ВУЗ: Не указан
Категория: Не указан
Дисциплина: Не указана
Добавлен: 09.04.2024
Просмотров: 198
Скачиваний: 0
щейся в таких же широтах в других океанах. Воды Лабрадорского течения, наоборот, снижают соленость вод у берегов Америки.
Опресняющее влияние речных вод распространяется на значи тельное расстояние от берега (до 500 км и более). В частности, у берегов Индии (Бенгальский залив) соленость падает до 32%0 вследствие стока пресных вод рек Ганга и Брахмапутры; у север ных берегов Азии соленость снижается до 20%о и ниже под влия нием стока крупных рек Сибири.
Средняя соленость вод на поверхности различных океанов нео динакова: Атлантического 35,4%0, Тихого 34,9%о, Индийского 34,8°/00.
Втабл. 10 приведена средняя соленость на поверхности океанов
вюжном и северном полушариях.
|
|
Таблица 10 |
|
Средняя соленость на поверхности океанов в %о |
|||
Океан |
Северное |
Ю жное |
|
полуш арие |
полуш арие |
||
|
|||
Атлантический |
35,8 |
35,0 |
|
Тихий ............... |
34,6 |
35,1 |
|
Индийский . . . |
35,0 |
34,7 |
Более высокую среднюю соленость имеет Атлантический океан за счет большего влияния материков, особенно в тропических зонах, где северо-восточный пассат несет сухой жаркий воздух со стороны Сахары, повышая испарение, а следовательно, и соленость.
Северный Ледовитый океан, сведения о котором не приведены в табл. 10, отличается некоторыми особенностями, к которым мо жно отнести: наличие больших масс льдов, обильный сток мате риковых вод и выпадение осадков. Эти факторы определяют отно сительно пониженную соленость поверхностных вод (от 32—29%0 в открытой части океана и морей до 10—0%о в прибрежной полосе Сибири).
§ 25. Изменения солености по глубине
Местные физико-географические условия отдельных районов Мирового океана создают региональные особенности в распреде лении солености с глубиной. Термодинамические процессы, осо бенно процессы вертикального перемешивания и горизонтальный перенос вод поверхностными и глубинными течениями, создают тот или иной тип распределения солености.
На основании обобщения обширных материалов океанологичес ких наблюдений в разных местах океанов и морей намечены основ ные типы вертикального распределения солености.
I — полярный; соленость заметно изменяется до глубины 200 м, а ниже этого горизонта она достигает значения 34,80%о и почти не изменяется до дна.
II — субполярный; соленость изменяется от 33,0—33,20 до 34,80%о от поверхности до глубины 1500 м, после чего изменения незначительны. Этот тип характерен для южного субполярного рай она между 60 и 40° ю. ш., а также для северной части Тдхого океана.
III — умеренный; минимум солености на горизонтах 600—1000 м, что связано с проникновением вод полярного происхождения в се верном и южном полушариях.
IV — экваториальный; соленость понижена вследствие выпаде ния осадков; ее значение увеличивается до горизонта 100 м, дости гает максимума вследствие подтока соленых тропических вод. Глубже она изменяется все медленнее и с глубины 1000—1500 м остается почти постоянной.
/ // /// // V
Рис. 10. Типы вертикального распределения солености.
V — тропический; характерен для области с наибольшей со леностью вод Мирового океана. Это области с отрицательным прес ным балансом, расположенные в пассатных зонах, где соленость 36—35,5%о на поверхности быстро уменьшается до глубины 1000 м и далее ко дну почти не меняется (рис. 10).
§ 26. Распределение солености в морях
Соленость поверхностных вод морей нередко значительно отли чается от солености океанических вод (иногда превышает ее, ино гда оказывается меньше). Эти различия определяются условиями водообмена между морями и океаном, влиянием климата и стока вод суши. Соленость поверхностных вод морей, водообмен которых происходит более или менее свободно, близка к океанической. При затрудненном водообмене различия могут быть значительными.
Соленость поверхностных вод внутренних морей, расположенных в умеренных и полярных зонах, с положительным пресным балан сом, значительно отличается от солености океанических вод. Та ковы моря Балтийское, Белое, Азовское, Черное и Мраморное.
Воды Балтийского моря характеризуются малой соленостью: от 2—3%о в вершине Финского залива до 10— 12%о в южной части. Обильный приток пресных вод и выпадение осадков, превышающих
слабое испарение, определяют пониженную соленость вод Ботничес кого (4—5%о), Финского (5—2%0), Рижского (6—7%0) заливов. Соленость вод Балтийского моря заметно отличается от солености вод соседнего Северного в результате затрудненного водообмена через мелководные проливы.
Воды Белого моря менее опреснены вследствие более свободного сообщения с океаном. В его басейне соленость поверхностных вод 24—26%о, в Горле 28—30%о, а в заливах значительно ниже и сильно колеблется под влиянием сгонно-нагонных и приливных колебаний уровня. Иногда в Двинском, Кандалакшском и Онежском заливах почти пресная вода сменяется водой с соленостью 20—25%о.
Черное море, несмотря на более южное положение по сравне нию с Белым, имеет более низкую соленость вследствие затруднен ного водообмена с Атлантическим океаном, значительного коли чества выпадающих осадков (около 119 км3) и притока материко вых вод (460 км3). В открытой части моря соленость изменяется от 17,5 до 18,0%о, а в прибрежной полосе, особенно в северо-запад ном районе, от 9 до 0%0.
Воды внутренних морей, расположенных в тропических широтах, где осадков выпадает мало, рек немного, а испарение велико, отли чаются большей соленостью, чем океанические воды. Таковы моря Средиземное, Красное и Персидский залив. Средиземное море, ха рактеризующееся отрицательным пресным балансом и затруднен ным водообменом с океаном через узкий Гибралтарский пролив, имеет соленость поверхностных вод выше океанической. От Гиб ралтарского пролива до о. Сицилия она составляет 37—38%о, в во сточной части моря 39%о и более.
Красное море расположено между странами с сухим и жарким климатом. В него не впадает ни одной реки. Водообмен с океаном происходит через узкий Баб-эль-Мандебский пролив. Соленость Красного моря очень велика и возрастает с юга на север; в южной части она равна 37%0, в северной — до 41—42%0.
Соленость поверхностных вод Персидского залива в северной и средней частях достигает 39%о, в южной — больше 37%0.
Распределение солености по глубине в морях различно в зави симости от величины пресного баланса, интенсивности вертикаль ного перемешивания и водообмена с океаном и соседними морями.
Колебания солености во времени незначительны. Годовые коле бания в открытых частях океанов не превышают 1%0, на глубине 1500—2000 м соленость почти неизменна (различия в 0,02—0,04%0). Значительные колебания солености наблюдаются в прибрежных районах, где весной интенсивнее приток пресных вод, а также
вполярных районах за счет процессов замерзания и таяния льдов.
§27. Газы в морской воде
Вморской воде, кроме минеральных веществ, растворены азот, кислород, углекислота, сероводород, аммиак, метан и другие газы. Содержание газов, растворенных в морской воде, крайне незначи
тельно и заметно изменяется во времени и в пространстве. Однако его достаточно для развития органической жизни и биохимических процессов.
Кислород встречается в морской воде повсюду на различных глубинах. Он поступает в воду из атмосферы и в результате фотосинтезической деятельности растений. Расходуется кислород путем отдачи в атмосферу при избытке его в поверхностных слоях воды, а также на дыхание морских организмов и окисление различных
веществ. |
Под влиянием |
этих |
процессов количество |
кислорода |
||||
в морской воде |
может |
меняться настолько сильно, что иногда |
||||||
она |
оказывается |
то перенасыщенной, |
то |
сильно недонасыщен |
||||
ной |
кислородом. |
По |
этой |
причине |
содержание |
кислорода |
||
в воде |
выражается двояко: в |
абсолютных |
величинах |
(мл/л) и |
в относительных (в процентах к количеству кислорода, насыщаю щего воду при данных солености и температуре ее и данном дав лении воздуха).
Наиболее быстро обмениваются кислородом с воздухом поверх ностные слои воды при волнении и притом тем быстрее, чем силь нее волнение. При штиле этот обмен замедляется.
Процесс фотосинтеза растений начинается с рассветом и пре кращается с наступлением темноты. Интенсивность этого процесса зависит от степени освещения и уменьшается с глубиной. Поэтому наиболее энергично этот процесс происходит в поверхностных слоях (до 70 м — горизонта распространения сине-зеленых водорослей). Эти слои обычно богаче кислородом, причем максимум его нахо дится нередко не на самой поверхности, а на некоторой глубине. Глубже 200 м света проникает в воду весьма мало, и раститель ность здесь отсутствует, а следовательно, нет и поступления кисло рода за счет фотосинтеза.
Ниже 200 м содержание кислорода с глубиной уменьшается, но при этом во всей толще океана его достаточно для поддержания жизни.
В поверхностном, наиболее богатом кислородом (конвекцион ном) слое воды (до 100—300 м) содержание его увеличивается от экватора к полюсам, несколько уменьшаясь в теплых течениях и возрастая в холодных. В среднем близ экватора в поверхностных слоях кислорода содержится 5 мл/л, на 60° ю. ш. — 6—7 мл/л, а на 50° с. ш.— даже более 8 мл/л. Поверхностные слои почти всюду насыщены, а вне тропического пояса даже перенасыщены кисло родом.
С глубиной степень насыщенности кислородом сначала умень шается в связи с расходованием его на окисление органических ве ществ, а глубже 1500 м вновь возрастает за счет горизонтального переноса. В северных полярных областях на глубинах 1500—2000 м насыщенность кислородом достигает 88—97%, у экватора 30—40%, в южных полярных областях 60—70%. Такое распределение насы щенности кислородом вод океанов обусловливается, помимо дея тельности растений и животных, глубинной циркуляцией водных масс.
В морях на содержание газов в воде большое влияние оказы вают местные условия: интенсивность волнения и вертикального перемешивания, водообмен с соседними морями и океаном. Вот почему в некоторых морях создается совершенно своеобразное рас пределение газов, отличное от океанического. В некоторых морях, водообмен которых с океаном затруднен, воды очень слабо венти лируются и застаиваются. Примером может служить Черное море, где интенсивное вертикальное перемешивание распространяется до глубины 150—200 м. Даже зимой, когда поверхностные слои наи более охлаждены и богаты кислородом, они не могут опускаться на большую глубину. По этой причине глубокие слои вод Черного моря лишены кислорода. В средней части он исчезает на глубине 150 м, у берегов — несколько глубже (около 200 м). Начиная с этих горизонтов в водах Черного моря появляется сероводород, содержание которого с глубиной увеличивается, достигая у дна 6 мл/л. В глубинных слоях Черного моря жизнь, кроме анаэробной, бактериальной, невозможна.
В Балтийском море, где верхний слой воды сильно опреснен, глубинные слои заполнены более соленой водой, поступающей из пролива Каттегат. Содержание кислорода с глубиной падает, но сероводород не образуется, так как перемешивание дастаточно интенсивно.
В Азовском море в иловых грунтах происходит интенсивное об разование сероводорода (H2S). Во время штормов воды моря пе ремешиваются. В тихую же погоду, особенно в жаркую, при интен сивном образовании H2S в придонных слоях исчезает кислород, что приводит к массовой гибели рыб (явление замора).
Азот, растворенный в морской воде, находится почти в полном равновесии с азотом атмосферы. Содержание свободного азота в глубинных водах связано с образованием и распадом органичес кого вещества и деятельностью бактерий. Растворенный в воде азот, особенно в прибрежных районах, усваивается особыми бакте риями, перерабатывающими его в азотистые соединения, которые затем поглощаются растениями. Большое значение для жизни рас тений и живых организмов, для биохимических процессов, проте кающих в море, имеет азот в связанном виде, т. е. в виде нитра тов— солей азотной кислоты (НЫОз), нитритов — солей азотистой кислоты (HNO2) и солей аммония (NH4).
В морской воде растворено некоторое количество свободной и связанной углекислоты.
Двуокись углерода С 02 присутствует в морской воде в малых количествах, причем меньшая часть ее падает на долю растворен ного газа, большая же часть находится в воде в виде углекислых соединений. Углекислота попадает в воду в результате поглощения из воздуха, путем выделения организмами при дыхании и обра зуется при разложении органических веществ. Некоторое количе ство С 02 выделяется при вулканических извержениях. Расходуется углекислота путем отдачи в атмосферу при повышении темпера туры, часть — при фотосинтезе растениями. Если реакция морской