учебники / Короновский Н.В. «‎Общая геология‎» 3-ие издание

Рис. 14.5. Изменение солености в поверхностных водах океанов с изменением широты

Химический и газовый состав морской воды. В океанской воде содержатся практически все химические элементы, но только ионы Na и Cl играют решающую роль (рис. 14.7). Преобладают хлориды (89,1 %), сульфаты (10,1 %), и совсем ничтожную долю составляют карбонаты (0,56 %), а соли, находящиеся в растворе, диссоциируют на анионы и катионы. Океанская вода по своему составу отвечает продуктам эмиссии кислых газов вулканов с образованием гидрохлорноватой, серной, угольной кислот и выщелачивания силикатных пород (МеSi аAlвOс), где Ме — Na, K, Mg, Ca. Остальное — это нерастворимые окислы Si и Al, т. е. глинистые минералы.

Рис. 14.7. Состав океанской воды на 1 кг (1000 г). Растворенные ионы даны в граммах

Втечение фанерозоя, т. е. примерно за 600 млн лет, состав воды и

еесоленость практически не менялись. Это возможно только в том

случае, если приток солей равняется их удалению из воды. СаСО3 связывается в известковых скелетах организмов, Si — в опалиновых скелетах, Ме — в новообразованных минералах, S — в сульфидах тяжелых металлов в анаэробных условиях и т. д. В отличие от океанской воды речная вода — это раствор бикарбоната кальция и кремнистой кислоты, т. е. если в морской воде основную долю составляют хлориды, то в речной — карбонаты, свидетельствующие о том, что соленость океана не связана с привносом реками солей.

Газы, как и соли, растворены в океанской воде. Главными являются кислород, углекислый газ и азот.

Кислород поступает в воду прежде всего из атмосферы, а также за счет фотосинтеза растений (фитопланктона). Растворимость кислорода в воде уменьшается с повышением температуры, чем объясняется

294 Часть II. Процессы внешней динамики

его низкое содержание в приэкваториальной зоне. Зато в высоких широтах наблюдается обогащение кислородом холодных вод.

При температуре 0 °С вода поглощает кислорода и азота в два раза, а углекислого газа — в три раза больше, чем при температуре +30 °С. При средней солености морских вод в 35 ‰ 1 л воды при давлении 760 мм рт. ст. поглощает кислорода при температуре –2 °С — 8,47 см3, +15 °С — 5,84 см3, а при +30 °С — только 4,50 см3.

Взаимный обмен кислородом между атмосферой и океанскими водами происходит в связи со сменой сезонов, когда летом океан прогревается, избыток кислорода выделяется в атмосферу, а зимой при охлаждении океана, кислород поглощается из атмосферы и растворяется в воде. Глубоководные слои в океанах обогащаются холодными, тяжелыми, насыщенными кислородом водами, поступающими из высоких широт.

Углекислый газ в океанской воде находится либо в свободном состоянии, либо в химически связаном — в карбонатах и бикарбонатах. Содержание СО2 в воде составляет около 45 см3/л, причем 50 % его приходится на свободный СО2, а другие 50 % находятся в связанном состоянии. Растворимость СО2, так же как и О, уменьшается с повышением Т. Поэтому в низких широтах, где растворимость СО2 в воде уменьшается, углекислота выделяется в атмосферу, в высоких широтах, наоборот, поглощается. Максимальное содержание СО2 наблюдается в холодных придонных водах, которые растворяют известковые раковины планктонных организмов, не достигающих по этой причине океанского дна. Закономерность содержания СО2 в океанских водах влияет на образование и сохранность карбонатных осадков.

Сероводород присутствует в морской воде только в тех водоемах, где затруднен обмен воды с открытым океаном, например в Черном море.

Рассмотрение основных параметров океанской и морской воды показывает, насколько это сложная система, все составляющие которой тесно взаимодействуют между собой. Пожалуй, наиболее важный вывод заключается в установлении факта стратификации, т. е. слоистости океанских вод.

Поэтому вертикальный разрез океанских вод характеризуется неоднородностью, наличием слоев с разной соленостью, температурой и плотностью, слабо перемешивающихся между собой. Если температурный скачок называется термоклином, то резкое изменение солености —

галоклином, а изменение плотности — пикноклином.

Органические частицы, столь широко распространенные во взвеси верхнего водного слоя, благодаря своему объемному весу, близкому к таковому у океанской воды, задерживаются в термоклине и служат пищей для зоопланктона и бактерий. С другой стороны, более глубинные и

холодные воды, богатые фосфатами, не могут пробиться в верхние слои водной массы океана, т. к. для них препятствием служит хорошо перемешанная и теплая вода термоклина. Перечисленные выше свойства морской воды меняются от слоя к слою очень резко, поэтому водные слои могут как бы скользить друг по другу, а вода при этом перемещается на большие расстояния.

14.2. ДИНАМИЧЕСКИЙ РЕЖИМ МИРОВОГО ОКЕАНА

Вода океанов и морей находится в непрерывном движении. Эта циркуляция в поверхностных и глубинных зонах носит различный характер и определяется разными факторами.

Поверхностная циркуляция зависит в основном от ветров нижней атмосферы, влияющих на перемещение воды в самом верхнем слое. Характер циркуляции обусловлен перемещением атмосферы и вращением Земли (рис. 14.8). Поэтому в средних и низких широтах Северного полушария ветры образуют круговорот воды по часовой стрелке, а в Южном — против. Это главные океанские антициклонические круговые течения (рис. 14.9), которые не меняются от временного изменения направления ветра, т. к. обладают огромной инерцией. Только в северной части Индийского океана течения меняются из-за смены летнего и зимнего муссонов. Наиболее мощное течение — это циркумполярное, окружающее Антарктиду кольцом и перемещающееся с запада на восток с расходом воды 200 106 м3/с, тогда как у других течений эта величина составляет (15–50) 106 м3/с, кроме Гольфстрима: 100 106 м3/с (рис. 14.10). Круговые течения в океанах особенно сильны и узки по ширине в западной половине круговорота и более расплывчаты в восточной. Они служат переносчиком тепла. Нагреваясь около экватора в Северном полушарии, вода переносит тепло далеко на восток, пример тому — Гольфстрим.

Все круговые течения с их асимметрией обусловлены вращением Земли с запада на восток. В 1835 г. Ж. де Кориолис установил влияние вращения Земли на движущуюся жидкость, которое в его честь было названо ускорением Кориолиса (рис. 14.11).

Суть этого влияния заключается в том, что направление вращения Земли в Северном и Южном полушариях имеет различную ориентацию, если смотреть с Северного и Южного полюсов соответственно. С Северного — против часовой стрелки, с Южного — по часовой. Неподвижное тело на экваторе вращается со скоростью 1670 км/ч, при длине окружности 40 тыс. км. По направлению к полюсам скорость вращения уменьшается, и на полюсах она равна 0. Поэтому, чтобы выполнить закон сохранения количества движения, необходимо, чтобы частица,

движущаяся от экватора к полюсу, смещалась к востоку по сравнению с неподвижными частицами, а от полюса — к экватору к западу,

т.е. они отклоняются вправо по отношению к направлению движения.

ВЮжном полушарии их движение будет, естественно, противоположным. Несмотря на то что ускорение Кориолиса мало — 1,5 · 10–4 V sinϕ см/с2, где V — скорость, а ϕ — широта, его влияние на воды океана и атмосферу очень велико, т. к. ускорение Кориолиса действует в горизонтальной плоскости. Поэтому ускорение Кориолиса играет важную роль в движении океанских вод.

Так как вода в океанах стратифицирована, то даже небольшие различия в ее плотности приводят воду в движение, и сразу же она подвергается влиянию ускорения Кориолиса. Течения, где градиент давления, т. е. перепад плотностей, соответствует ускорению Кориолиса, называют геострофическими (плотностными). Обычно они направлены вдоль зон воды с разной плотностью. В результате нагона воды изза дующих ветров и течений уклон поверхности воды может достигать 1 м на 100 км. Такое явление наблюдается в поперечном сечении Гольфстрима.

Течения, вызванные деятельностью ветра, уменьшают свою скорость с глубиной ввиду трения слоев в водной толще. На поверхности океана вода не движется точно по направлению ветра, а с действием ускорения Кориолиса течение будет направлено под углом 45° к направлению ветра, причем чем глубже расположен слой воды, тем отклонение от направления ветра будет больше. Подобная закономерность была установлена в 1902 г. В. В. Экманом и получила наименование спирали Экмана.

Апвеллинг представляет собой очень важное явление и заключается в подъеме воды в океанах с уровня термоклина или более глубоких слоев воды в силу разных причин. Это и ветер, сгоняющий теплую воду с поверхности; и действие ускорения Кориолиса; и конфигурация береговой линии; и разница в плотности воды (рис. 14.12). Значение процесса апвеллинга заключается в выносе к поверхности вод, относительно богатых разнообразными питательными веществами, обогащающими поверхностные слои компонентами, увеличивающими биопродуктивность. Поэтому апвеллинг, помимо других факторов, контролирует тип биогенных осадков: карбонатных, кремнистых, фосфатных. С апвеллингом связана низкая температура воды у побережий Калифорнии и Южной Америки, Северо-За- падной и Юго-Западной Африки. В этих случаях важную роль играют пассаты, которые, дуя с востока на запад, постоянно сдувают нагревающийся поверхностный слой воды, а на смену ему поднимаются холодные глубинные воды.

Рис. 14.12. Процессы апвеллинга (описание в тексте). Точка в кружке — ветер, дующий в сторону читателя; косой крест в кружке — ветер, дующий от читателя.

А— апвеллинг в открытом океане, обусловленный действием силы Кориолиса;

Б— апвеллинг, вызванный ветром; В — перенос вод под действием силы Кориолиса;

Г— апвеллинг, вызываемый конфигурацией берега; Д — апвеллинг, обусловленный

разницей в плотности вод (по B. W. Pipkin et al, 1977)

Глубинная циркуляция отличается от поверхностной тем, что ее движущей силой является разница в плотности вод, обусловленная их охлаждением в высоких широтах, опусканием в придонные глубоководные области, а на смену этим холодным водам из низких широт поступают более нагретые воды. Так осуществляется глубинный круговорот, а придонные течения со скоростями 1–5 см/с были открыты в 1960 г. Основными поставщиками холодных придонных вод являются районы Северной Атлантики, и особенно Антарктиды (рис. 14.13). Холодные плотные воды, сформировавшиеся вокруг Антарктиды около 15 млн лет назад, составляют почти 60 % всех вод Мирового океана, достигая примерно 45° с. ш. в Тихом и Атлантическом океанах. А само Циркум-Антарктическое течение зародилось в раннем кайнозое при разделении Австралии и Антарктиды и возникновении пролива Дрейка между Южной Америкой и Антарктическим полуостровом. Эти воды богаты кислородом и обладают температурой +2...+3 °С. В их образовании большую роль играют морские льды соленостью не более 30 ‰. Следовательно, подледная вода становится солонее и плотнее, опускается на дно

и движется в низкие широты. Так как придонные течения следуют вдоль линий равной глубины — изобат, их называют контурными течениями и они обычно двигаются вдоль рельефа дна, а не перемещаются поперек придонных поднятий.

Рис. 14.13. Распределение течений воды в продольном разрезе Атлантического океана. Холодные арктические и антарктические воды располагаются в глубоких частях океана. 1 — теплая вода; холодные воды: 2 — антарктические, 3 — арктические

Описанные выше течения, вызванные разными причинами, местами движутся навстречу друг другу, и тогда возникают зоны конвергенции. Когда же течения как бы расходятся в разные стороны, образуются зоны дивергенции, которые благодаря подъему холодных плотных вод, обогащенных кислородом, в свою очередь, богаты биогенным веществом, что определяет характер осадконакопления в этих зонах. Хорошо известен экваториальный апвеллинг, вдоль которого наблюдается высокая биопродуктивность.

Приливы и отливы. Уровень океана в течение суток не остается постоянным. Он периодически то повышается, то понижается. Приливные силы возникают из-за действия масс Луны и Солнца на частицы воды в океанах. Луна расположена ближе к Земле, поэтому ее влияние на Землю больше, чем Солнца с его неизмеримо большей массой. Двойная система Земля — Луна вращается вокруг оси, находящейся на расстоянии 0,73 радиуса Земли от ее центра. Силы притяжения различных частиц Земли Луной не совсем одинаковые, т. к. частица в точке экватора, обращенной к Луне, притягивается сильнее, чем частица, расположенная на противоположной стороне экватора. Следовательно, приливообразующая сила — это разность сил притяжения Луны или Солнца в любой из точек на поверхности и в ее центре.