Реферат: Лекции по естественной географии

МОНИТОРИНГ И ПРОГНОЗИРОВАНИЕ

ГЕОФИЗИЧЕСКИХ ПРОЦЕССОВ

(Программакурса для магистров экологического факультета РУДН)

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

Нашапланета Земля по составу, состоянию слагающего вещества, физическим свойствам ипротекающим в ней процессам неоднородна. Вообще, неоднородность — это главноесвойство и движущая сила всей Вселенной, в том числе и нашей планеты.

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

Тривнешние оболочки (атмосфера, гидросфера и биосфера) имеют весьма непостоянныеили даже неопределенные границы, но по сравнению с другими геосферами онинаиболее доступны непосредственному наблюдению. Геосферы твердой Земли, заисключением самого верхнего слоя земной коры, изучаются в основном косвенными,геофизическими методами, поэтому многие вопросы пока остаются нерешенными.Достаточно сравнить радиус Земли — 6370 км и глубину самой глубокой пробуреннойскважины — менее 15 км, чтобы представить себе, как мало мы имеемнепосредственной информации о составе вещества планеты.

Рассмотримосновные физические характеристики отдельных геосфер.

Атмосфера — сплошная газовая оболочка,мощность которой составляет несколько десятков тысяч км. Ее плотность быстроуменьшается с высотой. Основная масса атмосферы — около 50% — сосредоточена внижнем (5-км) слое, 90% находится в 16-км слое, а масса воздуха, находящегося выше30 км, не превышает одного процента всей массы атмосферы.

Атмосферапредставляет собой механическую смесь газов с небольшой примесью твердых частиц(пыли) и паров воды. В состав атмосферы входят: азот (N2) — 78,08%,кислород (О2) — 20,95%, аргон (Ar) — 0,93% и углекислый газ (СО2)- 0,03%. К остальным, сравнительно незначительным по содержанию, газовымкомпонентам относятся неон (Ne), гелий (Не), криптон (Kr), водород (Н2)и некоторые другие. Указанный процентный состав воздуха сохраняется до высоты100-120 км; выше происходит их разделение по плотности и на высоте 200-250 кмпреобладает азот; до 500-700 км — атомарный кислород, затем гелий и водород (увнешней границы атмосферы — атомарный водород). Суммарная масса газов атмосферыоценивается в 5,3×1015т. Объем воды в атмосфере составляет около 13000 км3. Однакоатмосфера составляет всего 10-6 часть массы всей Земли.

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

Кислородобеспечивает протекающие в природе процессы окисления различных веществ, атакже дыхание организмов. В атмосфере, особенно на высоте 20-30 км, имеетсяозон (О3). В процентном отношении озон составляет лишь 10-4 %от массы газов всей атмосферы, но он играет важнейшую роль в обеспечении жизнина планете, предохраняя от вредного воздействия ультрафиолетового и другихжестких излучений Солнца.

Водяныепары, достигая состояния насыщения, конденсируются, образуя облака. Приопределенной величине капель воды или кристаллов льда, когда их вес превышаетсилы поверхностного натяжения, происходит выпадение осадков.

Углекислыйгаз и водяные пары являются регулятором температуры воздуха вблизи поверхности,т.к. конденсируют получаемое Землей тепло. СО2 поступает в атмосферув результате дыхания и разложения организмов, а также при вулканизме игидротермальной деятельности, а расходуется растениями для питания иобразования хлорофилла.

Физическиесвойства атмосферы: температура, давление, плотность, электро-, теплопроводностьи др. меняются как по латерали, так и по высоте.

Взависимости от характера изменения температуры с высотой атмосфера делится наследующие слои (рис.1).

a)

b)

c)

d)

e)

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

Рис.1. Изменение температуры с высотой в атмосфере

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

Втропосфере происходит круговорот воздушных масс, вызванный постоянной разницей междутемпературами отдельных тепловых поясов земной поверхности. В экваториальнойполосе на протяжении всего года бывает высокая температура, здесь находитсяпояс низкого давления. В этой полосе нет постоянных ветров; существующеезатишье лишь иногда нарушается бурями и ураганами. Нагретый воздух на экватореподнимается в верхние слои атмосферы и направляется к полюсам. Под влияниемвращения Земли вокруг оси масса воздуха, движущаяся на высоте до 2-3 км,постепенно отклоняется от северных азимутов к востоку. Достигнув 30-35о с.ш.(30-35о ю.ш.), т.е. районов субтропиков, основные массы воздухаокончательно поворачивают на восток и начинают вращаться вокруг Земли с западана восток. Новые, непрерывно притекающие потоки воздуха обусловливают в субтропикахскопление масс воздуха и образуют пояса высокого давления. Воздушные массы,которые сконцентрировались вверху, опускаются и расходятся от поясов высокогодавления по поверхности Земли. Эти массы формируют постоянные ветры от поясов высокогодавления в сторону экватора, которые называют пассатами. Им противопоставляются антипассаты — массы воздуха, создающие ветры в верхних слояхтропосферы от экватора к субтропикам. Под влиянием вращения Земли пассатыотклоняются к западу и в северном полушарии дуют на юго-запад, а в южномполушарии — на северо-запад.

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

Кромепостоянно дующих ветров, существуют и периодически дующие ветры. К ним принадлежатциклоны и антициклоны, муссоны и др. Для циклонов и антициклонов характерновращательное движение воздушных масс: у первых — против часовой стрелки собластью пониженного давления в центре; у вторых — по часовой стрелке собластью повышенного давления в центре. Циклоны перемещаются иногда с огромнойскоростью (например, в тропических поясах до 200-250 км/ч) и причиняют огромныйущерб на поверхности суши или океанов. Циклоны и антициклоны образуются от соприкосновениявстречных воздушных масс. Муссоны возникают по побережьям океанов отнеравномерного нагревания суши и водных масс. Летом они дуют с океана, зимой — с суши.

Пограничныйслой между тропо- и стратосферой называется тропопаузой.В этом сравнительно тонком слое толщиной 2-4 км наблюдаются изотермическиеусловия.

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

Встратосфере происходит интенсивная циркуляция воздуха, сопровождающаяся вертикальнымии горизонтальными его перемещениями. В переходном слое от стратосферы к мезосфере,который называется стратопаузой, температурас высотой начинает понижаться.

В мезосфере температура с высотойнепрерывно падает. Здесь возможно движение воздушных масс, и здесь образуютсятак называемые серебристые облака, которые располагаются на довольно постояннойвысоте — 80-85 км. Слой серебристых облаков является пограничным между мезо- итермосферой; этот пограничный слой называется мезопаузой.

Температурас высотой довольно быстро возрастает в термосфере.Если на высоте 90 км Т= -90оС, то на высоте 400 км она достигает 1000-2000оС; вышетемпература остается почти неизменной. Под действием ультрафиолетовогосолнечного излучения и космических лучей воздух сильно ионизируется истановится электропроводным. Этот слой иногда называют ионосферой. Однако следует заметить, что и в вышележащем слое — экзосфере, где температура составляетпримерно 200оС, газы также ионизированы, но их плотность оченьнизка, поэтому отдельные молекулы газа двигаются с огромными скоростями и преодолеваютпритяжение Земли.

Охрана атмосферы

Жизнь наЗемле была бы невозможна без атмосферы. Она также является одним из основныхэкзогенных факторов непрерывного изменения и преобразования земной коры(процессы выветривания, эолового переноса вещества и др.). Вместе с тем, онаиграет важную роль и в хозяйственной деятельности человека. Антропогенноевоздействие на атмосферу имеет много направлений. Прежде всего этоиспользование в производстве некоторых составных частей атмосферы — азота дляпроизводства удобрений, кислорода для металлургии, медицинских целей, горения ит.д.

Обычнаяхозяйственная деятельность человечества много тысячелетий оказывает воздействиена климат, причем чаще всего отрицательное. Одним из главных отрицательных факторовглобального воздействия является загрязнение атмосферы углекислым газом. Помимообычного, природного поступления СО2 в атмосферу, происходитсистематическое пополнение атмосферы этим газом за счет сжигания огромногоколичества топлива. Оценки показывают, что содержание СО2 ватмосфере за последние 20-30 лет возросло на 10-15% и продолжает увеличиваться.Увеличение содержания СО2 приводит к повышению температуры воздуха уповерхности Земли. Расчеты показывают, что по этой причине уже к началуследующего тысячелетия среднегодовая температура может подняться на 0,5оС,что не так уж и мало. Даже такое, казалось бы, незначительное повышениесреднегодовой температуры может привести к усилению таяния и некоторомусокращению ледникового покрова, а это, в свою очередь, вызовет цепную реакцию визменении целого ряда других природных явлений на Земле.

Воздействиечеловека сказывается и на содержании кислорода в воздухе. Кислород восстанавливаетсяв атмосфере благодаря естественным процессам, и в первую очередь, в результатефотосинтеза растений. Поэтому уменьшение площади лесов ослабляет один изосновных источников пополнения атмосферы кислородом.

Загрязнениеатмосферы промышленными и транспортными выбросами (сажа, зола, сернистыесоединения, СО, СО2, пыль и др.) делают в ряде случаев атмосферумало или даже совсем непригодной для жизнедеятельности человека и для некоторыхвидов флоры и фауны. В промышленных городах, где выбросы в атмосферу особенновелики, нередко образуются смоги — это густой туман, состоящий из смеси вредныхсоединений: оксидов серы, азота, углерода и др.). «Рекордсменами» по смогуможно считать такие города, как Лос-Анджелес, Мехико-Сити, Сан-Пауло, инекоторые другие. Все это указывает на настоятельную необходимость сочетанияхозяйственной деятельности человека с тщательной охраной атмосферы.

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

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

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

НаМировой океан приходится примерно 71% всей поверхности Земли (361 млн.км2из 510 млн.км2). Если объем воды всей гидросферы составляет,примерно, 1458 млн км3, то на Мировой океан приходится 1370 млн км3,что равно 94% всего объема воды планеты. Масса гидросферы составляет примерно0,025% от массы всей Земли.

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

Наглядноепредставление о характере распределения высот суши и глубин океанского дна даетгипсометрическая кривая (рис.2). Она отражает соотношение площадей твердойоболочки Земли с различной высотой — на суше и с различной глубиной — в море. Спомощью кривой вычислены средние значения уровня земной поверхности с учетомуровня земной поверхности (245 м), твердой оболочки (-2440 м), суши (840 м) исредней глубины моря (-3880 м). Если не принимать во внимание горные области иглубоководные впадины, занимающие относительно небольшую площадь, то на гипсометрическойкривой можно отчетливо выделить два преобладающих уровня: уровеньконтинентальной платформы высотой примерно 1000 м и уровень океанического ложас отметками от -2000 до -6000 м. Соединяющая их переходная зона представляетсобой относительно резкий уступ и называется континентальным склоном.Естественным продолжением континента является его внешняя, затопленная моремчасть, — континентальный шельф. Такимобразом, естественной границей, разделяющей океан и континенты, является невидимая береговая линия, а внешняя граница склона.

Основныезоны дна Мирового океана

Таблица 1

Элементы рельефа

Глубина, м

Доля относительно площади океанов,%

Шельф

0-300

9,6

Континентальный склон

300-2500

13,0

Абиссаль

2500-6500

76,5

Глубоководные впадины

6500-11000

0,9

Являясьпродолжением континентов, близким с ним по геологическому строению, и располагаясьна доступных глубинах, шельф представляет особый интерес с точки зрения поискови разведки месторождений полезных ископаемых. Происхождение шельфа обычносвязывают с эвстатическими колебаниями уровня вод Мирового океана,обусловленными глобальными изменениями климата. Так, во время четвертичногооледенения значительное количество воды было сосредоточено в покровных иплавающих льдах; при этом уровень океана был ниже на 100-150 м. Современноеположение бровки шельфа, за которой начинается континентальный склон, в связи спроявлением вертикальных движений земной коры неодинаково и колеблется винтервале глубин 90-500 м при среднем значении 132 м. Рельеф шельфасвидетельствует о проявлении поверхностных эрозионных процессов — здесьизвестны речные и ледниковые формы рельефа (подводные русла рек и пролювиальныедолины), ископаемые льды и торфяники с остатками мамонтов и других наземныхживотных, что подтверждает прежнее положение суши на шельфе.

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

Впоследние годы геологи и экологи связывают возможные изменения уровня вод Мировогоокеана не только с природными, но и с антропогенными факторами. В соответствиис одним из таких прогнозов, разогрев атмосферы за счет повышения содержания СО2приведет в 2100 г. к полному таянию ледников и повышению уровня вод Мировогоокеана на 60-80 м. При этом под водой окажутся многие низменные области суши,многие крупные города на берегу океана (рис.3, в).

Континентальный склон характеризуетсякрутым погружением дна, достигающим 15о и более. На западномпобережье п-ва Флорида (рис.4), например, начало континентального склона четкофиксируется на карте по сгущению изобат. Переход от континентального склона к абиссалиобычно выражен хуже — продукты эрозии склона образуют зону континентального подножья,расположенную на глубинах от 2 до 5 км. Крутизна континентального склонаспособствует его интенсивной подводной эрозии, в результате которой перегибшельфа и поверхность склона сильно изрезаны. Характерной формой рельефа склонаявляются каньоны — глубоко врезанные долины с крутыми склонами. Часто ониявляются продолжениями рек. Так, каньон р.Конго (рис.5) начинается в ееэстуарии и прослеживается до глубины 4 км. В устье каньона имеется конус выносаплощадью в несколько десятков тысяч квадратных километров.

Сразрушением (оползанием) склонов связаны также мутьевые потоки, выносящие к подножьюмассы осадков, называемых турбидитами.

Океаническое ложе, включающееконтинентальное подножье и абиссальные равнины, занимает наибольшую частьплощади Мирового океана. Характерные формы рельефа здесь — это обширныекотловины и протяженные срединно-океанические хребты. Система срединно-океанических хребтов протягивается через всеокеаны на 60000 км.

Рельефповерхности дна морей и океанов неоднороден; в нем, как и на материках, различаютгоры, возвышенности, равнины, плато. В рельефе различают как линейные, так имозаичные (изометричные) структуры.Отдельностоящие подводные горы, чаще всего встречающиеся на абиссали или у подножьяконтинентального склона, имеют вулканическое происхождение — это потухшиеподводные вулканы. Если вершина вулкана поднималась над поверхностью океана, тоона подвергалась эрозии и становилась плоской. При повторном опускании подуровень океана вулканический остров превращался в подводную гору с плоскойповерхностью, которая называется гайотом.

Срединно-океаническиехребты образуются в дивергентных зонах океанического дна, т.е. в местах егорастяжения (спрединга). Это вызывает образование глубинных разломов, притокглубинного мантийного вещества к поверхности океанов и образование новой коры.Поэтому районы срединно-океанических хребтов называют также конструктивнымизонами. Вдоль всех срединных хребтов встречаются многочисленные действующиеподводные вулканы и гидротермальные проявления. Вулканическая и гидротермальнаядеятельность срединных хребтов ярко иллюстрируется в Исландии, где Срединно-Атлантическийхребет выходит на сушу (рис.6). Характерными формами срединно-океаническиххребтов являются рифтовые долины и трансформные разломы. Центральная,наиболее приподнятая часть хребта обычно бывает рассечена глубокой продольнойдолиной, образованной разрывами и протягивающийся вдоль всего хребта — этадолина и называется рифтовой. Сегменты хребта по простиранию смещены назначительные расстояния вдоль поперечных, или трансформных разломов. Ихпротяженность измеряется тысячами км.

Наиболеепогруженной частью Мирового океана является область глубоководных желобов, занимающая всего 0,9% площади океанов. Основнаячасть этих впадин приурочена к периферии Тихого океана и генетически связана сконвергентными зонами, т.е. с зонами, в которых происходит «сдвижение» океанскихплит. Это сдвижение сопровождается субдукцией (пододвиганием) океаническойплиты под континентальную, т.е. в этих зонах происходит поглощение океаническойкоры и ее постепенное преобразование в континентальную кору. У основания зон субдукцииобразуются глубоководные желоба, состоящие из отдельных очень глубоких впадин.Самой глубокой известной впадиной является впадина Марианского желоба, открытаяв 1954 году в одном из рейсов научно-исследовательского судна Академии наук«Витязь». Ее глубина составляет 11022 м. Над зонами субдукции располагаютсяхотя и надводные, но относящиеся к океаническим структурам — островные дуги. Земная кора в островныхдугах имеет океанический облик, что и позволяет их относить скорее к океанам,чем к континентам.

Косновным физико-химическим свойствамМирового океана относятся температура, плотность, химический состав,теплоемкость и др.

Океаныхолодные. Вода в них прогревается только у самой поверхности, а с глубиной онастановится все холоднее и холоднее. Только 8% вод океана теплее 10оС,более половины холоднее 2,3оС. Можно сказать, что по особенностямтемпературы океан представляет собой холодную массу воды с тонким болеенагретым слоем у поверхности. Поверхностная «пленка» воды в тропиках теплее,чем в более высоких широтах. С глубиной температура изменяется неравномерно.Термометр, миновав теплый поверхностный слой воды, обычно регистрирует резкоепонижение температуры. Такое распределение характерно для большей части океана:прогретый поверхностный слой с довольно однородной температурой сменяетсяобластью резкого ее падения, которая отделяет его от холодных вод океана.Поверхностный слой часто называют слоем перемешивания, а область быстрогоизменения температуры — термоклином (рис.7). Поскольку в тропиках поверхностныйслой теплее, чем в высоких широтах, а глубинные воды везде однородно холодные,то характер термоклина меняется с глубиной. Самые мощные термоклины наблюдаютсяв тропиках. В некоторых глубоководных районах океана, особенно во впадинах ижелобах, температура с глубиной медленно возрастает (рис.8). В какой-то мереэто вызвано прогревом воды глубинным тепловым потоком из недр Земли. Награфиках как функция глубины показаны: ход температуры (Т), измеренной in situ, и ход потенциальной температуры (q),т.е. температуры, которая должна была бы наблюдаться у поверхности океана, есличастицу воды со дна при адиабатических условиях перенести к поверхности.Поясним это явление. Для воды с глубин в несколько тысяч метров различия междутемпературой in situ ипотенциальной температурой составляют несколько десятых долей градуса.Поскольку для изучения процессов в придонных слоях воды океанологам нужно знатьтемпературу до сотых долей градуса, эта разница в температуре имеет решающеезначение. Она обусловлена сжимаемостью морской воды под давлением. Так, если 1м3 с поверхности опустить на глубину 5 км, где давление в 500 развыше атмосферного, то этот объем уменьшился бы на 2%. Более того, при сжатии температураводы повысилась бы почти на 0,5оС, поскольку в этом процессе обменатеплом с окружающей водой не происходит. Такой процесс называетсяадиабатическим. В глубоководных впадинах различие между потенциальнойтемпературой и температурой insitu особенно примечательно. Если в распределении потенциальнойтемпературы с глубиной наблюдается максимум у дна, то можно говорить о наличиианомального прогрева слоя придонных вод за счет поступления глубинного тепла.Этот признак позволяет в некоторых случаях определять факт разгрузки термальныхвод на океанское дно.

Плотностьводы находится в тесной зависимости от температуры и солености; она повсеместновозрастает с глубиной. Средняя плотность поверхностных вод Мирового океана приТ=20оС и солености 35‰

составляет 1,02474г/см3 (она выше плотности речных вод). Охлаждаясь, водатяжелеет. При той же солености, но приТ=2оС r»1,028г/см3. Давление с глубиной возрастает примерно на 104 Па(0,1 атм.) при погружении на каждый метр. Давление также увеличивает плотностьводы. На глубине 5 км плотность уже составляет 1,050 г/см3.

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

Океанскиеводы характеризуются определенным химическим составом и соленостью (табл.2).Соленый вкус — самая характерная особенность морской воды. Большая частьрастворенного в морской воде вещества составляет хлористый натрий. Перепад вконцентрации соли между солеными водами океана и солоноватыми водами устьевыхучастков рек и болот на побережье морей характеризуется резко выраженнымифаунистическим и флористическими границами. Соленость представляет собой общееколичество растворенного в морской воде вещества. Если говорить точнее, тосоленость следует понимать как «общее количество твердых веществ в г/кг морскойводы при условии, что все карбонаты переведены в оксиды, бром и йод замещеныхлором и все органическое вещество окислено». Обычно соленость в океанахсоставляет 34,69 г/кг, или 34,69‰

. В зависимости отряда условий (сильная испаряемость воды, ее опреснение, большой привнос солейречными водами, изолированность от океана) соленость воды может быть выше илиниже нормальной. Так, в Красном море (под влиянием сухих ветров и сильногоиспарения) соленость воды составляет 41-43‰, в Средиземном море — 37-39‰, в Балтийском море у проливов 20‰,а в Финском заливе вблизи устья Невы — всего 2‰.

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

Солевой состав океанических и речных вод

Таблица 2

Химические вещества

Воды океанов, %

Речные воды, %

Хлориды — NaCl, MgCl2

88,7

5,2

Сульфаты — Mg(SO4), Ca(SO4), K2(SO4)

10,8

9,9

Карбонаты — Ca(CO3)

0,3

60,1

Прочие вещества

0,2

24,8

Карбонаты, кремнезем инекоторые другие вещества широко извлекаются из воды морскими организмами напостроение скелета. Поэтому солевой состав океанических вод резко отличается отсостава речных вод (см.табл.2).

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

Примерно до 1955 г.соленость измеряли, определяя количество ионов хлора в единице массы воды.Полученное таким образом значение «хлорности»(Cl) вводили в эмпирическую формулу для расчета солености (S):S=1,80655´Cl. Эта формула исходит издопущения, что относительное содержание различных солей, растворенных в морскойводе, постоянно. Многочисленные анализы показывают, что, за исключениемнезначительных отклонений в концентрации кальция, это действительно так.Указанная зависимость остается верной примерно до значения ±0,002‰

общей солености; этим же значением ограничивается точность метода химическогоанализа путем титрования.

Компонентныйсостав океанской воды

Таблица 3.

Компонент

Концентрация (г/кг)

Компонент

Концентрация (г/кг)

Хлор

19,353

Бикарбонат

0,142

Натрий

10,760

Бром

0,067

Сульфат

2,712

Стронций

0,008

Магний

1,294

Бор

0,004

Кальций

0,413

Фтор

0,001

Калий

0,387

Соленость приходитсяопределять очень тщательно, т.к. ее величина мало изменяется на огромныхморских просторах, за исключением некоторых изолированных внутренних или окраинныхбассейнов, часть из которых упомянута выше.Тем не менее считается, и не без основания, что небольшие различия всолености вод контролируют направления и скорость их циркуляции. Например,соленость придонных вод в Тихом океане меняется примерно от 34,70‰

в южной части до 34,68‰ к 40ос.ш.Это небольшое изменение поддается объяснению, если предположить, что придоннаявода движется в северном направлении и разбавляется менее соленой водой из вышерасположенныхслоев.

Морской лед, вотличие от морской воды, имеет принципиально иную соленость, что объясняетсяспецификой образования морского льда. Как известно, температура замерзанияпонижается по мере увеличения солености. В диапазоне солености от 30 до 35‰

точка замерзания меняется от -1,6оС до -1,9оС. Механизмобразования морского льда можно представить как замерзание пресной воды свытеснением солей в ячейки морской воды внутри толщи льда. Когда температурадостигает точки замерзания, образуются ледяные кристаллы, которые «окружают»незамерзшую воду. Незамерзшая вода обогащается солями, вытесненными кристалламильда, что приводит к дальнейшему понижению точки замерзания воды в этихячейках. Если кристаллы льда не полностью окружат обогащенную соляминезамерзшую воду, она будет опускаться и смешиваться с нижележащей морскойводой. Если процесс замерзания растянут во времени, то почти весь обогащенныйсолями рассол уйдет из льда и его соленость окажется близкой к нулю. При быстромзамерзании большая часть рассола захватится льдом и его соленость будет почтитакой же. Как и соленость окружающей воды. В большинстве случаев соленостьморских льдов находится в диапазоне от2до 20‰, причем более старый лед имеет в среднемболее низкую соленость. Причина этого состоит в том, что опреснению старогольда способствовало неоднократное таяние и замерзание при измененияхтемпературы воздуха. При достаточно низкой температуре начинает кристаллизоватьсясам раствор солей. Na2(SO4)кристаллизуется при -8,2оС, аNaCl — при -23оC.

Прочность морского льдаиз-за сложной картины распределения солевых ячеек и его частично двухфазногосостава в три раза уступает прочности пресноводного льда той же толщины. Однакостарый морской лед с очень низкой соленостью или лед, образовавшийся притемпературе ниже точки кристаллизации хлорида натрия, не уступает по прочностипресноводным льдам.

Кроме солей, в водерастворены и некоторые газы: азот, кислород, углекислый газ и др. Междугидросферой и атмосферой в планетарном масштабе существует постоянный газовыйобмен и динамическое равновесие. Но соотношение между газами в водах Мировогоокеана и атмосферы далеко не одинаковое. Так, в водах азота в два раза меньше,чем в атмосфере, а кислорода в 1,4 раза больше. Это объясняется лучшейрастворимостью в воде кислорода, чем азота. Насыщенность вод газа

еще рефераты

Еще работы по географии, экономической географии

Реферат по географии, экономической географии

Лесная промышленность

29 Августа 2013

Реферат по географии, экономической географии

Львов

29 Августа 2013

Реферат по географии, экономической географии

Мiсто Яворiв - районний центр Львiвськох областi

29 Августа 2013

Реферат по географии, экономической географии

Марокко

29 Августа 2013