Мониторинг и прогнозирование геофизических процессов

(Программа курса для магистров экологического факультета РУДН)

Планетарные геосферы и методы их исследования (сейсмология, гравиметрия, магнитометрия, геоэлектрика, геотермия).

Наша планета Земля по составу, состоянию слагающего вещества, физическим свойствам и протекающим в ней процессам неоднородна. Вообще, неоднородность - это главное свойство и движущая сила всей Вселенной, в том числе и нашей планеты.

В направлении к центру Земли можно выделить следующие оболочки, или, иначе говоря, геосферы: атмосферу, гидросферу, биосферу, земную кору, мантию и ядро. Иногда внутри твердой Земли выделяют литосферу, объединяющую земную кору и верхнюю мантию, астеносферу, или частично расплавленный слой в верхней мантии, и подастеносферную мантию. Ниже мы покажем, что последняя классификация верхних геосфер твердой Земли более обоснована при рассмотрении геодинамических процессов.

Три внешние оболочки (атмосфера, гидросфера и биосфера) имеют весьма непостоянные или даже неопределенные границы, но по сравнению с другими геосферами они наиболее доступны непосредственному наблюдению. Геосферы твердой Земли, за исключением самого верхнего слоя земной коры, изучаются в основном косвенными, геофизическими методами, поэтому многие вопросы пока остаются нерешенными. Достаточно сравнить радиус Земли - 6370 км и глубину самой глубокой пробуренной скважины - менее 15 км, чтобы представить себе, как мало мы имеем непосредственной информации о составе вещества планеты.

Рассмотрим основные физические характеристики отдельных геосфер.

Атмосфера - сплошная газовая оболочка, мощность которой составляет несколько десятков тысяч км. Ее плотность быстро уменьшается с высотой. Основная масса атмосферы - около 50% - сосредоточена в нижнем (5-км) слое, 90% находится в 16-км слое, а масса воздуха, находящегося выше 30 км, не превышает одного процента всей массы атмосферы.

Атмосфера представляет собой механическую смесь газов с небольшой примесью твердых частиц (пыли) и паров воды. В состав атмосферы входят: азот (N2) - 78,08%, кислород (О2) - 20,95%, аргон (Ar) - 0,93% и углекислый газ (СО2) - 0,03%. К остальным, сравнительно незначительным по содержанию, газовым компонентам относятся неон (Ne), гелий (Не), криптон (Kr), водород (Н2) и некоторые другие. Указанный процентный состав воздуха сохраняется до высоты 100-120 км; выше происходит их разделение по плотности и на высоте 200-250 км преобладает азот; до 500-700 км - атомарный кислород, затем гелий и водород (у внешней границы атмосферы - атомарный водород). Суммарная масса газов атмосферы оценивается в 5,3×1015 т. Объем воды в атмосфере составляет около 13000 км3. Однако атмосфера составляет всего 10-6 часть массы всей Земли.

На процессы, происходящие во внешних геосферах твердой Земли (в био- , гидро- и лито- сферах) основную роль играют такие компоненты атмосферы как кислород, углекислый газ и водяные пары. Их содержание в зависимости от времени и места может меняться в широких пределах.

Кислород обеспечивает протекающие в природе процессы окисления различных веществ, а также дыхание организмов. В атмосфере, особенно на высоте 20-30 км, имеется озон (О3). В процентном отношении озон составляет лишь 10-4 % от массы газов всей атмосферы, но он играет важнейшую роль в обеспечении жизни на планете, предохраняя от вредного воздействия ультрафиолетового и других жестких излучений Солнца.

Водяные пары, достигая состояния насыщения, конденсируются, образуя облака. При определенной величине капель воды или кристаллов льда, когда их вес превышает силы поверхностного натяжения, происходит выпадение осадков.

Углекислый газ и водяные пары являются регулятором температуры воздуха вблизи поверхности, т.к. конденсируют получаемое Землей тепло. СО2 поступает в атмосферу в результате дыхания и разложения организмов, а также при вулканизме и гидротермальной деятельности, а расходуется растениями для питания и образования хлорофилла.

Физические свойства атмосферы: температура, давление, плотность, электро-, теплопроводность и др. меняются как по латерали, так и по высоте.

В зависимости от характера изменения температуры с высотой атмосфера делится на следующие слои (рис.1).

Тропосфера - от поверхности Земли на высоту от 8-9 км до 16-17 км.

Стратосфера - от 8-17 до 50-55 км.

Мезосфера - от 50-55 до 80 км.

Термосфера - от 80 до 600-800 км.

Экзосфера - выше 800 км.

В тропосфере заключена подавляющая часть газовых компонентов атмосферы, а также почти весь водяной пар и твердые частицы. Среднегодовая температура основания тропосферы составляет +15оС. С высотой температура в тропосфере линейно понижается с градиентом - 6-6,5 мК/м. На верхней границе тропосферы Твозд. снижается до -58-60 оС в полярных областях и -80-85 оС в экваториальной области. В тропосфере зарождаются облака, выпадают осадки, формируются циклоны и антициклоны, ураганы и смерчи. Углекислый газ и водяные пары здесь поглощают большую часть солнечной радиации, особенно инфракрасную, и вместе с тем удерживают почти все излучаемое Землей тепло. В тропосфере возникает планетарная конвекция воздушных масс из-за неравномерного нагрева Солнцем земной поверхности. Таким образом происходит теплообмен между низкими и высокими широтами.

Рис.1. Изменение температуры с высотой в атмосфере

Неоднородности теплового режима тропосферы обусловливаются также разным атмосферным давлением в ее частях. Это связывается с рельефом, расположением континентов и акваторий, вращением Земли. Воздушные массы при охлаждении сжимаются, уплотняются и опускаются вниз, при этом давление увеличивается, а при нагревании - расширяются, облегчаются и поднимаются вверх, при этом давление уменьшается. Воздух перемещается из мест с повышенным давлением в места с пониженным давлением, в связи с чем возникают ветры.

В тропосфере происходит круговорот воздушных масс, вызванный постоянной разницей между температурами отдельных тепловых поясов земной поверхности. В экваториальной полосе на протяжении всего года бывает высокая температура, здесь находится пояс низкого давления. В этой полосе нет постоянных ветров; существующее затишье лишь иногда нарушается бурями и ураганами. Нагретый воздух на экваторе поднимается в верхние слои атмосферы и направляется к полюсам. Под влиянием вращения Земли вокруг оси масса воздуха, движущаяся на высоте до 2-3 км, постепенно отклоняется от северных азимутов к востоку. Достигнув 30-35 о с.ш. (30-35 о ю.ш.), т.е. районов субтропиков, основные массы воздуха окончательно поворачивают на восток и начинают вращаться вокруг Земли с запада на восток. Новые, непрерывно притекающие потоки воздуха обусловливают в субтропиках скопление масс воздуха и образуют пояса высокого давления. Воздушные массы, которые сконцентрировались вверху, опускаются и расходятся от поясов высокого давления по поверхности Земли. Эти массы формируют постоянные ветры от поясов высокого давления в сторону экватора, которые называют пассатами. Им противопоставляются антипассаты - массы воздуха, создающие ветры в верхних слоях тропосферы от экватора к субтропикам. Под влиянием вращения Земли пассаты отклоняются к западу и в северном полушарии дуют на юго-запад, а в южном полушарии - на северо-запад.

От субтропических поясов высокого давления часть воздушных масс не доходит до полюсов, т.к. сильно отклоняется. Поэтому в средних широтах (60-65 о) преобладают юго-западные ветры в северном полушарии и северо-западные - в южном полушарии. Ветры дуют также с полюсов, где расположены пояса высокого давления.

Кроме постоянно дующих ветров, существуют и периодически дующие ветры. К ним принадлежат циклоны и антициклоны, муссоны и др. Для циклонов и антициклонов характерно вращательное движение воздушных масс: у первых - против часовой стрелки с областью пониженного давления в центре; у вторых - по часовой стрелке с областью повышенного давления в центре. Циклоны перемещаются иногда с огромной скоростью (например, в тропических поясах до 200-250 км/ч) и причиняют огромный ущерб на поверхности суши или океанов. Циклоны и антициклоны образуются от соприкосновения встречных воздушных масс. Муссоны возникают по побережьям океанов от неравномерного нагревания суши и водных масс. Летом они дуют с океана, зимой - с суши.

Пограничный слой между тропо- и стратосферой называется тропопаузой. В этом сравнительно тонком слое толщиной 2-4 км наблюдаются изотермические условия.

В стратосфере температура воздуха постепенно повышается с высотой, градиент составляет 1-2 мК/м, т.е. у верхней границы слоя температура достигает 10оС. Причиной повышения температуры является слой озона, который, поглощая ультрафиолетовую радиацию, выделяет затем в вышележащие слои атмосферы тепловую энергию. Сам же озон, по-видимому, возникает под действием на кислород той же ультрафиолетовой солнечной радиации или же космических лучей.

В стратосфере происходит интенсивная циркуляция воздуха, сопровождающаяся вертикальными и горизонтальными его перемещениями. В переходном слое от стратосферы к мезосфере, который называется стратопаузой, температура с высотой начинает понижаться.

В мезосфере температура с высотой непрерывно падает. Здесь возможно движение воздушных масс, и здесь образуются так называемые серебристые облака, которые располагаются на довольно постоянной высоте - 80-85 км. Слой серебристых облаков является пограничным между мезо- и термосферой; этот пограничный слой называется мезопаузой.

Температура с высотой довольно быстро возрастает в термосфере. Если на высоте 90 км Т= -90 оС, то на высоте 400 км она достигает 1000-2000 оС; выше температура остается почти неизменной. Под действием ультрафиолетового солнечного излучения и космических лучей воздух сильно ионизируется и становится электропроводным. Этот слой иногда называют ионосферой. Однако следует заметить, что и в вышележащем слое - экзосфере, где температура составляет примерно 200 оС, газы также ионизированы, но их плотность очень низка, поэтому отдельные молекулы газа двигаются с огромными скоростями и преодолевают притяжение Земли.

Охрана атмосферы

Жизнь на Земле была бы невозможна без атмосферы. Она также является одним из основных экзогенных факторов непрерывного изменения и преобразования земной коры (процессы выветривания, эолового переноса вещества и др.). Вместе с тем, она играет важную роль и в хозяйственной деятельности человека. Антропогенное воздействие на атмосферу имеет много направлений. Прежде всего это использование в производстве некоторых составных частей атмосферы - азота для производства удобрений, кислорода для металлургии, медицинских целей, горения и т.д.

Обычная хозяйственная деятельность человечества много тысячелетий оказывает воздействие на климат, причем чаще всего отрицательное. Одним из главных отрицательных факторов глобального воздействия является загрязнение атмосферы углекислым газом. Помимо обычного, природного поступления СО2 в атмосферу, происходит систематическое пополнение атмосферы этим газом за счет сжигания огромного количества топлива. Оценки показывают, что содержание СО2 в атмосфере за последние 20-30 лет возросло на 10-15% и продолжает увеличиваться. Увеличение содержания СО2 приводит к повышению температуры воздуха у поверхности Земли. Расчеты показывают, что по этой причине уже к началу следующего тысячелетия среднегодовая температура может подняться на 0,5оС, что не так уж и мало. Даже такое, казалось бы, незначительное повышение среднегодовой температуры может привести к усилению таяния и некоторому сокращению ледникового покрова, а это, в свою очередь, вызовет цепную реакцию в изменении целого ряда других природных явлений на Земле.

Воздействие человека сказывается и на содержании кислорода в воздухе. Кислород восстанавливается в атмосфере благодаря естественным процессам, и в первую очередь, в результате фотосинтеза растений. Поэтому уменьшение площади лесов ослабляет один из основных источников пополнения атмосферы кислородом.

Загрязнение атмосферы промышленными и транспортными выбросами (сажа, зола, сернистые соединения, СО, СО2, пыль и др.) делают в ряде случаев атмосферу мало или даже совсем непригодной для жизнедеятельности человека и для некоторых видов флоры и фауны. В промышленных городах, где выбросы в атмосферу особенно велики, нередко образуются смоги - это густой туман, состоящий из смеси вредных соединений: оксидов серы, азота, углерода и др.). “Рекордсменами” по смогу можно считать такие города, как Лос-Анджелес, Мехико-Сити, Сан-Пауло, и некоторые другие. Все это указывает на настоятельную необходимость сочетания хозяйственной деятельности человека с тщательной охраной атмосферы.

Особое внимание необходимо обратить на сохранение озонового слоя. Разрушающе действуют на озон водяные пары, ОН- , NO2, CH4, и некоторые другие вещества. Самую большую опасность для озонового слоя представляют наземные и воздушные испытания атомных и водородных бомб, на которые, правда, уже 15 лет наложен международный мораторий. Тем не менее, следует упомянуть о том, что при наземном испытании одной водородной бомбы средней мощности в атмосферу выбрасывается до 100 млн.т пыли; возникающее при этом помутнение атмосферы равносильно помутнению при крупном вулканическом извержении. (Примеры последних мы будем рассматривать ниже).

Специалисты по моделированию природных катастроф из ВЦ РАН (акад.Н.Н.Моисеев и др.) пришли к выводу, что в случае взрыва даже 25% существующего арсенала атомного оружия, вследствие выброса в атмосферу пыли и дыма (помимо других изменений природной среды) может возникнуть катастрофическая “ядерная зима” на всей планете. В качестве примера подобного явления, но в значительно меньших масштабах, приводятся последствия извержения вулкана Тамбор в Индонезии в 1815 г., послужившее причиной того, что в следующем году в США выпал невиданной толщины снежный покров, а в Европе лето оказалось самым холодным за всю историю.

Гидросфера - это, в первом приближении, прерывистая оболочка Земли, включающая воды океанов, морей, озер и рек, подземные воды, воды, собранные в виде вечных снегов и льда, а также химически связанные воды горных пород. Здесь мы рассмотрим характеристики основного земного резервуара вод - Мирового океана, объединяющего все океаны, окраинные и внутренние моря.

На Мировой океан приходится примерно 71% всей поверхности Земли (361 млн.км2 из 510 млн.км2). Если объем воды всей гидросферы составляет, примерно, 1458 млн км3, то на Мировой океан приходится 1370 млн км3, что равно 94% всего объема воды планеты. Масса гидросферы составляет примерно 0,025% от массы всей Земли.

На океанском дне в зависимости от глубины можно выделить несколько основных батиметрических зон, отличающихся тектонической природой, физико-географическими условиями, биологическими видами и другими особенностями (табл.1).

Наглядное представление о характере распределения высот суши и глубин океанского дна дает гипсометрическая кривая (рис.2). Она отражает соотношение площадей твердой оболочки Земли с различной высотой - на суше и с различной глубиной - в море. С помощью кривой вычислены средние значения уровня земной поверхности с учетом уровня земной поверхности (245 м), твердой оболочки (-2440 м), суши (840 м) и средней глубины моря (-3880 м). Если не принимать во внимание горные области и глубоководные впадины, занимающие относительно небольшую площадь, то на гипсометрической кривой можно отчетливо выделить два преобладающих уровня: уровень континентальной платформы высотой примерно 1000 м и уровень океанического ложа с отметками от -2000 до -6000 м. Соединяющая их переходная зона представляет собой относительно резкий уступ и называется континентальным склоном. Естественным продолжением континента является его внешняя, затопленная морем часть, - континентальный шельф. Таким образом, естественной границей, разделяющей океан и континенты, является не видимая береговая линия, а внешняя граница склона.

Основные зоны дна Мирового океана

Таблица 1

Являясь продолжением континентов, близким с ним по геологическому строению, и располагаясь на доступных глубинах, шельф представляет особый интерес с точки зрения поисков и разведки месторождений полезных ископаемых. Происхождение шельфа обычно связывают с эвстатическими колебаниями уровня вод Мирового океана, обусловленными глобальными изменениями климата. Так, во время четвертичного оледенения значительное количество воды было сосредоточено в покровных и плавающих льдах; при этом уровень океана был ниже на 100-150 м. Современное положение бровки шельфа, за которой начинается континентальный склон, в связи с проявлением вертикальных движений земной коры неодинаково и колеблется в интервале глубин 90-500 м при среднем значении 132 м. Рельеф шельфа свидетельствует о проявлении поверхностных эрозионных процессов - здесь известны речные и ледниковые формы рельефа (подводные русла рек и пролювиальные долины), ископаемые льды и торфяники с остатками мамонтов и других наземных животных, что подтверждает прежнее положение суши на шельфе.

Реконструкция климата и связанных с ним изменений уровня океана свидетельствует о том, что в течение всего фанерозоя (560 млн лет) не прекращались эвстатические колебания, а в отдельные периоды уровень вод Мирового океана повышался на 300-350 м относительно его современного положения (рис.3, а). При этом значительные участки суши (до 60% площади континентов) оказывались затопленными (рис.3, б).

В последние годы геологи и экологи связывают возможные изменения уровня вод Мирового океана не только с природными, но и с антропогенными факторами. В соответствии с одним из таких прогнозов, разогрев атмосферы за счет повышения содержания СО2 приведет в 2100 г. к полному таянию ледников и повышению уровня вод Мирового океана на 60-80 м. При этом под водой окажутся многие низменные области суши, многие крупные города на берегу океана (рис.3, в).

Континентальный склон характеризуется крутым погружением дна, достигающим 15о и более. На западном побережье п-ва Флорида (рис.4), например, начало континентального склона четко фиксируется на карте по сгущению изобат. Переход от континентального склона к абиссали обычно выражен хуже - продукты эрозии склона образуют зону континентального подножья, расположенную на глубинах от 2 до 5 км. Крутизна континентального склона способствует его интенсивной подводной эрозии, в результате которой перегиб шельфа и поверхность склона сильно изрезаны. Характерной формой рельефа склона являются каньоны - глубоко врезанные долины с крутыми склонами. Часто они являются продолжениями рек. Так, каньон р.Конго (рис.5) начинается в ее эстуарии и прослеживается до глубины 4 км. В устье каньона имеется конус выноса площадью в несколько десятков тысяч квадратных километров.

С разрушением (оползанием) склонов связаны также мутьевые потоки, выносящие к подножью массы осадков, называемых турбидитами.

Океаническое ложе, включающее континентальное подножье и абиссальные равнины, занимает наибольшую часть площади Мирового океана. Характерные формы рельефа здесь - это обширные котловины и протяженные срединно-океанические хребты. Система срединно-океанических хребтов протягивается через все океаны на 60000 км.

Рельеф поверхности дна морей и океанов неоднороден; в нем, как и на материках, различают горы, возвышенности, равнины, плато. В рельефе различают как линейные, так и мозаичные (изометричные) структуры. Отдельно стоящие подводные горы, чаще всего встречающиеся на абиссали или у подножья континентального склона, имеют вулканическое происхождение - это потухшие подводные вулканы. Если вершина вулкана поднималась над поверхностью океана, то она подвергалась эрозии и становилась плоской. При повторном опускании под уровень океана вулканический остров превращался в подводную гору с плоской поверхностью, которая называется гайотом.

Срединно-океанические хребты образуются в дивергентных зонах океанического дна, т.е. в местах его растяжения (спрединга). Это вызывает образование глубинных разломов, приток глубинного мантийного вещества к поверхности океанов и образование новой коры. Поэтому районы срединно-океанических хребтов называют также конструктивными зонами. Вдоль всех срединных хребтов встречаются многочисленные действующие подводные вулканы и гидротермальные проявления. Вулканическая и гидротермальная деятельность срединных хребтов ярко иллюстрируется в Исландии, где Срединно-Атлантический хребет выходит на сушу (рис.6). Характерными формами срединно-океанических хребтов являются рифтовые долины и трансформные разломы. Центральная, наиболее приподнятая часть хребта обычно бывает рассечена глубокой продольной долиной, образованной разрывами и протягивающийся вдоль всего хребта - эта долина и называется рифтовой. Сегменты хребта по простиранию смещены на значительные расстояния вдоль поперечных, или трансформных разломов. Их протяженность измеряется тысячами км.

Наиболее погруженной частью Мирового океана является область глубоководных желобов, занимающая всего 0,9% площади океанов. Основная часть этих впадин приурочена к периферии Тихого океана и генетически связана с конвергентными зонами, т.е. с зонами, в которых происходит “сдвижение” океанских плит. Это сдвижение сопровождается субдукцией (пододвиганием) океанической плиты под континентальную, т.е. в этих зонах происходит поглощение океанической коры и ее постепенное преобразование в континентальную кору. У основания зон субдукции образуются глубоководные желоба, состоящие из отдельных очень глубоких впадин. Самой глубокой известной впадиной является впадина Марианского желоба, открытая в 1954 году в одном из рейсов научно-исследовательского судна Академии наук “Витязь”. Ее глубина составляет 11022 м. Над зонами субдукции располагаются хотя и надводные, но относящиеся к океаническим структурам - островные дуги. Земная кора в островных дугах имеет океанический облик, что и позволяет их относить скорее к океанам, чем к континентам.

К основным физико-химическим свойствам Мирового океана относятся температура, плотность, химический состав, теплоемкость и др.

Океаны холодные. Вода в них прогревается только у самой поверхности, а с глубиной она становится все холоднее и холоднее. Только 8% вод океана теплее 10оС, более половины холоднее 2,3оС. Можно сказать, что по особенностям температуры океан представляет собой холодную массу воды с тонким более нагретым слоем у поверхности. Поверхностная “пленка” воды в тропиках теплее, чем в более высоких широтах. С глубиной температура изменяется неравномерно. Термометр, миновав теплый поверхностный слой воды, обычно регистрирует резкое понижение температуры. Такое распределение характерно для большей части океана: прогретый поверхностный слой с довольно однородной температурой сменяется областью резкого ее падения, которая отделяет его от холодных вод океана. Поверхностный слой часто называют слоем перемешивания, а область быстрого изменения температуры - термоклином (рис.7). Поскольку в тропиках поверхностный слой теплее, чем в высоких широтах, а глубинные воды везде однородно холодные, то характер термоклина меняется с глубиной. Самые мощные термоклины наблюдаются в тропиках. В некоторых глубоководных районах океана, особенно во впадинах и желобах, температура с глубиной медленно возрастает (рис.8). В какой-то мере это вызвано прогревом воды глубинным тепловым потоком из недр Земли. На графиках как функция глубины показаны: ход температуры (Т), измеренной in situ, и ход потенциальной температуры (q), т.е. температуры, которая должна была бы наблюдаться у поверхности океана, если частицу воды со дна при адиабатических условиях перенести к поверхности. Поясним это явление. Для воды с глубин в несколько тысяч метров различия между температурой in situ и потенциальной температурой составляют несколько десятых долей градуса. Поскольку для изучения процессов в придонных слоях воды океанологам нужно знать температуру до сотых долей градуса, эта разница в температуре имеет решающее значение. Она обусловлена сжимаемостью морской воды под давлением. Так, если 1 м3 с поверхности опустить на глубину 5 км, где давление в 500 раз выше атмосферного, то этот объем уменьшился бы на 2%. Более того, при сжатии температура воды повысилась бы почти на 0,5оС, поскольку в этом процессе обмена теплом с окружающей водой не происходит. Такой процесс называется адиабатическим. В глубоководных впадинах различие между потенциальной температурой и температурой in situ особенно примечательно. Если в распределении потенциальной температуры с глубиной наблюдается максимум у дна, то можно говорить о наличии аномального прогрева слоя придонных вод за счет поступления глубинного тепла. Этот признак позволяет в некоторых случаях определять факт разгрузки термальных вод на океанское дно.

Плотность воды находится в тесной зависимости от температуры и солености; она повсеместно возрастает с глубиной. Средняя плотность поверхностных вод Мирового океана при Т=20оС и солености 35‰ составляет 1,02474 г/см3 (она выше плотности речных вод). Охлаждаясь, вода тяжелеет. При той же солености, но при Т=2оС r»1,028 г/см3. Давление с глубиной возрастает примерно на 104 Па (0,1 атм.) при погружении на каждый метр. Давление также увеличивает плотность воды. На глубине 5 км плотность уже составляет 1,050 г/см3.

На больших глубинах, в связи с высоким давлением, усиливается растворяющее действие воды, поэтому попадающие туда из верхних слоев воды минеральные тела и органические остатки в той или иной степени растворяются и исчезают.

Океанские воды характеризуются определенным химическим составом и соленостью (табл.2). Соленый вкус - самая характерная особенность морской воды. Большая часть растворенного в морской воде вещества составляет хлористый натрий. Перепад в концентрации соли между солеными водами океана и солоноватыми водами устьевых участков рек и болот на побережье морей характеризуется резко выраженными фаунистическим и флористическими границами. Соленость представляет собой общее количество растворенного в морской воде вещества. Если говорить точнее, то соленость следует понимать как “общее количество твердых веществ в г/кг морской воды при условии, что все карбонаты переведены в оксиды, бром и йод замещены хлором и все органическое вещество окислено”. Обычно соленость в океанах составляет 34,69 г/кг, или 34,69‰. В зависимости от ряда условий (сильная испаряемость воды, ее опреснение, большой привнос солей речными водами, изолированность от океана) соленость воды может быть выше или ниже нормальной. Так, в Красном море (под влиянием сухих ветров и сильного испарения) соленость воды составляет 41-43‰, в Средиземном море - 37-39‰, в Балтийском море у проливов 20‰, а в Финском заливе вблизи устья Невы - всего 2‰.

Воды океана содержат почти все известные химические элементы и их изотопы. Общее количество солей, растворенных в воде океанов, составляет 5×1016 т. Мировой океан постоянно пополняется солями, преимущественно за счет их выноса материковым стоком. Ежегодно реки выносят в океан примерно 2,5×109 т солей. Потери же соли в океане происходят при испарении (когда соль выпадает в осадок) и разбрызгивании воды под действием приливной деятельности в береговой зоне.

Солевой состав океанических и речных вод

Таблица 2

Карбонаты, кремнезем и некоторые другие вещества широко извлекаются из воды морскими организмами на построение скелета. Поэтому солевой состав океанических вод резко отличается от состава речных вод (см.табл.2).

В табл.3 приводится концентрация отдельных компонентов (элементов) солей океанической воды.

Примерно до 1955 г. соленость измеряли, определяя количество ионов хлора в единице массы воды. Полученное таким образом значение “хлорности” (Cl) вводили в эмпирическую формулу для расчета солености (S): S=1,80655´Cl. Эта формула исходит из допущения, что относительное содержание различных солей, растворенных в морской воде, постоянно. Многочисленные анализы показывают, что, за исключением незначительных отклонений в концентрации кальция, это действительно так. Указанная зависимость остается верной примерно до значения ±0,002‰ общей солености; этим же значением ограничивается точность метода химического анализа путем титрования.

Компонентный состав океанской воды

Таблица 3.

Соленость приходится определять очень тщательно, т.к. ее величина мало изменяется на огромных морских просторах, за исключением некоторых изолированных внутренних или окраинных бассейнов, часть из которых упомянута выше. Тем не менее считается, и не без основания, что небольшие различия в солености вод контролируют направления и скорость их циркуляции. Например, соленость придонных вод в Тихом океане меняется примерно от 34,70‰ в южной части до 34,68‰ к 40ос.ш. Это небольшое изменение поддается объяснению, если предположить, что придонная вода движется в северном направлении и разбавляется менее соленой водой из вышерасположенных слоев.

Морской лед, в отличие от морской воды, имеет принципиально иную соленость, что объясняется спецификой образования морского льда. Как известно, температура замерзания понижается по мере увеличения солености. В диапазоне солености от 30 до 35‰ точка замерзания меняется от -1,6оС до -1,9оС. Механизм образования морского льда можно представить как замерзание пресной воды с вытеснением солей в ячейки морской воды внутри толщи льда. Когда температура достигает точки замерзания, образуются ледяные кристаллы, которые “окружают” незамерзшую воду. Незамерзшая вода обогащается солями, вытесненными кристаллами льда, что приводит к дальнейшему понижению точки замерзания воды в этих ячейках. Если кристаллы льда не полностью окружат обогащенную солями незамерзшую воду, она будет опускаться и смешиваться с нижележащей морской водой. Если процесс замерзания растянут во времени, то почти весь обогащенный солями рассол уйдет из льда и его соленость окажется близкой к нулю. При быстром замерзании большая часть рассола захватится льдом и его соленость будет почти такой же. Как и соленость окружающей воды. В большинстве случаев соленость морских льдов находится в диапазоне от 2 до 20‰, причем более старый лед имеет в среднем более низкую соленость. Причина этого состоит в том, что опреснению старого льда способствовало неоднократное таяние и замерзание при изменениях температуры воздуха. При достаточно низкой температуре начинает кристаллизоваться сам раствор солей. Na2(SO4) кристаллизуется при -8,2оС, а NaCl - при -23оC.

Прочность морского льда из-за сложной картины распределения солевых ячеек и его частично двухфазного состава в три раза уступает прочности пресноводного льда той же толщины. Однако старый морской лед с очень низкой соленостью или лед, образовавшийся при температуре ниже точки кристаллизации хлорида натрия, не уступает по прочности пресноводным льдам.

Кроме солей, в воде растворены и некоторые газы: азот, кислород, углекислый газ и др. Между гидросферой и атмосферой в планетарном масштабе существует постоянный газовый обмен и динамическое равновесие. Но соотношение между газами в водах Мирового океана и атмосферы далеко не одинаковое. Так, в водах азота в два раза меньше, чем в атмосфере, а кислорода в 1,4 раза больше. Это объясняется лучшей растворимостью в воде кислорода, чем азота. Насыщенность вод газами в значительной мере зависит от температуры: чем выше температура воды, тем ниже растворимость газов. По этой причине воды высоких широт более насыщены газами. Газовый состав океанских вод зависит также от циркуляции вод, жизнедеятельности организмов, биохимических процессов, подводного вулканизма, ветрового перемешивания воды и прилегающих слоев атмосферы. В застойных бассейнах или в тех частях толщи воды, где циркуляция ее ослаблена или полностью отсутствует, содержание кислорода резко уменьшается, начинают проявляться восстановительные процессы, что приводит к образованию сероводорода. Примером зараженного сероводородом бассейна может служить Черное море, где ниже 170 м и до самого дна сероводород содержится во всей массе воды.

Циркуляция океанских вод зависит главным образом от двух факторов: плотности воды и влияния ветра. Более плотные массы воды высоких широт направляются к низким широтам. Вместе с тем, пассатные и другие ветры создают огромные теплые и холодные течения, прибойные волны. Морские волнения могут ощущаться в общем до глубины 200 м, а высота волн достигает 10 и более метров. Вблизи побережья волны, вследствие их трения о дно опрокидываются на берег, образуя прибой.

Теплые течения, возникающие в районе действия пассатов, оказывают большое влияние на температурный режим океанских вод, миграцию организмов, отложение и вынос осадков. Одним из наиболее теплых и замечательных течений в океане является Гольфстрим, берущий начало в Мексиканском заливе. “В океане течет река. Она не пересыхает в самые жестокие засухи и не переполняется во время самых сильных наводнений. Ее берега и дно образованы холодной водой, а сама она теплая”. Этими словами начинается описание Гольфстрима в классической работе Фонтена Мори “Физическая география океана и его метеорология”(1). Немного более ста лет спустя Генри Стоммел в работе “Гольфстрим”(2) охарактеризовал его более точно, но менее поэтично, как пограничное течение между теплыми солоноватыми водами Саргассова моря и холодными плотными водами континентального склона. Около Флориды температура вод этого течения до глубины 1500 м достигает 20оС. Скорость его достигает 220 км/сутки. Огибая Саргассово море с юга, Гольфстрим пересекает Атлантический океан, достигает берегов Ирландии и Великобритании, течет вдоль берегов Норвегии, а затем раздваивается и направляется к Шпицбергену и в Баренцево море. Благодаря притоку относительно теплых вод Мурманский порт не замерзает круглый год, а расположенный южнее С.-Петербургский порт замерзает на несколько месяцев.

Совершенно иное влияние оказывают холодные течения. Например, холодное Лабрадорское течение, омывающее берега канадского п-ва Лабрадор, превратило эту землю в холодную и почти безжизненную пустыню, хотя Лабрадор и находится на одной широте с Англией.

Своеобразным движением океанских вод являются приливы и отливы. Их высота в открытых океанах достигает 10-12 м, а на мелководье - до 15 м; во внутренних морях приливы и отливы практи