В Г Клименко - Загальна гідрологія - страница 20

Страницы:
1  2  3  4  5  6  7  8  9  10  11  12  13  14  15  16  17  18  19  20  21  22  23 

Для ложа океану характерні як підвищені, так і понижені форми рельєфу.

До позитивних форм відносяться: серединно-океанічні хребти, підводні плато, окремі підводні гори - гайоти (та підводні вулкани).

Підводні плат о - це плоскі, або слабко нахилені підвищення дна океану з відносно рівною поверхнею та значні за площею (Новозеландське, Бермудське).

Гайоти - ізольовані плосковершинні підводні гори, зазвичай вулканічно­го походження. Вважається, що вирівнювання вершин зумовлено абразією чи денудацією з наступним опусканням давніх вулканічних островів у води океа­ну. Найбільше їх у Тихому океані.

До понижених форм рельєфу дна океанів належать улоговини й океаніч­ні жолоби (глибиною понад 6 000 м).

Серединно-океанічні хреббт и - великі підводні гірські споруди в межах дна океану, здебільшого посередині океанів. Ця система простягається через усі океани. Сумарна довжина біля 75 тис. км, ширина до 2000 км, відносна висота 1-3 км. До системи серединно-океанічних хребтів входять хребет Гаккеля в Пі­внічно-Льодовитому океані, Серединно-Атлантичний і Центрально-Індійський (разом з Аравійсько-Індійським хребтом), Східно-Тихоокеанське підняття (останнє в структурному відношенні є скоріше океанічним валом). Окремі вер­шини піднімаються над рівнем океану у вигляді вулканічних островів (Трістан-да-Кун'я, Буве, Св. Олени тощо). Серединно-океанічні хребти характеризують­ся широким розвитком розривних порушень земної кори, в тому числі значни­ми поперечними розломами і зсувами, активним вулканізмом й високою сейс­мічністю. В поперечному перерізі виділяється складне чергування окремих хребтів і знижень. Гіпотеза тектоніки плит припускає, що біля серединно-океанічних хребтів відбувається розсування літосферних плит і нарощування їх за рахунок речовини, яка піднімається з на.10.3. Донні відкладення в океанах і морях

 

У морській воді є багато різних домішок у вигляді розчинених речовин, колоїдів, завислих часток, живих організмів і продуктів їх життєдіяльності. Ці домішки осідають на дно і формують донні осади, чи донні відклади.

Донні осади, залежно від матеріалу, із якого вони утворюються, поділя­ються на теригенні, органогенні чи біогенні, хемогенні, вулканогенні, космо-генні, еолові.

Теригенні відклади - це завислі та донні наноси, які виносяться річками, а також продукти руйнування берегів (абразія). Ці відклади займають одну чет­верту всієї площі дна океанів. Основна маса теригенних відкладів у Світовому океані представлена мулами: у високих широтах зустрічається голубий мул; у Тихому та Індійському океанах - синій; біля берегів Південної Америки - чер­воний; біля східного узбережжя США, у берегів о. Пуерто-Ріко, півострова Ка­ліфорнія тощо - зелений; чорний - в Чорному морі; сірі мули у вулканічних об­ластях; біля коралових островів - білого кольору.

(Органогенні чи біогенні відклади формуються з решток відмерлих план­ктонних організмів (скелети тварин, черепашки). Найбільш розповсюджені ва­пнякові та кремнієві відклади.

Вапнякові відклади представлені такими різновидностями: форамініфе­ровими і птероподовими. Основну частину форамініферових (глобігеринових) мулів складають черепашки планктонних форамініфер і особливо глобігерин. Ці мули в Тихому океані займають 34,4 % площі всього дна океану, в Атланти­чному - 67,2 %, в Індійському - 54,3 %. Пт ероподовімули складені з вапняко­вих залишків планктонних молюсків птеропод і гетеропод. Ці відклади мало поширені - переважно в Атлантичному океані, в Червоному, Середземному мо­рях, у Тихому океані та в Кораловому морі.

До кремнієвих відкладів відносять діатомові, діатомово-радіолярієві мули та кремнієво-губкові відклади. ДДіат омові мули - це глибоководні кремнієві бі­огенні осади, які збагачені опаловими панцирами діатомових водоростей та їх уламків. Найбільш поширені в південних частинах Тихого, Індійського й Ат­лантичного океанів у вигляді суцільного кільця біля Антарктики, зустрічаються також у деяких затоках (наприклад, у Каліфорнійській). ДДіат омово-радолярієві мули - це переважно пелітові мули зі значними домішками тери­генного глинистого матеріалу; найбільш поширені в тропічному поясі Тихого та Індійського океанів. Кремнієво-губкові відклади складаються з накопичення уламків "скляних" губок, нерідко виражені пісками; частіш за все зустрічають­ся на шельфі Антарктики, відомі також в Охотському морі.

Вулканогенні відклади, пов'язані з надходженням в океан лави, попелу, вулканічного пилу з вулканів, як на дні океану, так і на суші.

Хемогенні відклади - це результат біохімічних процесів на дні та в при­донних водах океану (залізо-марганцеві, фосфоритні конкреції, ооліти, глауко­нітові піски).

Глауконіт ові піски та мули - це осади різного складу з домішками глау­коніту (специфічного матеріалу повторного генезису). Вони зустрічаються наатлантичних та тихоокеанських підводних окраїнах Північної Америки, на під­водних окраїнах Південної та Південно-Західної Африки, біля південного узбе­режжя Австралії та на Новозеландському підводному плато.

Ооліт и - складаються з кальциту або арагоніту, вони добре поширені там, де відбувається перенасичення морської води CaCO3, тобто переважно в теплих морях (на коралових банках Карибського моря, у Каспійському, Араль­ському морях, Перській затоці, на Сухумському шельфі).

Залізо-марганцевіконкреції- стягнення гідроокисів заліза і марганцю з домішками різних інших сполук, які зустрічаються як включення в червоній глині, рідше в інших глибоководних відкладах і місцями утворюють значні на­копичення. Конкреції мають невірну сфероїдальну форму, розміри яких варію­ють у межах 1 -25 см у поперечнику, але в деяких випадках можуть зустрічатись крупні конкреції. Наприклад, одна з піднятих конкрецій із дна Філіппінської улоговини мала вагу до 850 кг.

Космогенні відклади на дні океану представлені переважно космічним пилом, "космічними кульками", метеоритами.

Червона глина - це глинисті мули коричневого кольору різних відтінків, які залягають на глибинах більше 4 км. Червона глина зустрічається в зоні роз­витку карбонатних відкладів, але на глибині, де останні відсутні. Хімічний склад червоної глини: Al2O3 - 15,94 %, SiO2 - 54,48 %, TiO - 0,98 %. Важливою особливістю червоної глини є пристосування до них основної маси залізо-марганцевих конкрецій, особливо це відноситься до Тихого океану.

Еолові відклади - це відклади, які принесені вітрами із суші.

 

10.4.   Хімічний склад вод Світового океану

 

О. О. Алекін речовини, які входять до складу морської води ,умовно по­діляє на п'ять груп: головні іони (ClSO4 HSO3~, Na , K , Mg , Ca ), розчи­нені гази (O2, N2, CO2, H2S, CH4 тощо), біогенні елементи (сполуки азоту, фос­фору, кремнію та інших елементів), мікроелементи, органічні речовини.


Головні іони - визначають солоність води і складають 99,9 % загальної маси солей у морській воді, причому серед головних іонів на хлористі сполуки натрію й магнію припадає 88,7 % ( табл. 10.3).Розчинені гази - гази, які утворюються за рахунок обміну з атмосферою, біологічної діяльності у воді та інших процесів ( кисень, азот, вуглекислий газ, іноді сірководень). Найбільше у морській воді азоту й кисню. Кисень надхо­дить у морську воду або з повітря, або в результаті фотосинтезу морських ре­човин переважно:

 

СО2 + 2Н2О + 470 кДж СН2О + О2 + Н2О.

 

Витрачається кисень на дихання морських організмів і на окислення різ­них речовин. На поверхні океану концентрація розчиненого кисню, зазвичай, залишається на постійному рівні насичення або дуже близька до нього, але, оскільки концентрація кисню у воді збільшується зі зменшенням температури,

33

то вона коливається від 4.5 мл/дм у тропічних широтах до 8 мл/дм і більше у полярних районах. Між поверхнею й рівнем компенсації концентрація може перевищувати рівень насичення, але нижче цієї глибини кількість розчине­ного кисню зменшується. У глибини кількість розчиненого кисню зменшуєть­ся. У внутрішніх морях, ізольованих від океану, в нижніх шарах води і за­глибленнях океанічного дна часто спостерігається нестача кисню і навіть пов­не його зникнення.

Двоокис вуглецю поглинається під час фотосинтезу, а виділяється при диханні живих організмів і рослин. Для того щоб пояснити характер розподілу СО2 в океані, крім цих факторів (а також того, що двоокис вуглецю, що утри­мується в атмосфері, розчиняється в морській воді), необхідно брати до уваги карбонатну систему. Двоокис вуглецю, взаємодіючи з водою, утворює вугле­кислоту. Остання, а також іони карбонату кальцію, що надходять в океани з рі­чками, які протікають, наприклад, по вапняках, вступають у реакцію:

СО2 + Н2О Н2СО3^Н+ + НСО-3^ 2Н+ + СО-3. Перенасичення води іонами карбонату кальцію приводить до погли­нання його живими організмами, залишки яких відкладаються на дні океану. Нестача насичення води цими іонами викликає розчинення таких осадків. Під­вищення розчинності карбонату кальцію зі збільшенням тиску також приводить до помітного падіння вмісту карбонату кальцію в осадках, особливо це помітно на глибині нижче чотирьох кілометрів. Океан, таким чином, є гігантським резе­рвуаром двоокису вуглецю, який завдяки наявності на дні карбонатних осадків дуже ефективно перешкоджає зміні концентрації двоокису вуглецю в атмосфе­рі.

Азот у поверхневих шарах моря знаходиться майже у повній рівновазі з азотом атмосфери. Кількість вільного розчиненого азоту на глибині визнача­ється утворенням і розпадом органічних речовин та діяльністю бактерій.

Сірководень утворюється на дні морів унаслідок процесів розкладу ор­ганічних речовин, а також у результаті життєдіяльності бактерій. Цей газ є си­льною отрутою для водних організмів. Прикладом зараження глибинних шарів сірководнем є Чорне море, в якому 87% об'єму води отруєно цим газом.Біогенні елементи - це сполуки (азоту, фосфору, кремнію та інших елементів), які переробляються дрібними рослинними організмами - фітоплан­ктоном. Він знаходиться у воді в завислому стані і має здібність до фотосинте­зу вуглеводів із діоксиду вуглецю і води, наприклад:

 

6СО2 + 6 Н2О сонячне світло— С6Н12О6 + 6О2

 

Для того щоб здійснювати цю реакцію, фітопланктон повинен залиша­тись там, де достатньо сонячного світла. Навіть у відносно прозорій морській воді фітопланктон знаходиться у верхніх шарах (100- 200 м). Саме в цьому шарі відбувається поглинання біогенних елементів. Фітопланктон утворює основу для харчового ланцюга океану, і біогенні елементи переміщаються вздовж цьо­го ланцюга, по мірі, того як відбувається поглинання їжі - у цілому. У будь-якій з ланок цього ланцюга біогенні елементи можуть знову потрапити до во­ди під час відмирання й розкладу морських організмів, це, звичайно, відбува­ється в процесі подальшого занурення їх нижче зони фотосинтезу. Таким чи­ном, в океані здійснюється перенесення біогенних елементів зверху вниз - по­чинається з поглинання їх фітопланктоном, у подальшому вони знову потрап­ляють у воду в розчиненому стані. Для того щоб у зоні фотосинтезу зростання фітопланктону не припинялося, необхідно, щоб біогенні елементи знову потра­пили у верхні шари океану. Тому таке важне значення для " родючості" океані­чних вод мають зони апвелінгу.

У шельфових морях помірних широт концентрація біогенних елементів більш залежить від пори року, ніж від глибини. Навесні, коли сонячна радіація збільшується фітопланктон починає активно рости. Таке явище називається "весняним цвітінням фітопланктону". Цвітіння може відбуватись майже до по­вного зникнення у морській воді одного або відразу декількох біогенних елеме­нтів, що у свою чергу, викликає призупинення росту фітопланктону. Інколи у морській воді може знову накопичитись достатня кількість біогенних елемен­тів, і тоді розпочнеться повторне, літнє, цвітіння фітопланктону. Це може бути викликано, наприклад, збільшенням прозорості води, що дає можливість соняч­ному світлу проникати на більші глибини. Узимку, однак, ріст фітопланктону майже не відбувається, і завдяки перемішуванню водної товщі спостерігається перерозподіл біогенних елементів, які в результаті розкладу морських організ­мів потрапляють у воду від самої поверхні до самого дна. Таким чином, підго-товлюється нове весняне цвітіння фітопланктону.

Мікроелементи - сумарна концентрація яких менша 0,01 % суми голов­них іонів. У морській воді у найбільших кількостях міститься літій, рубідій, йод, а в найменших - золото та ін.

Органічні речовини - постійно продукуються в океані у вигляді пер­винної продукції - зеленої маси рослин, яка споживається, відмирає, розклада­ється. Це пектинові, гумусові, амінокислоти, вуглеводи, жири.Забруднювальні речовини (нафтопродукти, феноли, детергенти)

- це надходження в океан сторонніх сполук, які не характерні для його природ­ного складу.

 

10.5.   Солоність вод Світового океану

Солоність морської води - це сумарне утримання твердих мінеральних розчинених речовин, які утримуються в 1 л морської води (г/кг, 0/00).

Солоність морської води визначають за вмістом хлору або за електропро­відністю води. Хлорність це сумарний уміст (у грамах на 1 кг морської води) галогенів (хлору, брому, фтору та йоду) при перерахунку на еквівалентний уміст хлору. Визначається за формулою:

S = 1,80655 Cl (%о).

Солоність зменшується в напрямку від низьких до високих широт. Це можна пояснити незначним випаровуванням, значною кількістю опадів, вели­ким річковим стоком (у північній півкулі), таненням льоду. З наближенням до тропіків солоність помітно збільшується і досягає максимальних величин у зоні поміж 20 і 25° широти. Підвищена солоність у тропічному поясі обумовлена ве­ликим випаровуванням і малою кількістю опадів. Широтний розподіл солонос­ті води на поверхні Світового океану порушують течії, річки та лід (рис. 21).

Середня солоність вод Світового океану - 35 %о. До більш солоних відно­сяться поверхневі води Атлантичного океану (35,4 %о). Менш солона вода в Ти­хому (34,9 %о) та Індійському (34,8 %о) океанах. Значно опріснена вода верхніх шарів у Північному Льодовитому океані (29 - 32 ,а біля берегів 1 - 10 %о). Із загальної схеми розподілу солоності води на поверхні Світового океану випа­дають внутрішні моря. В одних морях дуже великий опріснюючий вплив річок, тому солоність вод незначна - Чорного моря (16-18 %о), Азовського (10-12 %о), Балтійського (10-12 %о). В інших прісна складова водного балансу невелика, а випаровування води значне, тому солоність вод може досягати 38-39 (Серед­земне море, Перська затока) і навіть 40-42 (Червоне море).

З глибиною солоність зростає, але існує дуже складна картина вертикаль­ного розподілу солоності.

У високих широтах, особливо в полярних районах, солоність із глибиною (до 200 м) спочатку зростає досить швидко, а далі солоність практично не змі­нюється.

У помірних широтах спочатку солоність із глибиною (до 100 м) зростає, потім зменшується, досягаючи мінімуму в певному шарі, нижче якого знову збільшується. В екваторіальних широтах спочатку солоність із глибиною (до 100 м) збільшується, а потім із глибиною (до 1 500 м) зменшується, досяга­ючи мінімуму.

 

Рис 21. Середня річна солоність води поверхні Світового океану

(за В. М. Степановим)

10.6.   Водний баланс Світового океану

Загальне рівняння водного балансу Світового океану має вигляд:

Х0 + У0 = Z0 ± A W, де - середня багаторічна сума опадів, що випали на поверхню океану; y0 - середній багаторічний стік із суші; Z0 - середнє багаторічне випаровування з поверхні океану; ± A W -зміна рівня, чи об'єму океану.

Атмосферні опади становлять 90.7% прибуткової частини водного балан­су Світового океану, а випаровування - усі 100% його витратної частини.

Особливості розподілу опадів, випаровування та різниці між ними такі: збільшення опадів і випаровування від полярних до низьких широт; існування перевищення опадів над випаровуванням: у високих широтах Північної півкулі (арктичний, субарктичний і частково помірний кліматичний пояси), у високих широтах Південної півкулі (антарктичний, субантарктичний і частково помір­ний кліматичний пояси) та в екваторіальних і субекваторіальних кліматичних поясах Північної півкулі; існування двох зон перевищення випаровування над опадами в обох півкулях (тропічний і субтропічний кліматичні пояси).

Таким чином, у зонах, де х - у> 0, спостерігається розведення морської води прісною, зменшення її солоності, причому надлишок води має викликати відтік поверхневих вод з цих районів океану; у зонах, де х - у < 0, відбуваєтьсяосолонення води, втрата води повинна приводити до її компенсації шляхом притоку води ззовні.

 

10.7.   Густина і тиск морської води

Морська вода відрізняється від прісної. Її густина збільшується під час зниження температури майже до точки замерзання, а температура замерзання морської води нижча, ніж прісної.

Густина морської води - маса води, що вміщується в 1 см . Для зручно­сті було введено поняття умовної густини, яка визначається за формулою:

д= (S - 1) х 103.

 

Питома вага морської води - співвідношення ваги одиниці її об'єму з будь-якої температури до ваги одиниці об'єму дистильованої води з тієї самої температури і визначається за формулою:1) х 103

р17,5 _ (S17,5

Густина морської води залежить від температури, солоності й тиску, тоб­то від глибини, на якій вода знаходиться. Формально цю залежність можна ви­словити формулою р = f (S, T, Р).

Температура найбільшої густини води океану (солоність біля 35 0/00) до-

о

рівнює - 3,4 С.

В цілому, густина збільшується від екватора до полюсів. Пов'язано це з тим, що головна роль у формуванні густини води при порівняно високій її тем­пературі належить саме останній, і тому розподіл густини від екватора до по­люсів наслідує розподіл температури води. Умовна густина поблизу екватора

3                            3 °

збільшується з 22-23 кг/м до 26-27 кг/м до 50 - 60 широт північної і південної широти. Густина дещо зменшується в більш високих північних широтах у ре­зультаті зменшення солоності (табл. 10.4).

Таблиця 10.4

 

Океани

Густина, кг/м3

Моря

Густина,кг/м3

Тихий

1,02427

Середземне

1,02090

Атлантичний

1,02543

Чорне

1,0135

Індійський

1,02488

Північне

1,0264

Північний Льодовитий

1,02525

Балтійське

1,0066

 

З глибиною густина води в океанах збільшується (пряма стратифікація), саме цим забезпечується вертикальна рівновага вод. При порушенні прямої стратифікації виникає конвекція і перемішування шарів. Зворотна стратифі­кація густини - зменшення густини води з глибиною, явище дуже короткочас­не. Спостерігається іноді повна однорідність шарів - нейтральна рівновага.

В екваторіальній зоні найбільш різке зростання густини з глибиною від­мічається на нижній межі верхнього опрісненого і найбільш прогрітого шару до глибини 100 -     200 м. У помірних широтах розподіл густини з глибиною рів­номірний, а у високих широтах знову з'являється шар різкого підвищення гус­тини з глибиною - "шар стрибка" - через існування поверхневого опрісненого шару.

На поверхню океанів постійно діє тиск атмосферного повітря, що дорів­нює 1 кг/см . Із зануренням нижче поверхні води до тиску повітря додається тиск верхнього стовпа води. На кожні 10 м глибини тиск збільшується прибли­зно на 1 атм.

10.8.   Термічний режим океанів і морів

 

Світовий океан нагрівається і охолоджується повільно. Основними фак­торами, які впливають на зміну температури води океанів і морів є:

Страницы:
1  2  3  4  5  6  7  8  9  10  11  12  13  14  15  16  17  18  19  20  21  22  23 


Похожие статьи

В Г Клименко - Загальна гідрологія

В Г Клименко - Формування v студентів знань і вмінь про хімічний склад та оцінку якості поверхневих вод