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 соленость определяется 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.

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

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

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

Переноса и сортировки продуктов разрушения, приносимого с суши;

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

Физико-химические свойства вод морей и океанов

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

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

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

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

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

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

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

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

Элементы рельефа.

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

Образование льда начинается с возникновения пресных кристаллов.

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

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

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

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

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

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

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

— Источник—

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

Post Views: 322

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

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

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

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

Температура воды Мирового океана.

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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