--PAGE_BREAK--Движение вод Мирового океана
По своему физическому состоянию вода — очень подвижная среда, поэтому в природе она находится в непрерывном движении. Это движение вызывают различные причины, прежде всего ветер. Воздействуя на воды океана, он возбуждает поверхностные течения, которые переносят огромные массы воды их одного района океана в другой. Энергия поступательного движения поверхностных вод вследствие внутреннего трения передается в нижележащие слои, которые также вовлекаются в движение. Однако непосредственное влияние ветра распространяется на сравнительно небольшое (до 300 м) расстояние от поверхности. Ниже в толще воды и в придонных горизонтах перемещение происходит медленно и имеет направления, связанные с рельефом дна.
Поверхностные течения образуют два больших круговорота, разделенных противотечением в районе экватора. Водоворот северного полушария вращается по часовой стрелке, а южного — против. При сопоставлении этой схемы с течениями реального океана можно увидеть значительное сходство между ними для Атлантического и Тихого океанов. В то же время нельзя не заметить, что реальный океан имеет более сложную систему противотечений у границ континентов, где, например, располагаются Лабрадорское течение (Северная Атлантика) и Аляскинское возвратное течение (Тихий океан). Кроме того, течения у западных окраин океанов отличаются большими скоростями перемещения воды, чем у восточных. Ветры прилагают к поверхности океана пару сил, вращающих воду в северном полушарии по часовой стрелке, а в южном — против нее. Большие водовороты океанических течений возникают в результате действия этой пары вращающих сил. Важно подчеркнуть, что ветры и течения не относятся «один к одному». Например, наличие быстрого течения Гольфстрим у западных берегов Северной Атлантики не означает, что в этом районе дуют особенно сильные ветры. Баланс между вращающей парой сил среднего поля ветра и результирующими течениями складывается на площади всего океана. Кроме того, течения аккумулируют огромное количество энергии. Поэтому сдвиг в поле среднего ветра не приводит автоматически к сдвигу больших океанических водоворотов.
На водовороты, приводимые в движение ветром, накладывается другая циркуляция, термохалинная («халина» — соленость). Вместе температура и соленость определяют плотность воды. Океан переносит тепло из тропических широт в полярные. Этот перенос осуществляется при участии таких крупных течений, как Гольфстрим, но существует также и возвратный сток холодной воды в направлении тропиков. Он происходит в основном на глубинах, расположенных ниже слоя возбуждаемых ветром водоворотов. Ветровая и термохалинная циркуляции представляют собой составные части общей циркуляции океана и взаимодействуют друг с другом. Так, если термохалинные условия объясняют в основном конвективные движения воды (опускание холодной тяжелой воды в полярных районах и ее последующий сток к тропикам), то именно ветры вызывают расхождение (дивергенцию) поверхностных вод и фактически «выкачивают» холодную воду обратно к поверхности, завершая цикл.
Представления о термохалинной циркуляции менее полны, чем о ветровой, но некоторые особенности этого процесса более или менее известны. Считается, что образование морских льдов в море Уэдделла и в Норвежском море имеет важное значение для формирования холодной плотной воды, распространяющейся у дна в Южной и Северной Атлантике. В оба района поступает вода повышенной солености, которая охлаждается зимой до температуры замерзания. При замерзании воды значительная часть содержащихся в ней солей не включается в новообразующийся лед. В результате соленость и плотность остающейся незамерзшей воды увеличиваются. Эта тяжелая вода опускается ко дну. Обычно ее соответственно называют антарктической донной и североатлантической глубинной водой.
Другая важная особенность термохалинной циркуляции связана с плотностной стратификацией океана и ее влиянием на перемешивание. Плотность воды в океане с глубиной возрастает и линии постоянной плотности идут почти горизонтально. Воду с разными характеристиками значительно легче перемешать в направлении линий постоянной плотности, чем поперек них.
Термохалинную циркуляцию трудно с определенностью охарактеризовать. По сути, и горизонтальная адвекция (перенос воды морскими течениями), и диффузия должны играть важную роль в термохалинной циркуляции. Определение относительного значения этих двух процессов в каком-либо районе или ситуации представляет важную задачу.
Главные черты поверхностной циркуляции вод мирового океана определяются ветровыми течениями. Важно отметить, что движение водных масс в Атлантическом и Тихом океанах очень сходно. И в том и в другом океане существуют два огромных антициклонических круговых течения, разделенных экваториальным противотечением. В обоих океанах есть, кроме того, мощные западные (в северном полушарии) пограничные течения (Гольфстрим в Атлантическом и Куросио в Тихом) и такие же по характеру, но более слабые восточные течения (в южном полушарии) — Бразильское и Восточно-Австралийское. Вдоль их западных побережий прослеживаются холодные течения — Ойясио в Тихом океане, Лабрадорское и Гренландское течения в Северной Атлантике. Кроме того, в восточной части каждого бассейна к северу от основного круговорота обнаружен циклонический круговорот меньшего масштаба.
Некоторые различия между океанами связаны с различиями в очертаниях их бассейнов. Атлантический, Индийский и Тихий океаны имеют разную форму. Но некоторые из различий определяются особенностями поля ветра, как, например, в Индийском океане. Циркуляция в южной части Индийского океана в основных чертах сходна с циркуляцией в южных бассейнах Атлантического и Тихого океанов. Но в северной части Инд7ийского океана она явно подчиняется муссонным ветрам, где в период летнего и зимнего муссонов картина циркуляции полностью меняется.
По ряду причин по мере приближения к берегу отклонения от общей картины циркуляции становятся все более существенными. В результате взаимодействия основных климатических характеристик течений с такими же характеристиками побережий часто возникают устойчивые или квазиустойчивые вихри. Заметные отклонения от средней картины циркуляции могут вызывать у побережий и местные ветры. В отдельных районах возмущающими факторами режима циркуляции служат речной сток и приливы.
В центральных районах океанов средние характеристики течений вычисляются по малому количеству точных данных и потому особенно ненадежны.
Западные пограничные течения — Гольфстрим и Куросио
Известно, что западные пограничные течения в северном полушарии (Гольфстрим и Куросио) лучше развиты, чем их аналоги в южном полушарии.
Если Гольфстрим считать частью кругового антициклонического вихря, то вряд ли можно точно определить его начало и конец. Известно, что между Мексикой и Кубой через Юкатанский пролив устремляется сильное течение, которое обычно описывает петлю в Мексиканском заливе и только затем выходит в океан из Флоридского пролива. На протяжении около 1200 км, от Ки-Уэста во Флориде до мыса Хаттерас в Северной Каролине, Гольфстрим упорно следует вдоль побережья Америки, лишь иногда слегка отклоняясь от него. Однако, миновав Хаттерас, Гольфстрим как бы начинает рыскать. К югу от Большой Ньюфаундлендской банки он пересекает Северную Атлантику. На этом извилистом участке своего пути Гольфстрим образует огромные волнообразные меандры. Один из них был обнаружен у 45 град. з.д., примерно в 2500 км от мыса Хаттерас. Где-то на пути между юго-восточным краем Ньюфаундлендского поднятия и Срединно-Атлантическим хребтом Гольфстрим перестает прослеживаться как единое течение.
Ширина Гольфстрима на поверхности колеблется от 125 до 175 км. Левый, если смотреть по течению, край Гольфстрима легко обнаружить по горизонтальному градиенту температуры, который становится заметным, начиная с глубины в несколько десятков метров, и противотечению. Правый край обнаружить по температуре трудно, но там часто отмечается довольно заметное противотечение. Скорость Гольфстрима на поверхности может достигать 250 см/с, т.е. превышать 5 узлов.
Представляя себе в общем плане циркуляцию океанических вод в виде системы обширных антициклонических вихрей, необходимо отметить, что течения, в сумме образующие круговороты, весьма сильно отличаются в их разных участках. Западные пограничные течения, такие, как Гольфстрим и Куросио, — узкие, быстрые, глубокие потоки с довольно хорошо выраженными границами. Направленные к экватору течения на другой сторонне океанических бассейнов, такие, как Калифорнийское, Перуанское и Бенгальское, напротив, широкие, слабые и неглубокие потоки с расплывчатыми границами, некоторые исследователи даже считают, что эти границы есть смысл проводить на мористой стороне течений такого типа.
Калифорнийское течение считается наиболее изученным из них. Глубина этого потока ограничивается в основном верхним 500-метровым слое. Оно складывается из ряда крупных вихрей, наложенных на слабый, но широкий поток воды, направленный к экватору. Скорости и направления движения воды, измеренные в зоне Калифорнийского течения, в любой данный момент могут оказаться совершенно отличными от средних значений. Такая же картина, видимо, характерна и для других восточных пограничных течений.
Прибрежный поток воды обычно отличается особой сложностью, и при описании его часто выделяют из более широкой системы вдольбереговых течений, присваивая ему другое название.
В зоне многих восточных пограничных течений главным фактором, определяющим распределение температуры, солености и химических характеристик воды на поверхности, является апвеллинг. Апвеллинг имеет важное биологическое значение, так как благодаря ему глубинные воды выносят питательные вещества в верхние слои воды и тем способствуют увеличению продуктивности фитопланктона. Зоны апвеллинга — это биологически самые продуктивные районы мира.
продолжение
--PAGE_BREAK--Экваториальные течения
Течения тропической зоны тесно связаны с системой пассатных ветров. На большей части Атлантического и Тихого океанов в северном полушарии дуют северо-восточные пассаты, а в южном полушарии их роль выполняют юго-восточные пассаты. Эти две системы пассатных ветров разделяет область внутритропической конвергенции, характеризующаяся слабыми ветрами неустойчивых направлений. Ее часто называют экваториальной штилевой зоной. Поскольку она разделяет системы ветров двух полушарий, ее можно считать своего рода климатическим экватором. Обычно она располагается между 3 град. с.ш. и 10 град. с.ш.
Основные океанические течения тропической зоны как бы отражают собой особенности системы ветров этих мест. Так, Северное и Южное экваториальные течения западного направления, образующие часть основных антициклонических круговоротов течений северного и южного полушарий, «управляются» пассатами. Между этими двумя широкими потоками располагается сравнительно узкое (шириной 300 — 500 км) Экваториальное противотечение, направленное на восток. Вблизи побережий и поле пассатных ветров, и система экваториальных течений усложняются.
Океанические воды тропической зоны характеризуются хорошо перемешанным теплым поверхностным слоем, который отделяется мощным термоклином от холодной воды глубин. Термоклин служит также своего рода перегородкой между богатыми кислородом, но бедными фосфатами и нитратами поверхностными водами и глубинными водами с низким содержанием кислорода и относительно высоким содержанием питательных веществ. Экваториальные течения приурочены главным образом к области термоклина. Это экваториальное под поверхностное течение в Тихом океане обычно называют течением Кромвелла. Напоминая в обширности океана ленту толщиной порядка всего 200 м и шириной 300 км, оно перемещается со скоростью до 150 см в сек. Ядро течения обычно совпадает с термоклином и располагается на экваторе или вблизи него. Иногда оно поднимается к поверхности, но это случается редко.
Циркуляция полярных вод
Циркуляция вод Мирового океана в полярных районах северного и.южного полушарий совершенно различна. Арктический океан скрыт под покровом дрейфующих льдов. Существующие сведения о течениях в Северном Ледовитом океане указывают на наличие медленного переноса воды в направлении против часовой стрелки. Свободному перемешиванию глубинных холодных вод Арктики с глубинными водами Атлантического и Тихоно океанов препятствуют два довольно мелководных порога между континентами. Глубина мелководного порога в Беринговом проливе, разделяющем Чукотку и Аляску, не достигает и 100 м, но сильно препятствует водообмену между Атлантическим и Тихим океанами через Северный Ледовитый.
В южном полушарии все выглядит иначе. Широкий (300 миль) и глубокий (3000 м) пролив Дрейка — между Южной Америкой и Антарктидой — обеспечивает беспрепятственный водообмен между Атлантическим и Тихим океанами. Благодаря этому направленное на восток Антарктическое циркумполярное течение простирается до дна и при расчетной величине расхода воды оказывается величайшим течением Мирового океана.
Антарктическое циркумполярное течение приводится в действие господствующими здесь западными ветрами, а его средняя скорость и расход воды определяются балансом между касательной силы ветра на поверхности и силой трения о дно. Установлено, что над понижениями дна течение отклоняется к югу, а над поднятиями — к северу, что указывает на несомненное влияние рельефа дна на направление этого течения.
Наиболее хорошо выраженные адвективные потоки воды в глубоководной области океанов отмечаются вдоль западных границ бассейнов.
Волны и приливы
Волны регулярны и имеют некоторые общие характеристики — длину, амплитуду и период. Также отмечается скорость распространения волн.
Длина волны представляет собой расстояние между вершинами или подошвами волн, высота волны — вертикальное расстояние от подошвы до вершины, оно равно удвоенной амплитуде, период равен времени между моментами прохождения двух последовательных вершин (или подошв) через одну и ту же точку.
Высота ряби измеряется приблизительно сантиметром, а период составляет около одной секунды и меньше. Волны прибоя достигают нескольких метров в высоту при периодах от 4 до 12 с.
Океанические волны имеют разные очертания и формы.
Волны, вызванные местным ветром, называют ветровыми. Другой тип волн — волны зыби, которые медленно качают судно и при безветренной погоде. Зыбь образуют волны, которые сохраняются после того, как они выйдут их области действия ветра.
При любой скорости ветра достигается некое равновесное состояние, выражающееся в явлении полностью развитого волнения, когда энергия, передаваемая ветром волнам, равняется энергии, передаваемая ветром волнам, равняется энергии, теряемой при разрушении волн. Но для того, чтобы образовалось полностью развитое волнение, ветер должен дуть продолжительное время и на большом пространстве. Пространство, подвергающееся воздействию ветра, называется область разгона.
Цунами
Цунами распространяются волнами от эпицентра подводных землетрясений. Район воздействия волн цунами огромен.
Цунами связаны непосредственно с движениями земной коры. Мелкофокусное землетрясение, которое вызывает значительные смещения коры на дне океанов, вызовет и цунами. Но столь же сильное землетрясение, не сопровождающееся сколько-нибудь заметными подвижками коры, цунами не вызовет.
Цунами возникает в виде одиночного импульса, передний фронт которого распространяется со скоростью мелководной волны. Исходный импульс далеко не всегда обеспечивает концентрическое распространение энергии, а с ней и волны.
продолжение
--PAGE_BREAK--Приливы
Приливы — медленные подъемы и спады уровня воды и перемещения ее кромки. Приливообразующие силы — результат притяжения Солнца и Луны. Когда Солнце и Луна находятся примерно на одной линии с Землей, то есть в периоды полнолуния и новолуния, приливы оказываются наибольшими. Т.к. плоскости обращения Солнца и Луны не параллельны, действие сил Луны и Солнца меняется по сезонам, а также в зависимости от фазы Луны. Приливообразующая сила Луны примерно вдвое больше приливообразующей силы Солнца. Большие различия в амплитуде приливов на разных участках побережья определяются главным образом формой океанических бассейнов.
Свойства вод Мирового океана.
Вода — «универсальный растворитель»: в ней, хотя бы в малой степени, способен раствориться любой из элементов. Вода имеет наибольшую среди всех обычных жидкостей теплоемкость, то есть для ее нагревания на один градус требуется затратить больше тепла по сравнению с другими жидкостями. Больше тепла требуется и на ее испарение. Эти и другие особенности воды имеют огромное биологическое значение. Так, благодаря высокой теплоемкости воды сезонные колебания температуры воздуха оказываются меньше, чем это было бы в ином случае.
Температура всей массы океанской воды около 4градусов по Цельсию. Океаны холодные. Вода в них прогревается только у самой поверхности, а с глубиной она становится холоднее. Только 8% вод океана теплее 10 град., более половины холоднее 2.3 град. С глубиной температура изменяется неравномерно.
Вода — наиболее теплоемкое тело на Земле. Поэтому океан медленно нагревается и медленно отдает тепло, служит аккумулятором тепла. На его долю приходится более 2/3 поглощенной солнечной радиации. Она расходуется на испарение, на нагревание верхнего слоя воды до глубины примерно 300 м, а также на нагревание воздуха.
Средняя температура поверхностных вод океана более +17 град., причем в северном полушарии она на 3 град. выше, чем в южном. Наибольшие температуры воды в северном полушарии наблюдаются в августе, наименьшие — в феврале, в южном полушарии — наоборот. Суточные и годовые колебания температуры воды незначительные: суточные не превышают 1 град., годовые составляют не более 5..10 град. в умеренных широтах.
Температура поверхностных вод зональна. В приэкваториальных широтах температура весь год 27...28 град., в тропических районах на западе океанов 20...25 град., на востоке 15...20 град. (из-за течений). В умеренных широтах температура воды плавно понижается от 10 до 0 град. в южном полушарии, в северном полушарии при той же тенденции у западных берегов материков теплее, чем у восточных, тоже из-за течений. В приполярных районах температура воды весь год 0...-2 град., в центре Арктики характерны многолетние льды мощностью до 5-7 м.
Максимальные температуры поверхностных вод наблюдаются в тропических морях и заливах: в Персидском заливе более 35 град, в Красном море 32 град. В придонных слоях Мирового океана (М.о.) температуры на всех широтах низкие: от +2 на экваторе до -2 в Арктике и Антарктике.
При охлаждении морской воды ниже точки замерзания образуется морской лед.
Льдом постоянно покрыто 3 — 4% площади океана. Морской лед отличается от пресноводного в ряде отношений. У соленой воды температура замерзания понижается по мере увеличения солености. В диапазоне солености от 30 до 35 промилле точка замерзания меняется от -1.6 до -1.9 град.
Образование морского льда можно рассматривать как замерзание пресной воды с вытеснением солей в ячейки морской воды внутри толщи льда. Когда температура достигает точки замерзания, образуются ледяные кристаллы, которые «окружают» не замерзшую воду. Незамерзшая вода обогащается солями, вытесненными кристаллами льда, что приводит к дальнейшему понижению точки замерзания воды в этих ячейках. Если кристаллы льда не полностью окружат обогащенную солями незамерзшую воду, она будет опускаться и смешиваться с нижележащей морской водой. Если процесс замерзания растянут во времени, почти весь обогащенный солями рассол уйдет из льда и его соленость окажется близкой к нулю. При быстром замерзании большая часть рассола захватится льдом и его соленость будет почти такой же, как и соленость окружающей воды.
Обычно прочность морского льда составляет одну треть прочности пресноводного льда той же толщины. Однако старый морской лед (с очень низкой соленостью) или лед, образовавшийся при температуре ниже точки кристаллизации хлористого натрия, не уступает по прочности пресноводным льдам.
Замерзание морской воды происходит при отрицательных температурах: при средней солености — около -2 град. Чем выше соленость, тем ниже температура замерзания.
Для замерзания морской воды необходимо, чтобы либо глубина была невелика, либо ниже поверхностного слоя на небольших глубинах располагалась вода с более высокой соленостью. При наличии мелководного галоклина поверхностная вода, даже охладившись до точки замерзания, будет легче, чем более теплая, но более соленая подстилающая вода.
Когда поверхностный слой воды охладится до точки замерзания и перестанет углубляться, начнется льдообразование. Поверхность моря приобретает маслянистый, с особым свинцовым оттенком вид. По мере роста ледяные кристаллы становятся видимыми и приобретают форму игл. Эти кристаллы или иглы смерзаются друг с другом и образуют тонкий слой льда. Этот слой легко изгибается под действием волн. С увеличением толщины лед теряет эластичность, а затем ледяной покров разламывается на отдельные куски, дрейфующие самостоятельно. Сталкиваясь между собой во время волнения, куски льда приобретают округлые формы. Эти округлые куски льда от 50 см до 1 м в диаметре называются блинчатым льдом. На следующем этапе замерзания куски блинчатого льда смерзаются и образуют поля дрейфующего льда. Волны и приливы снова разламывают поля льда, формируя гряды торосов, имеющих во много раз большую толщину по сравнению с первоначальным ледяным покровом. В ледяном покрове образуются участки чистой воды — полыньи, которые позволяют подводным лодкам всплывать на поверхность даже в Центральной Арктике.
Образование льда в значительной мере уменьшает взаимодействие океана с атмосферой, задерживая распространение конвекции в глубь океана. Перенос тепла должен осуществляться уже через лед — весьма плохой проводник тепла.
Толщина арктического льда около 2 м, а температура воздуха зимой в районе Северного полюса опускается до — 40 град. Лед действует как изолятор, предохраняя океан от выхолаживания.
Морской лед играет и другую важную роль в энергетическом бюджете океана. Вода — хороший поглотитель солнечной энергии. Напротив, лед, в особенности пресный, и снег — очень хорошие отражатели. Если чистая вода поглощает около 80% падающей радиации, то морской лед может отражать до 80%. Так присутствие льда значительно уменьшает нагревание земной поверхности.
Льды затрудняют судоходство, с айсбергами связаны катастрофы судов.
Айсберги распространяются гораздо дальше границы морских льдов. Они формируются на суше. Хотя лед представляет собой твердое тело, он все же медленно течет. Снег, накапливаясь в Гренландии, Антарктиде и горах высоких широт, дает начало ледникам, сползающим вниз. На линии берега огромные блоки льда откалываются от ледника, рождая айсберги. Поскольку плотность льда составляет около 90% плотность морской воды, айсберги остаются на плаву. Приблизительно 80 — 90% объема айсберга находится под водой. Этот объем зависит также от количества воздушных включений. После своего образования айсберги увлекаются океаническими течениями и, попадая в более низкие широты, постепенно тают.
Большая часть айсбергов, представляющих опасность для судовождения, зарождается на западном побережье Гренландии, севернее 68 30 с.ш. Здесь около сотни ледников продуцируют около 15000 айсбергов в год. Вначале эти айсберги дрейфуют к северу вместе с Западно-Гренландским течением, а затем поворачивают к югу, увлекаемые Лабрадорским течением. Наибольшее впечатление производят айсберги, отколовшиеся от шельфового ледника Росса — одного из уникальных явлений Антарктики. Он представляет собой очень мощный по толщине слой льда, спускающегося с материка и находящегося на плаву. От ледника Росса откалываются громадные антарктические айсберги.
Морской лед солоноватый, но соленость его в несколько раз меньше солености площади М.о. Помимо слабосоленых морских льдов в океанах есть пресноводные речные и материковые (айсберги) льды. Под влиянием ветров и течений льды из полярных районов выносятся в умеренные широты и там тают. растворенными в ней хлоридами (более 88%) и сульфатами (около 11%). Соленый вкус воде придает поваренная соль, горький — соли магния. Для океанской воды характерно постоянное процентное соотношение различных солей, несмотря на различную соленость. Соли, как и сама вода океанов, поступали на земную поверхность прежде всего из недр Земли, особенно на заре ее формирования. Соли приносятся в океан и речными водами, богатыми карбонатами (более 60%). Однако, количество карбонатов в океанской воде не увеличивается и составляет всего 0.3%. Это объясняется тем, что они выпадают в осадок, а также расходуются на скелеты и раковины животных, потребляются водорослями, которые после отмирания погружаются на дно.
В распределении солености поверхностных вод прослеживается зональность, обусловленная прежде всего соотношением выпадающих атмосферных осадков и испарения. Уменьшают соленость сток речных вод и тающие айсберги. В приэкваториальных широтах, где осадков выпадает больше, чем испаряется, и велик речной сток, соленость 34-35 промилле. В тропических широтах мало осадков, но велико испарение, поэтому соленость составляет 37 промилле. В умеренных широтах соленость близка к 35, а в приполярных — наименьшая (32-33 промилле), т.к. количество осадков здесь больше испарения, велик речной сток, особенно сибирских рек, много айсбергов, главным образом вокруг Антарктиды и Гренландии.
Широтную закономерность солености нарушают морские течения. Например, в умеренных широтах соленость больше у западных побережий материков, куда поступают тропические воды, меньше — у восточных берегов, омываемых полярными водами. Наименьшей соленостью обладают прибрежные воды близ устьев рек. Максимальная соленость наблюдается в тропических внутренних морях, окруженных пустынями. Соленость влияет на другие свойства воды, такие, как плотность, температура замерзания и т.д.
Плотность морской воды зависит от давления, температуры и солености. Плотность морской воды близка к 1.025 г/см куб. Охлаждаясь, вода становится еще более тяжелой. Давление также увеличивает плотность морской воды. Поэтому на глубине 5000 м плотность морской воды возрастает до 1.050 г/см куб. Как правило, океанографы не измеряют плотность непосредственно, предпочитая вычислять ее по данным о температуре, солености и давлении. Часто их интересует зависимость плотности морской воды только от температуры и солености.
Обычно плотность, при вычислении которой давление не учитывается, возрастает с глубиной. В этом случае говорят, что вода устойчиво стратифицирована. В стратифицированном океане трудно перемещать воду поперек линий постоянной плотности, это значительно легче сделать вдоль таких линий. Говоря языком физики, для перемещения воды поперек линий постоянной плотности нужно совершить работу — увеличить потенциальную энергию. Для перемещения воды вдоль линий постоянной плотности нужно лишь преодолеть трение воды, а морская вода обладает повышенной «текучестью».
В океане не только холодно, но и темно. На глубине свыше 100 м невозможно увидеть днем ничего, кроме редких биолюминисцентных вспышек света от проплывающих рыб и зоопланктона. В отличие от атмосферы, сравнительно прозрачной для всех волн электромагнитного спектра, океан непроницаем для них. Ни длинные радиоволны, ни коротковолновое ультрафиолетовое излучение не могут проникнуть в его глубины.
В любой текучей среде, включая морскую воду, потери солнечного излучения довольно хорошо описываются так называемым законом Беера, который гласит, что количество энергии, поглощенной на некотором расстоянии, пропорционально исходному ее количеству. Это дает возможность охарактеризовать морскую воду с помощью коэффициента относительного пропускания. Коэффициент пропускания меняется у воды в зависимости от длины волны излучения, и в частности видимая часть спектра солнечного света пропускается водой значительно лучше, чем излучение с более короткими или более длинными волнами. Различие между пресной и соленой морской водой в этом отношении не играет роли.
Установлено, что на 100-метровую глубину в океан проникает менее 1% солнечной энергии, достигшей поверхности воды.
Из-за непрозрачности океана для электромагнитного излучения мы лишены возможности использовать радиоволны и радары для изучения океана. Погрузившаяся подводная лодка может принять радиосообщение только через плавающую на поверхности антенну либо с помощью радиоустройств, работающих на волнах такой длины, при которой закон Беера уже не выполняется. С другой стороны, для звуковых волн океан гораздо более проницаем, чем атмосфера, и по причине своеобразного изменения скорости звука в водной толще он может распространяться в океане на чрезвычайно большие расстояния.
Скорость звука в океане меняется в зависимости от давления, температуры и солености — 1500 м/с, что в 4 — 5 раз превышает скорость звука в атмосфере. С увеличением температуры, солености и давления скорость звука возрастает. Скорость звука в воде не зависит от его высоты или частоты.
Звук в океане распространяется не по прямой линии, он всегда отклоняется в сторону, где скорость меньше.
В соответствии с увеличением давления скорость звука растет с глубиной. Совместное влияние температуры и давления обычно приводит к тому, что где-то в промежуточном слое между поверхностью и дном океана скорость звука принимает минимальное значение. Этот слой минимума скорости называют звуковым каналом. Из-за того, что путь звука всегда искривляется в сторону слоя воды с меньшей скоростью распространения, слой минимума скорости канализирует звук.
Звуковой канал в океане обладает свойством непрерывности. Он простирается почти от поверхности океанических вод в полярных широтах до глубины около 2000 м у берегов Португалии, при средней глубине порядка 700 м. Сверхдальнее распространение звука в океане объясняется тем, что и источник звука, и улавливатель находятся возле оси звукового канала.
Океанская вода содержит соли, газы, твердые частицы органического и неорганического происхождения. По массе они составляют всего 3.5%, но от них зависят определенные свойства воды.
Таблица 1.
Состав морской воды
Компонент
Концентрац.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
Таблица 2.
Химический состав планктона (в микро граммах элемента на грамм сухого веса планктона)
фитопланктон
зоопланктон
фитопланктон
зоопланктон
Si
58000
-
Ti
30
---
Na
11000
68000
Cr
4
---
K
12000
11000
Cu
8.5
14
Mg
14000
8500
Ni
4
6
Ca
6100
15000
Zn
54
120
Sr
320
440
Ag
0.4
0.1
Ba
110
25
Cd
2
2
Al
200
23
Pb
8
2
Fe
650
96
Hg
0.2
0.1
Mn
9
4
Большинство из металлов в водах океана присутствует в морской воде в крайне малых количествах. Как показывает таблица, живые организмы извлекают металлы из морской воды. Чаще всего концентрация металлов в живых организмах в сравнении с их содержанием в морской воде не превышает концентрации фосфора.
Погружающееся с поверхности океана вещество включает множество частиц с большой реакционной поверхностью. Частицы из кичи марганца и железа также обладают обширными активными поверхностями. Некоторые из них осаждаются из верхних слоев океана, а другие образуются при окислении восстановленного железа и марганца, диффундирующих из донных отложений или приносятся горячими водами из области раздвигающихся срединно-океанических хребтов. Такие соединения захватывают металлы. Самое яркое подтверждение этому — железомарганцевые конкреции на дне океанов, в которых содержится до 1% никеля и меди, а также многие другие металлы.
Подобное захватывание металлов еще эффективнее происходит в прибрежных водах, где постоянное взмучивание наносов и биологическая переработка толщи отложений обеспечивают непрерывный поток окисляющегося железа и марганца в растворе из донных отложений.
После попадания металлов в донные отложения, вероятность их повторного появления в вышерасположенной толще воды очень мала, хотя некоторое перераспределение внутри самих отложений и наблюдается.
продолжение
--PAGE_BREAK--