Гидросфера. Мировой океан. Строение и рельеф дна Мировой океан и его состав

Давно известно, что океанические воды покрывают большую часть поверхности нашей планеты. Они составляют непрерывную водную оболочку, на долю которой приходится более 70% всей географической плоскости. Но мало кто задумывался о том, что свойства океанических вод уникальны. Они оказывают огромное влияние на климатические условия и хозяйственную деятельность людей.

Свойство 1. Температура

Океанские воды способны накапливать тепло. (около 10 см в глубину) удерживают огромное количество тепла. Охлаждаясь, океан обогревает нижние слои атмосферы, благодаря чему средняя температура земного воздуха составляет +15 °С. Если бы на нашей планете не было океанов, то средняя температура с трудом дотягивала бы до -21 °С. Получается, что благодаря способности Мирового океана накапливать тепло нам досталась комфортная и уютная планета.

Температурные свойства океанических вод изменяются скачкообразно. Прогретый поверхностный слой постепенно перемешивается с более глубокими водами, в результате чего на глубине нескольких метров происходит резкий температурный перепад, а затем плавное понижение до самого дна. Глубинные воды Мирового океана имеют примерно одинаковую температуру, измерения ниже трех тысяч метров обычно показывают от +2 до 0 °С.

Что же касается поверхностных вод, то их температура зависит от географической широты. Шарообразная форма планеты определяет солнечных лучей на поверхность. Ближе к экватору солнце отдает больше тепла, чем у полюсов. Так, например, свойства океанических вод Тихого океана напрямую зависят от средних температурных показателей. Поверхностный слой имеет самую высокую среднюю температуру, которая составляет более +19 °С. Это не может не влиять и на окружающий климат, и на подводную флору и фауну. Далее следует поверхностные воды которого в среднем прогреты до 17,3 °С. Затем Атлантика, где этот показатель равен 16,6 °С. И самые низкие средние температуры - в Северном Ледовитом океане - примерно +1 °С.

Свойство 2. Соленость

Какие еще свойства океанических вод изучают современные ученые? их интересует состав морской воды. Вода в океане - коктейль из десятков химических элементов, и важная роль в нем отведена солям. Соленость океанических вод измеряется в промилле. Обозначают ее значком «‰». Промилле означает тысячную долю числа. Подсчитано, что литр океанической воды имеет среднюю соленость 35‰.

При исследовании Мирового океана ученые не раз задавались вопросом о том, каковы свойства океанических вод. Везде ли в океане они одинаковы? Оказывается, соленость, как и средняя температура, неоднородна. На показатель влияет целый ряд факторов:

• количество атмосферных осадков - дождь и снег значительно понижают общую соленость океана;
• сток крупных и мелких рек - соленость океанов, омывающих материки с большим количеством полноводных рек, ниже;
• льдообразование - этот процесс повышает соленость;
• таяние льдов - этот процесс понижает соленость воды;
• испарение воды с поверхности океана - соли не испаряются вместе с водами, и соленость повышается.

Получается, что различная соленость океанов объясняется температурой поверхностных вод и климатическими условиями. Самая высокая средняя соленость у воды Атлантического океана. Однако самая соленая точка - Красное море, принадлежит Индийскому. Наименьшим показателем характеризуется Северный Ледовитый океан. Эти свойства океанических вод Северного Ледовитого океана наиболее сильно ощущаются вблизи впадения полноводных рек Сибири. Здесь соленость не превышает 10‰.

Интересный факт. Общее количество соли в Мировом океане

Ученые не сошлись во мнениях, какое количество химических элементов растворено в водах океанов. Предположительно от 44 до 75 элементов. Но они подсчитали, что всего в Мировом океане растворено просто астрономическое количество солей, примерно 49 квадриллионов тонн. Если выпарить и высушить всю эту соль, то она покроет поверхность суши слоем более чем в 150 м.

Свойство 3. Плотность

Понятие «плотность» изучается уже давно. Это отношение массы вещества, в нашем случае Мирового океана, к занимаемому объему. Знание о величине плотности необходимо, например, для поддержания плавучести судов.

И температура, и плотность - неоднородные свойства океанских вод. Среднее значение последней - 1,024 г/см³. Этот показатель измерялся при средних значениях температуры и содержания солей. Однако на разных участках Мирового океана плотность изменяется в зависимости от глубины измерения, температуры участка и его солености.

Рассмотрим для примера свойства океанических вод Индийского океана, а конкретно изменение их плотности. Наибольшим этот показатель будет в Суэцком и Персидском заливе. Здесь он доходит до 1,03 г/см³. В теплых и соленых водах северо-западной части Индийского океана показатель падает до 1,024 г/см³. А в распресненных северо-восточной части океана и в Бенгальском заливе, где выпадает много осадков, показатель наименьший - примерно 1,018 г/см³.

Плотность пресной воды ниже, именно поэтому держаться на воде в реках и других пресных водоемах несколько сложнее.

Свойства 4 и 5. Прозрачность и цвет

Если набрать в банку морскую воду, то она покажется прозрачной. Однако при увеличении толщины водного слоя она приобретает голубоватый или зеленоватый оттенок. Изменение цвета связано с поглощением и рассеиванием света. Кроме того, на окрас океанских вод влияют взвеси различного состава.

Голубоватый цвет чистой воды - результат слабого поглощения красной части видимого спектра. При высокой концентрации в океанической воде фитопланктона, она приобретает сине-зеленый или зеленый цвет. Это происходит из-за того, что фитопланктон поглощает красную часть спектра и отражает зеленую.

Прозрачность океанической воды косвенно зависит от количества взвешенных частиц в ней. В полевых условиях прозрачность определяют диском Секки. Плоский диск, диаметр которого не превышает 40 см, опускают в воду. Глубина, на которой он становится не виден, принимается за показатель прозрачности в этом районе.

Свойства 6 и 7. Распространение звука и электропроводность

Звуковые волны способны распространяться под водой на тысячи километров. Средняя скорость распространения - 1500 м/с. Этот показатель для морской воды выше, чем для пресной. Звук всегда немного отклоняется от прямой.

Имеет более значительную электропроводность, чем пресная. Разница - 4000 раз. Это зависит от числа ионов на единицу водного объема.

Структурой Мирового океана называется его строение – вертикальная стратификация вод, горизонтальная (географическая) поясность, характер водных масс и океанических фронтов.

Вертикальная стратификация Мирового океана. В вертикальном разрезе толща воды распадается на большие слои, аналогичны слоям атмосферы. Их также называют сферами. Выделяются следующие четыре сферы (слоя):

Верхняя сфера формируется непосредственным обменом энергией и веществом с тропосферой в форме микроциркуляционных систем. Она охватывает слой в 200-300 м мощности. Эта верхняя сфера характеризуется интенсивным перемешиванием, проникновением света и значительными колебаниями температуры.

Верхняя сфера распадается на следующие частные слои:

а) самый верхний слой толщиной в несколько десятков сантиметров;

б) слой воздействия ветра глубиной 10-40 см; он участвует в волнении, реагирует на погоду;

в) слой скачка температур, в котором она резко падает от верхнего нагретого к нижнему, не затронутому волнением и не прогретому слою;

г) слой проникновения сезонной циркуляции и изменчивости температур.

Океанские течения обычно захватывают водные массы только верхней сферы.

Промежуточная сфера простирается до глубин 1 500 – 2000 м; ее воды образуются из поверхностных вод при их опускании. При этом они охлаждаются и уплотняются, а затем перемешиваются в горизонтальных направлениях, преимущественно с зональной составляющей. Преобладают горизонтальные переносы водных масс.

Глубинная сфера не доходит до дна примерно на 1 000 м. Этой сфере свойственна определенная однородность. Ее мощность составляет около 2 000 м и она концентрирует более 50 % всей воды Мирового океана.

Придонная сфера занимает самый нижний слой толщи океана и простирается на расстояние примерно 1 000 м от дна. Воды этой сферы образуются в холодных поясах, в Арктике и Антарктике и перемещаются на огромных пространствах по глубоким котловинам и желобам. Они воспринимают тепло из недр Земли и взаимодействуют с дном океана. Поэтому при своем движении они значительно трансформируются.

Водные массы и океанские фронты верхней сферы океана. Водной массой называется сравнительно большой объем воды, формирующийся в определенной акватории Мирового океана и обладающий в течение длительного времени почти постоянными физическими (температура, свет), химическими (газы) и биологическими (планктон) свойствами. Водная масса перемещается как единое целое. Одна масса от другой отделяется океанским фронтом.

Выделяются следующие типы водных масс:

1. Экваториальные водные массы ограничены экваториальным и субэкваториальным фронтами. Они характеризуются самой высокой в открытом океане температурой, пониженной соленостью (до 34-32 ‰), минимальной плотностью, большим содержанием кислорода и фосфатов.

2. Тропические и субтропические водные массы создаются в областях тропических атмосферных антициклонов и ограничены со стороны умеренных поясов тропическим северным и тропическим южным фронтами, а субтропические – северным умеренным и северным южным фронтами. Они характеризуются повышенной соленостью (до 37 ‰ и более), большой прозрачностью, бедностью питательными солями и планктоном. В экологическом отношении тропические водные массы представляет собой океанские пустыни.

3. Умеренные водные массы располагаются в умеренных широтах и ограничены со стороны полюсов арктическим и антарктическим фронтами. Они отличаются большой изменчивостью свойств как по географическим широтам, так и по сезонам года. Для умеренных водных масс характерен интенсивный обмен теплом и влагой с атмосферой.

4. Полярные водные массы Арктики и Антарктики характеризуются самой низкой температурой, наибольшей плотностью, повышенным содержанием кислорода. Воды Антарктики интенсивно погружаются в придонную сферу и снабжают ее кислородом.

Океанские течения. В соответствии с зональным распределением солнечной энергии по поверхности планеты как в океане, так и в атмосфере создаются однотипные и генетически связанные циркуляционные системы. Старое положение о том, что океанские течения вызываются исключительно ветрами, не подтверждается новейшими научными исследованиями. Перемещение и водных, и воздушных масс определяется общей для атмосферы и гидросферы зональностью: неравномерным нагреванием и охлаждением поверхности Земли. От этого в одних районах возникают восходящие токи и убыль массы, в других – нисходящие токи и увеличение массы (воздуха или воды). Таким образом рождается импульс движения. Перенос масс – приспособление их к полю силы тяжести, стремление к равномерному распределению.

Большинство макроциркуляционных систем держится весь год. Только в северной части Индийского океана течения меняются вслед за муссонами.

Всего на Земле имеется 10 крупных циркуляционных систем:

1) Североатлантическая (Азорская) система;

2) Северотихоокеанская (Гавайская) система;

3) Южноатлантическая система;

4) Южнотихоокеанская система;

5) Ижноиндийская система;

6) Экваториальная система;

7) Атлантическая (Исландская) система;

8) Тихоокеанская (Алеутская) система;

9) Индийская муссонная система;

10) Антарктическая и Арктическая система.

Главные циркуляционные системы совпадают с центрами действия атмосферы. Эта общность носит генетический характер.

Поверхностное течение отклоняется от направления ветра на угол до 45 0 вправо в Северном полушарии и влево в Южном полушарии. Так, пассатные течения идут с востока на запад, пассаты же дуют с северо-востока в Северном полушарии и с юго-востока в Южном полушарии. Верхний слой может следовать за ветром. Однако каждый нижележащий слой продолжает отклоняться вправо (влево) от направления движения вышележащего слоя. Скорость течения при этом уменьшается. На некоторой глубине течение принимает противоположное направление, что практически означает его прекращение. Многочисленные измерения показали, что течения оканчиваются на глубинах не более 300 м.

В географической оболочке как системе более высокого, чем океаносфера, уровня – океанские течения – это не только потоки воды, но и полосы переноса воздушных масс, направления обмена веществом и энергией, пути миграции животных и растений.

Тропические антициклонические системы океанских течений самые крупные. Они простираются от одного берега океана до другого на 6-7 тыс. км в Атлантическом океане и 14-15 тыс. км в Тихом океане, а по меридиану от экватора до 40 ° широты, на 4-5 тыс. км. Устойчивые и мощные течения, особенно в Северном полушарии, в основном замкнутые.

Как и в тропических атмосферных антициклонах, движение воды идет по часовой стрелке в Северном и против часовой стрелки в Южном полушарии. От восточных берегов океанов (западных берегов материка) поверхностная вода относится к экватору, на ее место поднимается из глубины (дивергенция) и компенсационно поступает из умеренных широт холодная. Так образуются холодные течения:

Канарское холодное течение;

Калифорнийское холодное течение;

Перуанское холодное течение;

Бенгельское холодное течение;

Западноавстралийское холодное течение и др.

Скорость течений относительно небольшая и составляет около 10 см/сек.

Струи компенсационных течений вливаются в Северное и Южное Пассатные (Экваториальные) теплые течения. Скорость этих течений достаточно большая: 25-50 см/сек на тропической периферии и до 150-200 см/сек близ экватора.

Подходя к берегам материков, пассатные течения, естественно, отклоняются. Образуются крупные сточные течения:

Бразильское течение;

Гвианское течение;

Антильское течение;

Восточноавстралийское течение;

Мадагаскарское течение и др.

Скорость этих течений составляет около 75-100 см/сек.

Благодаря отклоняющему действию вращения Земли центр антициклонической системы течений смещен к западу относительно центра атмосферного антициклона. Поэтому перенос водных масс в умеренные широты сосредоточен в узких полосах у западных берегов океанов.

Гвианское и Антильское течения омывают Антильские острова и большая часть воды заходит в Мексиканский залив. Из него начинается стоковое течение Гольфстрим. Начальный его участок во Флоридском проливе называется Флоридским течением , глубина которого составляет около 700 м, ширина - 75 км, мощность - 25 млн. м 3 /сек. Температура воды здесь достигает 26 0 С. Достигнув средних широт, водные массы частично возвращаются в эту же систему у западных берегов материков, частично вовлекаются в циклонические системы умеренного пояса.

Экваториальная система представлена Экваториальным противотечением. Экваториальное противотечение образуется как компенсационное между Пассатными течениями.

Циклонические системы умеренных широт различны в Северном и Южном полушариях и зависят от расположения материков. Северные циклонические системы – Исландская и Алеутская – весьма обширны: с запада на восток они протягиваются на 5-6 тыс. км и с севера на юг около 2 тыс. км. Система циркуляции в Северной Атлантике начинается теплым Североатлантическим течением. За ним нередко сохраняется название начального Гольфстрима . Однако собственно Гольфстрим как стоковое течение продолжается не далее Нью-Фаундлендской банки. Начиная от 40 0 с.ш. водные массы вовлекаются в циркуляцию умеренных широт и под действием западного переноса и кориолисовой силы от Берегов Америки направляются к Европе. Благодаря активному водообмену с Северным Ледовитым океаном, Североатлантическое течение проникает в полярные широты, где циклоническая деятельность формирует несколько круговоротов-течений Ирмингера, Норвежское, Шпицбергенское, Нордкапское .

Гольфстримом в узком смысле называется стоковое течение от Мексиканского залива до 40 0 с.ш., в широком смысле – система течений в северной Атлантике и западной части Северного Ледовитого океана.

Второй круговорот находится у северо-восточных берегов Америки и включает течения Восточногренландское и Лабрадорское . Они выносят в Атлантический океан основную массу арктических вод и льдов.

Циркуляция северной части Тихого океана аналогична северо-атлантической, но отличается от нее меньшим водообменном с Северным Ледовитым океаном. Стоковое течение Куросио переходит в Северотихоокеанское , идущее к Северо-Западной Америке. Очень часто эта система течений называется Куросио.

В Северный Ледовитый океан проникает относительно небольшая (36 тыс. км 3) масса океанской воды. Холодные течения Алеутское, Камчатское и Ойясио образуются из холодных вод Тихого океана вне связи с Ледовитым.

Циркумполярная антарктическая система Южного океана соответственно океаничности Южного полушария представлена одним течением Западных ветров . Это самое мощное течение в Мировом океане. Оно охватывает Землю сплошным кольцом в поясе от 35-40 до 50-60 0 ю.ш. Ширина его около 2 000 км, мощность 185-215 км3/сек, скорость 25-30 см/сек. В значительной степени это течение определяет самостоятельность Южного океана.

Циркумполярное течение Западных ветров незамкнутое: от него отходят ветви, вливающиеся в Перуанское, Бенгельское, Западноавстралийское течения, а с юга, от Антарктиды, в него впадают прибрежные антарктические течения – из морей Уэдделла и Росса.

Арктическая система в циркуляции вод Мирового океана занимает особое место из-за конфигурации Северного Ледовитого океана. Генетически она соответствует Арктическому барическому максимуму и ложбине Исландского минимума. Главное течение здесь – Западное арктическое . Оно перемещает воды и льды с востока на запад по всему Северному Ледовитому океану к проливу Нансена (между Шпицбергеном и Гренландией). Дальше оно продолжается Восточногренландским и Лабрадорским . На востоке в Чукотском море от Западного арктического течения отделяется Полярное течение , идущее через полюс к Гренландии и далее - в пролив Нансена.

Циркуляция вод Мирового океана диссимметрична относительно экватора. Диссимметрия течений пока не получила должного научного объяснения. Причина ее, вероятно, заключается в том, что к северу от экватора господствует меридиональный перенос, а в Южном полушарии – зональный. Объясняется это также положением и формой материков.

Во внутренних морях циркуляция воды всегда индивидуальна.

54. Воды суши. Виды вод суши

Атмосферные осадки после выпадения их на поверхности материков и островов делятся на четыре неравных и изменчивых части: одна испаряется и переносится дальше вглубь континента атмосферным стоком; вторая просачивается в почву и в грунт и на некоторое время задерживается в виде почвенной и подземной воды, стекающей в реки и в моря в форме грунтового стока; третья в ручьях и в реках стекает в моря и океаны, образуя поверхностный сток; четвертая превращается в горные или материковые ледники, которые тают и стекают в океан. Соответственно этому на суше выделяют четыре типа скопления воды: подземные воды, реки, озера и ледники.

55. Сток вод с суши. Величины, характеризующие сток. Факторы стока

Стекание дождевой и талой воды небольшими струйками по склонам называется плоскостным или склоновым стоком. Струи склонового стока собираются в ручьи и реки, образуя русловой , или линейный , называемым речным , сток . Грунтовые воды стекают в реки в виде грунтового или подземного стока.

Полный речной сток R образуется из поверхностного S и подземного U: R = S + U . (см. табл. 1). Полный речной сток равен 38800 км 3 , поверхностный сток – 26900 км 3 , подземный сток – 11900 км 3 , ледниковый сток (2500-3000 км 3)и сток подземных вод прямо в моря вдоль береговой линии 2000-4000 км 3 .

Таблица 1 – Водный баланс суши без полярных ледников

Поверхностный сток зависит от погоды. Он неустойчивый, временный, почву питает слабо, часто нуждается в регулировании (пруды, водохранилища).

Грунтовый сток возникает в грунтах. Во влажное время года грунт принимает избыток воды на поверхности и в реках, а в сухие месяцы грунтовые воды питают реки. Они обеспечивают постоянство течения воды в реках и нормальный водный режим почвы.

Общий объем и соотношение поверхностного и подземного стока меняются по зонам и регионам. В одних частях материков рек много и они полноводные, густота речной сети большая, в других – речная сеть редкая, реки маловодные или пересыхают вообще.

Густота речной сети и многоводность рек – функция стока или водного баланса территории. Сток в целом определяется физико-географическими условиями местности, на учете которых и основан гидролого-географический метод изучения вод суши.

Величины, характеризующие сток. Сток с суши измеряется следующими величинами: слоем стока, модулем стока, коэффициентом стока и объемом стока.

Наиболее наглядно сток выражен слоем , который измеряется в мм. Например, на Кольском полуострове слой стока равен 382 мм.

Модуль стока – количество воды в литрах, стекающее с 1 км 2 в секунду. Например, в бассейне Невы модуль стока равен 9, на Кольском полуострове – 8, а в Нижнем Поволжье – 1 л/км 2 х с.

Коэффициент стока – показывает, какая доля (%) атмосферных осадков стекает в реки (остальная испаряется). Например, на Кольском полуострове К= 60%, в Калмыкии только 2 %. Для всей суши средний многолетний коэффициент стока (К) равен 35%. Другими словами, 35 % годовой суммы осадков стекает в моря и океаны.

Объем стекающей воды измеряется в кубических километрах. На Кольском полуострове в год осадки приносят 92,6 км 3 воды, а стекает 55,2 км 3 .

Сток зависит от климата, характера почвенного покрова, рельефа, растительности, выветривания, наличия озер и других факторов.

Зависимость стока от климата. Роль климата в гидрологиче­ском режиме суши огромна: чем больше осадков и меньше испа­рение, тем больше сток, и наоборот. При увлажнении больше 100 % сток следует за количеством осадков независимо от вели­чины испарения. При увлажнении меньше 100 % сток уменьшается вслед за испарением.

Однако роль климата не следует переоценивать в ущерб влия­нию других факторов. Если признать климатические факторы решающими, а остальные малозначащими, то мы лишимся возможности регулировать сток.

Зависимость стока от почвенного покрова. Почва и грунты впитывают и накапливают (аккумулируют) влагу. Почвенный покров преобразует атмосферные осадки в эле­мент водного режима и служит средой, в которой формируется речной сток. Если инфильтрационные свойства и водопроницае­мость почвогрунтов невелики, то в них мало попадает воды, боль­ше расходуется на испарение и поверхностный сток. Хорошо обра­ботанная почва в метровом слое может запасать до 200 мм осад­ков, а потом медленно отдавать их растениям и рекам.

Зависимость стока от рельефа. Нужно различать значение для стока макро-, мезо- и микрорельефа.

Уже с незначительных возвышенностей сток больше, чем с при­легающих к ним равнин. Так, на Валдайской возвышенности мо­дуль стока 12, а на соседних равнинах только 6 м/км 2 /с. Еще боль­ший сток в горах. На северном склоне Кавказа он достигает 50, а в западном Закавказье – 75 л/км 2 /с. Если на пустынных равни­нах Средней Азии стока нет, то в Памиро-Алае и Тянь-Шане он достигает 25 и 50 л/км 2 /с. В целом гидрологический режим и вод­ный баланс горных стран иной, чем равнин.

В равнинах проявляется действие на сток мезо- и микрорелье­фа. Они перераспределяют сток и влияют на его темп. На плоских участках равнин сток медленный, почвогрунты насыщены влагой, возможно заболачивание. На склонах плоскостный сток превращается в линейный. Возникают овраги и речные долины. Они в свою очередь ускоряют сток и дренируют местность.

Долины и другие понижения в рельефе, в которых скапливается вода, снабжают грунт водой. Это особенно существенно в зонах недостаточного увлажнения, где почво-грунты не промачиваются и грунтовые воды образуются только при питании за счет речных долин.

Влияние растительности на сток. Растения увеличивают испарение (транспирация) и осушают тем самым местность. Вме­сте с тем они уменьшают нагревание почвы и на 50-70% сокра­щают испарение с нее. Лесная подстилка обладает большой влагоемкостью и повышенной водопроницаемостью. Она увеличивает инфильтрацию осадков в грунт и этим регулирует сток. Раститель­ность содействует накоплению снега и замедляет его таянье, по­этому в грунт просачивается воды больше, чем с поверхности. С другой стороны, часть дождя задерживается листвой и испаряется, не достигнув почвы. Расти­тельный покров противодействует эрозии, замедляет сток и пере­водит его из поверхностного в подземный. Растительность поддер­живает влажность воздуха и этим усиливает внутриматериковые влагообороты и увеличивает количество осадков. Она влияет на влагооборот путем изменения почвы и ее водоприемных свойств.

Влияние растительности различно в разных зонах. В. В. Доку­чаев (1892) считал, что степные леса - надежные и верные регуляторы водного режима степной зоны. В таежной зоне леса осушают местность путем большего, чем на полях, испарения. В степях лесные полосы содействуют накопле­нию влаги путем снегозадержания и уменьшения стока и испаре­ния с почвы.

Различно влияние на сток болот в зонах избыточного и недо­статочного увлажнения. В лесной зоне они являются регулятора­ми стока. В лесостепи и степях их влияние отрицательное, они всасывают поверхностные и грунтовые воды и испаряют их в атмосферу.

Кора выветривания и сток. Песчаные и галечные отложения аккумулируют воду. Нередко по ним фильтруются потоки из отдаленных мест, например, в пустынях с гор. На массивно-кристаллических породах вся поверхностная вода стекает; на щитах подземные воды циркулируют только в трещинах.

Значение озер для регулирования стока. Одним из наиболее мощных регуляторов стока являются крупные проточные озера. Большие озерно-речные системы, подобные Невской или Святого Лаврентия, имеют весьма зарегулированный сток и этим су­щественно отличаются от всех остальных речных систем.

Комплекс физико-географических факторов стока. Все перечисленные выше факторы действуют сово­купно, влияя один на другой в целостной системе географической оболочки, определяют валовое увлажнение территории . Так называется та часть атмосферных осадков, которая за вычетом быстро стекающего поверхностного стока просачивается в почву и аккумулируется в почвенном покрове и в грунте, а за­тем медленно расходуется. Очевидно, что именно валовое увлаж­нение имеет наибольшее биологическое (произрастание растений) и сельскохозяйственное (земледелие) значение. Это наиболее существенная часть водного баланса.

Во многом эта геосфера остается загадочной. Так, развитие космонавтики опровергло «очевидную» истину о нулевой поверхности Мирового океана. Оказалось, что даже в полный штиль водная поверхность имеет свой рельеф. Впадины и холмы с абсолютным превышением в десятки метров накапливаются на расстояниях в тысячи километров, а потому и незаметны. Замечательны пять планетарных аномалий (в метрах): Индийская минус 112, Калифорнийская минус 56, Карибская плюс 60, Северо-Атлантическая плюс 68, Австралийская плюс 78.

Причины таких стабильных аномалий пока не выяснены. Но предполагается, что превышения и понижения поверхности Мирового океана связаны с аномалиями силы тяжести. Многослойной моделью планеты предусматривает рост плотности каждого последующего по глубине слоя. Границы раздела подземных геосфер неровные. Горы поверхности Мохоровичича вдвое выше земных Гималаев. На глубине от 50 до 2900 километров источниками аномалий сил тяжести могут быть зоны фазовых переходов вещества. Направление тяжести благодаря возмущениям отклоняется от радионального. Считается, что на глубине 400 - 900 километров находятся массы пониженной плотности и массы особо плотного вещества. Под положительными аномалиями плотности океанической поверхности располагаются массы повышенной плотности, под впадинами - разуплотнённые массы. может быть использована для объяснения рельефа Мирового океана. Обширность водно-поверхностных аномалий отвечает крупным неоднородностям внутреннего , которые связаны не только с фазовыми переходами вещества, но и с изначально различным веществом протопланетных модулей. В Земле воссоединен и относительно легкий материал лунных модулей и относительно тяжелый материал. В 1955 году на юге США упал метеорит Твин Сити, состоящий из 70 процентов железа и 30 процентов никеля. Но мартенситовой структуры, типичной для подобных метеоритов, в метеорите Твин Сити не обнаружили. Американский ученый Р. Кнокс предположил, что данный метеорит является неизмененным фрагментом планетезимали, из которой, в частности, миллиарды лет назад сформировались планеты . Наличие в глубинах масс вещества, отвечающего метеориту Твин Сити, обеспечит стабильное существование аномалий силы тяжести.

Как было сказано ранее аномалии поверхности Мирового океана и проекций радиационных аномалий в пространственно совпадают. Возможно, что возмущения поля силы тяжести и магнитного поля имеют одну внутреннюю причину, связанную с первичной неоднородностью планеты.

Поверхность Мирового океана тщательно изучается с обитаемых и автоматических спутников. Спутником «Гео-3» над восточным берегом Австралии на расстоянии 3200 километров установлен перепад высоты поверхности океана на 2 м: уровень вод у северного побережья материка выше. Специальный спутник «Сисат», запущенный в 1978 году, измеряет водную поверхность с точностью до 10 сантиметров.

Не менее интересна проблема внутренних волн Мирового океана. В середине XVIII века Б. Франклин во время морского путешествия заметил, что масло в светильнике на качку не реагировало, а в слое под маслом периодически возникала волна. Публикация Б. Франклина стала первым научным сообщением о подводных волнах, хотя само явление было хорошо известно мореплавателям.

Иногда при спокойном ветре и малом волнении корабль внезапно терял ход. Моряки толковали о загадочной «мертвой воде», но только после 1945 года начались систематические исследования этого явления. Оказалось, при полном штиле на глубине бушуют штормы невидан­ной силы: высота подводных волн достигает 100 метров! Правда, частота волн от нескольких минут до нескольких суток, но эти медленные волны пронизывают всю толщу океанических вод.

Не исключено, что именно внутренняя волна стала причиной гибели американской атомной субмарины «Трешер»: лодка была внезапно увлечена волной на большую глубину и была раздавлена.

Одни внутренние океанические волны вызваны приливами (период таких волн равен половине суток), другие - ветром, течениями. Однако таких естественных объяснений уже недостаточно, поэтому многочисленные корабли круглосуточно ведут наблюдения в океане.

Человек всегда старался проникнуть в глубь Мирового океана. Первый спуск в подводном колоколе на реке Тахо зафиксирован в 1538 году. В 1911 году в Средиземном море американец Г. Гартман опустился на рекордную глубину - 458 метров. Экспериментальные подводные лодки достигли 900 метров («Долфин» в 1968 году). Батискафы штурмовали сверхглубины. 23 января 1960 года швейцарец Ж. Пикар и американец Д. Уолш опустились до глубины 10919 метров на дно Марианской впадины. Это не только случаи, демонстрирующие технические и волевые возможности человека, но и прямое погружение в «океан загадок».

За геологическое время наступило солевое равновесие Мирового океана и твердой земной коры. Средняя соленость океанической воды 34,7 промилле, ее колебания 32-37,5 промилле.

Главные ионы Мирового океана (в процентах): CI 19,3534, SO24- 2,707, HCO 0,1427, Вг- 0,0659, F- 0,0013, H3BO3 0,0265, Na+ 10,7638, Mg2+ 1,2970, Са2+ 0,4080, К+ 0,3875, Sr2+ 0,0136/

Океан пополняется ионами из различных источников в результате дегазации глубин планеты, разрушения океанического ложа, ветровой эрозии, биологического кругооборота вещества. Большое число ионов поступает с речным стоком. Вся суша при общем речном стоке в 33 540 кубических километров поставляет свыше двух миллиардов тонн ионов в год.

Водная масса Мирового океана неоднородна. По аналогии с атмосферой ученые стали выделять в Мировом океане объемные границы масс. Но если в атмосфере обычны циклоны и антициклоны диаметром тысяча километров, то в океане вихри в 10 раз мельче. Причины - большая гидростатическая устойчивость водных масс и большое влияние боковых береговых границ; кроме того, различны плотность, вязкость и толщина и океана. Но главное - различные по солености, и загрязненности воды перемешиваются плохо. Внутренние водные течения, ветер и волны создают у поверхности океана однородный слой. Вертикальная стратификация Мирового океана очень устойчива. Но существуют ограниченные «окна» вертикального перемещения вод различной температуры и солености. Особенно важны зоны «апвелинга», где холодные глубинные воды поднимаются к поверхности моря и выносят значительные массы и питательных веществ.

Границы разделов водных масс видны отчетливо с самолетов и космических спутников. Но это только часть границ водных масс. Значительная доля границ скрыта на глубине. К. Н. Федоров обращает внимание на удивительное явление: воды Средиземного моря, изливаясь в придонном слое Гибралтарского пролива, стекают по склонам шельфа и материкового склона, затем отрываются от грунта на глубинах около тысячи метров и в виде слоя толщиной в сотни метров пересекают весь Атлантический океан. В направлении с востока на запад слой средиземноморской воды делится на тонкие прослои, которые благодаря более высокой солености и повышенной температуре отчетливо прослеживаются на глубине 1,5 - 2 километра в Саргассовом море. Аналогично ведут себя воды Красного моря, изливающиеся в Индийский океан. В самом Красном море термальные рудоносные рассолы перекрыты двухкилометровой толщей вод, температура которых ниже 20-30° С. Однако они не перемешиваются. Термальные воды нагреты до 45-58 °С, сильно минерализованы (до 200 граммов на литр) Верхняя граница термальных вод представлена серией резких плотностных ступенек, где происходит тепломассообмен.

Таким образом, водные массы Мирового океана разделены по естественным причинам на изометричные области, слои и тончайшие прослои. На практике эти свойства широко используются при скрытом проходе подводных лодок. Однако это далеко не все. Оказывается, можно без бетонных плотин и загородок искусственно создавать слабо преодолимые границы вод разной солёности и температуры, а это путь к созданию контролируемых зон аквакультуры. Например, известны предложения о создании у берегов Бразилии с помощью насосов искусственного «апвелинга» для «удобрения» поверхностных вод, что повысит возможности .

Самый верхний слой океана (ВПС + сезонный термоклин) требует гораздо более детального описания. Этому вопросу будет посвящен следующий параграф.[ ...]

В более важной динамически формулировке при помощи частоты Вяйссяля-Брента N слой скачка плотности стратифицирован заметно более устойчиво (Л З-10 2 с-1), чем тропосфера в целом, в которой дТ/дгж 6,5 °С/км и Л/ 10-2 с“1, хотя и менее устойчиво, чем сильные атмосферные инверсии (ТУ«1,7-10-1 с-1). При повсеместном распространении слоя скачка плотности в океане и редкости сильных инверсий в атмосфере этим и объясняется гораздо более широкое распространение внутренних волн в океане по сравнению с атмосферой.[ ...]

Наиболее активный верхний слой океана, где господствует живое вещество планктон, до 150-200 м. Загрязнения подвергаются здесь воздействию живых организмов. Последние связывают огромное количество растворенных и взвешеных веществ. Такой мощной биофильтрационной системы на суше не существует.[ ...]

Своеобразной зоной Мирового океана, характеризующейся высокой рыбопродуктивностью, является апвеллинг, т.е. подъем вод из глубины в верхние слои океана, как правило, на западных берегах контингентов.[ ...]

Нагреватель - теплая вода из верхних слоев океана. Наиболее высокая температура воды наблюдается в Персидском заливе в августе - более 33 °С (а самая высокая температура воды зафиксирована в Красном море - плюс 36 °С). Но на максимальную температуру рассчитывать преобразователь нельзя: она встречается на ограниченных участках Мирового океана, а обширные районы имеют температуру поверхностного слоя около 25 °С. Это достаточно высокая температура, при которой кипят многие жидкости. Д’Арсонваль предложил применить в качестве рабочей жидкости аммиак - жидкость с температурой; кипення минус 33,4 “С, которая будет хорошо кипеть ■ при 25 °С. При нормальной температуре (20 °С) аммиак - бесцветный газ с едким запахом. При повышении давления газообразный аммиак снова превращается в жидкость. При 20 °С для этого давление надо повысить до 8,46 атм, но при 5 °С - значительно меньше.[ ...]

Энергоактивные области Мирового океана - это минимальные структурные составляющие, участвующие в формировании крупномасштабного обмена теплом между океаном и атмосферой. За-, нимая «¿20 % площади Мирового океана, они отвечают за «40 % общего теплообмена в системе океан-атмосфера-суша. Это области максимального рассогласования между тепловыми и влажностными полями верхнего слоя океана и планетарного пограничного слоя атмосферы: именно здесь интенсивность работы по согласованию этих полей максимальна. И хотя мы утверждаем, что ЭАО - характерные структуры в крупномасштабных полях, это не значит, что пространственное их расположение жестко фиксировано, а интенсивность постоянна. Этим же областям присущи максимальные диапазоны изменчивости потоков тепла, что говорит о том, что они служат наиболее информативными акваториями для слежения за состоянием климатической системы. То есть все они одновременно могут не находиться в активном состоянии, но именно в этих областях в некоторой полициклической последовательности формируется и возбуждается наиболее активный локальный теплообмен.[ ...]

В результате действия этих факторов верхний слой океана обычно хорошо перемешан. Он так п называется - перемешанный. Толщина его зависит от времени года, силы ветра и географического района. Например, летом в штиль толщина перемешанного слоя на Черном море всего 20- 30 м. А в Тихом океане близ экватора был обнаружен (экспедйцией на научно-исследовательском судне «Дмитрий Менделеев») перемешанный слой толщиной около 700 м. От поверхности до глубины в 700 м располагался слой теплой и прозрачной воды с температурой около 27 °С. Этот район Тихого океана по своим гидрофизическим свойствам похож на Саргассово море в Атлантическом океане. Зимой на Черном море перемешанный слой в 3-4 раза толще летнего, его глубина доходит до 100-120 м. Столь большая разница объясняется интенсивным перемешиванием в зимнее время: чем сильнее ветер, тем больше волнение на поверхности и сильнее идет перемешивание. Такой слой скачка называют еще сезонным, поскольку глубина залегания слоя зависит от сезона года.[ ...]

АПВЕЛЛИНГ [англ. upwelling] - подъем вод из глубины в верхние слои океана (моря). Обычен на западных берегах континентов, где ветры отгоняют поверхностные воды от берега, а их место занимают богатые биогенными веществами холодные массы воды.[ ...]

Обмен углекислым газом происходит также между атмосферой и океаном. В верхних слоях океана растворено большое количество углекислого газа, находящегося в равновесии с атмосферным. Всего в гидросфере содержится около 13-1013 т растворенного углекислого газа, а в атмосфере - в 60 раз меньше. Жизнь на Земле и газовый баланс атмосферы поддерживаются относительно небольшими количествами углерода, участвующего в малом круговороте и содержащегося в растительных тканях (5-1011 т), в тканях животных (5-109 т). Круговорот углерода в биосферных процессах представлен рис. 2.[ ...]

В целом же следует отметить, что амплитуда годовых колебаний температуры в верхних слоях океана не более 10-15°С, в континентальных водах -30-35°С.[ ...]

Кислое А. В., Семенченко Б. А., Тужилкин В. С. О факторах изменчивости структуры верхнего слоя океана в тропиках//Метеорология и гидрология, № 4, 1983, с. 84-89.[ ...]

Биосфера сконцентрирована в основном в виде относительно тонкой пленки на поверхности суши и преимущественно (но не исключительно) в верхних слоях океана. Она не может функционировать без тесного взаимодействия с атмосферой, гидросферой и литосферой, а педосфера без живых организмов просто не существовала бы.[ ...]

Возможны и другие интегральные показатели. Так, для моделирования распределения сайры в Тихом океане такой интегральной характеристикой оказалась температура в верхнем слое океана поскольку распределение течений, водных масс, солености и других гидрологических и гидрохимических показателей северо-западной части Тихого океана тесно коррелирует с распределением температуры воды верхнего слоя (Кашкин, 1986).[ ...]

Нагрев сверху (контактным образом и из-за сильного поглощения водой проникающего в нее света) и опреснение (выпадающими осадками, стоком рек, таянием льда) могут влиять лишь на очень тонкий верхний слой океана, всего в десятки метров, так как из-за гидростатической устойчивости нагретого или опресненного слоя он не может самостоятельно перемешиваться с нижележащей водой, а вынужденное перемешивание, создаваемое обрушивающимися поверхностными волнами, проникает неглубоко (перемешивание же в турбулентных пятнах, образующихся в местах гидродинамической неустойчивости внутренних волн, в среднем очень слабо и действует, по-видимому, крайне медленно).[ ...]

Если уравнение (4.9.2) или его эквивалентную форму со штрихами у переменных проинтегрировать по всему океану, то получим то же самое очевидное противоречие, как и в случае с уравнением механической энергии. На больших масштабах имеется приток через поверхность океана (так как соленость поверхности высока там, где имеется поток соли в океан, см., например, ), но потери соли за счет диффузии незначительны на больших масштабах. Как и в случае с энергией, имеет место перенос солености от одного масштаба к другому из-за нелинейного адвективного члена в (4.3.8), прпчем существенный вклад в правую часть (4.9.2) вносят очень малые масштабы. По оценке , среднеквадратичный градиент солености в верхнем слое океана в 1000 раз превосходит средний градиент.[ ...]

Соединения азота (нитраты, нитриты) в растворах поступают в организмы растений, участвуя в образовании органического вещества (аминокислоты, сложные белки). Часть соединений азота выносится в реки, моря, проникает в подземные воды. Из соединений, растворенных в морской воде, азот поглощается водными организмами, а после их отмирания перемещается в глубь океана. Поэтому концентрация азота в верхних слоях океана заметно возрастает.[ ...]

Анализ причин существующего фазового соотношения между годовыми температурными колебаниями в воздухе и воде приводится на основе модельных интерпретаций годового хода в . Как правило, такие модели исходят из уравнения переноса тепла, в котором различные авторы с разной степенью полноты учитывают факторы формирования цикличности в океане и в атмосфере. А. А. Пивоваров и Во Ван Лань построили нелинейную модель для стратифицированного океана и учли объемное поглощение лучистой энергии верхним слоем океана. В анализируется суточный ход температур поверхности воды и воздуха. Получено отставание по фазе температуры воздуха от температуры воды, что не согласуется с эмпирическими данными, согласно которым и в суточном ходе температура воздуха опережает температуру воды.[ ...]

Встречающиеся в природе гуминовая и стеариновая кислоты, которые являются обычными примесями многих сточных вод, также сильно замедляли образование кальцита. Это ингибирование, вероятно, вызывается адсорбцией аниона кислоты, так как в условиях эксперимента преобладают ионные формы этих соединений. Сьюесс и Майерс и Квайн обнаружили, что стеариновая кислота и другие природные органические вещества могут сильно адсорбироваться при контакте карбоната кальция с морской водой. По-видимому, такой адсорбцией объясняется ингибирование образования карбоната кальция в верхних слоях океана. В присутствии стеариновой кислоты (1-1О-4 М) происходит в незначительной степени, но поддающаяся измерению реакция кристаллизации (см. рис. 3.4), которая показывает, что эта кислота не так полно ингибирует реакцию кристаллизации, как метафосфат.[ ...]

Второй специальный эксперимент по изучению синоптической изменчивости океанских течений («Полигон-70») был проведен советскими океанологами во главе с Институтом океанологии АН СССР в феврале-сентябре 1970 г. в северной пассатной зоне Атлантики, где в течение шести месяцев были осуществлены непрерывные измерения течений на 10 глубинах от 25 до 1500 м на 17 заякоренных буйковых станциях, образовывавших крест размерами 200X200 км с центром в точке 16°ЗГ 14, 33°30 Ш, и был также выполнен ряд гидрологических съемок.[ ...]

Крупномасштабный контраст теплозапаса в океане намного превосходит как потенциальную энергию наклона уровня, так и энергию плотностной дифференциации вод. Сами тепловые различия вод, как правило, формируются на больших пространствах и сопровождаются плавными пространственно протяженными движениями конвективного типа. В неравномерно прогретых водах с меняющимися в пространстве плотностями существуют горизонтальные градиенты, которые могут быть и источниками локальных движений. В таких случаях в них переходит часть доступной потенциальной энергии. Если при ее вычислении исходить из разности запасов потенциальных энергий двух соседних равных объемов с разными плотностями в верхних частях, то для всего океана мы приходим к той оценке, которую ранее определили, как энергию дифференциации плотности, т. е. к 1018- Ю19 Дж. Возраст вод верхнего слоя океана (»1000 м) оценивается 10-20 годами . Из сопоставления энергии теплового контраста вод океана и контраста поступления солнечной энергии к теплым и холодным водам океана [(1-3) -1023 Дж/год] следует, что для накопления этого контраста необходимо примерно 10- 15 лет. Тогда можно ориентировочно принять, что основные черты плотностной дифференциации верхнего слоя сформируются за 10 лет. Десятая часть этой энергии ежегодно передается механическим движениям океана. Следовательно, ежегодное поступление энергии в результате бароклинной неустойчивости ориентировочно следует оценить примерно в 1018 Дж.[ ...]

В 1905 г. шведский ученый В. Экман создал теорию ветрового течения, получившую математическое и графическое выражение, известное как спираль Экмана. Согласно ей, поток воды должен быть направлен под прямым углом к направлению ветра, с глубиной он настолько отклоняется силой Кориолиса, что начинает течь в противоположном ветру направлении. Одно из следствий переноса воды, по теории Экмена, состоит в том, что пассатные ветры становятся причиной смещения потока, направленного к северу и югу от экватора. Для компенсации оттока здесь происходит подъем холодных глубинных вод. Вот почему температура поверхностной воды на экваторе оказывается ниже на 2-3°С, чем в соседних с ним тропических областях. Медленный подъем глубинных вод в верхние слои океана называют апвеллингом, а опускание - даунвеллингом.

Широко известно избитое, но тем не менее верное замечание о том, что наша планета должна бы называться не Земля, а Океан. В самом деле, Мировой океан занимает 361 млн. км 2 , или 71% всей по­верхности планеты. Важнейшее глобальное следствие такого соотноше­ния суши и моря в его влиянии на водный и тепловой баланс Земли. Около 10% солнечной радиации, поглощенной поверхностью океана, расходуется на нагревание воды и турбулентный обмен теплом между поверхностными слоями воды и нижними слоями атмосферы, осталь­ные лее 90% затрачиваются па испарение. Таким образом, испарение с по­верхности океана является как главным источником воды в глобальном гидрологическом цикле, так и, вследствие высокой скрытой теплоты испарения воды, важным компонентом глобального теплового баланса.

Масса океана составляет 94% массы гидросферы. Мировой океан - важнейший регулятор потоков в глобальном гидрологическом цикле, его объем велик но сравнению с любой составляющей цикла, средняя продолжительность обмена воды в океане весьма значительна, состав­ляя 3 тыс. лет.

Поверхностная зона океана (глубиной 0-200 м) обладает весьма значительной теплоемкостью и наибольшей среди геосфер тепловой инерцией. Она играет важнейшую роль в формировании текущего кли­мата планеты, его пространственного распределения и изменчивости во времени. Воздействие ветра на верхний слой воды определяет основ­ные черты океанической циркуляции в поверхностной зоне. Циркуля­ция океана обеспечивает глобальное перераспределение энергии из эк­ваториальных зон к полюсам. Поверхностная зона океана - важнейший компонент климатической системы, принимающий активное участие в формировании среднего годового климата, его изменений от года к году, а также и его колебаний в масштабе десятилетий и столетий.

Внешние влияния на океан осуществляются почти исключительно посредством воздействия на него атмосферы, благодаря потокам тепла, пресной воды и количества движения у поверхности океана. Таким об­разом, эволюция климата и эволюция океана взаимосвязаны.

Глубокие зоны океана в гораздо меньшей степени, чем поверхност­ные зоны, подчиняются закону географической зональности, а чаще и новее не подчиняются. Основные глубинные и придонные потоки воды формируются в полярных областях и направлены вначале к противопо­ложным полюсам (рис. 15). Большее или меньшее их участие к природ­ных процессах у поверхности океана и изменение степени этого учас­тия - важнейший фактор изменения основных черт экосферы.

Глубинная (глубиной 2000-4000 м) и придонная (глубже 4000 м) зоны Мирового океана составляют 64% всего его объема. Температура воды в этих зонах от 3°С и менее. Средняя температура всей массы Ми­рового океана всего лишь около 4°С благодаря холодным глубинной и придонной толщам. Вертикальная циркуляция океанических вод под влиянием разности плотности воды вследствие различий в ее темпера­туре и солености вызывает перемещение вод с поверхности в глубин­ные слои, где она может оказаться изолированной от атмосферных воз­действий, сохраняя теплозапас в течение тысячелетий и более. Высво­бождение или, наоборот, накопление такого теплозапаса может оказаться решающим в долговременных изменениях климата.

Низкая температура Мирового океана и его огромная тепловая инер­ция играют важнейшую палеогеографическую роль. Глубинные слои это не только добротный теплорегулятор системы Земли. Усиление или ослабление теплообмена между глубинными слоями океана и его по­верхностью играет, по-видимому, решающую роль в глубоких и долго­срочных преобразованиях климата Земли и, соответственно, в измене­ниях ее ландшафтов. При этом изменения теплообмена глубинных масс океана с поверхностными, а также и распределение поверхностных те­чений могут изменяться в течение десятков лет, т.е. чрезвычайно быст­ро, принимая во внимание размеры Мирового океана, что мо­жет привести к столь же быстрому изменению природной обстановки.

Мировой океан это также и огромный аккумулятор веществ, содержа­щий их в растворенном виде в количестве около 50 х 10 15 т. (Напомним, что средняя концентрация растворенных веществ в морской воде, или ее соленость, - 35 г/л.) Соленость воды изменяется в пространстве, по ее химический состав (в % от целого) остается постоянным. Ежегодный при­ток солей в океан примерно на семь порядков (в 10 7 раз) меньше их содер­жания в океане. Это обстоятельство играет значительную роль в стабили­зации биогеохимических циклов и экосферы в целом.

Океан содержит около 4 х 10 ¹º т углерода в растворе, в виде взвесей и в живых формах. На суше, в живых организмах, почвах и распадаю­щемся органическом веществе, углерода примерно в 20 раз меньше. Физико-химические условия в океане и взаимодействие с ними морс­кой биоты предопределяют реакцию океана на изменение концентра­ции углекислого газа в атмосфере. Углекислый газ из атмосферы раство­ряется и воде или поглощается из нее планктоном в процессе образова­ния первичной продукции (фотосинтеза). Этот процесс нуждается в солнечном свете, углекислом газе в воде и растворенных биогенных ве­ществах (соединениях азота, фосфора и других химических элементов). Лимитирующим фактором обычно бывают биогенные вещества.

Первичная продукция образуется в верхних, хорошо освещенных слоях воды, куда биогены поступают или из планктона, отмирающего на тех же глубинах, или же с суши и из атмосферы. При отмирании план­ктона содержащие углерод остатки опускаются в холодные глубинные слои океана и на дно. В конце концов, этот углерод на значительной глу­бине превращается бактериями о растворимую неорганическую форму, а малая его часть отлагается в виде донных осадков.

Этот процесс, иногда называемый «биологический насос», чрезвы­чайно сложен. Биологический насос уменьшает концентрацию углекис­лого газа в верхнем слое океана, а также и в атмосфере и увеличивает общее содержание углерода в глубинной и придонной зонах океана. Био-гео-химичсские процессы, связанные с поглощением углекислого газа, происходят преимущественно в поверхностной зоне океана, тогда как глубинная и придонная зоны играют важнейшую роль в долгосроч­ной аккумуляции углерода. Процесс интенсивно изучается в настоящее время, но пока все же понят недостаточно.

Основные черты рельефа дна Мирового океана

Строение океанической земной коры отлично от континентальной: отсутствует гранитный слой, присущий последней.

Толщина континентальной коры на уровне моря около 30 км. Скорость сейсмических волн в верхней ее половине соответствует скоростям в гранитных породах, а в нижней половине - скоростям в базальтах. В океанах под пятикилометровым слоем воды находится слой осадочных пород толщиной в среднем 0,5 км, слой вулканических пород - «фундамент» - мощностью 0,5 км, кора мощностью 4 км, и на глубине около 10 км начинается мантия.

На дне Мирового океана выделяются четыре зоны.

Первая зона - подводная окраина материков. Подводная окраина материков - это затопленная водами океана окраина материков. Она в свою очередь состоит из шельфа, материкового склона и материкового подножия. Шельф - прибрежная донная равнина с довольно небольшими глубинами, в сущности продолжение окраинных равнин суши. Большая часть шельфа имеет платформенную структуру. На шельфе нередки остаточные (реликтовые) формы рельефа надводного происхождения, а также реликтовые речные, ледниковые отложения. Это означает, что при четвертичных отступаниях моря обширные пространства шельфа превращались в сушу.

Обычно шельф заканчивается на глубинах 100-200 м, а иногда и на больших довольно резким перегибом, так называемой бровкой шельфа. Ниже этой бровки в сторону океана простирается материковый склон - более узкая, чем шельф, зона океанического или морского дна с уклоном поверхности в несколько градусов. Нередко материковый склон имеет вид уступа или серии уступов с крутизной от 10 до нескольких десятков градусов.

Вторая - переходная - зона сформировалась на стыке материковых глыб и океанических платформ. Она состоит из котловин окраинных морей, цепочек преимущественно вулканических островов в виде дуг и узких линейных впадин - глубоководных желобов, с которыми совпадают глубинные разломы, уходящие под материк.

На окраинах Тихого океана, в районах Средиземного, Карибского морей, моря Скоша (Скотия) подводные окраины материков контактируют не непосредственно с ложем океана, а с днищем котловин окраинных или средиземных морей. В этих котловинах кора Субокеанического типа. Она очень мощна главным образом за счет осадочного слоя. С внешней стороны эти бассейны ограждены огромными подводными хребтами. Иногда их вершины поднимаются над уровнем моря, образуя гирлянды вулканических островов (Курильские, Марианские, Алеутские). Эти острова называют островными дугами.

С океанической стороны островных дуг расположены глубоководные желоба - грандиозные материковая земная кора отсутствует. Вместо нее здесь развита земная, узкие, но очень глубокие (6 - 11 км глубины) депрессии. Они тянутся параллельно островным дугам и соответствуют выходам на поверхность Земли зон сверхглубинных разломов (так называемые зоны Беньоффа-Заварицкого). Разломы проникают в недра Земли на многие сотни километров. Эти зоны наклонены в сторону континентов. К ним приурочена подавляющая часть очагов землетрясений. Таким образом, области глубоководных желобов, островных дуг и глубоководных окраинных морей отличаются бурным вулканизмом, резкими и чрезвычайно быстрыми движениями земной коры, очень высокой сейсмичностью. Эти зоны получили название переходных зон.

Третья - основная - зона дна Мирового океана - ложе океана, она отличается развитием земной коры исключительно океанического типа. Ложе океана занимает более половины его площади на глубинах до 6 км. На ложе океана есть гряды, плато, возвышенности, которые разделяют его на котловины. Донные отложения представлены различными илами органогенного происхождения и красной глубоководной глиной, возникшей из тонких нерастворимых минеральных частиц, космической пыли и вулканического пепла. На дне много железомарганцевых конкреций с примесями других металлов.

Океанические хребты довольно четко разделяются на два типа: сводово-глыбовые и глыбовые. Сводово-глыбовые структуры представляют собой в основе сводовые, линейно вытянутые поднятия океанической коры, обычно разбитые поперечными разломами на отдельные блоки (Гавайский хребет, образующий подводное основание одноименного архипелага).

Кроме хребтов в Мировом океане известно немало возвышенностей, или океанических плато. Крупнейшее из них в Атлантическом океане - Бермудское плато. На его поверхности - ряд подводных гор вулканического происхождения.

Самый распространенный тип рельефа океанических котловин - рельеф абиссальных холмов. Так называются бесчисленные возвышенности высотой от 50 до 500 м, с диаметром основания от нескольких сот метров до десятка километров, почти сплошь усеивающие дно котловин. Кроме того, на дне океана известно более 10 тыс. подводных горных вершин. Некоторые подводные годы с уплощенными вершинами называют гайотами. Полагают, что некогда эти пики вздымались над уровнем океана, пока их вершины не были постепенно срезаны волнами.

Два других типа рельефа - волнистые и плоские абиссальные равнины. Они возникли после частичного или полного погребения абиссальных холмов под толщей осадков.

Четвертая зона выделяется в центральных частях океанов. Это - крупнейшие формы рельефа дна океана - срединно-океанические хребты - гигантские линейноориентированные сводовые поднятия земной коры. При образовании свода самые большие напряжения возникают не его вершине, здесь и образуются разломы, по которым происходит опускание части свода, формируются грабены, т.н. рифтовые долины. По этим ослабленным зонам земной коры устремляется вверх материал мантии.

Начинаясь в Северном Ледовитом океане небольшим хребтом Гаккеля, система этих поднятий пересекает Норвежско-Гренландский бассейн, включает Исландию и переходит в грандиозные Северо-Атлантический и Южно-Атлантический хребты. Последний переходит в Западно-Индийский хребет уже в Индийском океане. Севернее параллели острова Родригес одна ветвь - Аравийско-Индийский хребет - уходит на север, продолжаясь рядом форм рельефа дна Аденского залива и Красного моря, а другая ветвь следует на восток и переходит в срединно-океанический хребет Тихого океана - Южно-Тихоокеанское и Восточно-Тихоокеанское поднятия. Срединно-океанические хребты, вероятно, - молодые кайнозойские образования. Поскольку хребты появляются в результате растяжения земной коры, пересечены поперечными разломами и часто имеют центральные рифтовые долины, они предоставляют исключительную возможность для изучения пород океанической коры.

Осадконакопление - один из важнейших факторов рельефообразования в океане. Известно, что в Мировой океан ежегодно поступает более 21 млрд. т твердых осадков, до 2 млрд. т вулканических продуктов, около 5 млрд. т известковых и кремнистых остатков организмов.