Фізико-хімічні властивості океанічної води коротко. Основні фізико-хімічні властивості океанської (морської) води

Вода є найпростішим хімічним з'єднанням водню з киснем, проте океанська вода — універсальний однорідний іонізований розчин, до складу якого входять 75 хімічних елементів. Це тверді мінеральні речовини (солі), гази, а також суспензії органічного та неорганічного походження.

Вола має безліч різних фізичних і хімічних властивостей. Насамперед вони залежать до змісту і температури навколишнього середовища. Дамо коротку характеристику деяким із них.

Вода – це розчинник.Оскільки вода є розчинником, можна судити про те, що всі води – це газосольові розчини різного хімічного складу та різної концентрації.

Солоність океанської, морської та річкової води

Солоність морської води(Табл. 1). Концентрація розчинених у воді речовин характеризується солоністю,яка вимірюється у проміле (%о), тобто в грамах речовини на 1 кг води.

Таблиця 1. Зміст солей у морській та річковій воді (в % усієї маси солей)

Основні з'єднання	Морська вода	Річкова вода
Хлориди (NaCI, MgCb)
Сульфати (MgS0 4 CaS0 4 K 2 S0 4)
Карбонати (СаСОд)
З'єднання азоту, фосфору, кремнію, органічні та інші речовини

Лінії на карті, що з'єднують точки з однаковою солоністю, називають ізогалінами.

Солоність прісної води(див. табл. 1) в середньому дорівнює 0,146%, а морський - в середньому 35 %о.Розчинені у воді солі надають їй гірко-солоного смаку.

Близько 27 з 35 г становить хлористий натрій (кухонна сіль), тому вода солона. Солі магнію надають їй гіркого смаку.

Оскільки вода в океанах утворилася з гарячих солоних розчинів земних надр і газів, її солоність була початковою. Є підстави припускати, що у перших етапах формування океану його води за сольовим складом мало відрізнялися від річкових. Відмінності намітилися і почали посилюватися після перетворення гірських порід у результаті вивітрювання, і навіть розвитку біосфери. Сучасний сольовий склад океану, як свідчать викопні залишки, склався пізніше протерозою.

Крім хлоридів, сульфітів і карбонатів у морській воді виявлено майже всі відомі Землі хімічні елементи, зокрема і благородні метали. Однак вміст більшості елементів у морській волі мізерний, наприклад, золота в кубометрі води виявлено лише 0,008 мг, а на наявність олова та кобальту вказує їх присутність у крові морських тварин та в донних опадів.

Солоність океанських вод- Величина не постійна (рис. 1). Вона залежить від клімату (співвідношення опадів та випаровування з поверхні океану), утворення або танення льодів, морських течій, поблизу материків від припливу прісних річкових вод.

Рис. 1. Залежність солоності вод від широти

У відкритому океані солоність коливається не більше 32- 38%; в окраїнних та середземних морях коливання її значно більші.

Особливо сильно на солоність вод до глибини 200 м впливає кількість випадаючих та випаровування. Виходячи з цього можна говорити, що солоність морської води схильна до закону зональності.

В екваторіальних і субекваторіальних районах солоність становить 34 %с, тому що кількість опадів, що випадали, більше води, витраченої на випаровування. У тропічних і субтропічних широтах — 37, оскільки опадів мало, а випаровування велике. У помірних широтах - 35% про. Найменша солоність морської води спостерігається в приполярних та полярних областях - всього 32, оскільки кількість опадів перевищує випаровування.

Морські течії, стік річкових вод та айсберги порушують зональну закономірність солоності. Наприклад, в помірних широтах Північної півкулі солоність вод більша за західні береги материків, куди за допомогою течій приносяться більш солоні субтропічні води, менша солоність води — біля східних берегів, куди холодні течії приносять менш солону воду.

Сезонна зміна солоності води відбувається в приполярних широтах: восени за рахунок утворення льоду та зменшення сили річкового стоку солоність збільшується, а навесні-літом за рахунок танення льоду та посилення річкового стоку солоність зменшується. Навколо Гренландії та Антарктиди в літній період солоність стає меншою внаслідок танення прилеглих айсбергів та льодовиків.

Найсолоніший з усіх океанів - Атлантичний океан, найменшу солоність мають води Північного Льодовитого океану (особливо біля азіатського узбережжя, поблизу усть сибірських річок - менше 10%).

Серед частин океану - морів і заток - максимальна солоність спостерігається в областях, обмежених пустель, наприклад, у Червоному морі - 42%, в Перській затоці - 39%.

Від солоності води залежать її щільність, електропровідність, утворення льоду та багато інших властивостей.

Газовий склад океанської води

Крім різних солей, у водах Світового океану розчинені різні гази: азот, кисень, діоксид вуглецю, сірководень та ін. 7480 млрд т, що у 158 разів менше, ніж у атмосфері). Незважаючи на те, що гази займають порівняно мало місця у воді, цього достатньо, щоб впливати на органічне життя та різні біологічні процеси.

Кількість газів визначається температурою і солоністю вод: що стоїть температура і солоність, тим менше розчинність газів і нижче їх вміст у воді.

Так, наприклад, при 25 ° С у воді може розчинитися до 4,9 см /л кисню і 9,1 см 3 /л азоту, при 5 ° С відповідно 7,1 і 12,7 см 3 /л. З цього випливають два важливі наслідки: 1) вміст кисню в поверхневих водах океану значно вищий у помірних і особливо полярних широтах, ніж у низьких (субтропічних та тропічних), що позначається на розвитку органічного життя - багатстві перших та відносної бідності других вод; 2) в тих самих широтах вміст кисню у водах океану взимку вище, ніж влітку.

Добові зміни газового складу води, пов'язані з коливаннями температури, невеликі.

Наявність в океанській воді кисню сприяє розвитку в ній органічного життя та окислення органічних та мінеральних продуктів. Головним джерелом кисню в океанській воді є фітопланктон, званий «легкими планетами». В основному кисень витрачається на дихання рослин та тварин у верхніх шарах морських вод та на окислення різних речовин. В інтервалі глибин 600-2000 м розташований шар кисневого мінімуму.Невелика кількість кисню поєднується з підвищеним вмістом вуглекислого газу. Причина - розкладання в цьому шарі води основної маси органічної речовини, що надходить зверху, і інтенсивне розчинення біогенного карбонату. Обидва процеси потребують вільного кисню.

Кількість азоту у морській воді значно менше, ніж у атмосфері. Цей газ переважно потрапляє у воду з повітря при розпаді органічних речовин, але також виробляється при диханні морських організмів та їх розкладанні.

У товщі води, в глибоких застійних улоговинах, в результаті життєдіяльності організмів відбувається утворення сірководню, який є отруйним і гальмує біологічну продуктивність вод.

Теплоємність океанських вод

Вода - одне з найбільш теплоємних тіл у природі. Теплоємність лише десяти метрового шару океану в чотири рази більша за теплоємність усієї атмосфери, а шар води в 1 см поглинає 94 % сонячного тепла, що надходить на її поверхню (рис. 2). Завдяки цій обставині океан повільно нагрівається та повільно віддає тепло. Внаслідок високої теплоємності усі водні об'єкти є потужними акумуляторами тепла. Охолоджуючись, вода поступово віддає тепло в атмосферу. Тому Світовий океан виконує функцію терморегуляторапланети.

Рис. 2. Залежність теплоємності воли від температури

Найнижчу теплопровідність має лід та особливо сніг. Внаслідок цього лід є запобіжником води на поверхні водоймища від переохолодження, а сніг захищає від промерзання ґрунт, озимі культури.

Теплота випаровуванняводи - 597 кал/г, а теплота плавлення 79,4 кал/г – ці властивості дуже важливі для живих організмів.

Температура океанських вод

Показник теплового стану океану – температура.

Середня температура океанських вод- 4 °С.

Незважаючи на те, що поверхневий шар океану виконує функції терморегулятора Землі, у свою чергу температура морських вод залежить від теплового балансу (приходу і витрати тепла). Прихід тепла складається з витрат, а витрата - з витрат на випаровування води і турбулентний теплообмін з атмосферою. Незважаючи на те, що частка тепла, що витрачається на турбулентний теплообмін, не велика, його значення величезне. Саме за його допомогою через атмосферу відбувається планетарний перерозподіл тепла.

На поверхні температура океанських вод коливається в межах від -2 ° С (температура замерзання) до 29 ° С у відкритому океані (35,6 ° С в Перській затоці). Середньорічна температура поверхневих вод Світового океану становить 17,4 ° С, причому у Північній півкулі вона приблизно на 3 ° С вище, ніж у Південному. Найбільша температура поверхневих океанських вод у Північній півкулі – у серпні, а найменша – у лютому. У Південній півкулі все навпаки.

Оскільки має теплові зв'язки з атмосферою, температура поверхневих вод, як і температура повітря, залежить від широти місцевості, тобто підпорядкована закону зональності (табл. 2). Зональність виявляється у поступовому зменшенні температури води від екватора до полюсів.

У тропічних та помірних широтах температура води в основному залежить від морських течій. Так, завдяки теплим течіям у тропічних широтах заході океанів температури на 5-7 °З вище, ніж Сході. Однак у Північній півкулі через теплі течії на сході океанів температури весь рік позитивні, а на заході через холодні течії вода взимку замерзає. У високих широтах температура під час полярного дня становить близько °С, а під час полярної ночі подільдом — близько -1,5 (-1,7) °С. Тут на температуру води переважно впливають льодові явища. Восени виділяється теплота, що пом'якшує температуру повітря та води, а навесні на танення витрачається тепло.

Таблиця 2. Середні річні температури поверхневих вод океанів

	Середня річна температура, "С			Середня річна температура, °С
	Північна півкуля	Південна півкуля		Північна півкуля	Південна півкуля

Найхолодніший з усіх океанів— Північний Льодовитий, а самий теплий— Тихий океан, так як його основна площа розташовується в екваторіально-тропічних широтах (середня річна температура поверхні вод -19,1 °С).

Важливий вплив на показник температури океанічної води має клімат навколишніх територій, а також пора року, тому що від цього залежить сонячне тепло, що нагріває верхній шар Світового океану. Найбільша температура води у Північній півкулі спостерігається у серпні, найменша – у лютому, а у Південному – навпаки. Добові коливання температури морської води усім широтах становлять близько 1 °С, найбільші значення річних коливань температур спостерігаються в субтропічних широтах — 8-10 °С.

Температура океанської води змінюється з глибиною. Вона знижується вже на глибині 1000 м майже всюди (в середньому) нижче 5,0 °С. На глибині 2000 м температура води вирівнюється, знижуючись до 2,0-3,0 ° С, а в полярних широтах - до десятих градусів вище нуля, після чого вона або знижується дуже повільно, або навіть трохи підвищується. Наприклад, у рифтових зонах океану, де на великих глибинах існують потужні виходи підземних гарячих вод, що під великим тиском, із температурою до 250-300 °З. Загалом у Світовому океані по вертикалі виділяють два основні шари води: теплий поверхневийі потужний холодний, що тягнеться до дна. Між ними розташований перехідний шар температурного стрибка,або головний термокліп, У його відбувається різке зниження температури.

Ця картина вертикального розподілу температури води в океані порушується у високих широтах, де на глибині 300-800 м простежується шар більш теплої та солоної води, що надійшла з помірних широт (табл. 3).

Таблиця 3. Середні величини температури води океану, °С

	Глибина, м
Екваторіальні
Тропічні
Полярна

Зміна об'єму води за зміни температури

Різке збільшення обсягу води під час замерзання- Це своєрідна властивість води. При різкому зниженні температури та її переході через нульову позначку відбувається різке збільшення обсягу льоду. При збільшенні обсягу лід стає легшим і спливає поверхню, стаючи менш щільним. Лід оберігає глибинні шари води від промерзання, оскільки є поганим провідником тепла. Більш ніж на 10% збільшується обсяг льоду порівняно з вихідним обсягом води. При нагріванні відбувається процес, зворотний до розширення, - стиснення.

Щільність води

Температура та солоність - головні фактори, що зумовлюють щільність води.

Для морської води що нижча температура і вище солоність, то більше вписувалося щільність води (рис. 3). Так, при солоності 35 %о та температурі 0 °С щільність морської води становить 1,02813 г/см 3 (маса кожного кубометра такої морської води на 28,13 кг більше, ніж відповідного обсягу дистильованої води). Температура морської води найбільшої щільності не +4 ° С, як у прісної, а негативна (-2,47 ° С при солоності 30 % і -3,52 ° С при солоності 35 %

Рис. 3. Зв'язок щільності морської воли з її солоністю та температурою

Завдяки наростанню солоності щільність води збільшується від екватора до тропіків, а результаті зниження температури — від помірних широт до Полярним колам. Взимку відбувається опускання полярних вод та його рух у придонних шарах до екватора, тому глибинні води Світового океану загалом холодні, але збагачені киснем.

Виявлено залежність щільності води та від тиску (рис. 4).

Рис. 4. Залежність щільності морської воли (Л"=35 %о) від тиску при різних температурах

Здатність води до самоочищення

Це важлива властивість води. У процесі випаровування вода проходить через ґрунт, який, своєю чергою, є природним фільтром. Проте за порушення межі забруднення процес самоочищення порушується.

Колір та прозорістьзалежать від відображення, поглинання та розсіювання сонячного світла, а також від наявності зважених частинок органічного та мінерального походження. У відкритій частині колір океану синій, біля узбережжя, там, де багато суспензій, — зелений, жовтий, коричневий.

У відкритій частині океану прозорість води вища, ніж біля узбережжя. У Саргасовому морі прозорість води - до 67 м. У період розвитку планктону прозорість зменшується.

У морях можливе таке явище, як світіння моря (біолюмінесценція). Світяться у морській водіживі організми, містять фосфор, передусім такі, як найпростіші (ночесвітка та інших.), бактерії, медузи, черв'яки, риби. Імовірно світіння служить для відлякування хижаків, для пошуків пиши або залучення особин протилежної статі в темряві. Світлення допомагає рибальським судам знаходити косяки риб у морській воді.

Звукопровідність -акустична властивість води. В океанах виявлено звукорозсіюючий мійі підводний «звуковий канал»,що володіє звуковою надпровідністю. Звукорозсіюючий шар уночі піднімається, а вдень опускається. Він використовується підводниками, так як гасить шум від двигунів підводних човнів, і рибальськими судами для виявлення косяків риб. «Звуковий
сигнал» застосовується для короткострокового прогнозу хвиль цунамі, у підводній навігації для наддальньої передачі акустичних сигналів.

Електропровідністьморської води висока, вона прямо пропорційна солоності та температурі.

Природна радіоактивністьморських вод мала. Але багато тварин і рослин мають здатність концентрації радіоактивних ізотопів, тому улов морепродуктів піддається перевірці на радіоактивність.

Рухливість- Характерна властивість рідкої води. Під дією сили тяжіння, під впливом вітру, тяжіння Місяцем та Сонцем та інших факторів відбувається рух води. Під час руху вода перемішується, що дозволяє рівномірно розподілятися водам різних солоності, хімічного складу та температури.

Фізико-хімічні властивості.Океанічна вода складається з ваги на 96,5% із чистої води, інші ж припадають на розчинені солі, гази і зважені нерозчинні частки. У воді океанів виявлено у розчиненому стані 44 хімічні елементи. У відсотковому відношенні частку різних розчинених солей припадає таку кількість: хлориди 88,7, сульфати 10,7, карбонати 0,3, інші 0,2. Найбільше міститься кухонної солі (NaCl), тому вода океану на смак солона; солі магнію (MgCl 2 , MgSO 4 ) надають їй гіркого присмаку. Характерна сталість сольового складу океану. Одна з причин цього – безперервне перемішування води. Океанічні води виділилися з надр Землі з вихідною солоністю.

Середня солоність вод Світового океану 35 ° / 00 . Зміни солоності викликаються змінами приходо-расходном балансі солей, пов'язана головним чином із зміною балансу прісної води.

Зміни солоності добре виражені до глибини приблизно 1500 м.На більшій глибині солоність Світового океану залишається майже незмінною в межах від 34,7 до 34,9%.

Солоність води на поверхні морів може сильно відрізнятися від солоності вод у відкритій частині океану. Якщо солоність моря менша, ніж солоність сусідньої ділянки океану, то щільніша океанічна вода проникає в море і опускається, заповнюючи його глибини. Якщо море більш солоне, ніж сусідня частина океану, то вода рухається дном у бік океану, по поверхні - у бік моря.

У воді океану розчинені гази. Переважають кисень, азот, вуглекислий газ, сірководень, аміак та метан. Гази надходять у воду з атмосфери, при хімічних та біологічних процесах у воді, при підводних виверженнях.

Щільність води лежить на поверхні океану змінюється не більше від 0,996 до 1,083. Зі збільшенням солоності та зниженням температури води щільність підвищується. З глибиною густина води збільшується. На кожні 10 мглибини тиск збільшується на 1 атм.Тиск на глибині 10000 модно 1119атм.

Термічний режимОсновним джерелом тепла, що отримується океаном, є сонячна радіація. Крім того, океан отримує тепло за рахунок поглинання довгохвильового випромінювання атмосфери, теплоти, що звільняється при конденсації вологи і льодоутворення, і при хіміко-біологічних процесах. В океан надходить тепло, що приноситься опадами, річковими водами, повітрям, що стикаються з водою, і теплими течіями. На температуру глибоких шарів океану впливають внутрішнє тепло Землі і адіабатичне нагрівання води, що опускається.

Океан витрачає тепло головним чином випаровування води з його поверхні, нагрівання прилеглого шару повітря, нагрівання холодної води рік і океанічних течій, танення льодів та інші процеси.

Добові амплітуди температури води на поверхні океану значно менші за добові амплітуди температур повітря над водою. Вдень тепло надходить за рахунок сонячної радіації, а й витрачається внаслідок посиленого випаровування вологи. Вночі вода випромінює тепло в атмосферу і отримує його при конденсації вологи на поверхні, що остигає води. Коливання температури згладжуються також через велику теплоємність води. Добова амплітуда температури води лежить на поверхні океану вбирається у середньому 0,5°.

Річні амплітуди температури води на поверхні океану більші, ніж добові. Вони залежить від річного ходу радіаційного балансу, від морських течій, від переважаючих вітрів і зажадав від широти. У низьких широтах вони становлять 1°, у високих 2°.

Найбільші середні річні температури води (27-28 °) спостерігаються в екваторіальних широтах. У тропічних широтах під впливом течій однією і тієї ж широті температура води лежить на поверхні океану біля західних берегів вище, ніж східних. Цьому сприяють пасати, що відганяють води від східних берегів. На місці води, що пішла, піднімаються нижче, більш холодні її шари. У помірних широтах північної півкулі у зв'язку з течіями у східних берегів температура води вища, ніж у західних. У південній півкулі, на південь від 40°, широтне розподілення температури майже не порушується. У полярних широтах температура води знижується до 0° і навіть до -2°.

З глибиною температура в океані, як правило, знижується. Значні зміни температури відбуваються лише у верхніх шарах океану (200-1000) м).На глибинах температура від + 2 до -1°.

Температура на поверхні морів під впливом суші, водообміну з океаном, припливу річкових вод та інших причин може значно відрізнятись від температури океану на тій самій широті. Найвища температура (до +36 °) – на поверхні тропічних морів. Зміна температури із глибиною залежить насамперед від водообміну із сусідніми частинами океану.

Льодовий режим. Температура замерзання води у Світовому океані залежить від її солоності. Чим вища солоність, тим нижча температура замерзання.

Утворення льоду починається з виникнення прісних кристалів.

При скупченні крижаних кристалів у штильову погоду утворюється тонка крижана плівка. сало.Біля берега з'являється нерухомо прикріплена до нього смуга льоду. забережи.Поступово наростаючи, забереги перетворюються на береговий припай.При спокійному стані поверхні води при змерзанні сала виникає тонкий прозорий лід. Під час хвилювання з'являються окремі крижані диски. млинець лід.При змерзанні млинцевого льоду утворюється суцільний крижаний покрив.

У високих широтах північної півкулі лід, що утворився за зиму, не встигає розтанути за літо, тому тут зустрічаються льоди різного віку - від однорічних до багаторічних. Товщина однорічного льоду 1-2,5 м,багаторічного 3 мі більше. Багаторічні потужні плавучі льоди, що займають центральні частини Північного Льодовитого океану, називаються паковими льодами.Вони займають 70-80% від загальної площі льодів океану.

Простір рівного льоду перетинається тріщинами. При стиску лід по тріщинах ламається, крижини стають на ребро і вмерзають, утворюючи Торос.При роздробленні дрейфуючого льоду виникають великі крижані поля (до 10 кму поперечнику), крупнобитий лід (20-100 м)і дрібнобитий лід (менше 20м).

За походженням, крім морських льодів, в океанах та морях зустрічаються річкові та материкові льоди, що перемістилися з суші. Уламки материкових льодів утворюють плаваючі крижані гори. айсберги.Особливо вони поширені у Антарктиці.

Танення льоду починається із забруднених ділянок (зазвичай від берегів). На поверхні льоду внаслідок танення утворюються озерця. У прибережній смузі виникають суцільні смуги чистої води. водяні забереги,поступово перетворюються на полин.Танучий лід під впливом хвиль і течій розпадається на окремі крижини. Крижини ламаються, перетворюються на крижану кашу і, нарешті, лід розпадається на кристали.

Льоди покривають близько 15% площі Світового океану. Кордони становища льодів зазнають значних сезонних змін. В Арктиці на південь від області суцільних льодів Центрального басейну Північного Льодовитого океану розташована область несуцільних льодів. Плавучі льоди зустрічаються також у Беринговому та Охотському морях, у Гудзоновій затоці, смугою навколо Гренландії та біля узбережжя півострова Лабрадор. В Антарктиці взимку криги щільним широким кільцем оточують материк. Влітку береговий припай зламується, і лід відноситься на північ. Кордон плавучих льодів у південній півкулі сягає 50-60° пд. ш. Далеко межі поширення плавучих льодів заходять айсберги. Вони утворюються головним чином біля Антарктиди, Гренландії та островів Канадського Арктичного архіпелагу. Велика маса і глибока осаду у воді дозволяє айсбергам досягати північній півкулі 40-50° з. ш., а в південному, де айсберги більші, - 30 - 40 ° пд. ш. Спостерігалися айсберги заввишки до 157 мі діаметром до 170км.

Льоди впливають на клімат. Вода під льодом захищена взимку від глибокого охолодження, а влітку – від прогрівання. Тепло, що виділяється при льодоутворенні, пом'якшує зимові температури повітря. Тепло, що поглинається під час танення льоду, знижує літні температури.

- Джерело-

Богомолов, Л.А. Загальне землезнавство/Л.А. Богомолов [і д.р.]. - М.: Надра, 1971. - 232 с.

Post Views: 322

Світовий океан є головною частиною гідросфери - водної оболонки Землі. Його води покривають 361 млн. км2, або 70,8%, поверхні земної кулі, що майже в 2,5 рази перевищуємо площу суші (149 млн. км2, або 29,2%). Найважливіший наслідок такого глобального співвідношення суші та моря полягає у впливі Світового океану на водний та тепловий баланс Землі. Близько 10% сонячної радіації, поглиненої поверхнею океану, витрачається на нагрівання та турбулентний обмін теплотою між поверхневими шарами води та нижніми шарами атмосфери. Інші 90% теплоти витрачаються на випаровування. Випаровування з поверхні океану є як основним джерелом води у глобальному гідрологічному циклі, так і наслідком високої прихованої теплоти випаровування води, а це важливий компонент глобального теплового балансу Землі. Акваторія Світового океану складається з Атлантичного, Тихого, Індійського, Північного Льодовитого та Південного океанів, окраїнних морів (Баренцеве, Берингове, Охотське, Японське, Карибське та ін.), внутрішньоконтинентальних морів (Середземне, Чорне, Балтійське). Каспійське і Аральське моря-озера, що не мають зв'язку зі Світовим океаном, умовно називають морями виключно через їх великі розміри. Нині це внутрішні замкнуті водойми, а четвертинний час вони з'єднувалися зі Світовим океаном.

У Світовому океані зосереджено щонайменше 1,4 млрд км3 води, що становить близько 94 % обсягу гідросфери. Ці величезні маси води перебувають у постійному русі. Геологічні процеси, які у Світовому океані, різноманітні і є взаємозалежні явища. Вони складаються з таких процесів:

Руйнування, або абразії (від лат. «Абрадо» - брею, зішкрібаю), масивів гірських порід, що складають береги і частина мілководдя;

Перенесення та сортування продуктів руйнування, що приноситься з суші;

Нагромадження, або акумуляції, різних опадів. Довгий час дно Світового океану та його опади залишалися недослідженими. Лише починаючи з середини XX століття почалися цілеспрямовані дослідження Світового океану зі спеціально побудованих науково - дослідницьких кораблів. Спочатку вивчення дна Світового океану застосовувалися різні геофізичні прилади, встановлені на кораблях, а зразки гірських порід доставлялися спеціальними тралами - драгами. В результаті цих робіт було отримано унікальні відомості про рельєф дна Світового океану.

Фізико-хімічні властивості вод морів та океанів

Солоність та хімічний склад вод.У морській воді у розчиненому стані знаходиться велика кількість речовин. Сумарний вміст розчинених солей у морській воді називається її солоністю (5) і виявляється у проміле (%о). За середню солоність вод океану приймається величина близько 35%. Це означає, що у 1 л води міститься близько 35 г розчинених солей (середня величина солоності морської води). Солоність поверхневих вод Світового океану коливається від 32 до 37 %, і такі коливання пов'язані з кліматичною зональністю, яка прямо впливає на випаровування вод. В аридних зонах, де переважає випаровуваність, солоність збільшується, а в гумідних областях та в місцях стоку великих річок солоність зменшується. У широких межах змінюється солоність у внутрішньоконтинентальних морях. У Середземному морі вона становить 35 - 39%, в Червоному морі збільшується до 41 -43%, а в морях, розташованих у гумідних областях, головним чином через великий приплив прісних вод солоність знижується. У Чорному морі вона становить 18 - 22%, у Каспійському -12-15%, в Азовському -12%, а в Балтійському - 0,3 - 6%. Така низька солоність Балтійського моря зумовлена ​​великим обсягом річкового стоку. Адже в цьому морі несуть свої води такі повноводні річки, як Рейн, Вісла, Нева, Нєман та ін. Каспійське море.

У водах морів та океанів присутні майже всі хімічні елементи Періодичної системи Д. І. Менделєєва. Утримання одних настільки велике, що їх співвідношення обумовлюємо солоність морських і океанських вод, а кількість інших складаємо тисячні і навіть десятитисячні частки відсотка. При зіставленні катіонів і аніонів виявляється, що у сольовому складі морської води переважають хлориди (89,1%), друге місце стоять сульфати (10,1%), потім - карбонати 0,56%, а броміди становлять лише 0,3% .

Газовий режим. У водах Світового океану в розчиненому стані знаходяться різні гази, але головними є кисень, вуглекислий газ і місцями сірководень. Кисень надходить у морську воду як безпосередньо з атмосфери, і з допомогою фотосинтезу фітопланктону. Головну роль і перерозподілі газів грає світова океанська циркуляція. Завдяки їй відбувається перетікання багатих киснем холодних вод від високих широт до екватора та поверхневих вод у придонну частину.

Вуглекислий газ знаходиться в морській воді частково в розчиненому стані, а частково він хімічно пов'язаний у формі бікарбонатів Са(НС03) або карбонатів (СаС03). Розчинність С02 в морській воді залежить від температури морської води і збільшується з її зниженням. Тому холодні води Арктики та Антарктики містять більше вуглекислого газу, ніж води низьких широт. Значний вміст С02 відзначається в холодних придонних водах на глибинах нижче 4000 м. Це позначається на розчиненні карбонатих раковин відмерлих організмів, які опускаються з поверхні на дно.

У деяких морських басейнах є аномальний газовий режим. Класичним прикладом служить Чорне море, де, за даними М. М. Страхова, на глибинах 150-170 м вода значною мірою збіднена киснем і містить у великих кількостях сірководень. Його кількість сильно зростає у придонних шарах. Сірководень утворюється завдяки життєдіяльності бактерій, що містять сульфат, які відновлюють сульфати з Морської води до сірководню. Сірководневе зараження спричинене порушенням вільного водообміну між Чорним морем та водами Середземного моря. У Чорному морі існує розшарування води за солоністю. У верхній частині розташовуються опріснені води (17-18% про), а нижче солоні (20 - 22% про). Це виключає вертикальну циркуляцію і призводить до порушення газового режиму, а потім накопичення сірководню. Нестача кисню у глибших шарах сприяє розвитку відновлювальних процесів. Сірководневе зараження у придонній частині Чорного моря досягає 5 – 6 см3/л. Крім Чорного моря, сірководневе зараження виявлено в деяких норвезьких фіордах.

Температура морської води. Розподіл температур поверхневих шарів вод Світового океану був із кліматичною зональністю. Середньорічна температура у високих широтах змінюється від 0 - 2 ° С і досягає максимальних значень близько 28 ° С в екваторіальних широтах. У помірних широтах температура води зазнає значних сезонних коливань у межах від 5 до 20 °С. Температура води змінюється з глибиною, досягаючи придонних частинах на значних глибинах лише 2 - 3 °С. У полярних областях вона знижується до негативних значень порядку -1,0 -1,8 °С.

Перехід від верхнього шару води з високою температурою до нижнього шару з низькою температурою відбувається відносно тонкому шарі, який називається термоклином. Цей шар збігається з ізотермою 8 - 10 ° і знаходиться на глибині 300 - 400 м у тропіках та 500 - 1000 м у субтропіках. Загальні закономірності у розподілі температур порушуються поверхневими теплими та холодними, а також донними течіями.

Тиск та щільність. Гідростатичний тиск в океанах та морях відповідає масі стовпа води та збільшується з глибиною, досягаючи максимального значення у глибоких частинах океану. Щільність морської води становить приблизно 1,025 г/см3. У холодних полярних водах вона збільшується до 1,028, а теплих тропічних водах зменшується до 1,022 г/см3. Всі ці коливання обумовлені змінами солоності та температури вод Світового океану.

Елементи рельєфу.

Виділяють чотири основні ступені рельєфу дна океану: материкову мілину (шельф), материковий схил, ложе океану та глибоководні западини. У межах ложа океану спостерігаються найбільші перепади глибин та грандіозні гірські споруди. Тому в межах ложа стали виділяти океанічні улоговини, серединно-океанічні хребти та океанічні підняття.

Шельф (материкова мілину)- мілководна морська тераса, що облямовує материк і є його продовженням. Фактично, шельф є затоплену поверхню стародавньої суші. Це область материкової земної кори, на яку характерний рівнинний рельєф зі слідами затоплених річкових долин, четвертинного заледеніння, стародавніх берегових ліній.

Зовнішньою межею шельфу є брівка – різкий перегин дна, за межами якого починається материковий схил. Середня глибина брівки шельфу – 133 м, однак у конкретних випадках вона може змінюватися від кількох десятків до тисячі метрів. Тому термін "материкова мілину" не підходить для найменування цього елемента дна (краще - шельф). Ширина шельфу змінюється від нуля (африканське узбережжя) до тисячі кілометрів (узбережжя Азії). Загалом шельф займає близько 7% площі Світового океану.

Материковий схил- область від брівки шельфу до материкового підніжжя. Середній кут нахилу материкового схилу близько 6 °, але нерідко крутість схилу може збільшуватися до 20-30 °. Ширини материкового схилу через круте падіння зазвичай невелика - близько 100 км. Найбільш характерною формою рельєфу материкового схилу є підводні каньйони. Вершини їх нерідко врізаються в бровку шельфу, а гирло досягає материкового підніжжя.

Материкове підніжжя- третій елемент рельєфу дна, що у межах материкової земної кори. Материкове підніжжя є великою похилою рівниною, утвореною осадовими породами товщиною 3-5 км. Ширина цієї рівнини може досягати сотень кілометрів, а площа близька до площ шельфу і материкового схилу.

Ложе океану- найглибша частина дна океану, що займає понад 2/3 усієї площі Світового океану. Переважаючі глибини ложа океану коливаються від 4 до 6 км, а рельєф дна спокійніший. Основними елементами є океанські улоговини, серединно-океанічні хребти та океанічні підняття.

Океанічні улоговини- великі пологі зниження дна океану з глибинами близько 5 км. Дно улоговини, плоске або злегка горбане, зазвичай називають абісальною (глибоководною) рівниною. Вирівняна поверхня абісальних рівнин обумовлена ​​накопиченням осадового матеріалу, що приноситься з суші. Найбільші рівнини знаходяться на глибоководних ділянках океанського дна. У цілому нині абісальні рівнини займають близько 8 % ложа океану.

Серединно-океанічні хребти- найбільш тектонічно активні зони, у яких відбувається новоутворення земної кори. Вони цілком складені базальтовими породами, що утворилися внаслідок їх надходження по розломам надр Землі. Це зумовило своєрідність земної кори, що становить серединно-океанічні хребти, і виділення їх у особливий рифтогенальний тип.

Океанічні підняття- великі позитивні форми рельєфу ложа океану, які пов'язані з серединно-океанічними хребтами. Розташовані вони в межах океанічного типу земної кори та відрізняються великими горизонтальними та значними вертикальними розмірами.

У глибоководній частині океану виявлено велику кількість гір, що окремо стоять, не утворюють будь-яких хребтів. Походження їх вулканічне. Підводні гори, вершини яких є рівною платформою, називають гайотами.

Глибоководні западини (жолоба) - зона найбільших глибин Світового океану, що перевищують 6000 м. Борти їх дуже круті, а дно може бути вирівняним, якщо воно вкрите опадами. Найглибші ринви розташовані в Тихому океані.

Походження жолобів пов'язане з зануренням літосферних плит в астеносферу при новоутворенні морського дна та розсування плит. Жолоби мають значні горизонтальні розміри. На цей час у Світовому океані виявлено 41 жолоб (Тихий океан – 25, Атлантичний – 7, Індійський – 9).

Солоність. Океанська вода складається за вагою на 96,5% із чистої води і менше ніж на 4% із розчинених у ній солей, газів та зважених нерозчинних частинок. Присутність порівняно невеликої кількості різних речовин надає їй істотних відмінностей від інших природних вод.
Всього у воді Океану виявлено у розчиненому стані 44 хімічні елементи. Припускають, що в ній розчинені всі наявні в природі речовини, але через мізерну кількість вони не можуть бути виявлені. Розрізняють основні компоненти солоності океанської води (Cl, Na, Mg, Ca, До та інших.) і другорядні, які у мізерно малих кількостях (серед них золото, срібло, мідь, фосфор, йод та інших.).
Чудова особливість води Океану – сталість її сольового складу. Причиною цього може бути безперервне перемішування вод Світового океану. Проте не можна вважати це пояснення вичерпним.
Загальна кількість солей, що містяться у воді Світового океану, 48*10-15 т. Цієї кількості солей достатньо, щоб покрити всю поверхню Землі шаром 45 м, а поверхню суші - шаром 153 м.
При дуже малому вмісті срібла (0,3 мг на 1 м3) загальна кількість його у воді Океану в 20 000 разів більша, ніж кількість срібла, добуте людьми за весь історичний період. Золото міститься в океанській воді в кількості 0,006 мг на 1 м3, причому загальна кількість його досягає 10 млрд. т.
За складом солей океанська вода значно відрізняється від річкової води (табл. 19).

В океанській воді найбільше (27 г на 1 л води) звичайної кухонної солі (NaCl), тому вода Океану на смак солона; солі магнію (MgCl2, MgSO4) надають їй гіркого присмаку.
Істотні відмінності співвідношення солей у воді Океана та у воді рік не можуть не здаватися дивовижними, тому що річки безперервно виносять солі в Океан.
Припускають, що сольовий склад вод Океану, які виділилися із земних надр, пов'язані з їх походженням. Океанські води виділилися з вихідною солоністю. Надалі збалансувався певний сольовий склад. Кількість виносимих річками солей певною мірою врівноважується їхньою витратою. У витраті солей мають значення утворення залізо-марганцевих конкрецій, віднесення солей вітром і, звичайно, діяльність організмів, що витягують солі (насамперед солі кальцію) з води Океану на побудову скелетів та раковин. Скелети та раковини померлих організмів частково розчиняються у воді, а частково утворюють донні опади і, таким чином, випадають із круговороту речовини.
Рослини і тварини, що мешкають в Океані, поглинають і концентрують у своєму тілі різні речовини, що знаходяться у воді, у тому числі й ті, які людина не змогла ще виявити. Особливо енергійно поглинаються кальцій та кремній. Водорості щорічно пов'язують мільярди тонн вуглецю та виділяють мільярди тонн кисню. Вода проходить через зябра риб при диханні, багато тварин, відфільтровуючи їжу, пропускають через шлунково-кишковий тракт велику кількість води, всі тварини заковтують воду з їжею. Вода Океану так чи інакше проходить через тіло тварин і рослин, і цим зрештою визначається її сучасний сольовий склад.
Океанські води мають середню солоність 35 ‰ (35 г солей на 1 л води). Зміни солоності викликаються змінами у приходо-витратному балансі солей чи прісної води.
Солі надходять до Океану разом з водою, що стікає з суші, приносяться і відносяться при водообміні із сусідніми ділянками Океану, виділяються або витрачаються внаслідок різних процесів, що відбуваються у воді. Постійне надходження в Океан солей з суші мало б викликати поступове збільшення солоності його вод. Якщо це дійсно відбувається, то так повільно, що досі залишається невиявленим.
Основна причина відмінностей солоності води Океану – зміна балансу прісної води. Опади лежить на поверхні Океану, стік із суші, танення льодів викликають зниження солоності; випаровування, утворення льоду, навпаки, підвищують її. Приплив вод із суходолу помітно б'є по солоності біля берегів і особливо поблизу впадання річок.
Оскільки солоність на поверхні Океану в його відкритій частині залежить в основному від співвідношення опадів та випаровування (тобто від кліматичних умов), так у її розподілі виявляється широтна зональність. Це добре видно на карті ізогалін- Ліній, що з'єднують пункти з однаковою солоністю. В екваторіальних широтах поверхневі шари води дещо розпреснені (34-35‰) внаслідок того, що опади більші за випаровування. У субтропічних і тропічних широтах солоність поверхневих шарів підвищена і досягає максимуму для поверхні відкритого Океану (36-37‰. Це пояснюється тим, що витрата води на випаровування не покривається опадами. Океан втрачає вологу, солі залишаються. На північ і на південь від тропічних широт солоність океанських вод поступово знижується до 33-32 ‰, що визначається зменшенням випаровування і збільшенням кількості опадів. , знижують її.
Середня солоність на поверхні океанів різна. Найбільшу середню солоність має Атлантичний океан (35,4 ‰), найменшу - Північний Льодовитий (32 ‰). Підвищена солоність Атлантичного океану пояснюється впливом материків за його порівняльної звуженості. У Північному Льодовитому океані дію розпресують сибірські річки (біля берегів Азії солоність падає до 20 ‰).
Так як зміни солоності пов'язані в основному з приходо-витратним балансом води, вони добре виражені тільки в поверхневих шарах, що безпосередньо одержують (осади) і віддають воду (випаровування), а також у шарі перемішування. Перемішування містить товщу води потужністю до 1500 м. Глибше солоність вод Світового океану залишається постійною (34,7-34,9 ‰). Характер зміни солоності залежить від умов, що визначають солоність на поверхні. Виділяють чотири типи зміни солоності в Океані за вертикаллю: I -екваторіальний, II - субтропічний, III - помірний та IV - полярний,
I. В екваторіальних широтах, де вода на поверхні розпреснена, солоність поступово зростає, досягаючи максимуму на глибині 100 м, де до екватора з тропічної частини Океану приходять солоніші води. Глибше 100 м солоність зменшується, а починаючи з глибини 1000-1500 м стає майже постійною. ІІ. У субтропічних широтах солоність швидко зменшується до глибини 1000 м, глибше вона стала. ІІІ. У помірних широтах солоність із глибиною змінюється мало. IV. У полярних широтах солоність на поверхні Океану найнижча, із глибиною вона спочатку швидко зростає, а потім, приблизно з глибини 200 м, майже не змінюється.
Солоність води на поверхні морів може сильно відрізнятись від солоності води у відкритій частині Океану. Вона також визначається насамперед балансом прісної води, отже, залежить від кліматичних умов. Море відчуває вплив суші, що омивається ним, значно більшою мірою, ніж Океан. Чим глибше вдається море в сушу, чим менше воно пов'язане з Океаном, тим більше його солоність від середньої океанської солоності.
Моря у полярних та помірних широтах мають позитивний баланс води, і тому солоність на їх поверхні знижена, особливо у впадання рік. Моря в субтропічних та тропічних широтах, оточені сушею з малою кількістю річок, мають підвищену солоність. Велика солоність Червоного моря (до 42 ‰) пояснюється його становищем серед суші, за умов сухого та спекотного клімату. Опади на поверхню моря випадають лише у кількості 100 мм на рік, стік із суші відсутня, а випаровування досягає 3000 мм на рік. Водообмін з Океаном відбувається через вузьку Баб-ель-Мандебську протоку.
Підвищена солоність Середземного моря (до 39 ‰) є результатом того, що стік із суші та опади не компенсують випаровування, водообмін із Океаном утруднений. У Чорному морі (18 ‰), навпаки, випаровування майже компенсується стоком (річний шар стоку 80 см), і опади роблять баланс води позитивним. Відсутність вільного водообміну з Мармуровим морем сприяє збереженню зниженої солоності Чорного моря.
У Північному морі, що відчуває, з одного боку, вплив Океану, з другого - сильно розпресненого Балтійського моря, солоність підвищується з південного сходу північний захід від 31 до 35‰. Усі околиці моря, тісно пов'язані з Океаном, мають солоність, близьку до солоності прилеглої Океану. У прибережних частинах морів, що приймають річки, вода сильно розпреснюється і часто має солоність лише кілька проміле.
Зміна солоності з глибиною залежить у морях від солоності на поверхні та пов'язаного з нею водообміну з Океаном (або із сусіднім морем).
Якщо солоність моря менше, ніж солоність Океану (сусіднього моря) у протоки, що з'єднує їх, більш щільна океанська вода проникає через протоку в море і опускається, заповнюючи його глибини. В цьому випадку солоність у морі з глибиною збільшується. Якщо море більш солоне, ніж сусідня частина Океану (моря), вода в протоці рухається дном у бік Океану, по поверхні - у бік моря. Поверхневі шари набувають солоності і температури, властиві морю в даних фізико-географічних умовах. Солоність придонних вод відповідає солоності на поверхні в період найнижчих температур.
Різні випадки зміни солоності з глибиною добре видно з прикладу морів Середземного, Мармурового і Чорного. Середземне море більш солоне, ніж Атлантичний океан. У Гібралтарській протоці (глибина 360 м) існує глибинна течія з моря в Океан. Середземноморська вода від порога опускається, створюючи на певній глибині в Океані поблизу порога область підвищеної солоності. По поверхні у протоці океанська вода тече у морі. Солоність води біля дна Середземного моря на всьому протязі його 38,6 ‰, у той час як на поверхні вона змінюється від 39,6 ‰ у східній частині до 37 ‰ – у західній. Відповідно у східній частині солоність із глибиною зменшується, у західній – збільшується.
Мармурове море розташоване між двома морями, більш солоним Середземним та менш солоним Чорним. Солона середземноморська вода, проникаючи через Дарданелли, заповнює глибини моря, і тому солоність біля дна 38 ‰. Чорноморська вода, рухаючись поверхнею, приходить у Мармурове море через Босфор і розпресовує воду поверхневих шарів до 25‰.
Чорне море дуже розпресоване. Тому вода середземноморського походження проникає з Мармурового моря до Чорного по дну Босфору і, опускаючись, заповнює його глибини. Солоність води в Чорному морі з глибиною збільшується від 17-16 до 22,3 ‰.
У воді Світового океану містяться колосальні кількості найціннішої хімічної сировини, використання якої ще дуже обмежене. З води океанів і морів щорічно витягується близько 5 млн. т кухонної солі, зокрема понад 3 млн. т - країнах Південно-Східної Азії. З морської води видобувають калієві та магнієві солі. Як побічний продукт при вилученні кухонної солі та магнію отримують бромистий газ.
Для вилучення з води хімічних елементів, що містяться в дуже незначних кількостях, можна використовувати дивовижну здатність багатьох мешканців Океану поглинати та концентрувати у своєму організмі певні елементи, наприклад, концентрація йоду в ряді водоростей у тисячі та сотні тисяч разів перевищує його концентрацію у воді Океану. Молюски поглинають мідь, аспідії – цинк, радіолярії – стронцій, медузи – цинк, олово, свинець. У фукусах та ламінаріях багато алюмінію, у сірчаних бактеріях – сірки. Відібравши певні організми та посиливши їх властивості концентрувати елементи, можна буде створювати штучні родовища корисних копалин.
Сучасна хімія отримала іоніти (обмінні смоли), які мають властивість поглинати з розчину і утримувати на поверхні різні речовини. Дрібка іоніту може опріснити відро солоної води, витягти з неї солі. Застосування іонітів зробить доступнішими для використання людьми багатства солей Океану.
Гази у воді Океану. У воді Океану розчинені гази. Це головним чином кисень, азот, вуглекислий газ, а також сірководень, аміак, метан. Вода розчиняє гази атмосфери, що стикається з нею, гази виділяються при хімічних і біологічних процесах, приносяться водами суші, надходять у воду Океану при підводних виверженнях. Перерозподіл газів у воді відбувається при її перемішуванні. Завдяки високій розчинній здатності води Океан дуже впливає на хімічний склад атмосфери.
Азотприсутній в Океані повсюди, причому зміст його майже не змінюється, тому що він погано вступає до з'єднань і мало споживається. Деякі інфільтруючі бактерії перетворюють його на нітрати та аміак.
Кисеньнадходить в Океан з атмосфери та виділяється при фотосинтезі. Витрачається він у процесі дихання, на окислення різних речовин, що виділяється в атмосферу. Розчинність кисню у воді визначається її температурою та солоністю. При нагріванні поверхні Океану (весна, літо) вода віддає кисень атмосфері, при охолодженні (осінь, зима) поглинає його з атмосфери. У океанській воді кисню менше, ніж у прісній.
Оскільки інтенсивність процесів фотосинтезу залежить від ступеня освітлення води сонячним промінням, кількість кисню у воді коливається протягом доби, зменшуючись із глибиною. Глибше 200 м світла дуже мало, рослинність відсутня і вміст кисню у воді знижується, але потім, на великих глибинах (> 1800 м), в результаті циркуляції океанських вод знову зростає.
Вміст кисню в поверхневих шарах води (100-300 м) від екватора до полюсів зростає: на широті 0 - 5 см3/л, на широті 50 - 8 см3/л. Вода теплих течій бідніша киснем, ніж вода холодних течій.
Присутність кисню у воді Океану – необхідна умова розвитку у ньому життя.
Вуглекислий газ, На відміну від кисню та азоту, знаходиться у воді Океану головним чином у зв'язаному стані - у вигляді вуглекислих сполук (карбонатів та бікарбонатів). Він потрапляє у воду з атмосфери, виділяється при диханні організмів та при розкладанні органічної речовини, надходить із земної кори при підводних виверженнях. Як і кисень, вуглекислий газ краще розчиняється у холодній воді. У разі підвищення температури вода віддає вуглекислий газ атмосфері, при зниженні температури вона поглинає його. У воді Океану розчиняється значна частина вуглекислого газу атмосфери. Запаси вуглекислого газу Океані становлять 45-50 см3 на 1 л води. Достатня кількість його – обов'язкова умова життєдіяльності організмів.
У воді морів кількість і розподіл газів може бути значно іншими, ніж у воді океанів. У морях, глибини яких не забезпечуються киснем, накопичується сірководень. Це відбувається внаслідок діяльності бактерій, що використовують для окислення поживних речовин в анаеробних умовах кисень сульфатів. Нормальне органічне життя у сірководневому середовищі не розвивається.
Прикладом моря, глибини якого заражені сірководнем, може бути Чорне море. Збільшення щільності води З глибиною забезпечує у Чорному морі рівновагу водної маси. Повного перемішування води в ньому не відбувається, кисень з глибиною поступово зникає, вміст сірководню збільшується, досягаючи дна 6,5 см3 на 1 л води.
Неорганічні та органічні сполуки, що містять необхідні організмам елементи, називаються поживною речовиною.
Розподіл в Океані поживних речовин та енергії (сонячного випромінювання) визначає розподіл та продуктивність живої речовини.
Щільність води Океанузі збільшенням солоності завжди підвищується, оскільки зростає вміст речовин, що мають більшу, ніж вода, питому вагу. Збільшенню на поверхні Океану щільності сприяють охолодження, випаровування та утворення льоду. У разі збільшення щільності води виникає конвекція. При нагріванні, а також при змішуванні солоної води з водою опадів та з талою водою щільність її знижується.
На поверхні Океану спостерігається зміна густини в межах від 0,996 до 1,083. У відкритому Океані щільність зазвичай визначається температурою і тому від екватора до полюсів зростає. З глибиною щільність води в океані збільшується.
Тиск.На кожен квадратний сантиметр поверхні Океану атмосфера тисне приблизно із силою 1 кг (одна атмосфера). Той самий тиск на ту ж площу надає стовп води висотою всього 10,06 м. Таким чином, можна вважати, що на кожні 10 м глибини тиск збільшується на 1 атмосферу. Якщо врахувати, що вода з глибиною стискається і стає щільнішою, виявиться, що тиск на глибині 10000 м дорівнює 1119 атмосфер. Всі процеси, що відбуваються на великій глибині, відбуваються під сильним тиском, але це не перешкоджає розвитку життя у глибинах Океану.
Прозорість води Океану.Променева енергія Сонця, проникаючи у товщу води, розсіюється та поглинається. Від ступеня її розсіювання та поглинання залежить прозорість води. Оскільки кількість домішки, що міститься у воді, не скрізь однакова і змінюється в часі, прозорість також залишається постійною (табл. 20) . Найменша прозорість спостерігається біля берегів на мілководді, особливо після штормів. Значно зменшується прозорість води під час масового розвитку планктону. Зменшення прозорості викликається таненням льодів (лід завжди містить домішки, крім того, маса бульбашок повітря, укладених у льодах, переходить у воду). Помічено, що прозорість води збільшується у місцях підйому на поверхню глибинних вод.

В даний час вимірювання прозорості на різних глибинах виконуються за допомогою універсального гідрофотометра.
Колір води океанів та морів.Товща чистої води Океану (моря) внаслідок збірного поглинання та розсіювання світла має блакитний або синій колір. Цей колір води називають кольором морської пустелі. Присутність планктону і неорганічних суспензій відбивається на кольорі води, і. вона набуває зеленого відтінку. Великі кількості домішок роблять воду жовтувато-зеленою, біля гирла річок може бути навіть коричнюватою.
Для визначення кольору води Океану користуються шкалою кольору моря (шкалою Фореля-Уле), що включає 21 пробірку з рідиною різного кольору – від синього до коричневого.
В екваторіальних та тропічних широтах панівний колір води Океану темно-блакитний і навіть синій. Таку воду мають, наприклад, Бенгальська затока, Аравійське море, південна частина Китайського моря, Червоне море. Синя вода у Середземному морі, близька до неї за кольором вода Чорного моря. У помірних широтах у багатьох місцях вода зелена (особливо біля берегів), помітно зеленіє вона у районах танення льодів. У полярних широтах зелений колір переважає.

Серединно-океанічні хребти

Перетинають всі океани, утворюючи єдину планетарну систему загальною довжиною понад 60 тис. км, а загальна площа їх становить 15,2 % площі Світового океану. Серединно-океанічні хребти дійсно займають серединне становище в Атлантичному та Індійському океанах, у Тихому океані вони зміщені на схід до берегів Америки.

Рельєф серединно-океанічних хребтів різко розчленований, причому в міру віддалення від осі гірські шпилі змінюються зонами горбистого рельєфу і ще викладаються в районі зчленування з глибоководними рівнинами. Хребти складаються з гірських систем і поділяючих депресій, що їх розділяють, витягнутих відповідно до загального простягання. Висота окремих гірських вершин сягає 3-4 км, загальна ширина серединно-океанічних хребтів коливається від 400 до 2000 км. Уздовж осьової частини хребта простежується поздовжня западина, яка називається рифтом або рифтовою долиною (рифт від англ. щілина). Її ширина – від 10 до 40 км, а відносна глибина – від 1 до 4 км. Крутизна схилів долини 10-40 °.

Стінки долини сходами поділяються на кілька уступів. Рифтова долина – наймолодша і тектонічно найактивніша частина серединно-океанічних хребтів, вона має інтенсивне блоково-грядове розчленування. Її центральна частина складається із застиглих базальтових куполів та рукавоподібних потоків, розчленованих. г'ярами– зяючими тріщинами розтягування без вертикального зміщення шириною від 0,5 до 3 м (іноді 20 м) та протяжністю десятки м.

Серединно-океанічні хребти розбиті трансформними розломами, що порушують їхню безперервність у широтному напрямку. Амплітуда горизонтального зсуву становить сотні км (до 750 км в екваторіальній зоні Серединно-Атлантичного хребта), а вертикального до 3-5 км.

Іноді відзначаються дрібні форми рельєфу дна, які називають мікрорельєфом, серед якого виділяють ерозійний, біогенний і хемогенний.

Вода це полімерна сполука молекул Н 2 Про, на відміну водяної пари. У будові молекули води можуть брати участь різні ізотопи О і Н. Найбільшого поширення мають 1 Н – легкий водень, 2 Н – дейтерій (150 мг⁄л.), 16 О, 17 О, 18 О. Основну масу утворюють молекули чистої води 1 Н 2 16 Про суміш інших видів води називається важкою водою, що відрізняється від чистої води більшою щільністю. На практиці під важкою водою розуміють оксид дейтерію 2 Н 2 16 О (D 2 О), під надважкою водою - оксиду тритію 3 Н 2 16 О (Т 2 О). Останньою у світовому океані міститься мізерна кількість – 800 грам (у перерахунку на тритій). До основних фізичних властивостей води відносяться оптичні, акустичні, електричні та радіоактивність.

Оптичні властивості

Зазвичай під ними розуміють проникнення світла у воду, поглинання та розсіювання його у воді, прозорість морської води, її колір.

Поверхня моря висвітлюється безпосередньо сонячними променями (пряма радіація) та світлом, розсіяним атмосферою та хмарами (розсіяна радіація). Одна частина сонячних променів відбивається від морської поверхні в атмосферу, інша проникає у воду після заломлення на поверхні вод.

Морська вода - напівпрозоре середовище, тому світло не проникає на великі глибини, а розсіюється та поглинається. Процес ослаблення світла має вибірковий характер. Складові частини білого світла (червоний, помаранчевий, зелений, блакитний, синій, фіолетовий) по-різному поглинаються та розсіюються морською водою. У міру проникнення у воду спочатку зникає червоний та оранжевий (приблизно на глибині 50 м), далі жовтий та зелений (до 150 м), а потім – блакитний, синій та фіолетовий (до 400 м).

Під прозорістю традиційно розуміють глибину занурення білого диска діаметром 30 см, де він перестає бути видимим. Прозорість повинна вимірюватися за певних умов, оскільки її величина залежить від висоти спостереження, часу доби, хмарності та хвилювань моря. Найбільш точні виміри, які проведені за спокійної, ясної погоди близько полудня, з висоти 3-7 м над поверхнею води.

Сукупність процесів поглинання та розсіювання світла обумовлює блакитний колір чистої (без домішок) морської води. Забарвлення поверхні моря залежить від низки зовнішніх умов: кут зору, колір піднебіння, наявність хмар, вітрових хвиль тощо. Так при появі хвиль море швидко синіє, а при щільних хмарах темніє.

У міру наближення до берегів зменшується прозорість моря, вода зеленіє, іноді набуває жовтих і коричневих відтінків. У відкритому морі прозорість і колір визначаються завислими частинками органічного походження, планктоном. У період розвитку фітопланктону (весна, осінь) прозорість моря зменшується, а колір стає зеленішим. У центральних частинах прозорість зазвичай перевищує 20 м-коду, а колір знаходиться в межах синіх тонів. Найбільша прозорість (65,5 м) зафіксована у Саргасовому морі. У помірних і полярних широтах, багатих на планктон, прозорість води становить 15-20 м, а колір моря зеленувато-блакитний. У місцях впадання великих річок колір морської води каламутно- і коричнево-жовтий, прозорість знижується до 4 м. Різко змінюється фарбування моря під впливом рослинних або тваринних організмів. Масове скупчення будь-якого одного організму може пофарбувати поверхню моря у жовтий, рожевий, молочний, червоний, коричневий та зелений колір. Це називається цвітінням моря. У деяких випадках у нічний час відбувається свічення моря, пов'язане з вивченням біологічного світла морськими організмами.

Акустичні властивості

Визначають можливість поширення в морській воді звуку - хвилеподібно розповсюджуються коливальних рухів частинок пружного середовища, в якості якого виступає морська вода. Сила звуку пропорційна квадрату частоти, що визначається кількістю пружних коливань на секунду. Тому джерела однієї й тієї потужності можна отримати звук більшої сили, збільшуючи частоту звукових коливань. Для практичних цілей у морській справі (ехолотування, підводний зв'язок) використовуються ультразвук (звук великої частоти), який до того ж характеризується пучком акустичних променів, що слабо розходиться.

Швидкість звуку в морській воді залежить від щільності та питомого обсягу води. Перша характеристика, у свою чергу, залежить від солоності, температури і тиску. Швидкість звуку в морській воді коливається від 1400 до 1550 м/с, що в 4-5 разів більше за швидкість поширення звуку в повітрі. Поширення звуку у воді супроводжується його загасанням внаслідок поглинання та розсіювання, а також заломленням та відображенням звукових хвиль.

На деякій глибині в товщі океанської води є зона, де швидкість звуку мінімальна, звукові промені, зазнаючи багаторазове внутрішнє відображення, поширюються у цій зоні наддалекі відстані. Цей шар із мінімальною швидкістю поширення звуку отримав назву звукового каналу. Звуковий канал характеризується властивістю безперервності. Якщо джерело звуку розміщено біля осі каналу, то звук поширюється на відстань тисячі кілометрів (максимально зареєстрована відстань 19200 км). У світовому океані звуковий канал розташовано в середньому на глибині 1 км. Для полярних морів характерний ефект приповерхневого розташування звукового каналу (глибини 50-100 м), як наслідок відбиття звуку від поверхні моря.

Після вимкнення джерела звуку якийсь час у товщі води зберігається залишкове звучання, що отримало назву реверберації. Це наслідок відображення та розсіювання звукових хвиль. Розрізняють донну, поверхневу та об'ємну реверберацію, в останньому випадку розсіювання звуку відбувається за допомогою газових бульбашок, планктону, суспензії.

Електричні властивості

Чиста (прісна) вода – поганий провідник електрики. Морська вода, являючи собою майже повністю іонізований розчин, добре проводить електричний струм. Електропровідність залежить від солоності і температури води, що стоїть солоність і температура, то вище електропровідність. Причому переважно на електропровідність впливає солоність. Наприклад, в діапазоні температур від 0 до 25 ° С електропровідність зростає лише вдвічі, тоді як у діапазоні солоності від 10 до 40 ‰ - в 3,5 рази.

У товщі морської води є телуричні струми, зумовлені корпускулярним випромінюванням сонця. Оскільки електропровідність морської води краща, ніж твердої оболонки, то величина цих струмів в океані вище, ніж у літосфері. Із глибиною вона дещо збільшується. При русі морської води в ній індукується електрорушійна сила, пропорційна напруженості магнітного поля та швидкості руху морської води (провідника). Вимірявши наведену електрорушійну силу і знаючи напруженість магнітного поля в даному місці та в даний момент, можна визначити швидкість морських течій.

Радіоактивні властивості

Морська вода має радіоактивність, оскільки в ній розчинені і радіоактивні елементи. Основна роль належить радіоактивному ізотопу 40 К і значно меншою мірою радіоактивним ізотопам Th, Rb, C, U і Ra. Природна радіоактивність морської води у 180 разів менша за радіоактивність граніту та у 40 разів менша за радіоактивність осадових порід континентів.

Крім розглянутих фізичних властивостей, морська вода має властивості дифузії, осмосу та поверхневого натягу.

Молекулярна дифузія виявляється у переміщенні частинок розчиненого у питній воді речовини без механічного перемішування.

Явище осмосу, тобто. дифузії розчинених речовин через пористу перегородку (мембрану), має в основному біологічне значення, але може бути використане і для одержання чистої води з морської.

Поверхневе натяг - властивість води мати на поверхні тонку прозору плівку, що прагне скоротитися. Це має вирішальне значення при освіті капілярних хвиль на поверхні моря.

Хімічний склад океанських вод

Морська вода відрізняється від води річок та озер гірко-солоним смаком та великою щільністю, що пояснюється розчиненими у ній мінеральними речовинами. Кількість їх, виражена в грамах на кілограм морської води, називається солоністю (S) і виявляється у проміле (‰). Загальна солоність становить 35 або 35% або 35 г на 1 кг води. Така солоність морської води називається нормальною і притаманна всієї маси води, крім поверхневого шару 100-200 м, де солоність коливається від 32 до 37‰, що пов'язані з кліматичною зональністю. В аридних зонах, де випаровування велике, а поверхневий стік малий, солоність збільшується. У гумідних зонах солоність зменшується за рахунок опрісняючого впливу стоку поверхневих вод з континенту. Клімат сильніше позначається на внутрішніх морях. У Червоному морі солоність досягає 41-43 ‰. Особливо висока солоність (200-300 ‰) спостерігається у відшнурованих від моря лагунах аридних областей (Кора-Богаз-Гол). Солоність Мертвого моря 260-270 ‰.

Елементний склад

морської води морської води

Про 85, 8% Cl 55,3%

H 10,7% Na 30,6%

Cl 2,1% SO 4 7,7%

Na 1,15% Mg 3,7%

Mg 0,14% Ca 1,2%

S 0,09% K 1,1%

Ca 0,05% Br0,2%

K 0,04 % CO 2 0,2 ​​%

Решта менша за 0,001 %.

У сольовому складі морської води переважають:

Хлориди 89,1% (NaCl -77,8% - галіт, MgCl 2 - 9,3% - бішофіт, КCl - 2% - сильвін);

Сульфати 10,1% (Mg SO 4 - 6,6% - епсоміт, CaSO 4 - 3,5% - ангідрит)

Карбонати 0,56%

Бромати 0,3%.

Газовий склад морської води

У воді розчинені: кисень, вуглекислий газ, азот, місцями сірководень.

Кисеньнадходить у воду двома шляхами:

З атмосфери,

За рахунок фотосинтезу фітопланктону (зелених рослин)

6 СО 2 + 6Н 2 О = С 6 Н 12 О 6 +6О 2 +674 ккал (світло + хлорофіл).

Його вміст сильно коливається від 5 до 8 см 3 на літр і залежить від температури, солоності та тиску. Розчинність кисню сильно знижується у разі підвищення температури, тому його багато у високих широтах. Має місце сезонні коливання, при підвищенні температури кисень виділяється в атмосферу і навпаки, так здійснюється динамічна взаємодія атмосфери та гідросфери. Така ж зворотна залежність існує між вмістом кисню та солоністю: чим більша солоність, тим менше кисню. Залежність вмісту кисню від тиску пряма: чим більший тиск, тим більше кисню розчинено у воді. Найбільша кількість кисню міститься на поверхні води (за рахунок атмосфери та фотосинтезу) та на дні (за рахунок тиску та меншої витрати організмами) до 8 см 3 на літр – ці дві плівки зливаються у береговій зоні. У середній частині водойми вміст кисню – найменший – 2-3 см 3 на літр. Завдяки вертикальній та горизонтальній циркуляції вод в океанах майже всюди міститься вільний кисень. Кисень витрачається на дихання рослин та тварин та окислення мінералів.

Вуглекислий газміститься у воді 1) частково у вільному розчиненому стані та 2) у хімічно пов'язаній формі у складі карбонатів та бікарбонатів. Сумарний вміст 2 у воді більше 45 см 3 на літр, з яких тільки половина падає на частку вільного 2 . Джерела вуглекислого газу: атмосфера, вулканічні гази, органіка та річкові води. Витрати: фотосинтез, утворення карбонатних мінералів. Зміст 2 також регулюється температурою, у верхніх прогрітих шарах морських вод розчинність 2 падає і він виділяється в атмосферу. Створюється його нестача, що призводить до утворення нерозчинного карбонату кальцію СаСО 3 який випадає в осад. У холодних водах відзначається високий вміст СО2.

Азотміститься у воді в кількості 13 см 3 на літр і надходить здебільшого з атмосфери.

Сірководеньпоширений обмежено і приурочений до замкнутих улоговинних морях, що сполучаються зі Світовим океаном за допомогою вузьких мілководних проток. Це порушує водообмін між ними. Наприклад, Чорне море, зараження сірководнем починається приблизно з глибини 150 м і збільшується з глибиною, а в придонній частині досягає 5-6 см 3 /літр. Сірководень продукується бактеріями із сульфатів:

СаSO 4 + CH 4 → H 2 S + CaCO 3 +H 2 O

Крім того, у водах Світового океану розчинено деяку кількість органічної речовини (до 10 г/л в Азовському морі), є також певна кількість каламуті та суспензії.

Температура вод Світового океану

Основне джерело тепла, яке отримує Світовий океан, - Сонце. Від нього тепло надходить у вигляді короткохвильової сонячної радіації, що складається з прямої радіації та розсіяної атмосферою. Частина радіації відбивається у атмосферу (відбита радіація). Додаткове тепло Світовий океан отримує в результаті конденсації пар води на поверхні моря і за рахунок теплового потоку, що йде з надр Землі. У той же час океан втрачає тепло при випаровуванні, ефективному випромінюванні та водообміні. Алгебраїчна сума кількості тепла, що надходить у воду і втрачається водою внаслідок всіх теплових процесів, називається тепловим балансом моря. Оскільки середня температура води Світового океану за багаторічний період спостережень залишається незмінною, всі теплові потоки в сумі рівні нулю.

Розподіл температури по поверхні Світового океану залежить головним чином від широти місцевості, тому найбільші температури розташовуються в приекваторіальній зоні (термічний екватор). Спотворний вплив мають материки, що переважають вітри, течії. Багаторічні спостереження показують, що середня температура поверхневих вод дорівнює 17,54 о С. Найтепліший – Тихий океан (19,37 про), найхолодніший – Північний Льодовитий океан (-0,75 о). З глибиною температура знижується. У відкритих частинах океану це відбувається порівняно швидко до гол. 300-500 м і значно повільніше до гол. 1200–1500 м; нижче за 1500 м температура знижується дуже повільно. У придонних шарах океану на глибинах нижче 3 км температура тримається переважно +2 про З і 0 про З, досягаючи -1 про З Північному Льодовитому океані. У деяких глибоководних западинах з гол. 3,5 - 4 км і до дна температура води дещо підвищується (наприклад, Філіппінське море). Як аномальне явище слід розглядати суттєве зростання температури придонного шару води до 62оС у деяких западинах Червоного моря. Такі відхилення загальної закономірності – наслідок впливу глибинних процесів, які у земних надрах.

Верхній шар води (в середньому до 20 м) схильний до добових коливань температури, його виділяють як діяльний шар. Перехід від діяльного шару до нижнього шару низьких температур відбувається відносно тонкому шарі, який називається термокліном.Основні характеристики термокліну такі:

Глибина залягання – від 300-400 м (у тропіках) до 500-1000 м (у субтропіках),

Товщина – від кількох см до десятків метрів,

Інтенсивність (вертикальний градієнт) -0,1-0,3 про 1 м.

Іноді розрізняють два термокліни: сезонний і постійний. Перший утворюється навесні та зникає взимку (його гол. 50-150 м). Другий, званий «головним термоклином», існує цілий рік і залягає відносно великих глибинах. Два типи термокліну зустрічаються у помірних кліматичних зонах.

Термоклін характеризується також зміною оптичних властивостей води, цим користуються риби, що тікають від хижаків: вони пірнають у термоклін, і хижаки втрачають їх на увазі.

Встановлено також, що протягом останніх 70 млн. років температура глибинних вод Світового океану знизилася з 14 до 2°С.

Щільність морської води

Щільність будь-якої речовини – це величина, яка вимірюється масою речовини в одиниці об'єму. За одиницю щільності приймається щільність дистильованої води при температурі 4 про З нормальному атмосферному тиску. Щільність морської води – це маса морської води (у р.), що у 1 см 3 . Вона залежить від солоності (пряма залежність) та температури (зворотна залежність). Щільність морської води при температурі 0 про С та солоності 35‰ становить 1,028126 г/см 3 .

По поверхні щільність розподілена нерівномірно: вона мінімальна в екваторіальній зоні (1,0210 г/см3) і максимальна у високих широтах (1,0275 г/см3). З глибиною зміна щільності залежить від зміни температури. Нижче 4 км щільність морської води змінюється мало і сягає дна 1,0284 г/см 3 .

Тиск морської води

Тиск у морях та океанах зростає на кожні 100 м на 1 Мпа або на 10 атм. Її величина залежить також і від густини води. Розрахувати тиск можна за формулою:

Р = Н ּρ/100,

Р - тиск в МПа,

Н – глибина, на яку проводиться розрахунок,

ρ густина морської води.

Під впливом тиску вищих шарів зменшується питомий обсяг морської води, тобто. вона стискається, але ця величина незначна: при S = ​​35 ‰ і t = 15 про С вона дорівнює 0, 0000442. Однак, якби вода була абсолютна несжимаема, то обсяг Світового океану збільшився б на 11 млн. км 3, а його рівень піднявся б на 30 метрів.

Крім термокліну (стрибка температури), виділяється і стрибок тиску – пікноклін.Іноді у морському басейні виділяють кілька пікноклінів. Наприклад, у Балтійському морі відомі два пікнокліни: в інтервалі глибин 20-30 м і 65-100 м. Пікноклін використовується іноді як «рідкий грунт», що дозволяє нейтрально врівноваженому підводному човну лежати на ньому, не працюючи гвинтами.