое поверхностное представление о его глубинах, течениях, приливах и отливах, живых организмах, населяющих его. Можно сказать, что последние 35–55 лет – это время широкого научного наступления на тайны Мирового океана: открыты глубинные противотечения, изучается образование и движение громадных океанских вихрей, внутренних волн.

Первое крупное открытие, изменившее во многом представление о характере движения океанических масс, было сделано в Тихом океане в 1951 г. Под Южным пассатным течением на экваторе было обнаружено противотечение со скоростью, достигающей местами 150 см/с – течение Кромвеля. В 1959 г. было открыто экваториальное под поверхностное противотечение – течение Ломоносова – поразительное природное явление: на глубине от 75 до 200–400 м в глубине океанских вод текла как бы мощная подводная река шириной 200– 250 миль. Эти открытия самым существенным образом изменили представления о циркуляции водных масс тропической Атлантики. В 1969 г. в глубинах океана в районе Антильских и Багамских островов открыто мощное течение на глубине 600–800 м. Его протяженность более 3500 миль, и названо оно Гвиано-Антильским подповерхностным противотечением.

В океане обнаружены водные вихри, которые стали называть синоптическими. Получается, что океан вопреки всем ожиданиям схож с атмосферой. Не менее 90% кинетической энергии океана заключено в вихрях. Хорошо выраженные вихри были обнаружены в Арктике и Антарктике. Они были найдены и в Тихом океане. Циклонические вихри (вращение против часовой стрелки) характеризуются сгоном поверхностных вод и подъемом из глубины холодных вод. Это явление важно для биологии океана, так как глубинные воды выносят на поверхность питательные соли, приводящие к бурному развитию жизни. В свою очередь, антициклонические вихри (вращение по часовой стрелке) приводят к нагону поверхностных вод и их опусканию на глубину, то есть эти вихри являются «теплыми», так как температура поверхностных вод повышается.

Теплые и холодные вихри в океане создают особые условия для тепло- и влагообмена с атмосферой и поэтому оказывают самое существенное влияние на изменение параметров воздушных масс, то есть изменяют погоду. Вихревая форма движения является более динамически устойчивой, способствующей сохранению равновесия глобальной динамической системы океанических течений и противотечений.

Вулканические извержения – это грозные и величественные явления природы. Дно океана усеяно вулканами. На его поверхность выступают лишь самые высокие из них, всего же на дне океана обнаружено более 10 тыс. вулканов. Извержения подводных вулканов, расположенных в очень глубоких местах океана, обычно незаметны, так как большое давление воды препятствует взрывным извержениям. А если подводный вулкан находится в более мелком месте, то его извержения будут сопровождаться выбросами огромного количества пара и газов, переполненных мелкими обломками лавы. Обычно у такого вулкана взрывы продолжаются до тех пор, пока извергаемые породы не образуют остров, поднявшийся над уровнем моря.

Изучение вулканической деятельности представляет особую важность. Это связано с необходимостью прогнозировать начало вулканических извержений и землетрясений. Изучение вулканической деятельности необходимо для познания фундаментальных законов возникновения и эволюции планеты Земля.

Много сделано и делается в области изучения геоморфологии и геологии океанического дна. Морское дно, которое раньше считали плоским, вовсе не похоже на бескрайнюю равнину. Материковые склоны, плавно спускающиеся с континентального шельфа, почти повсюду перемежаются подводными ущельями и широкими впадинами, образующимися под действием мощных мутьевых потоков, оставляющих за собой глубоко врезанные долинообразные желоба. Подводные землетрясения и вулканическая деятельность постоянно меняют очертания морского дна вдоль основных подводных океанских глубин.

Биологические исследования, проведенные в Курило-Камчатской впадине, помогли приоткрыть тайну жизни в глубинах океана, решить принципиальный спор о предельных глубинах, на которых возможно пребывание живых организмов. На глубинах свыше 7 км найдены относительно немногочисленные виды фораминифер, губок, кишечнополостных, червей, иглокожих, ракообразных, моллюсков, погонофор, асцидий. На глубинах более 10 км – несколько видов фораминифер, актиний, нематод, эхнурид, ракообразных и из иглокожих – голотурии. Эти находки доказали, что даже самые большие глубины океана населены.

Уточните, какое значение имеет исследование глубоководной фауны…

[1] при определении возраста глубоководных впадин океана их фауна является почти единственным надежным критерием;

[2] стабильность условий жизни и невозможность переселения фауны из одной впадины в другую позволяет реконструировать ход геологической эволюции океана;

[3] меняется представление о рельефе дна во многих районах океана;

[4] среди обитателей ультраабиссали (живущих на глубинах более 6 000 м) открыты крупные животные.

Озера. Химия озер

Количество озер на земной поверхности очень велико. Химический состав воды озер и рек генетически связан [1, с.284].

Эта связь проявляется особенно заметно на небольших озерах с малым водосбором, на которых прямые и косвенные факторы, формирующие химический состав, имеют много общего. По мере увеличения площади бассейна озера возрастает различие литологических, климатических и гидрогеологических условий в отдельных его частях, отражающееся на химическом составе притоков, поскольку состав озера осредняет индивидуальные гидрохимические особенности притоков.

Таким образом, химический состав озера, так же как и рек, всецело зависит от окружающей среды. Однако морфологические особенности создают специфические черты химического состава их вод и гидрохимического режима, не свойственные рекам. Из них особенно большое значение имеют размеры озера, площадь, глубины и конфигурация.

Глубины озера, а также замедленный водообмен создают неоднородность состава воды по вертикали. В этом заключается одна из характерных особенностей гидрохимического режима озера, отличающая его от режима рек и до некоторой степени сближающая с режимом морей.

От размера и глубины озера зависит и прогреваемость воды, а продолжительность высоких летних температур в свою очередь определяет интенсивность биологических процессов, происходящих в озере.

С увеличением размера озера, а также при увеличении минерализации воды роль биологического фактора уменьшается и возрастает значение физических и физико-химических процессов. Различие в минерализации отражается и на ионном составе воды озер. В нем наблюдаются те же закономерности, которые свойственны и составу речной воды. С увеличением минерализации озерной воды происходит относительный рост ионов в ее составе в такой последовательности:

HCO₃^- ® SO₄^2- ® Cl^-; Ca²⁺ ® Mg²⁺ ® Na⁺.

При минерализации до 500–1000 мг/л в озерной воде преобладают гидрокарбонатные ионы, свыше 1 г/кг – чаще всего сульфатные, а по достижении 3–5 г/кг – сульфатные или хлоридные воды. В составе катионов озерных вод преобладающая роль кальция сохраняется до 1–2 г/кг, уступая при дальнейшей минерализации ионам натрия. Ионы магния, так же как и во всех других водах, сохраняют при всех величинах минерализации промежуточное положение. Причина подобного распределения ионного состава заключается в различной растворимости солей.

Подавляющая часть пресных озер, так же как и рек, по составу гидрокарбонатно-кальциевые. К ним относятся такие крупнейшие озера, как Байкал, Ладожское, Онежское, Таймыр, Верхнее, Гурон, Мичиган, Виктория, Танганьика.

Ионный состав озерной воды можно выразить следующими элементами:

S_пр + S_{атм, ос} + S_гр = S_ст + S_эол + S_фил S_ос,

где S_пр – соли, вносимые притоками; S_{атм, ос} – соли, вносимые атмосферными осадками и пылью; S_гр – соли, вносимые грунтовыми водами; S_ст – соли, выносимые стоком; S_эол – соли, выносимые с водяными брызгами ветром; S_фил – соли, теряемые при фильтрации из озера; S_ос – соли, выпадающие в осадок. Для пресных озер основное значение в приходной части имеет поступление солей с притоками, в расходной же – вынос солей со стоком. Существенна роль грунтового питания. Она возрастает с уменьшением размера озера и с засушливостью климата, в условиях которого подземные воды часто обладают высокой минерализацией.

Существует еще ряд других элементов солевого баланса озера, которые входят в круговорот веществ, происходящий внутри озера. К ним относится выделение солей в воду при образовании ледяного покрова, что увеличивает минерализацию воды; таяние льда, когда, наоборот, уменьшается минерализация воды; обмен ионов с иловыми отложениями; поглощение ионов растениями в процессе фотосинтеза; выделение их в процессе распада организмов и др.

В озере, так же как и в других водоемах, непрерывно протекают сложные процессы создания и разрушения (деструкции) органического вещества. Насколько многообразен баланс органического вещества в озере, можно видеть из следующего схематического уравнения:

Ф + Х + А + П – (Д + С + О) = ± D.

Здесь каждое слагаемое баланса обозначает или поступление органического вещества (за счет следующих процессов: Ф – фотосинтеза, Х – хемосинтеза и усвоения двуокиси углерода гетеротрофными организмами, А – аллохтонного[1] поступления органического вещества с притоками и грунтовыми водами, П – поступление из иловых толщ), или расход органического вещества (за счет Д – деструкции, С – стока из озера, О – осаждения на дно).

Концентрация биогенных веществ в озерах меняется по сезонам, достигая максимума в зимнее время, когда процесс фотосинтеза почти отсутствует, а минерализация органических остатков в иле продолжается.

Состав растворенных газов так же, как и в реках, представлен преимущественно атмосферными газами: кислородом, азотом и двуокисью углерода. Кроме того, в природных слоях озера иногда присутствуют сероводород и углеводороды, образующиеся в илах озера при разложении остатков организма. Содержание растворенного кислорода тесно связано с процессами создания и деструкции органического вещества, а режим отражает динамику водных масс и условия их водообмена в озере.

Летом в поверхностном слое интенсивно протекает фотосинтез, который помимо процесса растворения кислорода из атмосферного воздуха является еще одним источником растворенного кислорода. В некоторых случаях это приводит к нарушению равновесий из-за разности скоростей процессов поступления и выделения, и концентрация растворенного кислорода в некоторых зонах поверхностного слоя может быть больше равновесной.

В процессе фотосинтеза, как известно, происходит образование органических соединений и кислорода [17]. Помимо углерода для фотосинтеза требуется азот, фосфор и ряд рассеянных элементов. В пресных незагрязненных водах лимитирующим питательным веществом обычно являются фосфаты, в загрязненных водах фотосинтез лимитируется нитратами. Отображение картины фотосинтеза можно представить следующим брутто-уравнением:

hn, микроэлементы

106 СО₂ + 16 NO₃^- + HPO₄^2- + 122 H₂O ¾¾¾¾¾¾¾® C₁₀₆H₂₆₃O₁₁₀N₁₆P + 138 O₂.

органическое вещество

фитопланктона

Образовавшийся фитопланктон обычно живет не более нескольких суток. Отмирая, он образует мертвую массу органических соединений, которые имеют тот же состав, что и исходный. Эти органические соединения опускаются в глубь водоема.

Согласно закону действующих масс, при увеличении концентрации азота и фосфора скорость прямой реакции, т.е. скорость фотосинтеза возрастает, что приводит к эвтафированию. Считается, что максимальная скорость роста достигается в воде, в которой соотношение углерода, азота и фосфора (C:N:P) соответствует их атомно-массовому отношению в составе вещества водорослей. Для фитопланктона в среднем оно приближается к 106:16:1. Всякое отклонение от данного соотношения в окружающей среде говорит об изменении обеспеченности водорослей питательными веществами.

Озера обычно стратифицированы, т.е. горизонтально расположенные слои воды в них характеризуются различной температурой.

Осенью постепенное понижение температуры приводит к тому, что вода во всем водоеме будет одинаковой температуры и плотности. При этом в результате волновой деятельности вся вода будет перемешана.

В дальнейшем при понижении температуры в верхнем слое воды ее плотность снизится, и в водоеме вновь произойдет разделение на слои различной плотности, обмен между которыми будет затруднен. Это явление зимней стратификации.

Весеннее повышение температуры приведет к выравниванию температуры и плотности воды во всем водоеме. Начнется процесс весеннего водообмена.

Как называется самый холодный слой, где он располагается и какую имеет плотность…

[1] эпилимнион, образуется наверху, имеет самую низкую плотность;

[2] термоклин, средний слой, с низкой плотностью;

[3] гиполимнион, располагается у дна; обладает наибольшей плотностью.

[4] эстуарии охватывают все глубины, имеют одинаковую температуру и плотность.