Если у вас возникли сложности с курсовой, контрольной, дипломной, рефератом, отчетом по практике, научно-исследовательской и любой другой работой - мы готовы помочь.
Предоплата всего
Подписываем
Глава ХV. Водный баланс, обмен энергией и веществами.
Водообмен и водный баланс. Общее количество воды в Мировом океане в обозримое время является постоянным, поскольку ни систематического прибавления воды, ни ее убыли не происходит. В океаны вода поступает с атмосферными осадками и речным стоком, а расходуется в процессе испарения с его поверхности. Доли приходной и расходной частей равны, на что указывает постоянство среднего уровня Мирового океана. Приход и расход воды компенсируют друг друга, т.е. количество поступающей в океан речной воды и атмосферных осадков равно количеству испаряющейся воды. Все это относится ко всему Мировому океану в целом. При этом обычно не учитывается поступающая в него вода подземного стока и вода, образующаяся при конденсации паров из-за их пренебрежимо малого количества. Отдельно рассматривается также баланс замкнутого Каспийского моря и крупных внутриконтинентальных заливов с очень ограниченной связью с Мировым океаном.
Что же касается отдельных океанов, то картина там несколько иная, поскольку количество поступающей и расходуемой воды в каждом из них различное. Их величины зависят от географического, климатического и геотектонического положения океанских впадин, от их размеров, формы и протяженности береговых линий, от количества входящих в их бассейны морей, заливов и проливов, от интенсивности, направления и величины атмосферных потоков. Решающее значение при этом имеют все же равнозначные или неодинаковые объемы воды, поступающие в океаны в виде атмосферных осадков и речного стока – с одной стороны, и массы испаряющейся воды с их поверхности – с другой. Например, в СЛО и в приантарктических секторах других океанов количество испаряющейся в настоящее время воды значительно уступает количеству воды, поступающей с речным стоком и атмосферными осадками (в предшествующие эпохи могли быть другие соотношения). На остальных океанских акваториях наблюдается обратная картина, причем в каждом из океанов обычно не соблюдаются пропорции в приходной и расходной частях водного баланса. Образующиеся излишки или дефицит воды систематически выравниваются путем перетекания воды из одного океана в другой. Это хорошо видно из таблицы 38, показывающей величины водообмена между океанами.
Таблица 38
Водообмен между океанами /63/.
|
О к е а н ы |
Приход |
Расход |
Разность |
|||
|
103км3/год |
% |
103км3/год |
% |
103км3/год |
% от общего обмена в океане |
|
|
Атлантический |
6704 |
34 |
6703 |
34 |
-2 |
0,2 |
|
Индийский |
7200 |
36 |
7190 |
36 |
+10 |
0,1 |
|
Тихий |
5775 |
29 |
5790 |
29 |
-15 |
0,2 |
|
Северный Ледовитый |
281 |
1 |
277 |
1 |
+4 |
1,4 |
|
ВСЕГО |
19960 |
100 |
19963 |
100 |
-3 |
0,01 |
Из суммарного объема участвующих в обмене вод количество океанской воды в обеих частях баланса равно по 19963.103 км3 или по 98%, а доля пресной воды составляет всего 2% или 484.103 км3. Общий объем приходной части составляет 20458.103 км3, а расходной 20447.103 км3; разность между ними равна 11.103 км3.
По количеству поступающей и расходуемой воды на первом месте находится Индийский, за ним следуют Атлантический, Тихий и Северный Ледовитый океаны. На огромном пространстве Индийского океана между Африкой, Австралией и Антарктикой переносится наибольшие количества воды. Неширокий пролив Дрейка, многочисленные, но такие же узкие проливы в Индонезийском архипелаге, узкий Берингов пролив существенно ограничивают водообмен Тихого океана с тремя остальными океанами и в сумме не превышает 12-14% от общей массы воды. Доля водообмена между СЛО и Атлантическим не превышает 4% от общего баланса водообмена Мирового океана. Упоминавшийся неширокий пролив Дрейка влияет и на водообмен между Атлантическим и Тихим океанами.
Интенсивность и скорости водообмена. Интенсивность обмена вод в океане велика. Объемы переносимых вод через пороги между отдельными океанами указывают на существенные различия между ними. Подсчитано, что полный обмен вод в Индийском океане происходит за 40, в СЛО – за 45, в Атлантическом – за 50 и в Тихом – за 120 лет.
На высокую интенсивность океанского водообмена на всех его уровнях указывают важные свойства океанской воды. Так, на всех глубинах всех океанов отмечается в целом высокое содержание кислорода, активно протекающие окислительно-восстановительные и биохимические процес-сы, повсеместное присутствие живых организмов.
Установлено также, что величины водообмена сопоставимы со средними скоростями течения воды. Например, скорости перемещения воды в верхах поверхностной структурной зоны колеблются от 10 см/с в Атлантическом и Тихом океанах, до 16 см/с в Индийском океане, а средняя скорость течения для 10-метрового верхнего слоя Мирового океана определена в 11,5 см/с. С ростом глубины эта величины уменьшаются для воды поверхностной структурной зоны в 2 раза, а во всей толще воды от 0 до 5000 м она не превышает 3,2 см/с. Минимальной такая скорость определена для всей толщи воды Атлантического океана(2,7 см/с), а максимальной (4,3 см/с) – для Индийского океана. Соответственно этим скоростям в Индийском океане в толще от 0 до 5000 м переносится 213 м3/с воды и 133 м3/с – в Атлантическом океане. Средний объем переносимой воды в Мировом океане, по В.Н.Степанову, составляет 160 м3/с. Наибольшее количество воды переносится в поверхностной структурной зоне и в 4-5 раз меньше – в глубинной и придонной структурных зонах. Большую роль в повышенной интенсивности водопереноса играют атмосферные процессы – ветер, ветровое трение и атмосферное давление.
Водообмен играет большую роль в осадкообразовательном процессе, в развитии диагенеза осадков, в некоторых случаях определяет мощность и пространственное расположение литологи-ческих и генетических типов осадков.
Кинетическая энергия циркуляции воды. Данные о водообмене В.Н.Степанов (1983) положил в основу расчета кинетической энергии циркуляции вод. Методика этого расчета со всеми критическими замечаниями приведена в известной его монографии. Основным положением этой методики является обоснование способа численного определения величины кинетической энергии. Она рассчитывается на единицу массы по средним величинам скорости переноса вод, полученным для каждой пятиградусной трапеции. Таким образом определена величина кинетической энергии воды в каждой структурной зоне для каждого океана. Так, средняя величина кинетической энергии в поверхностной зоне Атлантического и Тихого океанов составляет примерно 10 Дж/м3, а в Индийском увеличивается до 30 Дж/м3. С ростом глубины уменьшаются скорость переноса вод, следовательно, меньшими становятся и величины кинетической энергии.
Сопоставление величин кинетической энергии по структурным зонам приводятся в таблице 39.
Таблица 39
Оценка общей кинетической энергии (Еобщ) в структурных зонах по океанам
(М-Мировой; А-Атлантический; И-Индийский; Т-Тихий) /63/.
|
Структурные зоны |
Еобщ 1017 Дж |
% по океану |
% по Мировому океану |
||||||||
|
М |
А |
И |
Т |
М |
А |
И |
Т |
А |
И |
Т |
|
|
Поверхностная (0-200 м) |
3,4 |
0,4 |
1,7 |
1,2 |
10 |
10 |
10 |
13 |
1 |
6 |
4 |
|
Промежуточная (200-2000 м) |
13,1 |
1,4 |
7,5 |
3,7 |
40 |
30 |
43 |
38 |
4 |
23 |
11 |
|
Глубинная (2000-4000 м) |
13,4 |
2,2 |
7,6 |
3,8 |
41 |
47 |
43 |
39 |
7 |
23 |
12 |
|
Придонная (4000-5000 м) |
2,5 |
0,6 |
0,8 |
0,9 |
9 |
13 |
4 |
10 |
22 |
3 |
3 |
|
По океану в целом |
32,5 |
4,6 |
17,6 |
9,6 |
100 |
100 |
100 |
100 |
14 |
54 |
30 |
Из рассмотрения таблицы 39 следует вывод о том, что общее количество, а следовательно и доля кинетической энергии циркуляции наибольшими являются в Индийском, а наименьшими – в Атлантическом океане. Сравнивая эти показатели по структурным зонам, нетрудно убедиться в том, что их значения последовательно возрастают в ряду от придонной к поверхностной, промежуточной и глубинной зонам. Эта закономерность характерна и для Мирового океана в целом. Как видно из таблицы 39 между промежуточной и глубинной структурными зонами различия этих величин совсем незначительные, возможно, в пределах ошибки метода. Полученные величины находятся в большом согласии с объемами, скоростями и интенсивностью переносимых вод как в отдельных океанах, так и в целом по Мировому океану. На значения рассматриваемых величин не влияют различия в расположении крупнейших стационарных циркуляционных систем, каковыми являются пассатные, муссонные, приэкваториальные течения, экваториальные противотечения, поверхностные течения Гольфстрим, Куросио, антарктический циркумполярный поток.
Баланс тепла. В.Н.Степанов сделал первую попытку определить по новой методике баланс тепла Мирового океана. В ее основу положены результаты исследования процесса и величин теплообмена через океаническую поверхность, которая играет главную роль в балансе тепла. Обмен теплом между океанами второстепенен прежде всего для поверхностной зоны. Теплообмен через океаническую поверхность Мирового океана составляет в приходной и расходной частях соответственно 29903 и 29673 ккал/год или 77% от общего баланса тепла. Всего в теплообмене участвует в приходной части 38796, а в расходной – 38577 ккал/год, превышение первой над второй равно 219 ккал/год или 0,5% от общего баланса тепла. Избыток тепла в приходной части расходуется на поддержание соответствующей температуры поверхностной воды и на обогревание атмосферы.
Теплообмен между океанами отличается как по количеству переносимого тепла, так и по их доли в общем балансе тепла. Это хорошо видно из таблицы 40.
Таблица 40. Теплообмен между океанами /63/.
|
Океаны |
Приход |
Расход |
Разность |
|||
|
1016ккал/год |
% |
1016ккал/год |
% |
1016ккал/год |
% |
|
|
Атлантический |
2824 |
32 |
2937 |
33 |
-113 |
4 |
|
Индийский |
3323 |
37 |
3152 |
35 |
+171 |
5 |
|
Тихий |
2487 |
28 |
2692 |
30 |
-205 |
7 |
|
Северный Ледовитый |
258 |
3 |
118 |
2 |
+140 |
55 |
|
ВСЕГО |
8893 |
100 |
8899 |
100 |
-0,2 |
0,8 |
Через океаническую поверхность переносится от 67 до 85% всего тепла, в то время как между океанами этот перенос в 2, а то и в 3 раза меньше. На количество переносимого тепла между океанами не оказывают влияние размеры океанов. Так, через огромную площадь Тихого океана перемещается меньше тепла, чем через Атлантический или Индийский океаны. Однако количество тепла, находящегося в обороте в Тихом океане, почти в 2 раза больше (18.1019 ккал/год), чем в Атлантическом (10.1019 ккал/год) и Индийском (1019 ккал/год) океанах. Величина таких соотношений подтверждает, что она обусловлена высокой долей теплообмена через океаническую поверхность. Наименьшее количество тепла в теплообмене отмечается для Северного Ледовитого океана, что вполне естественно из-за низких величин приходной и расходной частей теплового баланса. Для этого океана в приходной части баланса перенос тепла через океаническую поверхность примерно в 3 раза меньше, чем через перенос его из других океанов, а в расходной, наоборот, в 3 раза больше.
Что же касается тепла в более глубоких структурных зонах, то главным фактором этого процесса служит обмен между океанами. В глубоких зонах интенсивность теплообмена теснейшим образом связана с водообменом. В.Н.Степанов указывает, что теплообмен в Атлантическом океане может быть завершен за 55, в Индийском океане – за 40 и в Тихом – за 132 года, т.е. почти за столько же лет, сколько их требуется для полного водообмена.
Обмен солями. В обмене веществами, содержащимися в океанских водах, важное значение имеют оценки количества соли и биогенных компонентов.
В Мировой океан соли поступают с материковым стоком, из атмосферы и за счет растворения донных отложений. Обратное движение солей осуществляется через атмосферу и через минеральную и органическую взвесь, осаждающихся из воды в донные отложения. Количество обмениваемых веществ и главные процессы этого явления показаны в таблице 41.
Приведенные в таблице 41 данные характеризуют главным образом основные процессы, которые определяют солевой обмен. Соотношение этих процессов различное: в приходной составляющей их восемь, а в расходной - только четыре. Огромную роль в приходной составляющей баланса играют вещества, выносимые в океан с материков, на их долю приходится 86,5% всей массы солей. В атмосферу из океана поступает не более 10% солей. Остальные соли появляются в результате обмена веществ. В расходной составляющей обмена доминируют вещества, выпадающие из воды в донные отложения – это примерно 90% всей массы солей. Общая масса солей, вовлеченных в планетарный круговорот, оценивается в 5.109 тонн в год.
Обмен солей между океанами контролируется водообменом, в то время как концентрация солей в воде играет подчиненную роль. По В.Н.Степанову (1983) общее содержание солей в Мировом океане равно 46,5.1015 тонн. Почти 1,5% этой массы (695,6.1012 тонн) участвует в солевом обмене. По его расчетам, полный обмен солей в Мировом океане происходит приблизительно за 70 лет. Как и в балансе водообмена, основная масса солей переносится в Антарктическом круговом течении.
Таблица 41.
Внешний годовой круговорот суммы ионов основного солевого
|
Составляющие круговорота |
Поступлние |
Удаление |
||
|
Приходная часть |
107 т/год |
107 т/год |
% |
|
|
1.Ионный сток, в том числе: речной |
31,0 |
% |
||
|
пресных подземных вод |
12,0 |
62,3 |
||
|
при таянии материковых льдов (айсберги, шельфовые ледники) |
3 |
24,5 |
||
|
2.Поступление солей за счет: |
0,7 |
|||
|
растворения взвесей речного стока |
20 |
|||
|
растворения пылеватых частиц из атмосферы |
5 |
4,1 |
||
|
растворения донных осадков (СаСО3, SiO2 и др.) |
20 |
1,1 |
||
|
десорбционных и диффузионных процессов |
10 |
4,1 |
||
|
растворения продуктов вулканических извержений |
5 |
2,1 |
||
|
Расходная часть обмена |
1,1 |
|||
|
Вынос на сушу солей, попавших в атмосферу при испарении океанической воды |
50 |
10,2 |
||
|
Осаждение и коагуляция при смешении речных и морских вод |
260 |
53,1 |
||
|
Осаждение солей при испарении в мелководных бассейнах |
60 |
12,3 |
||
|
Сорбция ионов донными отложениями и взвесями |
120 |
24,5 |
||
|
ВСЕГО |
490 |
490 |
100 |
|
|
100 |
состава вод Мирового океана /49/.
Более или менее полный обмен солей в Атлантическом и Индийском океанах осуществляется за 40-45 лет, в Тихом – за 125 лет. Доля солей, переносимых в СЛО, не превышает 2% от общей массы обменных солей Мирового океана. Все оценки сделаны без учета интенсивности перемещения вод и их структуры. Солеобмен через поверхность океана на три порядка меньше переноса в толще вод, поэтому в балансе солей Мирового океана таковой обмен с атмосферой и сушей обычно в расчет не принимается.
В нижеследующей таблице 42 приведены данные об обмене солями между океанами. Максимальное количество солей переносится с водами Индийского океана, а минимальное – с водами СЛО. Это относится как к приходной, так и к расходной составляющим баланса. В Тихом океане при огромной массе его вод приходная часть на 7, а расходная часть на 8% меньше, чем в Индийском океане, и соответственно на 4 и 6% меньше, чем в Атлантическом океане.
Таблица 42.
Обмен солей между океанами /63/.
|
О к е а н ы |
Приход |
Расход |
Разность |
|||
|
1012 т/год |
% |
1012 т/год |
% |
1012 т/год |
% |
|
|
Атлантический |
232,7 |
33 |
234,3 |
34 |
-2,6 |
1,1 |
|
Индийский |
249,9 |
36 |
249,2 |
36 |
+0,7 |
0,3 |
|
Тихий |
199,9 |
29 |
197,5 |
28 |
+2,4 |
1,2 |
|
Северный Ледовитый |
13,0 |
2 |
13,1 |
2 |
-0,1 |
0,8 |
|
ВСЕГО |
695,5 |
100 |
695,1 |
100 |
+0,4 |
0,06 |
Обмен кислородом и биогенными веществами. Суммарный баланс такого обмена еще не подсчитан из-за отсутствия сведений об обмене кислородом, фосфором, азотом и кремнием по отдельным океанам. Имеется только количественная оценка основных процессов, которые обеспечивают их обмен по Мировому океану в целом.
Основная масса кислорода находится в Мировом океане; его в 158 раз меньше, чем в атмосфере – 1184.1012 т и 7,48.1012 т соответственно. Кислород в гидросфере и литосфере находится в связанном состоянии. В воде Мирового океана заключено 1,2.1018 т связанного кислорода. Однако наиболее важное значение имеет свободный кислород, количество которого увеличивалось вместе с возрастом Земли. В настоящее время количество свободного кислорода в атмосфере Земли оце-нивается в 1,2.1015 тонн.
В воде Мирового океана свободный кислород образуется за счет молекулярного кислорода при фотосинтезе, поступления из атмосферы при понижении температуры воды в холодные периоды года, а также в составе атмосферных осадков. Расходуется кислород на дыхание организмов, на окисление органических веществ, поступающих в воду при метаболизме остатков отмерших организмов и в результате эмиссии его в атмосферу при повышении температуры воды. Годовое биохимическое потребление кислорода в воде Мирового океана достигает 151.109 тонн.
Скорость обмена кислородом между океаном и атмосферой пропорциональна разнице в парциальном давлении кислорода в этих средах. Эта разница появляется при понижении или повышении температуры и при понижении солености, которые увеличивают или уменьшают растворимость кислорода. Перемешивание воды также способствует кислородному обмену. Наиболее интенсивно эти процессы протекают в водах и атмосфере полярных и умеренных широт, где наиболее интенсивно осуществляются сезонные колебания температуры и фотосинтеза.
В обменном процессе участвует растворенный в воде фосфор, который извлекается фитопланктоном при фотосинтезе, а также фосфор, образующийся при растворении органической взвеси, отмерших остатков морских организмов. Годовой баланс растворенного фосфора достигает 10,7.108 тонн в приходной и 10,67.108 тонн в расходной части. Океанская вода резко недонасыщена фосфором, поэтому она способна хорошо растворять как биогенную, так и минеральную взвеси, содержащих хоть какое-то количество фосфора. Наиболее активно этот процесс совершается в воде поверхностной структурной зоны.
Азот в океанской воде находится в связанном виде и представлен нитратами, аммиаком, нитритами и азотом органических соединений. В океан эти вещества поступают с материковым стоком, с атмосферными осадками, антропогенным путем и при вулканических извержениях. В приходной и расходной частях годового баланса растворенного связанного азота участвует 7,73.109 тонн, т.е. такое количество связанного азота извлекается из океанских вод при фотосинтезе. В биогенном круговороте растворенного связанного азота задолжено 98,5% от этой величины. Остальные 1,5% являются постоянными компонентами веществ, образующих внешний круговорот.
Кремний участвует в обмене веществ в виде растворенной кремнекислоты, которая служит основой жизнедеятельности диатомового и радиоляриевого планктона и всех видов океанских губок. Годовой баланс растворенного кремния составляет 31,0.109 тонн, т.е. такое количество крем-ния извлекается из воды организмами при фотосинтезе.