Гидросфера

Гидросфера

Гидросфера– водная оболочка Земли, включающая всю химически связанную воду и удерживаемая у поверхности силой тяжести. В состав гидросферы включаются все природные воды Земли, участвующие в глобальном круговороте веществ, в том числе подземные воды в верхней части земной коры, атмосферная влага и вода живых организмов (В.Н. Михайлов, А.Д. Добровольский, 1991). Верхняя граница гидросферы проводится по поверхности океана, так как пары воды в атмосфере составляют очень небольшую часть гидросферы. Нижняя граница проводится по дну океана, в литосфере – по границе распространения подземных вод, т.е. на глубине несколько сот метров. Химически связанная вода – это вода в минералах, в состав гидросферы она не включается. По мнению В.Н. Михайлова и А.Д. Добровольского границы гидросферы совпадают с границами ГО, так как гидросфера это непрерывная оболочка, образованная при взаимодействии всех геосфер ГО.

Гидросфера занимает 361 млн. км³ и содержит 1 454 000 тыс. км³ воды. Главная масса воды сосредоточена в океанах – 1370,0 млн. км³, или 94,2% (97,2% по другим данным) всей воды гидросферы, из них около 35 тыс. км³ приходится на айсберги.

Второе место занимают подземные воды – 60 млн. км³ (4,12%). В зоне активного водообмена циркулирует около 4 млн. км³. По мнению ученых, в 10-15 километровой толще литосферы находится около 150 млн. км³ воды, не участвующей во влагообороте, но представляющей собой резерв жидкой воды.

Третье место по объему воды занимают полярные ледники, в них сосредоточено 24 млн. км³ воды. В полярных ледниках заключено около 90% запасов пресной воды на Земле.

Поверхностные воды суши сосредотачивают небольшую долю воды планеты. Объем озерной воды оценивается в 279 тыс. км³, рек всего в 1,2 тыс. км³.

Происхождение воды. Когда Земля по достижении примерно современной массы стала разогреваться, в мантии начались плавление и дифференциация вещества на летучие, легкоплавкие и тугоплавкие компоненты. Тугоплавкие компоненты остались в мантии, легкоплавкие в виде базальта образовали земную кору, а летучие, в их числе водяной пар, поднялись на поверхность. По мере охлаждения земной поверхности из водяного пара формировалась водная оболочка – гидросфера. Она появилась, как видно, на завершающем этапе развития планеты. Примерно 4,5 млрд. лет назад первичная гидросфера тонким слоем покрывала всю Землю и воды ее были минерализованы. В мезокайнозое в связи с образованием материков и крупных океанических впадин гидросфера приобрела очертания близкие к современным. В настоящее время происходит выделение воды из мантии со скоростью 1 км³ в год (ювинильная вода), в связи с этим предполагают увеличение объема водной массы океана на 6-7% в течение ближайшего миллиарда лет. Поступает вода и из межпланетного пространства. А.М. Алпатьев (1969) подсчитал, что за геологическое время на Землю могло выпасть 0,73 х 10²⁰ г воды, или слой воды в 15 см. Гидросфера теряет воду вследствие улетучивания водорода в космос, изъятия воды организмами и реакции фотосинтеза.

Вода – одно из самых распространенных на Земле химических соединений. Природные воды образуют океаны, моря, ледники, реки, озера, в виде паров присутствуют в атмосфере, проникают в почву и горные породы. Вода – простейшее и устойчивое соединение водорода с кислородом: 11,19% водорода и 88,81% кислорода (по массе). Вода гидросферы представляет собой природный раствор, в котором кроме воды присутствуют соли, газы и организмы. Соленость вод – содержание (в граммах) всех минеральных веществ, растворенных в 1 кг морской воды. Соленость выражается в г/кг, или в тысячных долях – промилле (S, ⁰/₀₀). Соленость воды океана равна 35⁰/₀₀, т.е. 35 г солей в 1кг воды. По степени минерализации воды подразделяются

-по преобладающему аниону на три класса: гидрокарбонатные, сульфатные, хлоридные;

-по преобладающему катиону каждый класс делится на три группы: кальциевые, магниевые, натрий-калиевые.

Пребывание одновременно в газообразном, жидком и твердом состояниях и абсолютная подвижность определили вездесущность воды, она пронизывает всю ГО и производит в ней разнообразную работу. Вода обладает способностью самоочищения: при прохождении через грунт она фильтруется; испаряется только чистая вода, все примеси остаются на месте. Но этот процесс идет до известного предела, загрязнение воды промышленными отходами нередко переходит процесс самоочищения.

Воды гидросферы участвуют во всех влагооборотах на Земле – большом, малом и внутриматериковом. Большой и малый влагообороты связаны между собой переносом водяного пара с океана на сушу и поверхностным и подземным стоком с суши на океан.

Влагооборот находит количественное выражение в годовом водном балансе – соотношение прихода и расхода воды за определенный промежуток времени (год, месяц). На суше объем атмосферных осадков больше, чем объем испаряющейся воды. Разность в 44,2 тыс. км³ составляют воды, переносимые на сушу в виде водяного пара и возвращающиеся в океан поверхностным и подземным стоком. Над океаном объем испарившейся воды больше, чем объем атмосферных осадков. Компенсируются потери за счет притока поверхностных и подземных вод. Для всего земного шара количество испарившейся воды равно количеству атмосферных осадков за один и тот же промежуток времени.

Океаносфера (В.Н. Степанов, 1983) – это ГО, представленная водами океанов и морей со сложными физико-химическими свойствами вод, своеобразным геолого-геоморфологическим строением, животным и растительным миром.

Мировой океан – пространство Земли, покрытое водами океанов и морей, представляющее собой непрерывную водную оболочку. Название «Мировой океан» было предложено Ю.М. Шокальским. В структуре МО выделяют океаны моря, заливы и проливы.

Океан – часть МО, расположенная между отдельными материками и отличающаяся своеобразной конфигурацией береговой линии и особенностями подводного рельефа, со специфической схемой течений, растительным и животным миром. В 1650 г. голландский ученый Г. Варениус в «Географии генеральной» предложил выделять пять океанов: Тихий, Индийский, Атлантический, Северный Ледовитый и Южный Ледовитый. В 1845 г. это деление было подтверждено Лондонским географическим обществом. С 30-х годов 20 в., после детального изучения арктического бассейна, выделено четыре океана, Южный океан был разделен между Тихим, Атлантическим и Индийским. С 1996 г. в России предложено выделять пятый Южный океан, однако характеристики его пока нет.

Таблица 4

Характеристика океанов (по А.М. Рябчикову)

Океан	Площадь, тыс. км²	Средняя глубина, м	Максимальная глубина, м
Тихий	178 700		11 022
Атлантический	91 700
Индийский	74 900
Северный Ледовитый	14 750

Океан, занимающий 71% всей площади Земли, уже вследствие своих размеров является главным приемником солнечной энергии. Высокая теплоемкость воды делает его также и главным аккумулятором этой энергии. Температура океана непрерывно повышалась бы, не будь расхода накопленного им тепла излучением в пространство, тратой на испарение и конвекцией воздуха (т.к. нагретые океаном слои воздуха поднимаются вверх, а на их место приходят холодные слои, вновь отнимающие тепло у океана на свое нагревание). Водные массы поэтому при охлаждении отдают воздуху, а при нагревании заимствуют у него весьма значительные количества тепла, - в этом кроется причина мощного воздействия океана на климат и морских течений в частности.

Моря – обособленные части океана, отличающиеся собственным гидрологическим режимом, особенностями физических и химических свойств. Выделяют моря окраинные, внутренние (межматериковые и внутриматериковые), межостровные. Число морей по данным разных авторов варьирует от 17 до 84. По данным Международного гидрографического бюро и Межправительственной океанографической комиссии – 59. В океанах и морях выделяют отдельные их части: заливы и проливы.

Заливы – части океана или моря, вдающиеся в сушу и слабо обособленные от открытого океана или моря. Залив продолговатой формы с устьем реки в вершине называется губой. Бухта – небольшой залив сильно обособленный от моря мысами и островами.

Проливы – узкие части океана, разделяющие материки или острова и соединяющие два соседних водоема. Например, Берингов пролив соединяет Тихий и Северный Ледовитый океаны, но разъединяет Азию и Америку.

В вертикальном разрезе толща воды МО распадается на большие слои, отличающиеся по температуре, солености, плотности и характеру циркуляции. Вертикальная структура океана сопоставима со стратификацией атмосферы (Л.П. Шубаев, 1977). По аналогии с атмосферой в МО различают поверхностную зону, ограниченную глубиной проникновения вертикальной конвекции – океаническую тропосферу. Глубже располагаются холодные относительно однородные воды – океаническая стратосфера. В океанической тропосфере выделяют поверхностные до глубины 300-500 м, промежуточные – до глубины 1000-1200 м воды, стратосфера разделяется на глубинные – до 2000-2500 м и придонные воды.

Свободная поверхность океана, совпадающая с поверхностью геоида, называется уровенной. На ее отклонения влияют приливы, изменения температуры и давления, колебания речного стока и землетрясения. Колебания уровенной поверхности океана могут быть периодическими и непериодическими. К первым относятся суточные и сезонные: суточные колебания обусловлены приливами и отливами, сезонные – возникают в результате годовых колебаний речного стока или воздействия муссонов. Непериодические колебания уровенной поверхности могут быть связаны с нагонами при землетрясениях или штормах. Уровенная поверхность имеет выступы в районе Новой Гвинеи до 80 м и провалы у Индостана до 112 м и у Бермудских островов до 64 м. В России за нулевой уровень принят средний уровень Балтийского моря у Кронштадта (от него измеряются абсолютные высоты на территории России).

Температурный режим вод МО. Температурный режим вод МО определяется тепловым балансом. Океан получает теплоту за счет суммарной солнечной радиации.от конденсации влаги на водной поверхности, льдообразования и химико-биологических процессов, идущих с выделением теплоты; в океан поступает теплота, приносимая атмосферными осадками, речными водами; на температуре глубоководных слоев сказывается теплота Земли (об этом свидетельствуют высокие до 260 ⁰С температуры во впадинах Красного моря – вода здесь горячий рассол с соленостью 270⁰/₀₀). Теряется теплота за счет эффективного излучения водной поверхности, испарения воды, таяния льда, турбулентного обмена с атмосферой, нагрева холодной воды рек и течений. Определяющее значение в тепловом балансе имеет приход солнечной радиации и расход тепла на испарение.

Средняя годовая температура МО составляет 17,4⁰С, наибольшая средняя годовая температура воды отмечена для Тихого океана (19,1⁰С), наименьшая – для Северного Ледовитого океана (0,75⁰С). Распределение теплоты в толще океанской воды происходит благодаря конвекции и перемешиванию в результате волнения и течений. Температура воды с глубиной понижается. На некоторой глубине в толще воды наблюдается резкое понижение температуры, здесь выделяется слой температурного скачка – термоклин. По изменению температуры воды с глубиной выделяется несколько типов распределения температур.

В экваториальном типе температура воды быстро уменьшается от 26,65⁰С на поверхности до 10,74⁰С на глубине 300 м. Термоклин наблюдается на глубине 200-300 м. Далее до глубины 1000 м температура воды уменьшается медленно, а глубже остается практически постоянной.

В тропическом типе температура воды резко падает от 26,06⁰С до 13,60⁰С на глубине 300 м, далее температура воды изменяется более плавно.

В субтропическом типе температура воды уменьшается от 20,3⁰С на поверхности до 13,1⁰С на глубине 300 м. В субполярном типе температура уменьшается от 8,22⁰С на поверхности до 5,20⁰С на глубине 150 м. Полярный тип характеризуется уменьшением температуры воды до глубины 100 м, затем температура начинает повышаться до 1,8⁰С на глубине 400 м. За счет притока теплых атлантических вод. На глубине 1000 м температура воды равна 1,55⁰С. В слое от поверхности до глубины 1000 м наблюдается зональное изменение температуры и солености воды, глубже характеристики воды остаются практически постоянными.

Физико-химические свойства вод МО. Еще в начале 19 в. было замечено, что количество растворенных в водах океана солей может сильно различаться, но солевой состав, соотношение различных солей вод МО одинаковы. Эта закономерность формулируется как свойство постоянства солевого состава морских вод. На 1 кг морской воды приходится 19,35 г хлора, 2,70 г сульфатов, 0,14 г гидрокарбонатов, 10,76 г натрия, 1,30 г магния, 0,41 г кальция. Количественное соотношение между главными солями в воде МО остается постоянным. Общая соленостьопределяется по количеству хлора в воде (формулу получил М. Кнудсен в 1902 г.):

S = 0,030 + 1,805 Cl

Воды океанов и морей относятся к хлоридному классу и натриевой группе, этим они резко отличаются от речных вод. Всего восемь ионов дают более 99,9% общей массы солей в морской воде. На оставшиеся 0,1% приходятся все остальные элементы таблицы Д.И. Менделеева.

Распределение солености в водных массах зонально и зависит от соотношения осадков, притока речных вод и испарения. Кроме того, на соленость воды оказывает влияние циркуляция вод, деятельность организмов и другие причины. На экваторе отмечается пониженная соленость воды (34-33⁰/₀₀), обусловленная резким увеличением атмосферных осадков, стоком полноводных экваториальных рек и немного пониженным испарением из-за высокой влажности. В тропических широтах наблюдается самая высокая соленость вод (до 36,5⁰/₀₀), связанная с высоким испарением и небольшим количеством осадков в барических максимумах давления. В умеренных и полярных широтах соленость вод понижена (33-33,5⁰/₀₀), что объясняется увеличением количества осадков, стоком речных вод и таянием морских льдов.

Широтное распределение солености нарушают течения, реки и льды. Теплые течения в океанах переносят более соленые воды в направлении высоких широт, холодные течения переносят менее соленые воды к низким широтам. Реки опресняют приустьевые районы океанов и морей. Очень велико влияние рек Амазонки (опресняющее влияние Амазонки ощущается на расстоянии 1000 км от устья), Конго, Нигера и др. Льды оказывают сезонное влияние на соленость вод: зимой при образовании льда соленость воды возрастает, летом при таянии льда – уменьшается.

Соленость глубинных вод МО однообразна и в целом составляет 34,7-35,0⁰/₀₀. Соленость придонных вод более разнообразна и зависит от вулканической деятельности на дне океана, выходов гидротермальных вод, разложения организмов. Характер изменения солености вод океана с глубиной различен на разных широтах. Выделяют пять основных типов изменения солености с глубиной.

В экваториальных широтах соленость с глубиной постепенно возрастает и достигает максимального значения на глубине 100 м. На этой глубине к экватору подходят более соленые и плотные воды их тропических широт океанов. До глубины 1000 м соленость очень медленно повышается до 34,62⁰/₀₀, глубже соленость практически не меняется.

В тропических широтах соленость немного увеличивается до глубины 100 м, затем плавно уменьшается до глубины 800 м. На этой глубине в тропических широтах наблюдается самая низкая соленость (34,58⁰/₀₀). Очевидно, здесь распространяются менее соленые, но более холодные воды высоких широт. С глубины 800 м она немного увеличивается.

В субтропических широтах соленость быстро уменьшается до глубины 1000 м (34,48⁰/₀₀), затем становится почти постоянной. На глубине 3000 м она составляет 34,71⁰/₀₀.

В субполярных широтах соленость с глубиной медленно увеличивается с 33,94 до 34,71⁰/₀₀, в полярных широтах соленость с глубиной возрастает более существенно – с 33,48 до 34,70⁰/₀₀.

Соленость морей сильно отличается от солености МО. Соленость воды Балтийского (10-12⁰/₀₀), Черного (16-18⁰/₀₀), Азовского (10-12⁰/₀₀), Белого (24-30⁰/₀₀) морей обусловлена опресняющим влиянием речных вод и атмосферных осадков. Соленость воды в Красном море (40-42⁰/₀₀) объясняется малым количеством осадков и большим испарением.

Средняя соленость вод Атлантического океана – 35,4; Тихого – 34,9; Индийского – 34,8; Северного Ледовитого океана – 29-32⁰/₀₀.

Плотность – отношение массы вещества к его объему (кг/м³). Плотность воды зависит от содержания солей, температуры и глубины, на которой находится вода. При увеличении солености воды плотность возрастает. Плотность воды увеличивается при понижении температуры, при увеличении испарения (так как увеличивается соленость воды), при образовании льда. С глубиной плотность растет, хотя и очень незначительно из-за малого коэффициента сжимаемости воды.

Плотность воды изменяется зонально от экватора к полюсам. На экваторе плотность воды небольшая – 1022-1023, что обусловлено пониженной соленостью и высокими значениями температуры воды. К тропическим широтам плотность воды возрастает до 1024-1025 из-за увеличения солености воды вследствие повышенного испарения. В умеренных широтах плотность воды средняя, в полярных – увеличивается до 1026-1027 из-за понижения температуры.

Способность воды растворять газы зависит от температуры, солености и гидростатического давления. Чем выше температура и соленость воды, тем меньше газов может в ней раствориться.

В воде океанов растворены различные газы: кислород, углекислый газ, аммиак, сероводород и др. Газы попадают в воду из атмосферы, за счет речного стока, биологических процессов, подводных вулканических извержений. Наибольшее значение для жизни в океане имеет кислород. Он участвует в планетарном газообмене между океаном и атмосферой. В активном слое океана ежегодно образуется 5 х 10¹⁰ т кислорода. Поступает кислород из атмосферы и выделяется при фотосинтезе водных растений, расходуется на дыхание и окисление.

Углекислый газ находится в воде в основном в связанном состоянии, в виде углекислых соединений. Он выделяется при дыхании организмов, при разложении органического вещества, расходуется на строительство скелета кораллами.

Азот всегда есть в воде океана, но его содержание по отношению к другим газам меньше, чем в атмосфере. В некоторых морях в глубине может накапливаться сероводород, происходит это благодаря деятельности бактерий в бескислородной среде. В Черном море отмечено сероводородное загрязнение, содержание его достигло 6,5 см³/л, организмы в такой среде не живут.

Прозрачность воды зависит от рассеяния и поглощения солнечной радиации, от количества минеральных частиц и планктона. Наибольшая прозрачность отмечена в открытом океане в тропических широтах и равна 60 м. Уменьшается прозрачность воды на мелководье вблизи устьев рек. Особенно резко уменьшается прозрачность воды после шторма (до 1 м на мелководье). Наименьшая прозрачность наблюдается в океане в период активного размножения планктона. От прозрачности воды зависит глубина проникновения солнечных лучей в толщу океана и, следовательно, распространение фотосинтезирующих растений. Организмы, способные усваивать солнечную энергию, живут на глубине до 100 м.

Толща чистой воды имеет голубой или синий цвет, большое количество планктона приводит к появлению зеленоватого оттенка, вблизи рек вода может быть коричневой.

Вся масса океанических вод непрерывно движется, благодаря чему происходит постоянное перемешивание, обеспечивающее проникновение кислорода на глубину и вынос питательных веществ на поверхность. По площади и глубине распространения и характеру движения воды движение вод в океане делят на течение, волнение и одиночные волны.

Одной из самых важных форм движения в океане являются морские течения – более или менее правильные перемещения водных масс в горизонтальном направлении: течения захватывают сравнительно неглубокий слой воды, имеют по сравнению с длиной небольшую ширину и отчасти напоминают реки, которые текут в «берегах» из воды. Океанические течения вызываются действием ветра, силы тяжести, приливообразующих сил. На их направление и скорость оказывают влияние сила Кориолиса и внутреннее трение воды. Трение вызывает завихрения на границах слоев с разной плотностью, сила Кориолиса приводит к отклонению водных потоков от направления ветра вправо в СП и влево – в ЮП. По мнению Л.П. Шубаева (1977), перемещение водных и воздушных масс определяется общей закономерностью: неравномерным нагреванием и охлаждением поверхности Земли. От этого в одних районах возникают восходящие токи и убыль массы, в других – нисходящие токи и увеличение массы. Перенос масс – это движение водных масс, т.е. приспособление их к полю силы тяжести, стремление к равномерному распределению.

По глубине распространения течения подразделяют на поверхностные, подповерхностные, глубинные и придонные (только поверхностные изучены достаточно хорошо).

По происхождению поверхностные делятся на фрикционные (ветровые, дрейфовые), градиентные (сточные, компенсационные, плотностные) и приливно-отливные.Фрикционные течения, вызванные временными ветрами, называют ветровыми, в отличие от дрейфовых, которые образуются под действием постоянных ветров. Сточные течения возникают в случае поднятия уровня воды, вызванного ее притоком, обилием атмосферных осадков. Компенсационные образуются при опускании уровня воды, обусловленном испарением или оттоком воды. Плотностные течения возникают из-за различий в плотности воды.

По соотношению температуры течения и окружающей воды течения делятся на теплые, холодные и нейтральные. Теплым называется такое течение, температура которого выше, чем температура окружающей воды. Холодные течения характеризуются более низкой температурой, чем температура окружающей воды. Нейтральные течения образуются при равных температурах течения и окружающей воды. При этом температура воды не играет роли в образовании течений. Например, температура холодного Перуанского течения равна 22⁰С, но она на 6 ⁰ С ниже температуры поверхностных вод в этом районе (15-18⁰ю.ш.).

По продолжительности (устойчивости) течения разделяются на постоянные, периодические и временные. Постоянные течения сохраняют направление и среднюю скорость, они возникают в результате воздействия постоянных ветров или сточно-компенсационных процессов. Периодические течения формируются под воздействием муссонов, направление и скорость их меняются. Временные течения вызываются временными, непериодическими ветрами, направление и скорость таких течений изменчивы.

Схема течений МО отражает, прежде всего, распределение господствующих ветров. Крупных циркуляционных систем десять: пять тропических – Североатлантическая (Азорская), Северотихоокеанская (Гавайская), Южноатлантическая, Южнотихоокеанскаяи Южноиндийская; экваториальная; две умеренных северного полушария – Атлантическая (Исландская), Тихоокеанская (Алеутская); Индийская муссонная; Антарктическая и Арктическая. Как видно, главные циркуляционные системы совпадают с центрами действия атмосферы. Эта общность генетическая, а не причинно-следственная.

Скорости и направления течений описывают законы Экмана (1905 г.). В первом законе формулируется причина возникновения течений: течение вызывается тангенциальным трением ветра о воду. Во втором законе говорится о скорости течений: скорость дрейфового течения увеличивается при увеличении скорости ветра и уменьшается с увеличением широты. Третий закон формулируется так: направление поверхностного течения не совпадает с направлением ветра. Течение отклоняется от направления ветра вправо в СП, влево – в ЮП. Отклонение составляет 45⁰. В четвертом законе рассматривается влияние силы трения: вследствие трения движение воды, вызванное ветром, передается расположенным ниже слоям. Скорость течения при этом уменьшается, а направление его на некоторой глубине меняется на противоположное, что практически означает его прекращение. Многочисленные измерения показали, что течения оканчиваются на глубинах 200-300 м (слой Экмана).

Тропические антициклонические системы океанских течений самые крупные. Они простираются от одного берега океана до другого на 6-7 тыс. км в Атлантическом океане и 14-15 тыс. км в Тихом, а по меридиану от экватора до 40⁰ широты, на 4-5 тыс. км. Течения устойчивые и мощные, особенно в СП, в основном замкнутые. Как и в тропических атмосферных антициклонах, движение воды идет по часовой стрелке в СП и против ее хода в ЮП. От восточных берегов океанов (западных берегов материков) поверхностная вода сносится к экватору, на ее место из глубины поднимается (дивергенция) и компенсационно поступает из умеренных широт холодная. Так образуются холодные течения Канарское, Калифорнийское, Перуанское, Бенгельское и Западноавстралийское. Скорость течений небольшая, около 10 см/с.

Струи компенсационных течений вливаются в Северное и Южное Пассатные или Экваториальные теплые течения. Скорость их большая: 25-50 см/с, на тропической периферии и до 150-200 см/с.

Подходя к берегам материков, пассатные течения, естественно отклоняются, образуя сточные течения: Бразильское, Гвианскоеи Антильское, ВосточноавстралийскоеиМадагаскарское. Скорость течений 75-100 см/с.

Гвианскоеи Антильскоетечения омывают Антильские острова и большая часть воды заходит в Мексиканский залив, из которого начинается стоковое течение Гольфстрим. Начальный его участок во Флоридском проливе называется Флоридским течением, глубина которого аномальна – 700 м, ширина 75 км, мощность 25 млн. м³/сут, что в 20 раз больше расхода всех рек Земли.

Экваториальная система представлена Экваториальным противотечением, которое образуется как компенсационное между Пассатными. Теоретически доказано, что поворот струй в открытом океане происходит в результате бокового трения и отсутствия ветра (затишье).

Циклонические системы умеренных широт различны в СП и ЮП и зависят от расположения материков.

Северные циклонические системы – Исландская и Алеутская – весьма обширны: с запада на восток они протягиваются на 5-6 тыс. км и с севера на юг около 2 тыс. км. Система циркуляции в Северной Атлантике начинается теплым Североатлантическим течением, за ним нередко сохраняется название начального участка Гольфстрима, однако собственно Гольфстрим («течение залива») продолжается не далее Ньюфаундлендской банки. Начиная от 40⁰с.ш. водные массы вовлекаются в циркуляцию умеренных широт и под действием западного переноса и силы Кориолиса от берегов Америки направляются к Европе. Благодаря активному водообмену с Северным Ледовитым океаном Североатлантическое течение проникает в полярные широты, где циклоническая деятельность формирует несколько круговоротов – течений Ирменгера, Норвежское, Шпицбергенское, Нордкапское.

Таким образом, Гольфстримом, в узком смысле, называется стоковое течение от Мексиканского залива до 40⁰с.ш., в широком – система течений в Северной Атлантике и в западной части Северного Ледовитого океана.

Второй круговорот находится у северо-восточных берегов Америки и включает течения Восточногренландское и Лабрадорское. Они выносят основную массу арктических вод и льдов.

Циркуляция северной части Тихого океана аналогична Североатлантической, но отличается от нее меньшим водообменом с Северным Ледовитым океаном. Стоковое течение Куросио переходит в Северотихоокеанское, идущее к Северо-Западной Америке, обычно на всем протяжении оно называется Куросио, в Ледовитый океан попадает относительно небольшая масса воды. Холодные течения Алеутское, Камчатское иОйясио образуются из холодных вод Тихого океана вне связи с Ледовитым.

Циркумполярная антарктическая система представлена одним течением Западных ветров. Это самое мощное течение в МО. Оно охватывает Землю сплошным кольцом в поясе от 35-40 до 50-60⁰ю.ш. Ширина его около 2000 км, мощность 185-215 км³/с, скорость 25-39 см/с. Как и другие, циркумполярное течение Западных ветров незамкнутое: от него отходят ветви, вливающиеся в Перуанское, Бенгельское и Западноавстралийское течения.

Арктическая система в циркуляции вод МО генетически соответствует Арктическому барическому максимуму и ложбине Исландского минимума и представлена главным течением Ледовитого океана – Западным арктическим. Оно переносит воды и льды с востока на запад по всему Ледовитому океану к проливу Нансена между Шпицбергеном и Гренландией. Далее оно продолжается Восточногренландскими Лабрадорским.

Циркуляция вод МО дисимметрична относительно экватора. Течения, идущие с юга на север, мощные и простираются на большие расстояния: СП: Северное Пассатное – Гвианское – Гольфстрим – Североатлантическое от экватора до Шпицбергена; Северное Пассатное в Тихом океане – Куросио – Северотихоокеанское от экватора до Берингова пролива; ЮП: Перуанское и Бенгельское от Южного океана до экватора. Течения, направленные с севера на юг, угнетенные, идут на небольшие расстояния (не более 30⁰ широты): Бразильское, Игольного мыса. Западноавстралийское, Лабрадорское и Камчатское.

Причина дисимметрии, вероятно, заключается в том, что к северу от экватора господствует меридиональный перенос, а в ЮП – зональный, а также положением и формой материков.

Значение морских течений:

-транспортная роль по отношению к тонкозернистым осадкам и к тонкой мути, взвешенной в морской воде;

-перенос планктона – мельчайших организмов, не имеющих плавательных приспособлений и пассивно увлекаемых движением воды;

-влияние на климат:около половины переноса тепла из низких широт в высокие осуществляется морскими течениями, а остальная половина путем обмена воздушными массами; морские течения создают термические аномалии (западное побережье Калифорнии, Южной Америки, Африки и Австралии, омываемые холодными течениями, холоднее, чем внутренние части материков и, наоборот, климат на побережьях, омываемых теплыми течениями, теплее и мягче, чем внутри материка).

Волнение - колебательное движение воды, оно охватывает только поверхностные водные массы – частный случай ритмических колебательных движений в природе. Волнение образуется в результате нарушения равновесия уровенной поверхности и стремления силы тяжести восстановить его. Волны, существующие под непосредственным воздействием этих сил, называются вынужденными, волны, продолжающиеся после исчезновения силы, - свободными (инерционными).

В поперечном разрезе волны выделяются: гребень – наивысшая точка волнового профиля, подошва – низшая точка волнового профиля, высота волны – расстояние от подошвы до гребня, длина волны – расстояние между двумя гребнями или подошвами, крутизна волны – отношение высоты волны к половине ее длины, скорость волны – расстояние, пробегаемое гребнем в единицу времени, период – промежуток времени между прохождением двух гребней волны.

Волнение возникает при воздействии ветра на поверхность воды. При малых скоростях ветра (около 5 м/с) образуются волны ряби. При усилении ветра устанавливается волнение. Волны образуют параллельные ряды, т.е. являются двухмерными, они имеют только длину и высоту. Когда скорости ветра и движения волны выравниваются, волны перестают расти в высоту, достигая своего максимального значения. Такое волнение называется установившимся. При затухании ветра образуются волны зыби – длинные пологие волны длиной сотни метров, высотой несколько метров. Высота ветровых волн в среднем 4-5 м, длина 150-200 м.

Наибольшие ветровые волны образуются в ЮП, у берегов Антарктиды, где дуют постоянные западные ветры (30-35 м в высоту и 400 м в длину). В СП наибольшие ветровые волны возникают на 40-45⁰с.ш. в Тихом и Атлантическом океане (34 м высотой и 800 м длиной). Высокие ветровые волны могут возникать в аравийском море и Бенгальском заливе.

Одиночные волны распространены во всей массе воды и образуются в результате изменения давления (барические волны), действия приливных сил (приливные волны) и землетрясений (цунами).

Цунами возникают при силе подземного толчка больше 6 баллов и расположения гипоцентра на глубине до 40 км. В открытом океане цунами незаметны, они имеют длину 200-300 км (до 1000 км) и высоту 1-2 м, скорость 400-800 км/ч. При подходе к берегу высота волны резко увеличивается (максимальная 85 м). За последнее тысячелетие ученые зарегистрировали около 1000 катастрофических цунами, причем большая их часть приходится на северо-запад Тихого океана.

Приливообразующие силы вызывают изменение уровня поверхности океанов. Колебания уровней называются приливами (уровень повышается и достигает наивысшего положения, называемого полной водой) и отливами (уровень понижается до низшего, называемого малой водой).

Теоретически полный цикл (два прилива и два отлива) должен завершаться за 24 ч 50^/, а каждый прилив и отлив по 6 ч 12^/30^//. Действительная картина осложняется многими причинами:

1. Приливы образуются не только под действием притяжения Луны. Но также и Солнца. Приливообразующая сила Солнца в связи с его удаленностью меньше лунной (0,46 ее величины).

2. В течение 27 1/3 суток Луна делает полный оборот вокруг Земли. За это время ее склонение дважды меняется от 23⁰ северного до 23⁰ южного, что вызывает суточное неравенство приливов по высоте и продолжительности.

3. Расстояние от Земли до Солнца в течение года различно, а так как приливообразующая сила зависит от третьей степени расстояния до светила, то апогейные лунные приливы на 40%, а солнечные на 10% больше, чем перигейные.

4. Сложность еще больше увеличивается от разнообразного влияния на приливную волну расположения материков и их береговой линии.

5. Благодаря вязкости воды, трению ее о дно, и одного слоя о другой, наступление прилива несколько запаздывает по отношению ко времени прохождения Луны через меридиан данного места. Величина этого запаздывания называется лунным промежутком, который представляет собой отрезок времени между прохождением Луны через меридиан данного места и ближайшей полной водой.

Благодаря сочетанию всех названных причин продолжительность приливов в разных местах океана довольно различна. Принято различать приливы полусуточные (почти соответствуют теоретическим: за 24 ч 50 мин наступает две полные и две малые воды), суточные (одна полная и одна малая вода) и смешанные (изменение приливов в течение месяца от полусуточных до суточных).

Самый большой на Земле прилив (до 18 м) бывает в бухте Ноэль в заливе Фанди у Новой Шотландии. У берегов России самый высокий прилив (до 12 м) образуется на севере Охотского моря, в Пенжинской губе. Приливы больше 5 м наблюдаются только в узких заливах и проливах, а у сравнительно прямых – около 2-3 м. Во внутренних морях приливы очень незначительны: в Черном море – 13 см, Балтийском – 4,8 см, Средиземном – до 1 м (около Венеции).

Общепланетарное значение океанских приливов заключается в создании приливного трения. Приливы участвуют в перемешивании воды, в формировании берегов, в создании особых экологических условий в прибрежной полосе моря, приливную энергию используют при строительстве ПЭС.