Газовый состав океанской воды

Газовый состав океанской воды

Кроме различных солей, в водах Мирового океана растворены разные газы: азот, кислород, диоксид углерода, сероводород и др. Как и в атмосфере, в океанских водах преобладают кислород и азот, но в несколько других пропорциях (например, общее количество свободного кислорода в океане 7480 млрд т, что в 158 раз меньше, чем в атмосфере). Несмотря на то что газы занимают сравнительно мало места в воде, этого достаточно, чтобы оказывать влияние на органическую жизнь и различные биологические процессы.

Количество газов определяется температурой и соленостью вод: чем выше температура и соленость, тем меньше растворимость газов и ниже их содержание в воде.

Так, например, при 25 °С в воде может раствориться до 4, 9 см /л кислорода и 9, 1 см³/л азота, при 5 °С — соответственно 7, 1 и 12, 7 см³/л. Из этого вытекают два важных следствия: 1) содержание кислорода в поверхностных водах океана значительно выше в умеренных и особенно полярных широтах, чем в низких (субтропических и тропических), что сказывается на развитии органической жизни — богатстве первых и относительной бедности вторых вод; 2) в одних и тех же широтах содержание кислорода в водах океана зимой выше, чем летом.

Суточные изменения газового состава воды, связанные с колебаниями температуры, невелики.

Наличие в океанской воде кислорода способствует развитию в ней органической жизни и окислению органических и минеральных продуктов. Главным источником кислорода в океанской воде является фитопланктон, называемый «легкими планеты». В основном кислород расходуется на дыхание растений и животных в верхних слоях морских вод и на окисление различных веществ. В интервале глубин 600-2000 м расположен слой кислородного минимума. Небольшое количество кислорода здесь сочетается с повышенным содержанием углекислого газа. Причина — разложение в этом слое воды основной массы поступающего сверху органического вещества и интенсивное растворение биогенного карбоната. Оба процесса нуждаются в свободном кислороде.

Количество азота в морской воде гораздо меньше, чем в атмосфере. Этот газ в основном попадает в воду из воздуха при распаде органических веществ, но также вырабатывается при дыхании морских организмов и их разложении.

В толще воды, в глубоких застойных котловинах, в результате жизнедеятельности организмов происходит образование сероводорода, который является ядовитым и тормозит биологическую продуктивность вод.

Температура и соленость — главные факторы, обусловливающие плотность воды.

Для морской воды чем ниже температура и выше соленость, тем больше плотность воды (рис. 3). Так, при солености 35 %о и температуре 0 °С плотность морской воды составляет 1, 02813 г/см³ (масса каждого кубометра такой морской воды на 28, 13 кг больше, чем соответствующего объема дистиллированной воды). Температура морской воды наибольшей плотности не +4 °С, как у пресной, а отрицательная (-2, 47 °С при солености 30 %с и -3, 52 °С при солености 35 %о Благодаря нарастанию солености плотность воды увеличивается от экватора к тропикам, а в результате понижения температуры — от умеренных широт к Полярным кругам. Зимой происходит опускание полярных вод и их движение в придонных слоях к экватору, поэтому глубинные воды Мирового океана в целом холодные, но обогащенные кислородом.

Цвет и прозрачность зависят от отражения, поглощения и рассеяния солнечного света, а также от наличия взвешенных частиц органического и минерального происхождения. В открытой части цвет океана синий, у побережья, там, где много взвесей, — зеленоватый, желтый, коричневый.

В открытой части океана прозрачность воды выше, чем у побережья. В Саргассовом море прозрачность воды — до 67 м. В период развития планктона прозрачность уменьшается.

В морях возможно такое явление, как свечение моря (биолюминесценция). Светятся в морской воде живые организмы, содержащие фосфор, прежде всего такие, как простейшие (ночесветка и др.), бактерии, медузы, черви, рыбы. Предположительно свечение служит для отпугивания хищников, для поисков пиши или для привлечения особей противоположного пола в темноте. Свечение помогает рыболовным судам находить косяки рыб в морской воде.

Звукопроводимость - акустическое свойство воды. В океанах обнаружен звукорассеивающий мой и подводный «звуковой канал», обладающий звуковой сверхпроводимостью. Звукорассеивающий слой ночью поднимается, а днем опускается. Он используется подводниками, так как гасит шум от двигателей подлодок, и рыболовными судами для обнаружения косяков рыб. «Звуковой
сигнал» применяется для краткосрочного прогноза волн цунами, в подводной навигации для сверхдальней передачи акустических сигналов.

Электропроводность морской воды высокая, она прямо пропорциональна солености и температуре.

5. Определяется температурный режим океана поглощением солнечной радиации и испарением водяного пара с его поверхности. Средняя температура Мирового океана равна 3, 8°С, максимальная, 33°С, установлена в Персидском заливе, а минимальные температуры -1, 6; -1°С характерны для полярных областей. На различных глубинах океанских вод располагается квазиоднородный слой, который характеризуется почти одинаковыми температурами. Ниже него находится сезонный термоклин. Перепад температур в нем в период максимального нагревания достигает 10—15°С. Под сезонным термоклинном залегает главный термоклин, охватывающий основную толщу океанских вод с перепадом температур в несколько градусов. Глубина залегания термоклина в разных частях одного и того же океана не одинакова. Это зависит не только от температурных условий в приповерхностной части, но и от гидродинамики и солености вод Мирового океана. К океанскому дну примыкает придонный пограничный слой, в котором зафиксированы низкие температуры, меняющиеся в зависимости от географического положения от 0, 3 до -2 °С. В зависимости от температур меняется плотность океанской воды. Ее средняя плотность в поверхностных областях составляет 1, 02 г/см³. С глубиной по мере понижения температуры и увеличения давления плотность возрастает.

Теплообмен в системе океан-атмосфера.

Поверхность моря представляет собой зону взаимодействия океана и атмосферы. Она является транзитной, поскольку через нее осуществляется обмен веществом и энергией. Тепло- и газообмен происходит непосредственно между Мировым океаном и атмосферой, однако в глобальном круговороте влаги и солей необходимо учитывать также обмен с сушей. Количество влаги, уносимой с океана на материки, относительно невелико, но эта влага является главным источником для суши. Планетарный обмен солями также, несмотря на их малый объем, является важнейшим процессом, определяющим различие химического состава вод суши и океана.

Между различными видами обмена существует сложная взаимосвязь. Особенно тесно взаимосвязаны планетарные круговороты тепла и влаги. Так, испарение определяет не только количество влаги, вовлекающейся в планетарный обмен, но и расходование большей части солнечной энергии, поглощаемой поверхностью земного шара. Выделение тепла в атмосфере, происходящее при конденсации влаги, является важнейшим энергетическим фактором циркуляции воздушных масс.

Академик В.В. Шулейкин, рассматривая океан и атмосферу с точки зрения термодинамики, считает, что в них «работают» своеобразные мощные тепловые машины первого и второго рода. Для тепловой машины первого рода в течение всего года нагревателем служит тропическая зона, а холодильником являются Арктика и Антарктика. Ее «работа» проявляется в пассатной циркуляции воздуха.

Для тепловой машины второго рода в холодное время года нагревателем служит поверхность океана, а холодильником - поверхность материков. В теплое время года нагреватели и холодильники меняются местами. Машина второго рода проявляет свою деятельность в муссонной циркуляции. Зимой, когда температура воздуха над океаном выше, чем над сушей, создается поток воздуха с суши на океан (зимний муссон). Летом наблюдается обратная картина (летний муссон). Особенно четко прослеживается муссонная циркуляция у восточных и южных берегов Азии.

Неравномерность нагревания поверхности океана обусловливает теплообмен между низкими и высокими широтами, осуществляемый морскими течениями, которые иногда называют «водяным отоплением умеренных и высоких широт».

Тепло в эти районы выносят также атлантические циклоны. Зимой интенсивной циклонической деятельности благоприятствует Северо-Атлантическое течение, которое усиливает Исландский минимум атмосферного давления.

Различия в особенностях нагревания поверхности океана и суши сказываются на температурном режиме, облачности и осадках, что создает различные типы климата, получившие название морского и континентального. Последний характеризуется в умеренных широтах большой годовой амплитудой температуры воздуха и пониженной влажностью. Благодаря западному переносу в Евразии континентальность климата возрастает с запада на восток. Так, в Великобритании на 520 с.ш. годовая амплитуда температуры воздуха составляет всего 80С, а на той же широте в Северном Казахстане - более 450С.

Основной источник физических процессов, происходящих в атмосфере и океане, - солнечная энергия. Чтобы проследить потоки энергии, выделим часть пространства в виде вертикального столба от верхней границы атмосферы до дна океана.

В результате процессов теплообмена через поверхность нагревается или охлаждается поверхностный слой воды. Перемешиванием это нагревание или охлаждение передается в глубину в виде турбулентного потока тепла В.

Через дно в океан постоянно поступает поток внутреннего тепла Земли D. Теплообмен через боковые границы выделенного пространства в атмосфере осуществляется в результате приноса и выноса масс воздуха с различным теплосодержанием - адвекция тепла АВ, а также при перемешивании воздуха, заключенного в столбе, и окружающего воздуха - горизонтальный турбулентный обмен теплом Фв.

В океане теплообмен через боковые границы столба осуществляется адвекцией тепла течениями А и горизонтальным турбулентным обменом с окружающей водой Фг. В адвекцию тепла входит и тепловой эффект речного стока.

В атмосфере происходит конденсация паров, при которой тепло испарения, отданное океаном, передается воздуху. По аналогии с потерей тепла при испарении этот приход тепла в атмосферу определяется как произведение Lr, где r - масса сконденсировавшейся воды, принимаемая равной количеству выпадающих осадков.

Внутри столба воды теплосодержание в какой-то степени могут изменять диссипация механической энергии течений, переходящей вследствие трения в тепло, а также выделение и поглощение тепла при биохимических процессах QБ.

Из перечисленных потоков тепла не все имеют одинаковое значение. Наибольшие величины имеет поглощаемая солнечная радиация - радиационный баланс R. Радиационный баланс является положительной величиной в бюджете тепла Мирового океана и только в полярных областях в осенне-зимнее время радиационный баланс отрицателен. Поскольку в южном полушарии океан занимает большую акваторию, в нем поглощается 55% всей радиации, остальная часть приходится на северные широты. Средняя величина прихода солнечного тепла на поверхность Мирового океана в умеренных широтах составляет около +29.7·1016 ккал/год, уменьшаясь к северу и возрастая к экватору.

Следующими по величине являются затраты тепла на испарение воды - LE. В Мировом океане на испарение расходуется в 6.5 раза больше тепла, чем с суши. Общее его количество составляет -26.8·1016 ккал/год. Из них на южное полушарие приходится 54% общего количества тепла, что определяется различием акваторий по обе стороны экватора. Доля тепла, затрачиваемого на испарение, составляет примерно 90% лучистого притока тепла.

Турбулентный теплообмен океана с атмосферой для умеренных широт составляет в среднем 5 - 10% и для тропиков 1 - 3%. Интенсивность турбулентного теплообмена определяется в основном разностью температуры между воздухом и водой. Доля турбулентного теплообмена в расходной части бюджета тепла составляет - 2.7·1016 ккал/год. Турбулентный теплообмен оказывается определяющим в глобальном теплообмене. На турбулентный теплообмен с атмосферой расходуется в среднем лишь около 5% всей радиации, поглощаемой океаническими водами, однако именно эта составляющая бюджета тепла Мирового океана является важнейшим источником нагревания приповерхностных воздушных масс. Поэтому теплообмен океана и атмосферы оказывает огромное влияние на термические процессы всей планеты.

Из остальных процессов теплообмена заметную роль в тепловом балансе океана играют адвекция и тепло фазовых превращений воды. Адвекция тепла (или холода) обычно велика в районах, находящихся под влиянием постоянных течений. Так, в области мощного теплого течения Гольфстрим в западной части Атлантического океана в среднем за год приносится тепла даже больше, чем поступает здесь радиационного тепла. В этом районе океана баланс тепла поддерживается за счет увеличенной теплоотдачи с поверхности теплого течения при испарении и турбулентном теплообмене с атмосферой.

Тепло, связанное с образованием и таянием льдов, играет важную роль в тепловом балансе полярных районов океана и северных морей.

Что касается остальных составляющих теплообмена, то их роль в тепловом балансе океана мала. Так, поток внутреннего тепла Земли через дно океана оказывает влияние лишь на слой воды, непосредственно прилегающий ко дну. Пренебрежимо малы также потоки тепла от диссипации энергии течений, от биохимических процессов, нагревания или охлаждения океана выпадающими осадками, от поступления грунтовых вод и других процессов.

Тепловой баланс поверхности Мирового океана представляет собой разность между приходом и расходом тепла, определяющуюся тем, накапливает или отдает океан энергию, получаемую от Солнца. В низких широтах за счет превышения приходной части бюджета над расходной происходит накопление тепла, а в высоких - его потеря.

Количественное соотношение между приходом и расходом тепла в процессах теплообмена выражается уравнениями теплового баланса. Эти уравнения в математической форме выражают закон сохранения тепловой энергии в процессах ее трансформации в системе океан-атмосфера. Уравнения теплового баланса могут быть записаны для поверхности океана, для атмосферы и океана отдельно или совместно. Вид этих уравнений зависит также от промежутков времени, для которых рассматриваются тепловые потоки.

Уравнение теплового баланса поверхности океана выражает количественное соотношение между потоками тепла, пересекающими единичную площадку. Поскольку тепловые потоки имеют различные направления относительно поверхности, их суммирование выполняется алгебраически, т. е. каждому потоку придается положительный или отрицательный знак. Обычно положительный знак приписывают потокам тепла, направленным в океан и повышающим его теплосодержание, отрицательный - потокам тепла из океана. Относительно атмосферы знаки назначают по такому же принципу, т. е. потокам тепла, направленным в атмосферу, придается положительный знак, и наоборот. Таким образом, одни и те же потоки тепла у метеорологов и океанологов имеют разные знаки.

Итак, алгебраическая сумма потоков тепла, пересекающих единичную площадь поверхности океана (без тепла ледовых процессов), в соответствии с рис. 19 выражается уравнением: R+LЕ+Ф+LКМ = В (1)

Баланс за год достигается тем, что радиационный приход тепла в океан уравновешивается испарением и турбулентным теплообменом с атмосферой, т. е. в последнем уравнении R положительно, LE и Ф отрицательны.

Составим уравнение теплового баланса для толщи воды от поверхности океана до дна или до глубины h. Учитывая наиболее существенные потоки тепла, имеем: В+А+ФГ+D = С (3)

где С - скорость изменения теплосодержания в столбе воды в результате того, что сумма в левой части уравнения в общем случае не сбалансирована. С учетом предыдущих уравнений, последнее уравнение запишется так: R+LЕ+Ф+LкМ+А+Фг+D = С (4)

Уравнение справедливо и для столба воды, нижняя граница которого может быть выбрана на любой глубине h. В этом случае D выражает турбулентный теплообмен через нижнюю границу столба с глубже лежащими водами.

В среднем за год теплосодержание столба воды постоянно, С = 0, и уравнение принимает вид: R+LЕ+Ф+А+Фг+D = 0 (5)

Если рассматривать весь Мировой океан в целом, то вследствие замкнутости общей циркуляции А = 0, а также Фг = 0, и последнее уравнение принимает вид: R+LЕ+Ф+D = 0 (6)

Здесь D положительно, следовательно, сумма R+LE+Ф отрицательна, т. е. Мировой океан отдает поток тепла D в атмосферу. Это указывает на то, что океан в целом практически не имеет источников тепла, кроме турбулентного теплообмена через поверхность.

Уравнение теплового баланса для атмосферы во многом аналогично уравнению для океана и имеет вид: R0+R+Lr+Ф+Ав+Фв = СВ (7)

Распределение солености по вертикали имеет сложный характер. Значительные изменения солености происходят в поверхностном слое океана до глубины 1500-2000 м. Ниже 2000 м изменения солености заключены в диапазоне 34.6-35.8, а в придонном слое соленость сохраняется в пределах 34.7-34.9.

В Мировом океане В. Н. Степанов и В. А. Шагин выделили семь наиболее характерных типов распределения солености с глубиной (рис. 3).

Рис. 3. Типы вертикального распределения солености в Мировом океане

1. Полярный тип.Изменение солености с глубиной характеризуется сильным опреснением поверхностного слоя (50-100 м), увеличением солености до глубины 300-500 м и малой изменчивостью ее с дальнейшим увеличением глубины.

2. Субполярный тип.Отличается от полярного меньшим опреснением, но большей глубиной (1000-1500 м) погружения поверхностных вод.

3. Умеренно-тропический тип.Встречается в тропических и субтропических широтах, где высокая соленость на поверхности океана связана с отрицательным пресным балансом. Опресненная прослойка на глубине 800-1000 м создается водными массами полярного и субполярного происхождения.

4. Экваториально-тропический тип.Характеризуется сложным изменением солености по глубине. Поверхностный слой распреснен вследствие положительного пресного баланса, а на глубине 800-1000 м прослеживается распресненная прослойка, обусловленная водными массами полярного и субполярного происхождения. Между ними на глубине 100-200 м располагается под поверхностный слой высокой солености, образование которого связано с опусканием в низких широтах поверхностных вод высокой солености и перемещением их глубинными течениями.

5. Североатлантический тип.Характеризуется высокой соленостью на поверхности и отсутствием промежуточных опресненных вод.

6. Присредиземноморский тип.Имеет прослойку высокосоленых вод, поступающих из Средиземного, Красного морей и Персидского залива. В Атлантическом океане высокосоленая прослойка располагается на глубине 1000 м, а в Индийском - на глубине 500 м.

Таким образом, вследствие большой прозрачности атмосферы значительная часть приходящей на ее верхнюю границу радиации проходит к поверхности Земли и поглощается океаном или сушей. В последующем это тепло атмосфера получает в трансформированном виде в результате конденсации водяных паров Lr и теплообмена Ф. Тепловой поток Земли, поступающий в океан и атмосферу, в конечном итоге оказывается излученным в пространство.

8. Уровенной поверхностью называют поверхность, нормальную (т.е. перпендикулярную) к направлению силы тяжести, которая есть геометрическая сумма силы притяжения Земли, направленной к центру массы планеты, и центробежной силы, возникающей из-за суточного вращения Земли. Центробежная сила имеет наибольшие значения на экваторе, постепенно уменьшается с ростом широты и отсутствует на географических полюсах. Соответственно, на полюсах сила тяжести равна силе притяжения и уменьшается в направлении экватора, где становится примерно на 0, 5% меньше. Под действием силы тяжести частица получает ускорение, называемое ускорением свободного падения.
Уровенная поверхность всюду имеет одинаковое значение потенциала силы тяжести (является изопотенциальной). Из-за неравномерного распределения масс внутри Земли уровенная поверхность не совпадает с поверхностью эллипсоида вращения; эта «неправильная» форма получила название геоида. Максимальный перепад высот между самыми высокими и самыми низкими точками геоида составляет около 170 м. Самое высокое место в рельефе геои­да возвышается над поверхностью эллипсоида вращения на 75 м и находится к востоку от Новой Гвинеи; самое низкое, с отметкой около –95 м, расположено к югу от полуострова Индостан.
Наиболее крупные неровности рельефа поверхности Мирового океана, как отличие от поверхности правильного эллипсоида вращения, в среднем составляют десятки метров. Изменения высоты поверхности геоида происходят очень медленно и становятся заметными только в геологических масштабах времени. Это обстоятельство позволяет принять топографию геоида в качестве отсчетной уровенной поверхности Мирового океана, на которую накладываются и от которой отсчитываются все регистрируемые изменения уровня воды разных масштабов. Процессы, приводящие к изменениям уровня, сильно разнятся по времени (периодичность и продолжительность), месту и масштабам воздействия, приводя в одних случаях к местным и кратковременным колебаниям, в других — проявляются на всей акватории Мирового океана на протяжении многих сотен и тысяч лет. Кратковременные колебания уровня происходят при сохранении общего объема воды в Мировом океане и отражают периодические перераспределения воды от одних районов к другим. Такие колебания происходят под влиянием ветра, атмосферного давления, осадков, испарения, приливов, пресного стока, колебаний плотности воды, подводного вулканизма, сейсмических подвижек океанической земной коры (волны цунами). Временные масштабы таких изменений — от десятков секунд и минут до года и нескольких лет.
Долгосрочные (несколько десятков лет) колебания уровня происходят при изменениях статей водного баланса. Характерный пример — замкнутое Каспийское море, уровень которого в прошлом столетии при сокращении пресного стока понижался более чем на три метра. Уровень всего Мирового океана заметно понижается во время длительных сильных похолоданий климата, сопровождающихся образованием обширных массивов материкового льда. Уровень меняется и при деформации океаниче­ских впадин. Периодичность таких изменений исчисляется в геологических масштабах времени и составляет многие тысячи (продолжительность материковых оледенений) и миллионы лет (изменение формы и объема океанических впадин).
Специалистов в первую очередь интересуют кратко­временные изменения уровня, затрагивающие разные стороны хозяйственной деятельности в приморских районах. Наиболее регулярные и широко распространенные перио­дические колебания уровня происходят из-за приливов, вызываемых приливообразующими силами Луны и Солнца. Размах приливных колебаний изменяется от нескольких сантиметров во внутренних морях до полутора десятков метров в узких заливах, открытых к океану. Приливные колебания уровня достаточно хорошо поддаются предварительному расчету и потому предсказуемы, в отличие от всех остальных, которые не имеют столь правильной периодичности.
Сильные устойчивые ветры способны вызывать значительные подъемы уровня в виде ветровых нагонов, особенно на отмелых прибрежных участках морских акваторий. Ветровые нагоны в отдельных случаях могут приводить к повышению уровня до 2—3 м и более, приводя к затоплению низменных участков берега. Ветер в сочетании с морским волнением создает небольшие повышения уровня в виде волновых нагонов у берегов, которые быстро спадают после прекращения действия вынуждающей силы.
Колебания атмосферного давления вызывают подъемы и спады уровня по принципу так называемого обратного барометра. Повышение (понижение) давления на 1 гПа* приводит к понижению (повышению) уровня на 1 см. Так, при прохождении циклона, в центре которого атмосферное давление на 15—20 гПа ниже среднего, будет наблюдаться соответствующее повышение уровня на 15—20 см, причем это возвышение над средним уровнем воды перемещается вместе с циклоном. Соответственно, аналогичное явление, только с понижением уровня, можно наблюдать при прохождении антициклона.
В процессах сезонного нагревания—охлаждения и осолонения—опреснения верхнего слоя моря изменяется плотность морской воды. Величина этих изменений сравнительно невелика, но происходящие при этом изменения объема имеют результатом подъемы и спады уровня с годовой периодичностью и величиной в десятки сантиметров. Такие колебания в океанологии называются стерическими**. Существующие разности уровней океанов имеют своей причиной именно неравенства в плотности морской воды, влекущие за собой объемные, то есть стерические изменения.
Заметные повышения уровня регулярно отмечаются в устьевых районах крупных рек, особенно в периоды половодий. Они также носят сезонный характер, а их размах зависит от величины пресного стока, который, в свою очередь, подвержен еще и межгодовой изменчивости. Резкие изменения атмосферного давления в сочетании с ветровыми нагонами в некоторых случаях вызывают появление стоячих волн. Это сейши. Они представляют собой затухающие колебания всей массы воды какого-либо отдельного водоема (обычно внутреннего моря или его части). Место, в котором размах сейшевых колебаний самый большой, называется пучностью, а там, где колебания отсутствуют, располагается узел. В зависимости от формы и размера водоема сейши могут иметь один, два и более узлов. Периоды сейшевых колебаний зависят от периодов вынуждающих сил, размеров и глубины водоема. Так, на Каспийском море наблюдаются ветровые сейши (с периодами от четырех до восьми часов), приливные (с периодом полусуточного прилива) и бризовые (с суточной периодичностью). Размах сейшевых колебаний обычно составляет десятки сантиметров. Периодические колебания уровня — колебания, которые повторяются систематически через определенный период времени (приливные колебания, сейши, ветровые волны). Наиболее правильные по времени периодические колебания уровня обусловлены приливными явлениями. Непериодические колебания уровня возникают под влиянием изменяющегося ветра, резких изменений атмосферного давления, осадков, речного стока, землетрясений, извержения вулканов и т. д. Непериодические колебания уровня могут достигать довольно больших значений и сопровождаться катастрофическими последствиями (цунами, тайфуны, сгонно-нагонные явления). Гидрократические – связанные с изменением количества воды в бассейне Мирового океана и параметров ее состояния; они выделяются в группу гидрометеорологических, а обусловленные ими колебания уровня подразделяются на эвстатические (вызванные изменениями водного баланса), анемобарические (вызванные изменениями атмосферного давления) и стерические (вызванные изменениями плотности воды); Геократические – обусловленные изменениями емкости океанических впадин вследствие движений дна и континентальных блоков; это геолого-геодинамические факторы: землетрясения, извержения вулканов, тектонические движения земной коры, накопление донных осадков, а также водообмен через дно океанов и морей с глубинными водами.

9. Динамика океанических вод

Одна из главных особенностей Мирового океана — непрерывное движение его вод. Движение вод происходит не только на поверхности, но и в глубинах, вплоть до придонных слоев; перемещение водных масс наблюдается как в горизонтальном, так и в вертикальном направлениях. Это обеспечивает постоянное перемешивание воды, перераспределение тепла, солей и газов. Формы движения в океане очень разнообразны: волны и зыбь, течения и приливы, конвективные токи и т. д. Сейсмические волны (цунами). Цунами образуются в результате подводных землетрясений или извержений вулканов. Поэтому волны цунами называют морскими сейсмическими волнами. Непосредственной причиной образования цунами являются изменения рельефа дна, происходящие в результате землетрясения: | оползни, провалы, сбросы, поднятия и другие подобные явления, возникающие практически мгновенно на огромных участках океана. Причем механизм возникновения цунами зависит от характера изменения рельефа дна. Так, при образовании цунами в момент возникновения провала на дне океана вода устремляется к центру образовавшейся впадины, заполняет ее, затем под действием инерционных сил переполняет, формируя невысокий, но громадный по объему холм воды на поверхности океана. Под действием тяжести эта выпуклость начинает совершать колебательные движения относительно уровня океана, соответствующего состоянию покоя — образуется цунами. При резком поднятии дна на поверхности океана сразу же образуется выпуклость, которая под действием силы тяжести приходит в колебательное движение, и это тоже приводит к возникновению цунами и т.д. Наступлению волн цунами на берег обычно предшествует понижение уровня моря. В течение нескольких минут вода отступает от берега на сотни метров, а при небольшой глубине и на километры. После этого приходят волны цунами. За первой крупной волной, как правило, приходит еще несколько волн с интервалом от 20 до мин 1—2 час. Скорость распространения цунами колеблется от 150 км/ч до 900 км/ч. Приближаясь к берегу, волны замедляют свое движение и резко увеличивают высоту (до 20—30 м). Особенно высокие волны образуются в узких, воронкообразных ивах с крутыми берегами. Наступление цунами иногда сопровождается свечением воды и производимым планктоном. Свечение бывает иногда настолько сильным, что напоминает вспышку прожектора. За 2500 лет было отмечено 355 цунами, из них 308 — в Тихом океане, 26 — в Атлантическом, 21 — в Средиземном море. Обрушиваясь на берег, волны цунами наносят большой ущерб, разрушая -.населенные пункты, затопляя корабли в бухтах, унося человеческие жизни. В настоящее время появление цунами у побережий можно предсказать. Прогнозы цунами основываются на регистрации происходящих в океане процессов во время землетрясения тремя способами: сейсмическими наблюдениями на ряде станций, наблюдениями над уровнем с помощью мареографов и акустическими наблюдениями. Заблаговременность предупреждения обеспечивается тем, что сейсмические волны от землетрясений, порождающих цунами, распространяются гораздо быстрее, чем морские волны, и могут быть зафиксированы сейсмическими станциями раньше, чем подойдет волна цунами. Это позволяет своевременно принять меры безопасности.

10. Приливы и отливы — периодические колебания уровня воды (подъемы и спады) в океанах и морях. Особенно они заметны на низких побережьях. Дважды в сутки вода то заходит далеко в сторону суши — прилив, то, наоборот, отступает, обнажая широкую полосу дна, — отлив. Максимальный уровень подъема воды при приливе называется полной водой. Минимальный (во время отлива) — малой водой. Высота прилива — это разница в метрах между высшим уровнем воды при приливе и низшим уровнем при отливе. Высота приливов в открытом океане составляют

в среднем 1, 2 м. Возникновение приливов и отливов обусловлено притяжением Луны (и в меньшей степени Солнца), действующим на вращающуюся Землю. Приливообразующая сила действует по всей поверхности Земли (даже на суше). Однако, наиболее заметны результаты ее действия — приливы и отливы — на побережьях океанов и открытых морей. Благодаря регулярности возникновения приливы и отливы не причиняют вреда человеку. Люди приспособились к этому явлению и даже используют его в своей хозяйственной деятельности: собирают продукты, принесённые морем, получают электроэнергию при помощи приливных электростанций.

Сейши (фр. Seiche) — стоячие волны, возникающие в замкнутых или частично замкнутых водоемах. Сейши являются результатом резонансных явлений в водоеме при интерференции волн, отраженных от границ водоема. Причиной возникновения сейшей является воздействие внешних сил — изменение атмосферного давления, ветер, сейсмические явления. Сейши характеризуются большим периодом (от нескольких минут до десятков часов) и большой амплитудой (от единиц миллиметров до нескольких метров).

Термин введен в 1890 г. швейцарским естествоиспытателем Франсуа-Альфонсом Форелем, осуществившим первое научное наблюдение данного явления на Женевском озере в Швейцарии. Амплитуда сейш на этом озере достигает 2 м с периодом более 1 ч; в Алжирской бухте регистрировались сейши с амплитудой до 1 м и периодом немногим более 1 мин, в Азовском море период наблюдавшихся сейшей составлял до 23 ч, амплитуда — 10—25 см.

Сейши, вместе с приливами и сгонно-нагонными явлениями, являются причиной изменений уровня в водоемах.

Внутренние волны. Толща морской воды неоднородна. Она имеет в общем слоистое строение, поскольку вертикальный перенос воды — очень медленный процесс, и в каждый данный момент мы не наблюдаем выравнивания свойств воды во всей толще. Менее плотные слои лежат на более плотных. Слои разной плотности отличаются разной степенью вязкости, скорости их горизонтального движения относительно друг друга различны. Все это неизбежно должно вызывать на граничных между слоями поверхностях волновые возмущения (внутренние воды), подобные тем, которые возникают на граничной поверхности между воздухом и морем. Внутренние волны, как показывают наблюдения, имеют амплитуду, обычно значительно большую, чем поверхностные ветровые волны. Даже в приповерхностных слоях их “высота” весьма велика. Правда, скорость их распространения и орбитальные скорости гораздо меньше, чем у поверхностных вод, и. следовательно, энергия внутренних волн гораздо меньше, чем у поверхностных волн той же амплитуды. Наблюдения показывают, что высота внутренних волк может достигать 20—30 м. Отмечались случаи, когда поплавок, уравновешенный в слое скачка на глубине 30—35 м, появлялся на поверхности моря. Некоторые исследователи (например, Нансен) указывают на высоты внутренних волн порядка 100 м. Внутренним волнам в при поверхностном слое обычно приписывают образование бликов на поверхности моря. Замечено, что блики— полосы совершенно спокойной водной поверхности— приурочены к ложбинам внутренних волн. Внутренние волны возникают под действием приливообразуюших сил Луны и Солнца, ветра и атмосферного давления, т. е. действием причин, вызывающих поверхностные волны. Поэтому поверхностные волны можно рассматривать как частный случай внутренних волн. Внутренние волны могут быть короткими и длинными, стоячими и поступательными. Внутренние волны привлекают к себе внимание не только океанографов, но и ученых других специальностей. Это объясняется тем, что внутренние волны переносят питательные вещества, оказывавают влияние на распространение звука в воде, воздействуют на гидротехнические сооружения в открытом океане, на судовождение кораблей с глубокой осадкой и подводных аппаратов.

11. Океанические, или морские, течения — это поступательное движение водных масс в океанах и морях, вызванное различными силами. Течения океана создаются ветрами, притяжением водных масс солнцем и луной, неравномерностью и переменой атмосферного давления, впадением с материков потоков речной воды и различием в плотности водных масс.

123Следующая ⇒

Поделиться: