Соли, растворенные в морской воде. В морокой воде растворено много различных солей, которые придают ей своеобразный горько-соленый вкус. Соленый вкус морской воды обусловливается главным образом раствором хлористого натрия (поваренной соли). Горький же вкус зависит от растворов солей магния (MgCl2, MgSO4). 1 тыс. г (литр) океанической воды в среднем содержит 27,2 г хлористого натрия, 3,8 г хлористого магния, 1,7 г сернокислого магния. Далее идут сернокислый кальций (CaSO4) 1,2 г, сернокислый калий (K2SO4) 0,9 г и другие, содержание которых не превышает 0,1 г. Таким образом, на 1 тыс. г океанической воды приходится 35 г солей.
Как бы ни была разбавлена морская вода пресными водами, процентное соотношение солей, входящих в ее состав, остается строго постоянным.
Так:
Кроме того, в состав морской воды входит еще до 30 различных веществ, но количество их так мало, что все они вместе составляют не более 0,1%.
Вода океанов и морей, как уже говорилось, находится в непрерывном круговороте. Она испаряется, падает атмосферными осадками, проходит длинные пути подземными и наземными водами и снова возвращается в океан. Проходя эти длинные пути, вода растворяет много различных веществ и приносит их в Мировой океан. Таким образом, Мировой океан является как бы местом накопления тех растворимых веществ, которые все время приносятся туда реками и речками. Однако, если сравнить химический состав растворов, содержащихся в морской и пресной воде, то мы заметим большую разницу.
В морской воде преобладают хлористые соли, а в речной, наоборот, их очень мало. В речной воде очень много углекислых солей (углекислого кальция), тогда как в морской воде их очень мало. Последнее объясняется тем, что углекислый кальций, кремний и другие вещества в морях в огромном количестве расходуются животными и растительными организмами на создание всякого рода скелетных образований, раковин, коралловых построек и т. д. После смерти этих организмов их скелеты и раковины падают на дно, образуя там огромные толщи отложений. Вообще следует отметить, что соотношение солей в морской воде все время регулируется органической жизнью моря.
Соленость. На 1 л (1 тыс. г) морокой воды, как уже говорилось, в среднем приходится около 35 г солей. Иначе говоря: на 1 тыс. весовых частей морокой воды приходится 35 весовых частей солей. Число 35 в данном случае обозначает соленость морской воды, выраженную в тысячных долях. Символически соленость обозначается так: S=35°/оо, т. е. соленость (S) = 35 промилле.
Вода океанов, взятая вдали от берегов, имеет обычно соленость (S)=35°/oo. Вода же прибрежных частей, опресненная реками, имеет соленость 34—33 и даже 32%о. В поясах пассатных ветров, где дожди падают редко, а испарение большое, соленость повышается до 36 и даже 37%о.
В Северном Ледовитом океане, наоборот, в связи с малой испаряемостью соленость на поверхности понижается до 34%о. Пониженная соленость наблюдается также в экваториальном поясе, где выпадает очень много осадков (рис.157).
На глубине свыше 1000—1500 м соленость во всех океанах 35%0.
Несколько иначе обстоит дело с морями. Краевые моря, соединенные с океанами широким проливом или большим количеством проливов, имеют довольно высокую соленость. Так, например, в Японском море она выражается в ЗЗ0/00 в Охотском — 32°/оо. Отдаленные от океанов внутриматериковые моря, в которые вливается много больших рек, имеют слабую соленость. Так, например, соленость Черного моря 14—19°/Оо, Балтийского 8—12%0, а в северной части Ботнического залива даже 3°/00. Наоборот, моря, окруженные областями с сухим климатом, имеют повышенную соленость. Так, Средиземное море имеет соленость 38—39°/оо, а Красное море, окруженное пустынями, имеет соленость около 41%0.
Изучение солености имеет большое значение как в науке, так и в практической жизни. Точное знание солености дает возможность определять течения и вообще движение водных масс как в горизонтальном, так и вертикальном направлении. Большое значение соленость и удельный вес морских вод имеет в оборонном деле. Плавание подводных лодок, глубина и скорость погружения, минирование вод, торпедирование неприятельских судов и пр. требуют точных знаний о солености и течениях в том или другом участке моря.
Цвет. Чистое оконное стекло нам кажется совершенно прозрачным. Но если положить два-три десятка чистых прозрачных стекол в стопку, то окажется, что стопка стекол стала полупрозрачной и с трудом пропускает голубой или слегка зеленоватый свет. Значит, чистое прозрачное стекло все же не вполне прозрачно и не бесцветно.
Приблизительно то же приходится, сказать и о воде. Чистая дистиллированная вода кажется бесцветной и совершенно прозрачной. Однако это наблюдается только в том случае, если слой воды сравнительно тонок. В более толстом слое вода кажется голубоватой. Этот голубоватый цвет легко заметить в белой ванне, наполненной чистой прозрачной водой.
Для точного определения цвета чистой воды брали стеклянную трубку в 5 м длины и, наполнив ее дистиллированной водой, закрывали оба конца трубки плоскими стеклами. Трубку помещали в светонепроницаемый футляр. Установив один конец трубки в окно, смотрели в другой конец на свет. Оказалось, что чистая дистиллированная вода имеет замечательный нежный и чистый голубой цвет. Это значит, что вода поглощает красные и желтые лучи спектра и хорошо пропускает голубые.
Зная, что чистая вода имеет голубой цвет, мы легко поймем, почему чистая вода озер, морей и океанов имеет преобладающий голубой цвет. Всякая же примесь к воде изменяет окраску. Так, например, если к чистой воде прибавить тончайший порошок желтого или красноватого цвета, то вода приобретает зеленоватый оттенок и т. д. Последнее хорошо видно на море у берегов после сильных прибоев: взмученная вода у берегов приобретает зеленоватую окраску.
Соли, растворенные в морской воде, на цвет воды не влияют, в силу чего вода морей имеет преобладающую голубую окраску. Однако примеси взвешенных частичек ила сразу же придают воде тот или другой оттенок. Так, например, р. Хуанхэ (Желтая), протекающая через лессовые области Китая, окрашивает морскую воду в желтоватый цвет (Желтое море). Примесь илистых частиц, приносимых реками, придает воде Белого моря зеленоватый цвет, а водам Балтийского моря — мутно-зеленый оттенок.
Прозрачность. Примеси различных веществ не только меняют цвет, но также изменяют и степень прозрачности воды. Каждому известно, что мутные воды наименее прозрачны, а чистая вода отличается наибольшей прозрачностью. В науке и в практической жизни (особенно в оборонном деле) изучение цвета и прозрачности воды имеет большое значение. Для исследования степени прозрачности воды употребляется очень простой прибор — диск Секки. Он состоит из цинкового диска, имеющего 30 см в диаметре, окрашенного в белый цвет. Диск наподобие чашки обычных весов привешивается к шнуру и медленно погружается в воду. При этом сверху следят, на какой глубине белый диск перестает быть видимым. Эта глубина определяет степень прозрачности воды в бассейне. Так, например, в Белом море диск становится невидимым на глубине 6—8 м, в Балтийском 11 —13 м, в Черном 28 м. Наибольшей прозрачностью отличаются воды Средиземного моря — до 50—60 м. Большой прозрачностью отличаются также воды Тихого океана (59 м) и особенно Саргассова моря (66 м).
При определении прозрачности обычно определяют и цвет. Белый диск по мере погружения меняет цвет. В одних бассейнах диск на некоторой глубине принимает голубой цвет, в других зеленый и т. д.
Для точности обозначения наблюдаемого цвета употребляется шкала, состоящая из ряда трубочек, наполненных растворами различных оттенков от голубого до желтого цвета.
Свечение моря. В ночное время нередко наблюдается свечение морской воды. Последнее происходит не от самой воды, а от некоторых организмов, обитающих в морской воде, способных испускать свет. К числу таких организмов относятся: светящиеся бактерии, одноклеточные (особенно ночесветка, которые в большом количестве появляются в конце лета), некоторые медузы и др.
Температура морской воды. Вода — самое теплоемкое тело на Земле. Чтобы нагреть 1 см3 воды на 10, нужно затратить тепла столько же, сколько потребуется его на нагревание 5 см3 на тот же 1° гранита или 3134 см3 воздуха. Это значит, что теплоемкость воды в пять раз больше теплоемкости гранита и в 3 тыс. с лишним раз более теплоемкости воздуха.
Поверхность океанов и морей составляет более 2/3 поверхности земного шара. Стало быть, более 2/3 солнечной энергии, поглощаемой поверхностью земного шара, приходится на Мировой океан. Часть этого тепла расходуется на испарение, часть на нагревание воздуха над морем, часть, отражаясь, излучается в небесное пространство и часть идет на нагревание самой водной поверхности. В итоге, по приблизительным подсчетам, из всего количества солнечного тепла, падающего на единицу поверхности водного бассейна, в тропическом поясе на нагревание уходит 60%, в умеренных около 30% и в холодных до 10%.
Роль этого тепла в жизни атмосферы и жизни материковых вод нами уже отмечалось. Говорилось также и о том, что суточные и годовые колебания температуры водной поверхности совершенно иные по сравнению
с сушей. Напомним только, что суточная амплитуда поверхности океана в тропическом поясе выражается в 0,5—1°, в умеренном поясе около 0°,4 и холодном около 0°,1. Что же касается годовой амплитуды, то она также очень невелика: в жарком поясе 2—3°, в умеренном от 5 до 10° и холодном 1—2°. Отметив эти особенности в нагревании водной поверхности, перейдем теперь к температурам океанов и морей.
Измерение температур морей и океанов. Измерение температуры поверхностных слоев не представляет никаких трудностей. Берут ведро воды, опускают в ведро термометр, который и покажет температуру. Что же касается более глубоких слоев воды и в особенности измерения температуры на глубинах, то здесь приходится применять термометры совершенно особого устройства, называемые глубинными термометрами (рис. 158).
Глубинный термометр прежде всего должен противостоять силе того огромного давления, которое существует на глубинах. Это достигается, во-первых, тем, что термометр заключается в трубку из толстого стекла, а потом в медную гильзу таким образом, чтобы вода касалась толстостенной стеклянной трубки термометра только около ртутного шарика. Кроме того, глубинный термометр должен фиксировать ту температуру, которая отмечена им на глубине. Последнее достигается тем, что в нужный момент, по данному сверху сигналу, термометр быстро поворачивается верхом вниз. При этом столбик ртути в термометре разрывается, что и позволяет фиксировать показание термометра.
Температура поверхности океанов и морей. Корабли, которые плавают по различным морям и океанам, ежедневно, вместе с определением географических координат, определяют и температуру воды на поверхности моря. На основании подобных многочисленных наблюдений составляются карты средних месячных и годовых температур поверхности Мирового океана и наносятся соответствующие изотермы (рис. 159). По картам изотерм видно, что температура поверхности океанов в жарком поясе повышается к западу, а в умеренном к востоку. Последнее зависит, как мы увидим дальше, от морских течений, которые в тропическом поясе направляются преимущественно на запад, а в умеренном отклоняются к востоку.
Сравнивая те же средние годовые температуры воздуха над сушей и над океанами, мы видим, что в жарком поясе средняя годовая температура на суше несколько выше, чем над морем. В умеренном и холодном поясах, наоборот, температура над морем значительно выше, чем над сушей. Это умеряющее и согревающее влияние моря мы в свое время уже отмечали.
Температуры на глубинах. Непосредственные измерения показали, что суточные колебания, правда, очень ничтожные, можно заметить до глубины 25—30 м, годовые же до 200—300 м, а в некоторых случаях даже до 350 м. Глубже 300—350 м температура остается неизменной во все времена года. Иначе говоря, на глубине 300—350 м мы имеем слой постоянной температуры. Однако с глубиной температура продолжает постепенно понижаться (на каждые 1 тыс. м глубины приблизительно на 1—2°), и на глубине 3—4 тыс. м она доходит до 2° и даже до — 1°. Это
постепенное понижение температуры с глубиной объясняется тем, что холодная вода, имея большую плотность, погружается вниз, а теплая вода, как более легкая, сосредоточивается в верхних слоях. В отличие от пресной воды морская вода приобретает наибольшую плотность не при 4° С, а при 2° и ниже, что опять-таки зависит от степени ее солености. Низкая температура глубин всех океанов объясняется влиянием полярных морей и океанов. Там вода, охлаждаясь до — 1 и — 2°, опускается и медленно растекается по дну всех океанов. Происходит, правда, очень медленное, но постоянное движение воды в придонных частях от полюсов к экватору и в верхних частях от экватора к полюсам (рис. 160). Наличие подобного движения делает понятным, почему придонные температуры южных частей океанов ниже тех же придонных температур северных частей океанов. Подводный порог (Томсона) в Атлантическом океане преграждает путь придонным холодным водам Северного Ледовитого океана, в силу чего в северной части Атлантического океана придонная температура 3°,5 и 4°, а за порогом Томсона, в Северном Ледовитом океане, она сразу же падает до —1°,2.
Отсутствие подобных порогов в южной части Атлантического океана приводит к обратным результатам. Там уже с 50° ю. ш. придонная температура ниже 0°.
Еще резче отделена северная часть Тихого океана от Северного Ледовитого океана, что приводит к понижению температур к югу.
Замерзание морской воды. Процесс замерзания морской воды протекает значительно сложнее по сравнению с пресной. Пресная вода при обычных условиях замерзает при 0°, а морская — при более низких температурах. Температура замерзания морской воды зависит прежде всего от степени ее солености, что хорошо можно видеть из приведенной таблицы:
Пресная вода наибольшую плотность имеет при 4°С. Что же касается морской воды, то она наибольшей плотности достигает при более низких температурах, опять-таки в зависимости от степени солености. Так, например:
Вода пресноводных бассейнов при охлаждении с поверхности становится более тяжелой и погружается вниз, а на ее место из глубины поднимается более легкая теплая вода. Это своеобразное движение (называемое конвекцией) постепенно захватывает все большие и большие толщи воды. Когда же, наконец, вся масса воды охлаждается до 4°С, т. е. достигнет своей максимальной плотности, конвекция прекращается, потому что вода на поверхности бассейна, охлаждаясь далее, становится легче. При создавшихся условиях поверхностный слой дальше охлаждается очень быстро и скоро замерзает. В морской воде конвекция не прекращается, потому что плотность воды с понижением температуры все время возрастает. Кроме того, при замерзании морской воды кристаллики льда образуются из чистой (пресной) воды, причем соль выделяется и повышает соленость незамерзшей воды. С повышением же солености температура замерзания и температура наибольшей плотности, как это видно из приведенных выше таблиц, значительно понижается. Все это вместе взятое сильно замедляет процесс замерзания. Таким образом, для замерзания морской воды требуются более низкие температуры и большая продолжительность времени. Обильное выпадение снега (опресняющего поверхность морской воды) ускоряет замерзание. Волнение, наоборот, замедляет замерзание.
При замерзании пресных вод мы различали три момента: образование сала, образование блинчатого льда и, наконец, полное замерзание всей поверхности. Приблизительно так же протекает и замерзание моря. Кристаллы в морской воде образуются более крупные и срастаются более крупными комками и льдинками, которые почти сплошь покрывают море. Последнее придает морю своеобразный матовый оттенок. Этот начальный период замерзания моря известен у моряков под названием ледяного сала.
Далее льдины увеличиваются в размерах, трутся друг о друга и принимают вид больших плавающих тарелок более или менее округлой формы. Этот своеобразный, пока еще не сплошной подвижный ледяной покров называют блинчатым льдом.
Если погода стоит тихая и волнение на море слабое, то отдельные «блины» смерзаются, в результате чего образуется сплошной ледяной покров, толщина которого постепенно увеличивается. Сильное волнение обычно разбивает ледяной покров на огромные плоские ледяные куски, которые называются ледяными полями. Ледяные поля под влиянием ветров надвигаются друг на друга, взламываются по краям, нагромождая груды и валы обломков, известных под названием ледяных торосов (рис. 161).
Высота торосов над поверхностью ледяного поля обыкновенно не превышает 5 м, но в отдельных случаях доходит до 9 м. Эта подводная масса льда удерживается большим скоплением льда под торосом. Толщина ледяных масс под торосом обычно превосходит высоту тороса в два-три раза, так что общая толщина тороса доходит до 15—20 м.
Торосистые льды легко застревают на мелях и образуют у берегов скопления подвижных льдов, известных под названием берегового припая. Наибольших размеров береговой припай достигает у восточных берегов Таймыра и особенно у Новосибирских островов и о. Врангеля (300—400 км ширины). Отдельно сидящие на мелях торосы называют стамухами.
Ледяные поля, находящиеся в пределах Северного Ледовитого океана, не успевают растаивать в течение короткого и прохладного лета. В следующую зиму толщина льда увеличивается. Получается более толстый двухлетний лед. Утолщение льда продолжается и в следующие годы. В результате образуется толстый и очень крепкий лед до 5 и более метров. Большие скопления движущегося многолетнего льда известны под названием полярного пака. Полярный пак занимает большую часть поверхности Северного Ледовитого океана.
Мы уже говорили о том, что ледяные поля Северного Ледовитого океана за лето не могут растаять. Если бы в Северный Ледовитый океан не вливались теплые воды Атлантического океана (течение Гольфстрим) и холодное Гренландское течение не выносило полярные льды в Атлантический океан, то весь Северный Ледовитый океан превратился бы в сплошную ледяную пустыню. Очень возможно, что отсутствие прохода между Атлантическим и Северным Ледовитым океанами и было одной из
главнейших причин тех ледниковых периодов, которые пережила Евразия и Северная Америка в четвертичное время. Влияние течений на замерзание Мирового океана хорошо видно на приложенной климатической карте.
Айсберги. Материк Антарктида, о. Гренландия и многие другие острова Северного Ледовитого океана, как мы уже знаем, имеют мощные толщи материкового льда. Материковые льды, сползая в море, дают начало многочисленным плавающим горам, или айсбергам. По приблизительным подсчетам в одно только Баффиново море с западных берегов Гренландии ежегодно поступает более 7 тыс. айсбергов.
Удельный вес льда около 0,9, в то время как удельный вес морской воды немного более 1,0. При данных условиях ледяные горы оказываются погруженными в воду на 6/7 своего объема. Таким образом, над водой поднимается всего 1/5 — 1/7 часть льдины.
Насколько велики могут быть плавающие ледяные горы Антарктиды, можно видеть из следующих примеров. Материковые льды Антарктики сползают огромными массами, образуя ледяные стены, поднимающиеся над уровнем моря на 30—40 и более метров. Ледяная стена «Великого барьера» (рис. 162), отвесно падающая в море, тянется на протяжении 750 км. Над водой она поднимается на 30—40, а местами на 70 м. Средняя толщина льда здесь не менее 180—200 м. Понятно, что обломки такого ледника могут достигать огромных размеров и имеют столообразную форму. В 1854 г. в южной части Атлантического океана ряд кораблей в своих судовых журналах отметил встречу с ледяной горой, длина которой была более 100 км, а высота над водой 90 м. В 1911 г. к югу от Австралии была встречена ледяная гора 64 км длины. Ледяные горы меньшего размера встречаются значительно чаще. Так, например, наша экспедиция под начальством Беллинсгаузена в 1819 г. встретила у берегов Антарктиды до 250 ледяных гор. Иногда судам приходится идти среди ледяных гор на протяжении 400—500 км.
Айсберги выносятся течениями иногда очень далеко за пределы полярного круга. Так плавающие ледяные горы у берегов Северной Америки заходят значительно южнее о. Ньюфаундленд и создают большую угрозу кораблям. В южной части океана айсберги заходят еще дальше. В отдельных случаях они достигали 30 и даже 25° ю. ш., т. е. почти пределов тропического пояса.
—Источник—
Половинкин, А.А. Основы общего землеведения/ А.А. Половинкин.- М.: Государственное учебно-педагогическое издательство министерства просвещения РСФСР, 1958.- 482 с.
Предыдущая глава ::: К содержанию ::: Следующая глава
