Короновский Н.В. Общая геология
Подождите немного. Документ загружается.
Соленость Мирового океана - это общее количество растворенного вещества, в основном,
NaCl. Соленость океанов в среднем 34,69г/кг или 34,69‰ промилле ( частей на тысячу).
75% всех вод Мирового океана имеют соленость от 34,5 до 35,0‰, но распределяется она
неравномерно и зависит от количества выпадающих осадков, испарения, близости устьев
крупных рек, таяния льдов и т.д (рис. 14.1.3). В Красном море соленость равняется 41‰.
Повышенной соленостью до 39‰, характеризуется Средиземное море. На дне Красного
моря, где в современных рифтах выходят нагретые рассолы, соленость достигает 310‰.
Очень высокой соленостью характеризуются лагуны и заливы, отшнурованные от моря.
В то же время моря, в которые впадает большое количество рек, обладают низкой
соленостью, особенно вблизи устьев рек. Так, в Каспийском море средняя соленость
составляет 12-15‰, а в северной части 3-5‰, что обусловлено с притоком пресных
волжских вод. В Черном море соленость больше - 17-18‰, зато в Балтийском море
соленость воды в поверхностном слое не превышает 3-6‰.
Плотность вод Мирового океана зависит от температуры, солености и давления.
Плотность воды возрастает с глубиной, что определяет стратификацию водной толщи.
Рис. 14.1.3. Изменение солености (‰ ) по вертикали в трех океанских бассейнах ( по
G.Dietrich, 1963)
Известно, что при Т =+20°С плотность пресной воды составляет 1,0 г/см
3
, а морской воды
с соленостью в 35‰ - 1,025 г/см
3
. При Т=+2°С, плотность увеличивается до 1,028 г/см
3
, а
на глубине 5000 м - 1,050 г/см
3
. На увеличение плотности влияет повышение солености,
понижение температуры и возрастание давления. Увеличение плотности воды приводит к
ее погружению, что переводит обогащенные кислородом поверхностные воды на более
низкий уровень. В Атлантическом океане наименьшая плотность воды наблюдается в
районе экватора, а наибольшая - на широтах в 60°. Самая высокая плотность океанской
воды отмечена вокруг Антарктиды в связи с формированием ледяных полей.
Давление в океанских водах возрастает на 1 атм. на 10 м глубины. Поэтому в
наиболее глубоководных районах океанов давление увеличивается до огромных величин в
800-1100 атм.
Химический и газовый состав морской воды.
В океанской воде содержится
практически все химические элементы, но только ионы Na и Cl играют решающую роль
(рис. 14.1.4).
Рис. 14.1.4. Состав океанской воды на 1 кг (1000 г). Растворенные ионы даны в граммах
Преобладают хлориды (89,1%), затем сульфаты (10,1%) и совсем ничтожную долю
составляют карбонаты (0,56%). Соли, находящиеся в растворе, диссоциируют на анионы и
катионы
Океанская вода по своему составу отвечает продуктам эмиссии кислых газов
вулканов - гидрохлорноватая, серная, угольная кислоты и выщелачивания силикатных
пород ( МеSi аAlвOс), где Ме - Na, K, Mg,Ca. Остальное - это нерастворимые окислы Si и
Al, т.е. глинистые минералы.
В течение фанерозоя, т.е. за примерно 600 млн. лет состав воды и ее соленость
практически не менялись. Это возможно только в том случае, если приток солей равняется
их удалению из воды. СаСО
3
связывается в известковых скелетах организмов, Si - в
опалиновых скелетах, Ме - в новообразованных минералах, S - в сульфидах тяжелых
металлов в анаэробных условиях и т.д. В отличие от океанской воды, речная вода - это
раствор бикарбоната кальция и кремнистой кислоты.
Газы, как и соли, растворены в океанской воде. Главными являются О и СО2.
Кислород поступает в воду прежде всего из атмосферы, а также при фотосинтезе
растений (фитопланктона). Растворимость кислорода в воде уменьшается с повышением
температуры, чем объясняется его низкое содержание в приэкваториальной зоне. Зато в
высоких широтах наблюдается обогащение кислородом холодных вод. Взаимный обмен
кислородом между атмосферой и океанскими водами происходит в связи со сменой
сезонов, когда летом океан прогревается, избыток кислорода выделяется в атмосферу, а
зимой, при его охлаждении, он поглощается из атмосферы и растворяется в воде.
Глубоководные слои в океанах обогащаются холодными, тяжелыми, насыщенными
кислородом водами, поступающими из высоких широт.
Углекислый газ в океанской воде находится либо в свободном состоянии, либо
химически связан в карбонатах и бикарбонатах. Содержание СО2 в воде составляет около
45 см
3
/л, причем 50% его приходится на свободный СО2, а другие 50% находятся в
связанном состоянии. Растворимость СО2 также как и О, уменьшается с повышением Т.
Поэтому в низких широтах, где растворимость СО2 в воде уменьшается, углекислота
выделяется в атмосферу, в высоких широтах, наоборот, поглощается. Максимальное
содержание СО2 наблюдается в холодных придонных водах, которые растворяют
известковые раковины планктонных организмов, не достигающих по этой причине
океанского дна. Закономерности содержания СО2 в океанских водах влияет на
образование и сохранность карбонатных осадков.
Сероводород присутствует в морской воде только в тех водоемах, где затруднен
обмен воды с открытым океаном, например, в Черном море.
Рассмотрение основных параметров океанской и морской воды показывает
насколько это сложная система, все составляющие которой тесно взаимодействуют между
собой, влияя друг на друга. Пожалуй, наиболее важный вывод заключается в
установлении факта стратификации, т.е. слоистости океанских вод.
Поэтому вертикальный разрез океанских вод характеризуется неоднородностью,
наличием слоев с разной соленостью, температурой и плотностью, слабо
перемешивающихся между собой. Если температурный скачок называется термоклином,
то резкое изменение солености – галоклином, а изменение плотности – пикноклином.
Органические частицы столь широко распространенные во взвеси верхнего
водного слоя, благодаря своему объемному весу, близкому к таковому океанской воды,
задерживаются в термоклине и служат пищей для зоопланктона и бактерий. С другой
стороны, более глубинные и холодные воды, богатые фосфатами, не могут пробитьься в
верхние слои водной массы океана, т.к. для них препятствием служит хорошо
перемешанная и теплая вода термоклина. Перечисленные выше свойства морской воды
меняются от слоя к слою очень резко, поэтому водные слои могут как бы скользить друг
по другу, а вода при этом перемещается на большие расстояния.
Движение океанских вод.
Вода океанов и морей находится в непрерывном движении. Эта циркуляция в
поверхностных и глубинных зонах носит различный характер и определяется разными
факторами.
Поверхностная циркуляция
зависит в основном от ветров нижней атмосферы,
влияющих на перемещение воды в самом верхнем слое. Характер циркуляции обусловлен
перемещением атмосферы и вращением Земли. Поэтому в средних и низких широтах
Северного полушария ветры образуют круговорот воды по часовой стрелке, а в южном -
против. Это главные океанские антициклонические круговые течения (рис.14.2.1),
которые не меняются от временного изменения направления ветра, т.к. обладают
огромной инерцией. Только в северной части Индийского океана течения меняются из-за
смены летнего и зимнего муссонов. Наиболее мощное течение - это циркумполярное,
окружающее Антарктиду кольцом и перемещающееся с запада на восток с расходом
воды в 200 × 10
6
м
3
/ с, тогда как у других течений эта величина составляет (15-50) × 10
6
м
3
/с , кроме Гольфстрима 100 × 10
6
м
3
/с. Круговые течения в океанах особенно сильны и
узки по ширине в западной половине круговорота и более расплывчаты в восточной. Они
служат переносчиком тепла. Нагреваясь около экватора в северном полушарии, вода
переносит тепло далеко на восток, пример тому - Гольфстрим..
Все круговые течения с их асимметрией обусловлены вращением Земли с запада на
восток. В 1835 г. Жак де Кориолис установил влияние вращения Земли на движущуюся
жидкость, которое в его честь было названо ускорением Кориолиса (рис. 14.2.2).
Суть этого влияния заключается в том, что направление вращения Земли в
Северном и Южном полушарии имеет различную ориентацию, если смотреть с Северного
и Южного полюсов соответственно. С Северного - против часовой стрелки, с Южного - по
часовой. Неподвижное тело на экваторе вращается со скоростью 1670 км/час, при длине
окружности в 40000 км. По направлениям к полюсам скорость вращения уменьшается и
на полюсах равна 0. Поэтому, чтобы выполнить закон сохранения количества движения,
необходимо, чтобы частица, движущаяся от экватора к полюсу, смещалась к востоку по
сравнению с неподвижными частицами, а от полюса к экватору к западу, т. е. они
отклоняются вправо по отношению к направлению движения. В Южном полушарии их
движение будет, естественно, противоположным. Несмотря на то, что ускорение
Кориолиса мало - 1,5 ∙ 10
-4
V sin ϕ см/с
2
, где V - скорость, а ϕ - широта, его влияние на
воды океана и атмосферу очень велико, т.к. ускорение Кориолиса действует в
горизонтальной плоскости. Поэтому ускорение Кориолиса играет важную роль в
движении океанских вод.
. 14.2.1. Главные поверхностные течения Мирового океана
Так как вода в океанах стратифицирована, то даже небольшие различия в ее
плотности приводят воду в движение и сразу же она подвергается влиянию ускорения
Кориолиса. Течения, где градиент давления, т.е. перепад плотностей, соответствует
ускорению Кориолиса, называют геострофическим (плотностными).
Рис. 14.2.2. Эффект ускорения Кориолиса: 1 – если вода или воздух перемещаются от
экватора к полюсам, то они двигаются быстрее, чем вращающаяся поверхность Земли под
ними и отклоняются к востоку (вправо в северном полушарии, влево – в южном); 2 – если
вода или воздух перемещаются от полюсов к экватору, то они двигаются медленнее, чем
вращающаяся поверхность Земли и отклоняются к западу ( вправо в северном полушарии,
влево – в южном)
Обычно они направлены вдоль зон воды с разной плотностью. В результате нагона воды
из-за дующих ветров и течений, уклон поверхности воды может достигать 1 м на 100 км.
Такое явление известно в поперечном сечении Гольфстрима.
Течения, вызванные деятельностью ветра, уменьшают свою скорость с глубиной
ввиду трения слоев в водной толще. На поверхности океана вода не движется точно в
направлении ветра, а с действием ускорения Кориолиса, течение будет направлено под
углом в 45° к направлению ветра, причем, чем глубже расположен слой воды, тем
отклонение от направления ветра будет больше. Подобная закономерность была
установлена в1902 г. В.В.Экманом и получила наименование спирали Экмана.
Апвеллинг
представляет собой очень важное явление и заключается в подъеме
воды в океанах с уровня термоклина или более глубоких слоев воды в силу разных
причин.. Это и ветер, сгоняющий теплую воду с поверхности; и действие ускорения
Кориолиса; и конфигурация береговой линии; и разница в плотности воды (рис.14.2.3).
Значение процесса апвеллинга заключается в выносе к поверхности вод относительно
богатых разнообразными питательными веществами, обогащая поверхностные слои
компонентами, увеличивающими биопродуктивность. Поэтому апвеллинг, помимо других
факторов, контролирует тип биогенных осадков: карбонатных, кремнистых, фосфатных. С
апвеллингом связана низкая температура воды у побережий Калифорнии и Южной
Америки, Северо-Западной и Юго-Западной Африки. В этих случаях важную роль играют
пассаты, которые дуя с востока на запад постоянно сдувают нагревающийся
поверхностный слой воды, а на смену ему поднимаются холодные глубинные воды.
Рис. 14.2.3. Процессы апвеллинга (описание в тексте). Точка в кружке – ветер, дующий в
сторону читателя; косой крест в кружке – ветер, дующий от читателя. А – апвеллинг в
открытом океане, обусловленный действием силы Кориолиса; Б – апвеллинг, вызванный
ветром; В – перенос вод под действием силы Кориолиса; Г – апвеллинг, вызываемый
конфигурацией берега; Д – апвеллинг, обусловленный разницей в плотности вод (по
B.W.Pipkin et al, 1977)
Глубинная циркуляция отличается от поверхностной тем, что ее движущей силой
является разница в плотности вод, обусловленная их охлаждением в высоких широтах,
опусканием в придонные глубоководные области, а на смену этим холодным водам из
низких широт поступают более нагретые воды. Так осуществляется глубинный
круговорот, а придонные течения со скоростями 5-1- см/с были открыты в 1960 г.
Основными поставщиками холодных придонных вод являются районы Северной
Атлантики и, особенно, Антарктиды (рис. 14.2.4). Холодные, плотные воды,
сформировавшиеся вокруг Антарктиды составляют почти 60% всех вод Мирового океана,
достигая примерно 45° с.ш. в Тихом и Атлантическом океанах. Эти воды богаты
кислородом и обладают температурой +2 - +3°С. В их образовании большую роль играют
морские льды, с соленостью не более 30‰. Следовательно, подледная вода становится
солонее и плотнее, опускается на дно и движется в низкие широты. Т.к. придонные
течения следуют вдоль линий равной глубины - изобатам, их называют контурными
течениями и они обычно двигаются вдоль рельефа дна, а не перемещаются поперек
придонных поднятий.
Описанные выше течения, вызванные разными причинами, местами движутся
навстречу друг другу и тогда возникают зоны конвергенции. Когда же течения как бы
расходятся в разные стороны, образуются зоны дивергенции, которые благодаря подъему
холодных, плотных вод, обогащенных кислородом, в свою очередь, богаты биогенным
веществом, что определяет характер осадконакопления в этих зонах. Хорошо известен
экваториальный апвеллинг, вдоль которого наблюдается высокая биопродуктивность.
Приливы и отливы. В двойной системе Земля-Луна возникают приливные силы. На
Землю воздействует Луна и Солнце. Но поскольку Луна ближе к Земле, несмотря на
меньшую массу ее воздействие сильнее. Приливы достигают наибольшей величины в
новолуние и полнолуние, т.е. когда Земля, Луна и Солнце находятся на одной прямой
(рис. 14.2.5). Это положение называется сизигеем (“сизигма” - сопряжение, греч.) и при
нем воздействие Солнца и Луны на Землю суммируются и возрастают. В тоже время,
Рис. 14.2.4. Распределение течений воды в продольном разрезе Атлантического океана.
Холодные Арктические и Антарктические воды располагаются в глубоких частях океана.
когда Луна находится в первой или последней четверти, т.е. линии Земля-Луна и Земля-
Солнце образуют прямой угол, приливы минимальны.
Высота приливов в открытом океане крайне мала, около 1 м, но эти движения
охватывают всю водную толщу. Вблизи побережий, в зоне мелководного шельфа или в
узких заливах, эстуарий рек высота приливов увеличивается, достигая, 18 м на СВ Канады
или в Пенжинской губе (эстуарии) северной части Охотского моря ∼ 13 м.
Движение волн. Океанские и морские волны характеризуются круговыми
движениями частиц воды, причем верхняя часть круга движется по направлению
движения волны, а нижняя - в противоположную (рис. 14.2.6). Периодом волны
называется время, за которое волна проходит расстояние, равное длине волны, ее фронтом
- линия, проходящая вдоль гребня волны. В открытом океане при нормальном ветре
высота волн бывает от 0,3 до 5 м, а при сильном шторме до 15 м. В северной части Тихого
океана в 1933 г. была измерена высота волны в 34 м.
Рис. 14.2.5. Образование приливов в океанах на
Земле. I. При новой и полной Луне, солнечные и
лунные приливы суммируются. 1 – Солнце, 2 –
Земля, 3 – новая Луна, 4 – полная Луна, 5 –
солнечный прилив, 6 – лунный прилив, 7 –
первая четверть Луны, 8 – третья четверть
Луны. II. Положение приливных выступов при
отсутствии (ввуерху) и наличии (внизу) трения
Рис. 14.2.6. При движении волны частицы воды совершают круговые движения, оставаясь
на месте. При накатывании волны на пляж, когда глубина становится меньше ½ длины
волны, волна забурунивается и увеличивает свою высоту
Во время цунами - образования волн вследствие землетрясения, высота волны у берега
может достигать 30-40 м, а в 1971 г. у островов Рюкю в Японии, высота волны цунами
достигла фантастической величины в 85 м! Большинство океанских волн имеет длину в
50-450 м при скорости от 25 до 90 км/час на глубокой воде.
Круговые движения частиц воды в волне быстро уменьшаются с глубиной и
постепенно сходят на нет на уровне, соответствующем половине длины волны. Таким
образом, волновыми движениями затрагивается только самая поверхностная часть
водного слоя, хотя существуют плохо изученные внутренние волны в термоклине.
Поведение волн в прибрежных районах резко отличается от такового в открытом
океане. Как только глубина воды становится меньше четверти длины волны, последняя
касается дна и круговые движения частиц воды становятся эллипсоидальными, уплощаясь
ко дну, а на самом дне движения осуществляются только назад-вперед и скорость волны у
дна резко замедляется. Скорость гребня волны опережает скорость в ее подошве, длина
волны уменьшается, но сразу увеличивается ее высота и крутизна склона, обращенного к
берегу. Верхняя часть волны забурунивается и опрокидывается на ее передний склон,
который всегда используют любители виндсёрфинга, скользя с него как с горы.
Наконец, волна всей тяжестью гребня обрушивается на отмелый берег, таща за
собой песок и гальку и формируя широкую полосу пляжа. Если волна подходит к
приглубому берегу, то она всей своей массой ударяет в береговую кромку или обрыв,
разрушая его.
Нельзя не упомянуть о таком явлении, как нагон воды при сильных и длительно
дующих в сторону суши ветрах в районах низменных побережий. При таких процессах
вода как бы сдувается с поверхностного слоя и перемещается, создавая подъем уровня.
Так, с нагонами связаны наводнения в Санкт-Петербурге, когда ветер дует с запада на
восток вдоль Финского залива. В Мексиканском заливе высота нагонных волн достигает 5
м, в Бенгальском - 6, в Северном Каспии 2-3 м.
14.3. Рельеф океанского дна.
21 декабря 1872 г. в 10 ч. утра начались промеры глубины океана с
океанографического экспедиционного судна “Челленджер”, плавание которого
продолжалось 4 года. Измерения велись канатом с грузом и когда ряд промеров
соединили линией, то получили рельеф океанского дна. Всего было сделано 500
промеров. В конце 30-х годов нашего века, во время знаменитого дрейфа Папанинцев на
льдине в районе Северного полюса измерения глубины Ледовитого океана проводили с
помощью лебедки и троса с грузом.
Ситуация резко изменилась с изобретением эхолота, принцип действия которого
ясен из рис. 14.3.1.
Рис. 14.3.1. Принцип действия эхолота. Звуковой сигнал
отражается от дна и принимается снова на корабле. Зная
скорость звука в воде и разделив время прохождения
звукового сигнала на 2, получают глубину океана