Egenskaber ved havvand og zonefunktioner. Fysiske og kemiske egenskaber ved vand i verdenshavene

Tilbage i begyndelsen af 1800-tallet. Det blev bemærket, at mængden af salte opløst i havvandene kan variere meget, men saltsammensætningen og forholdet mellem forskellige salte i havvandene er de samme. Dette mønster er formuleret som en egenskab af konstanthed af saltsammensætningen af havvand. Per 1 kg havvand er der 19,35 g klor, 2,70 g sulfater, 0,14 g bicarbonater, 10,76 g natrium, 1,30 g magnesium, 0,41 g calcium. Det kvantitative forhold mellem hovedsaltene i MO-vand forbliver konstant. Total saltholdighed bestemmes af mængden af klor i vand (formlen er opnået af M. Knudsen i 1902):

S = 0,030 + 1,805 Cl

Vandene i oceanerne og havene tilhører kloridklassen og natriumgruppen, i denne adskiller de sig skarpt fra flodvande. Kun otte ioner tegner sig for mere end 99,9% af den samlede masse af salte i havvand. De resterende 0,1% tegner sig for alle andre elementer i D.I.-tabellen. Mendeleev.

Fordelingen af saltholdighed i vandmasser er zonebestemt og afhænger af forholdet mellem nedbør, tilstrømning af flodvand og fordampning. Derudover er vandets saltholdighed påvirket af vandcirkulation, organismers aktivitet og andre årsager. Ved ækvator er der en nedsat saltholdighed af vand (34-330/00), grundet en kraftig stigning i nedbør, afstrømning af dybe ækvatorfloder og let reduceret fordampning på grund af høj luftfugtighed. På tropiske breddegrader observeres den højeste vandsaltholdighed (op til 36,50/00), forbundet med høj fordampning og lav nedbør ved barisk trykmaksima. På tempererede og polære breddegrader er vandets saltholdighed reduceret (33-33,50/00), hvilket forklares med en stigning i nedbør, flodafstrømning og smeltende havis.

Salinitetens breddefordeling er forstyrret af strømme, floder og is. Varme havstrømme transporterer saltere vand mod høje breddegrader, mens kolde strømme transporterer mindre saltholdigt vand mod lave breddegrader. Floder afsalter flodmundingsområderne i oceaner og have. Amazonflodernes indflydelse er meget stor (afsaltningspåvirkningen fra Amazonas mærkes i en afstand af 1000 km fra mundingen), Congo, Niger osv. Is har en sæsonbestemt effekt på vandets saltholdighed: om vinteren, når der dannes is, stiger vandets saltholdighed, om sommeren, når isen smelter, falder den.

Saltindholdet i det dybe vand i Moskva-regionen er ensartet og udgør generelt 34,7-35,00/00. Saltindholdet i bundvande er mere varieret og afhænger af vulkansk aktivitet på havbunden, frigivelsen af hydrotermisk vand og nedbrydning af organismer. Arten af ændringer i saltholdigheden i havvand med dybde er forskellig på forskellige breddegrader. Der er fem hovedtyper af ændringer i saltholdighed med dybde.

I ækvatoriale breddegrader saltholdigheden stiger gradvist med dybden og når sin maksimale værdi i en dybde på 100 m. På denne dybde nærmer saltere og tættere vand i oceanernes tropiske breddegrader sig til ækvator. Op til en dybde på 1000 m stiger saltholdigheden meget langsomt til 34.620/00; dybere saltholdighed forbliver stort set uændret.

I tropiske breddegrader saltholdigheden stiger let til en dybde på 100 m, for derefter at falde gradvist til en dybde på 800 m. På denne dybde observeres den laveste saltholdighed på tropiske breddegrader (34.580/00). Det er klart, at mindre salt, men koldere vand på høje breddegrader spredte sig her. Fra en dybde på 800 m stiger den lidt.

I subtropiske breddegrader saltindholdet falder hurtigt til en dybde på 1000 m (34.480/00), og bliver derefter næsten konstant. I en dybde på 3000 m er den 34.710/00. I subpolære breddegrader saltholdigheden stiger langsomt med dybden fra 33,94 til 34,710/00, i polære breddegrader Saliniteten stiger mere markant med dybden - fra 33,48 til 34,700/00.

Havets saltholdighed er meget forskellig fra havets saltholdighed. Saltholdigheden af vand i Østersøen (10-120/00), Sort (16-180/00), Azov (10-120/00), Hvid (24-300/00) have skyldes flodens afsaltning. vand og atmosfærisk nedbør. Saltindholdet af vand i Det Røde Hav (40-420/00) forklares med lav nedbør og høj fordampning.

Den gennemsnitlige saltholdighed i Atlanterhavets farvande er 35,4; Stille – 34,9; indisk - 34,8; Ishavet - 29-320/00.

Massefylde– forholdet mellem et stofs masse og dets volumen (kg/m3). Vandets massefylde afhænger af saltindholdet, temperaturen og dybden, som vandet befinder sig i. Efterhånden som vandets saltholdighed stiger, øges tætheden. Vandtætheden stiger med faldende temperatur, med stigende fordampning (efterhånden som vandets saltholdighed stiger) og med dannelsen af is. Densiteten stiger med dybden, dog meget lidt på grund af vands lave kompressibilitetskoefficient.

Vandtætheden varierer zonalt fra ækvator til polerne. Ved ækvator er vandtætheden lav - 1022-1023, hvilket skyldes lavt saltindhold og høje vandtemperaturer. Mod tropiske breddegrader stiger vandtætheden til 1024-1025 på grund af en stigning i vands saltholdighed på grund af øget fordampning. I tempererede breddegrader er tætheden af vand gennemsnitlig, i polære breddegrader stiger den til 1026-1027 på grund af et fald i temperaturen.

Vands evne til at opløse gasser afhænger af temperatur, saltholdighed og hydrostatisk tryk. Jo højere temperatur og saltholdighed vandet er, jo færre gasser kan opløses i det.

Forskellige gasser opløses i havvandet: ilt, kuldioxid, ammoniak, svovlbrinte osv. Gasser kommer ind i vandet fra atmosfæren på grund af flodafstrømning, biologiske processer og undersøiske vulkanudbrud. Ilt er af største betydning for livet i havet. Det er involveret i planetarisk gasudveksling mellem havet og atmosfæren. I havets aktive lag dannes der årligt 5 x 1010 tons ilt. Ilt kommer fra atmosfæren og frigives under fotosyntese af vandplanter, brugt på respiration og oxidation.

Kuldioxid findes i vand hovedsageligt i bundet tilstand, i form af kuldioxidforbindelser. Det frigives under organismers respiration, under nedbrydning af organisk stof og bruges til konstruktion af skeletter af koraller.

Nitrogen er altid til stede i havvand, men dets indhold i forhold til andre gasser er mindre end i atmosfæren. I nogle have kan svovlbrinte ophobes i dybet; dette sker på grund af bakteriers aktivitet i et iltfrit miljø. Svovlbrinteforurening er blevet noteret i Sortehavet; dets indhold har nået 6,5 cm3/l; organismer lever ikke i et sådant miljø.

Vandets klarhed afhænger af spredning og absorption af solstråling, af mængden af mineralpartikler og plankton. Den højeste gennemsigtighed observeres i det åbne hav på tropiske breddegrader og er lig med 60 m. Vandgennemsigtigheden falder i lavt vand nær flodmundinger. Vandgennemsigtigheden falder især kraftigt efter en storm (op til 1 m på lavt vand). Den mindste gennemsigtighed observeres i havet i perioden med aktiv planktonreproduktion. Dybden af indtrængning af sollys i havet og følgelig fordelingen af fotosyntetiske planter afhænger af vandets gennemsigtighed. Organismer, der kan optage solenergi, lever i dybder på op til 100 m.

Tykkelsen af klart vand har en blå eller mørkeblå farve, en stor mængde plankton fører til udseendet af en grønlig farvetone, og nær floder kan vandet være brunt.

Ocean - levemiljø

MO er den største biocyklus eller levende område på vores planet. De to andre biocykler - land- og indre farvande - er meget mindre. Havets levende miljø er kontinuerligt og har ingen grænser, der forhindrer spredning af organismer. Der er i øjeblikket omkring 160.000 dyrearter og 10.000 arter af planter i havet. De mest almindelige arter i havet er bløddyr, krebsdyr og protozoer. Af hvirveldyrene i havet lever fisk (16.000 arter), skildpadder, slanger og pattedyr (hvaler, pinnipeds). Blandt planterne dominerer alger (mere end 5.000 arter af grønne alger, omkring 5.000 arter af kiselalger; røde, brune, blågrønne alger er lidt færre).

Havets og havets biocyklus er opdelt i to hovedbiochores (rum optaget af grupper af lignende biotoper): bundoverfladen eller benthal region, som omfatter alle organismer, der lever på bunden og vandsøjlen el pelagisk regionåbent hav - pelagisk. Derfor er marine biocenoser opdelt i bentiske og pelagiske . Bundorganismer (bakterier, alger, dyr, der bevæger sig langsomt langs bunden) - benthos tilbringer hele deres liv eller det meste af deres liv på bunden, pelagiske dyr lever kun i vand. Mangfoldigheden af organisk liv i havet er opdelt i fire grupper: plankton, nekton, benthos, pleiston . Plankton(flydende) repræsenterer en gruppe af for det meste mikroskopiske organismer, der flyder i vandsøjlen og ikke kan bevæge sig mod strøm. Blandt dem er der passivt flydende dyr og planter - zooplankton Og planteplankton(mindste plante (hovedsageligt alger) og dyreorganismer (encellede organismer, krebsdyr, orme, vandmænd), enten usynlige eller bittesmå fraktioner af en millimeter i størrelse, med undtagelse af vandmænd op til 1-2 m i diameter). Nekton(svømning) danner en gruppe af fisk, pattedyr og bløddyr, der aktivt svømmer i vand og er i stand til at bevæge sig store afstande. Benthos(dyb) består af organismer, der lever på bunden. Bundorganismer kan være vedhæftede, siddende (koraller, alger, svampe), gravende (bløddyr), kravlende (krebsdyr) eller fritsvømmende nær bunden (flynder, rokker). Plaiston– et sæt af organismer, der lever nær overfladefilmen af vand.

I kommunedistriktet er der en vertikal zonalitet i fordelingen af levende væsener. I havets vandsøjle skelnes neritiske (op til 200 m), bathyale (fra 200 til 3000 m) og afgrundszoner (dybere end 3000 m) zoner. Den neritiske zone er rig på plankton og benthos. Planteplankton lever i overfladevand ned til en dybde på 50 m; op til 65% af zooplankton findes ned til en dybde på 500 m. Resten af zooplanktonet lever på dybder fra 500 til 4000 m. En lignende fordeling er typisk for nekton.

Afhængigt af belysningen falder både de bentiske og pelagiske regioner i to faser: den øverste belyst (eufotisk) til en dybde på højst 200 m og den nederste, blottet for lys - afotisk. På dette grundlag er benthos opdelt i: oplyst kystnære eller kystnære og afgrunde, karakteristisk for den dybe havbund, blottet for lys.

Den pelagiske zone er opdelt i neritisk - kystnær, liggende over kystområdet og oceanisk.

Den kystnære zone dannes ved kontakten mellem hovedskallerne - hydro-, litho- og atmosfære; den er naturligvis kendetegnet ved den største variation af miljøforhold. I den benthalske del af kyststriben skelnes følgende (fra top til bund): supralittoral, beliggende på klipperne, over højvandsniveauet; selve kystzonen er den del af kysten, der tørrer ud ved lavvande; sublitoral - havbunden inden for hylden.

Området med det åbne hav og hav - den pelagiske zone - dækker alle oceaniske og havområder langt fra kysten, ud over sokkelens grænser, dvs. over kontinentalskråningen og havbunden. I lodret retning er den heterogen. Det øverste eufotiske lag højst 200 m er det egentlige pelagiske lag; medium tusmørke (dysfotisk) til en dybde på 1000 m - bathypelagisk; den nederste, der strækker sig til bunden, modtager slet ikke lys (afotisk) - afgrund. Havet er karakteriseret ved circumcontinental zoneinddeling: Kystvandene på sokkelen er rigest, mens antallet af organismer i det åbne hav er kraftigt reduceret.

Kystfaunaen og -floraen i Moskva-regionen er usædvanlig rig på organismer. De fysiske og geografiske forhold her er meget forskellige - saltholdighed er variabel, bølger, tidevand, strømme er karakteristiske, og jordens beskaffenhed er anderledes. Et stort antal benthosarter er almindelige her: nogle af dem er immobile (svampe, koraller, bryozoer), andre er mobile (pindsvin, søstjerner, bløddyr). Beboerne i det stenede substrat er fast knyttet til dets overflade, for eksempel alger. Den sandede og mudrede jord er hjemsted for krabber, snegle, bløddyr og orme. Kystzonen af tropiske have er præget af koralrev.

I det åbne hav er den økologiske situation mere ensartet end i kystzonen. Organismer, der tilbringer hele deres liv flydende, dominerer her. Fødevarer er knappe i det åbne hav, så organismer skal foretage lange rejser. En meget forskelligartet gruppe af aktivt svømmende fisk, hvaler, sæler, blæksprutter mv. Mange arter af marine organismer er i stand til at generere elektrisk energi; omkring 250 arter af sådanne fisk er blevet fundet i havet (elektriske ål er i stand til at generere en strøm på 600 V).

Havet har energi, biologiske og mineralske ressourcer. Hovedparten af verdens fangst (55 %) kommer fra Stillehavet: mere end halvdelen fanges i den nordlige del, en tredjedel i den sydlige del og en mindre andel i den tropiske del. 41% af alle fisk og skaldyrsprodukter produceres i Atlanterhavet, og også mere end halvdelen (68%) i dets nordlige del. Det Indiske Ocean tegner sig kun for 5 % af verdens fangst. De vigtigste havfiskerier er placeret inden for sokkelen; 5% af vandområdet i Moskva-regionen giver omkring 90% af verdens biologiske masseproduktion.

Landvande - Floder

Vand når land som følge af fordampning fra havets overflade og transport i atmosfæren, dvs. i gang med global fugtcirkulation. Atmosfærisk nedbør, efter at være faldet på landoverfladen, er opdelt i fire ulige og variable dele: den ene fordamper, den anden strømmer tilbage i havet i form af vandløb og floder, den tredje siver ned i jorden og jorden, den fjerde bliver til bjerg- eller kontinentalgletsjere. I overensstemmelse hermed er der fire typer vandophobning på land: floder, søer, grundvand og gletsjere. Desuden findes vand i store mængder i jord og sumpe.

flod– naturlig vandstrøm, der flyder i lang tid i bedet dannet af det – i flodlejet. Vandvolumenet i floder er 1200 km3, eller 0,0001% af den samlede vandvolumen. Begrænsningen af floder til en linje er relativ: i processen med sin aktivitet skifter hver flod, under indflydelse af Coriolis-styrken, til højre (på den nordlige halvkugle). Floden har en kilde og en munding . Kilde floder - et sted, hvor en flod antager en bestemt form, og en strømning observeres. En flod kan starte fra sammenløbet af vandløb, der fodrer dem, eller strømme ud af en sump, sø eller gletsjer i bjergene. Kilden og begyndelsen af en flod er ikke de samme begreber. En flod kan starte fra sammenløbet af to floder (for eksempel Biya- og Katun-floderne ved deres sammenløb danner Ob-floden) eller strømme ud af en sø (Angara). I dette tilfælde har floden ingen kilde. flodmunding - det sted, hvor en flod løber ud i et modtagebassin: hav, sø eller en anden, større flod.

Floden med dens bifloder er flodsystemet, bestående af en hovedflod og bifloder af forskellig orden (floder, der løber ind i hovedfloden, kaldes førsteordens bifloder, deres bifloder kaldes andenordens bifloder osv.). Landområdet, hvorfra en flod samler vand, kaldes svømmepøl floder. Hovedflodens bassin omfatter bassinerne for alle dens bifloder og dækker det landområde, der er besat af flodsystemet.

Linjen, der adskiller nærliggende vandløbsoplande, kaldes vandskel. Vandskel er veldefinerede i bjergene, hvor de løber langs toppene af højdedragene; på sletterne er vandskel placeret på flade interfluves (plakors). Jordens hovedvandskel adskiller to skråninger på planetens overflade - strømmen af floder, der flyder ind i Stillehavs-indiske bassinet (47%) fra strømmen af floder, der løber ud i Atlanterhavet og det arktiske hav (53%).

Hver flod er kendetegnet ved længde, bredde, dybde, bassinareal, fald (overskud af kilden over mundingen, i cm) og hældninger (forholdet mellem flodens fald og flodens længde, i cm/km ), strømningshastigheder, vandstrømme (mængden af vand, der passerer langs kanalen pr. tidsenhed, i m3/s), fast afstrømning (sediment) og kemikaliestrøm. I henhold til arten af flodstrømmen er de enten flade eller bjergrige. Lavlandsfloder har brede dale, lave fald, lave gradienter og langsomme strømninger. Af de største floder i Rusland har Ob-floden den mindste hældning (4 cm/km), Volga har en lidt højere hældning (7 cm/km). Den største skråning er nær Yenisei (37 cm/km). Bjergfloder er præget af smalle dale og hurtige strømme, fordi... har en stor hældning. For eksempel er hældningen af Terek 500 cm/km.

Der er dybe og lavvandede områder i flodlejet. Lavtvandsområder kaldes rifler, på dem stiger strømningshastigheden, de dybeste sektioner af kanalen mellem to rifler kaldes når, i disse områder er den aktuelle hastighed langsommere. Fairway– en linje, der forbinder de dybeste steder langs flodlejet. Nogle steder i flodlejet kan svære at erodere krystallinske bjergarter (granitter, krystallinske skifer) komme til overfladen; sådanne steder dannes strømfald, strømfald, vandfald, kaskader på floden og hastigheden af flodens strømning øges skarpt. Det højeste vandfald på Jorden er Angel (1054 m) i Sydamerika ved Churun-floden. I Rusland - Ilya Muromets - i Kamchatka, Kivach - i Karelen. De kraftigste vandfald er Victoria ved Zambezi-floden i Afrika og Niagara ved Niagara-floden i Nordamerika.

Fodring af floder kaldet strømmen af vand ind i deres kanaler; det bringes af overflade- og underjordisk afstrømning. Regn, smeltet sne, gletsjer og grundvand er med til at fodre floder. Den ene eller anden fødekildes rolle, deres kombination og fordeling over tid afhænger hovedsageligt af klimatiske forhold. Afhængig af den overvejende ernæringskilde bestemmes den intra-årlige fordeling af flow - flodregimet. Årligt flow- mængden af vand, som en flod udleder om året. Afhængigt af kosten varierer mængden af vand i floden i løbet af året. Disse ændringer viser sig i fluktuationer i vandstanden i floden, kaldet højvande, højvande og lavvande. Højt vand– en relativt langvarig og markant stigning i vandmængden i åen, der forekommer årligt i samme sæson.

Oversvømmelse– relativt kortvarige og ikke-periodiske stigninger i vandstanden i floden, forårsaget af indtrængen af regn (smelte)vand i floden.

Lavt vand– den laveste vandstand i åen med en overvægt af underjordisk fodring.

Den første klassificering af floder efter fodringsforhold blev foreslået i 1884 af den berømte russiske klimatolog A.I. Voeikov, der betragtede floden som et "produkt af klima", identificerede tre typer floder: 1) udelukkende fodret af smeltevand af sne og is (floder af ørkener omkranset af bjerge med snedækkede toppe - Amu Darya, Syr Darya og floder i polarlandene);

2) kun fodret med regnvand (floder med vinteroversvømmelser - floder i Europa og Middelhavskysten, floder i tropiske lande og monsunregioner med sommeroversvømmelser - Indus, Ganges, Nilen, Amur, Amazon, Congo, Yangtze);

3) blandet fodring (floder i den østeuropæiske slette, det vestlige Sibirien, Nordamerika).

Udover ovenstående klassifikation er der andre klassifikationer af floder, der tager højde for både klima og andre faktorer, såsom strømning og regime.

Den mest komplette klassifikation blev udviklet af M.I. Lvovich. Floder klassificeres afhængigt af deres ernæringskilde og arten af strømningsfordelingen gennem året. Hver af de fire ernæringskilder (regn, sne, gletsjere, under jorden) kan under visse forhold være næsten den eneste, der tegner sig for mere end 80%, overvejende - fra 50 til 80% og overvejende ved 50% - dette er blandet ernæring.

Afstrømning sker om forår, sommer, efterår og vinter. Kombinationen af forskellige kombinationer af strømkilder og strømningsmuligheder gør det muligt at skelne typer af flodvandsregimer. Typerne er baseret på zoneinddeling: polar type, subarktisk, tempereret, subtropisk, tropisk, ækvatorial.

Lad os som et eksempel overveje floderne i Rusland og CIS, som tilhører floderne i de subarktiske, tempererede og subtropiske typer af flodvandsregime.

1) Floder af den subarktiske type har et kort fodringsregime på grund af smeltevand og sne; underjordisk fodring er meget ubetydelig. Mange, endda betydelige floder fryser næsten til bunden. Oversvømmelsen er om sommeren, årsagerne er sent forår og sommerregn. Disse er floderne i det østlige Sibirien (Yana, Indigirka, Kolyma).

2) Tempererede floder er opdelt i fire undertyper:

a) med en overvægt af forårssmeltning af snedække - moderat kontinentalt (floder i midten af den europæiske del af Rusland: Volga, Don). I regimet af floder med et tempereret klima skelnes der mellem fire veldefinerede faser eller hydrologiske årstider - forårsflod, sommerlavvande, efterårsflod og vinterlavvand;

b) med en overvægt af snesmeltning og regn om foråret (sibiriske floder i de øvre løb: Lena, Ob, Yenisei);

c) regnernæring om vinteren (ikke i Rusland) - moderat marine eller vesteuropæisk;

d) overvægt af regn ernæring om sommeren - monsunregn (moderat monsun) - Amur, floder i Fjernøsten.

3) Floder af den subtropiske type fodres om vinteren af regnvand (floder på Krim) eller om sommeren som følge af smeltende sne i bjergene - Syr Darya, Amu Darya.

Tætheden eller tætheden af et flodnetværk (udtrykt som forholdet mellem længden af vandløb i et territorium og området for sidstnævnte) bestemmes af mængden af nedbør såvel som territoriets topografi. De fleste floder er i fugtige tropiske og monsunområder. Mængden af vand, der i gennemsnit transporteres af floder om året, kaldes vandindhold(m3/s). Den største flod i verden med hensyn til vandindhold er Amazonas (gennemsnitlig årlig strømning er 7000 km3/år). Flodens størrelse afhænger af det område af kontinenterne, som de strømmer igennem, og af vandskelnes placering. Den længste flod er Amazonas med Ucayali bifloden - 7194 m, efterfulgt af Nilen med Kagera bifloden - 6671 m, derefter Mississippi med Missouri biflod - 6019 m.

Det hydrografiske system i et bestemt land er hovedsageligt et afledt af klimaet. Tætheden af flodnettet, arten af flodfodring, sæsonbestemte udsving i niveauer og strømninger, tidspunktet for åbning og frysning - alt dette styres af klimatiske forhold og afspejler, ligesom i et spejl, klimaet på de steder, hvor floden udspringer og de områder, hvorigennem floden løber.

Søer

Søer- indre landområder med stillestående eller lidt strømmende vand, der ikke kommunikerer med havet, med særlige livsbetingelser og specifikke organismer. Mængden af søvand er 278 tusinde km3, eller 0,016% af den samlede vandmængde. I modsætning til floder er søer reservoirer med langsom vandudveksling. Mange træk ved deres regime er forbundet med dette: vertikal og horisontal heterogenitet, vandcirkulation, aflejring af fast materiale i bassinet, arten af biocenoser og endelig reservoirets udvikling og død. Hver sø har tre indbyrdes forbundne komponenter:

1) bassin - en form for relief af jordskorpen;

2) en vandmasse bestående ikke kun af vand, men også af stoffer opløst i det - en del af hydrosfæren;

3) vegetation og fauna er en del af planetens levende stof.

Dannelsen af en sø begynder med dannelsen af et bassin. Der skelnes mellem begreberne "søbassin" og "søbund". Et søbassin er en fordybning i jordens overflade (et reliefelement), fyldt til et vist niveau med vand. Den del af søbassinet, der er fyldt med vand, er søbunden. Baseret på deres oprindelse er søbassiner opdelt i flere genetiske typer.

Søbassiner tektonisk oprindelse opstår i forbindelse med dannelsen af trug af jordskorpen (trough søbassiner - Tchad, Eyre), revner (spaltebassiner - søer i Skandinavien, Karelen, Canada), forkastninger, grabens (Baikal, Store Amerikanske Søer, Store Afrikanske Søer ); De er kendetegnet ved stor dybde og stejle skråninger. Vulkanisk søbassiner er krater og caldera. Kratere optager kratere af uddøde vulkaner fyldt med vand; de er talrige på Java, De Kanariske Øer og New Zealand. Calderaer er tæt i oprindelse og morfologi på kratere; disse omfatter for eksempel bassinerne i Kuril- og Kronotsky-søerne i Kamchatka. Maars er unikke vulkanske bassiner.

Gruppen af søbassiner er ret talrig glacial oprindelse. De kan være flade (eroderende, akkumulerende, kama, moræneopdæmmede) og bjergrige (moræneopdæmmede og cirque). På sletterne er bassiner af glacial oprindelse almindelige i områder, der var udsat for den sidste Valdai-istid. Erosion glaciale bassiner er almindelige inden for de baltiske og canadiske skjolde, som var centre for istid. Kontinental is gled herfra og eroderede tektoniske sprækker. Følgelig er disse bassiner både tektoniske og glaciale. Akkumulative søbassiner blev dannet, hvor gletsjeren aflejrede en moræne - løse klipper ført ned fra de centrale områder (Ilmen, Beloe, Pskov-Chudskoye osv.).

Input-eroderende og indledende-akkumulerende bassiner er skabt af aktiviteten af floder (oxbow søer) eller er dele af floddale oversvømmet af havet (flodmundinger, laguner), adskilt fra havet ved akkumulering af sediment (søer i Kuban plavni, flodmundinger af Sortehavskysten) .

Karst søbassiner opstår i områder sammensat af opløselige klipper - kalksten, gips, dolomitter. Opløsningen af disse klipper fører til dannelsen af dybe, men små i området bassiner (findes mellem Lake Onega og Hvidehavet). Thermokarst– i permafrostregionen, i det vestlige og østlige Sibirien.

Organogen fordybninger opstår i sphagnum sumpene i taiga, skov-tundra og tundra, såvel som på koraløer; de skyldes den ujævne vækst af mosser i det første tilfælde og polypper i det andet.

Ernæring af søer, dvs. strømmen af vand til søen sker hovedsagelig på grund af jord- og underjordisk ernæring; nedbør; strømmen af vand fra floder og vandløb, der løber ind i søen; kondensering af atmosfærisk fugt.

Baseret på tilstrømningen og strømningen af vandmasse inddeles søer i fire grupper: 1) brøndstrømmende, hvori en eller flere floder løber og en løber ud (Baikal, Onega, Victoria, Ilmen, Genève); 2) lavstrøm eller periodisk flydende - en flod løber ind i dem, men strømmen er ubetydelig (Balaton, Tanganyika); 3) afløbsfri, hvori en eller flere floder løber, men der er ingen strøm fra søen (Kaspiske Hav, Aral, Mertvoe, Balkhash); 4) døv eller lukket - uden flodstrøm (tundrasøer, taiga, steppe, semi-ørkener).

Alle søer oplever udsving i vandstanden. Sæsonbestemte udsving i vandstanden bestemmes af det årlige regime for nedbør og fordampning og forekommer på en flerårig baggrund. De største ændringer i niveauer både inden for hvert år og over en årrække er karakteristiske for søer i tørre zoner. Disse søer, der primært fødes af floder og kun bruger vand til fordampning, er følsomme over for nedbør og fordampning. Tchad-søen (Afrika) fordobles næsten i størrelse i løbet af højvandsår og får et areal på 26.000 km2, hvilket normalt er 12.000 km2. Aral-søen er truet af fuldstændig forsvinden på grund af et fald i indkommende vand fra floderne Syrdarya og Amu Darya.

Baseret på deres kemiske sammensætning opdeles søer i fersk, brak og saltvand. Salinitet ved 30/00 accepteres som grænsen mellem frisk og brak. Saltsøer har en saltkoncentration på 24-260/00. De fleste søer på Jorden er Gusguntag (3740/00), Døde Hav (2700/00).

Flydende og affaldssøer er sædvanligvis friske, da tilstrømningen af ferskvand er større end udstrømningen. Endorheiske søer er salte. Saltsøer omfatter: Elton og Baskunchak ("russisk saltryster"), Mertvoe (Mellemøsten), Bolshoye Solenoye (Nordamerika).

Den geografiske fordeling af søer er påvirket af klimaet (zonefaktor), som bestemmer søens føde, samt endogene (tektoniske bevægelser og vulkanisme) og eksogene (is, rindende vand, vind, vejrforhold) faktorer, der bidrager til dannelsen af søbassiner. Områderne med størst koncentration af søer på Jorden er forbundet med flade og bjergrige områder med gammel istid (fugtigt klima og en overflod af negative landformer skabt af den erosionelle eller akkumulerende aktivitet af gamle gletsjere), med områder uden dræning og med områder med store tektoniske fejl i jordskorpen. Et eksempel på sølande forbundet med områder med gammel istid er: søbæltet i Nordamerika, der strækker sig fra nordvest til sydøst fra søen Mezhvezhye gennem søerne Slave, Athabasca og Winnipeg til De Store Søer; Skandinavisk Halvø; Finland, som har mindst 35 tusinde søer, der dækker omkring 12% af landets overflade; Karelen og Kolahalvøen; søsletten i de baltiske republikker og søbæltet, der strækker sig mod øst og nordøst for de baltiske stater og omfatter søer som Chudskoye, Pskovskoye, Ilmen, Ladoga, Onega osv.

Et område med et stort antal store tektoniske søer er Østafrika; Tibet, Mongoliet og steppestriben mellem Ural og Ob skelnes også. Tektoniske søer er de dybeste (Baikal - 1671 m).

En sø er et produkt af klimaet, og søbassiner er et produkt af aktiviteten af jordens indre kræfter, grundvand, floder, gletsjere, vind osv. - dette er kun den ene side af forholdet mellem søen og andre elementer af det geografiske landskab, den anden side karakteriserer søernes omvendte påvirkning af andre elementer af det geografiske landskab. Store søer eller klynger af et stort antal småsøer virker modererende på klimaet i det omkringliggende område; søer tjener ofte som en regulator af flodstrømning og fluktuationer i flodniveauer; søer, som erosionsbaser, kontrollerer floders erosive arbejde; endelig bidrager opfyldning med sediment og tilgroning af søsænkninger til ændringer i jordskorpens topografi (lakustrine-alluviale sletter, tørvemoser).

Grundvandet

Grundvandet– vand i den øvre del af litosfæren, herunder alt kemisk bundet vand i tre aggregationstilstande. De samlede grundvandsreserver er på 60 millioner km3. Grundvand betragtes både som en del af hydrosfæren og som en del af jordskorpen, der både dannes på grund af nedbør og som følge af kondensering af atmosfærisk vanddamp og damp, der stiger op fra jordens dybere lag. Obligatoriske betingelser for tilstedeværelsen af vand i jord og klipper er frie rum: porer, revner, hulrum.

I forhold til vand er al jord skematisk opdelt i tre grupper: permeabel, vandtæt eller vandtæt, opløselig.

Under vandgennemtrængelighed indebærer jordens evne til at passere vand. Permeable bjergarter kan være fugtintensive eller ikke-fugtintensive (fugtkapacitet er en stens evne til at holde mere eller mindre vand). Fugtabsorberende jord omfatter kridt, tørv, muldjord, silt og løss. Ikke-fugt-intensive omfatter grovkornet sand, småsten og brudte kalksten, som frit tillader vand at passere igennem uden at blive mættet med det.

Hvis et lag af permeabel sten indeholder vand, kaldes det vandførende.

Vandtæt eller vandtæt, sten kan være fugt- og ikke-fugt-intensive. Ikke-fugtintensive er massive, stærkt metamorfoserede, revnefrie kalksten, granitter og tætte sandsten. Fugtintensive lertyper omfatter ler og mergel.

Opløselige sten- Kalium og bordsalt, gips, kalksten, dolomitter, karst dannes på dem (efter navnet på det kalkholdige højland Karst i Dinariske Bjerge) - et system af hulrum (huler, synkehuller, brønde), der opstår, når sten opløses. Karst-fænomener, der primært skyldes områdets litologiske træk, udvikler sig på en lang række geografiske breddegrader. De er vidt udviklet langs Adriaterhavets kyst - fra Karst til Grækenland, i Alperne, på Krim, ved Sortehavets kyst i Kaukasus, i Ural, i Sibirien og Centralasien, i Sydfrankrig, på den sydlige skråning af Massif Central (Coss plateau), i det nordlige Yucatan, på Jamaica osv.

Hovedparten af grundvandet er placeret i de løse sedimentære lag af kontinentale platforme (krystallinske bjergarter er praktisk talt vandtætte). Alt underjordisk vand koncentreret i sedimentære bjergarter er opdelt i tre horisonter.

Den øvre horisont indeholder ferskvand af atmosfærisk oprindelse (dybde fra 25 til 350 m), der bruges til husholdnings-, økonomisk og teknisk vandforsyning.

Den midterste horisont er ældgamle farvande, overvejende mineralsk eller salt, der ligger i en dybde på 50 til 600 m.

Den nedre horisont er meget gammelt vand, ofte begravet, stærkt mineraliseret, repræsenteret af saltlage, ligger i en dybde på 400 til 3000 m og bruges til udvinding af salte, brom og jod.

Vand, der ligger på det første vandtætte lag og eksisterer i lang tid, kaldes jord. Grundvandets dybde varierer og afhænger af den geologiske struktur - fra flere tiere meter (20-39 m) til 1-2 km. Grundvandsspejlets overflade er normalt let bølget, med en hældning mod fordybninger i relieffet (ådale, kløfter, kløfter), vandbevægelseshastigheden i groft sand er 1,5-2 m pr. dag, i sandet muldjord - 0,5- 1 m om dagen.

Grundvandsudløb til overfladen danner kilder. Grundvand, der ligger mellem to uigennemtrængelige horisonter, kaldes tryk eller artesisk. Typisk har grundvand og øvre artesiske farvande en temperatur omkring den gennemsnitlige årlige lufttemperatur i et givet område; deres kilder kaldes kolde. Vand med en temperatur på +200C og derunder er koldt. Vand og kilder med en temperatur fra 200 til 370 C kaldes varme, over +370 C - varmt eller termisk (underlagt påvirkning af jordens indre varme). I vulkanske områder strømmer varmt vand ud i form af gejsere - periodisk fossende varme kilder (den største gejser er kæmpen i Kamchatka, en kraftig strøm af varmt vand skyder ud af den 50 m op, en dampsøjle når en højde på ca. 300 m).

Sumpe

Sumpe- områder af jordens overflade, der er meget fugtet med fersk- eller saltvand, karakteriseret ved vanskelig udveksling af gasser og ophobning af dødt plantemateriale, som senere bliver til tørv. Sumpe optager omkring 3,5 millioner km2, eller omkring 2% af landarealet. De mest sumpede kontinenter er Eurasien og Nordamerika, 70% af sumpene er i Rusland.

Fremkomsten af sumpe som den sidste fase af søudvikling er kun en af de måder, hvorpå sumpene opstod. Ud over tilgroning og tørvedannelse af vandområder spiller jordbefugtningsprocesser en vigtig rolle i dannelsen af sumpe. Forekomsten af vandtætte sten og permafrost ved overfladen (eller tæt på den) letter vandfyldning af området, især under forhold med fladt og let ujævnt terræn, der hindrer dræning. En stigning i grundvandsstanden, der fører til vandlidelse, kan også være af sekundær karakter - som følge af skovrydning over et større område eller som følge af en skovbrand: i begge tilfælde stiger grundvandsstanden, idet fordampning af vand fra jorden falder. En sump kan være slutfasen ikke kun i udviklingen af søer, men også i udviklingen af skovene som planteforening. Endelig dannes sumpe som følge af oversvømmelse af jordens overflade ved strømmende eller havvand. Små sumpe opstår på steder, hvor kilder dukker op, ved foden af skrænterne, men en særlig stor effekt frembringes af flodoversvømmelser, der oversvømmer flodsletten.

Ud fra ernæringsmæssige forhold opdeles sumpene i lavland, højland og overgangsvand. Lavland sumpe er fodret af jord- eller flodvand, rige på mineraler, og er hovedsageligt placeret i lavninger, der konstant eller midlertidigt oversvømmes med vand. I græssumpe dominerer stang, padderok, cinquefoil, rørgræs osv., i hypnotiske sumpe slutter mosser sig til de listede urter, i skovsumpe birk og elletræ. Lavlandssumpe er udbredt i skovzonen - Meshchera, i flodsletterne i store floder i det vestlige Sibirien osv. Hest sumpe forekommer på dårligt dissekerede vandskel og fodres primært af nedbør og dominerer i et fugtigt klima. I højmosernes vegetationsdækning spilles hovedrollen af sphagnummoser; desuden findes vild rosmarin, tranebær, soldug og blandt træerne - sumpfyr.

havvand– en universel homogen ioniseret opløsning, som indeholder alle kemiske elementer. Opløsningen indeholder faste mineraler (salte) og gasser samt suspensioner af organisk og uorganisk oprindelse.

Saltholdighed af havvand. Efter vægt udgør opløste salte kun 3,5 %, men de giver vandet en bitter-salt smag og andre egenskaber. Sammensætningen af havvand og indholdet af forskellige grupper af salte i det er synligt fra tabel 8. Havvand i sammensætning adskiller sig markant fra flodvand, fordi klorider dominerer i det. Det er interessant at bemærke, at sammensætningen af salte i blodplasma er tæt på sammensætningen af salte i havvand, hvori, som mange forskere tror, livet opstod.

Ta blitz 8

(i % af den samlede masse af salte) (ifølge L.K. Davydov og andre)

Saltholdighed– mængde af salte i gram i 1 kg havvand. Den gennemsnitlige saltholdighed i havet er 35% 0. Af de 35 gram salte indeholder havvand mest bordsalt (ca. 27 g), hvorfor det er salt. Magnesiumsalte giver den en bitter smag. Linjer på et kort, der forbinder punkter med samme saltholdighed kaldes isohaliner.

Havvand blev dannet af varme salte opløsninger af jordens indre og gasser, så saltholdighed hendes originale. Havvandets sammensætning ligner unge farvande, dvs. vand og gasser frigivet fra magma under vulkanudbrud og først ind i vandkredsløbet på Jorden. Gasser frigivet fra moderne vulkaner består hovedsageligt af vanddamp (ca. 75%), kuldioxid (op til 20%), klor (7%), metan (3%), svovl og andre komponenter.

Den oprindelige sammensætning af havvandssalte og dets saltholdighed var noget anderledes. De ændringer, den undergik under Jordens udvikling, var primært forårsaget af livets fremkomst, især mekanismen for fotosyntese og den tilhørende iltproduktion. Nogle ændringer blev tilsyneladende indført af flodvande, som først udvaskede sten på land og leverede letopløselige salte til havet, og senere hovedsageligt karbonater. Imidlertid indtog levende organismer, især dyr, enorme mængder af først silicium og derefter calcium for at danne deres indre skeletter og skaller. Efter at være døde sank de til bunden og faldt ud af mineralkredsløbet uden at øge karbonatindholdet i havvand.

I historien om verdenshavets udvikling var der perioder, hvor saltindholdet svingede i retning af fald eller stigning. Dette skete både som følge af geologiske årsager, fordi tektonisk aktivering af undergrunden og vulkanisme påvirkede aktiviteten af magma-afgasning, og på grund af klimaændringer. Under hårde istider, hvor store masser af ferskvand blev bevaret på land i form af gletsjere, steg saltindholdet. Under opvarmning i mellemistider, når smeltet gletsjervand kom ind i havet, faldt det. I tørre epoker steg saltindholdet, og under fugtige epoker faldt det.

Fordelingen af overfladevands saltholdighed til cirka en dybde på 200 m viser zoneinddeling, som er forbundet med balancen (tilstrømning og forbrug) af ferskvand, og frem for alt med mængden af nedbør og fordampning. Flodvand og isbjerge reducerer saltindholdet i havvandet.

På ækvatoriale og subækvatoriale breddegrader, hvor der falder mere nedbør end vand bruges på fordampning (K fugtning >1), og flodstrømmen er høj, er saltindholdet lidt mindre end 35% 0 . På tropiske og subtropiske breddegrader er saltindholdet på grund af en negativ frisk balance (lidt nedbør og høj fordampning) 37 %. På tempererede breddegrader er saltindholdet tæt på 35 %. På de subpolære og polære breddegrader er saltholdigheden den laveste - omkring 32 % o, da mængden af nedbør overstiger fordampningen, flodstrømmen er høj, især i sibiriske floder, og der er mange isbjerge, hovedsageligt omkring Antarktis og Grønland.

Ris. 82. Typer af vertikal fordeling af saltholdighed (ifølge L.K. Davydov og andre)

Det zonemæssige mønster af saltholdighed er forstyrret af havstrømme og tilstrømningen af flodvand. For eksempel på de tempererede breddegrader på den nordlige halvkugle er saltindholdet større på kontinenternes vestlige kyster, hvor subtropiske farvande med høj saltholdighed bragt af varme strømme ankommer, og mindre på kontinenternes østlige kyster, hvor kolde strømme bringer mindre saltvand subpolært vand.

Af havene har Atlanterhavet den højeste saltholdighed. Dette forklares for det første af dens relative snæverhed på lave breddegrader, kombineret med dens nærhed til Afrika med dets ørkener, hvorfra en varm, tør vind uhindret blæser på havet, hvilket øger fordampningen af havvand. For det andet, på tempererede breddegrader, fører vestenvinden atlantisk luft langt ind i det indre af Eurasien, hvor en betydelig del af nedbøren falder fra den, og vender ikke helt tilbage til Atlanterhavet. Stillehavets saltholdighed er mindre, da det tværtimod er bredt i ækvatorialbæltet, hvor saltindholdet i vandet er lavt, og på de tempererede breddegrader bevarer Cordillera og Andesbjergene kraftig nedbør på de vestlige skråninger. af bjergene, og de kommer igen ind i Stillehavet og afsalter det.

Den laveste saltholdighed i det arktiske hav, især ud for den asiatiske kyst, nær mundingen af de sibiriske floder, er mindre end 10 %. På subpolære breddegrader er der dog en sæsonbestemt ændring i vandets saltholdighed: om efteråret - vinteren, når havis dannes og flodens strømning aftager, øges saltindholdet, om foråret - sommeren, når havis smelter og flodstrømmen øges, falder den. Omkring Grønland og Antarktis om sommeren bliver saltindholdet også lavere på grund af smeltende isbjerge og optøning af de marginale dele af iskapper og -hylder.

Den maksimale saltholdighed af vand observeres i tropiske indre hav og bugter omgivet af ørkener, for eksempel i Det Røde Hav - 42% 0, i Den Persiske Golf - 39% 0.

På trods af havvandets forskellige saltholdighed i forskellige områder af havet, er procentdelen af salte opløst i det uændret. Det sikres af vandets mobilitet, dets kontinuerlige vandrette og lodrette blanding, som tilsammen fører til den generelle cirkulation af verdenshavets farvande.

Den lodrette ændring i vands saltholdighed i havene er anderledes. Fem zonetyper af vertikal fordeling af saltholdighed er skitseret: I - polær, II - subpolær, III - moderat, IV - tropisk og V - ækvatorial. De er præsenteret i form af grafer i figur 82.

Fordelingen af saltholdighed i dybden i havene er meget forskellig afhængig af balancen mellem frisk fugt, intensiteten af vertikal blanding og vandudveksling med tilstødende vandområder.

Årlige udsving i saltholdigheden i de åbne dele af havet er ubetydelige og i overfladelagene overstiger ikke 1%o, og fra en dybde på 1500 - 2000 m er saltholdigheden praktisk talt uændret hele året. I kystnære marginalhave og bugter er sæsonbestemte udsving i vands saltholdighed mere betydelige. I havene i det arktiske hav i slutningen af foråret falder saltholdigheden på grund af tilstrømningen af flodvand, og i vandområder med monsunklima om sommeren - også på grund af overfloden af nedbør. På polære og subpolære breddegrader skyldes årstidsbestemte ændringer i overfladevandets saltholdighed i høj grad frysning af vand om efteråret og smeltning af havis om foråret samt smeltning af gletsjere og isbjerge i løbet af polardagen, hvilket vil blive diskuteret senere.

Saltholdigheden af vand påvirker mange af dets fysiske egenskaber: temperatur, tæthed, elektrisk ledningsevne, lydens hastighed, isdannelsens hastighed osv.

Det er interessant at bemærke, at der i havene nær karstkysten i bunden ofte er kraftige undersøiske (ubåde) kilder til ferskvand, der stiger til overfladen i form af springvand. Sådanne "friske vinduer" blandt saltvand er kendt ud for Jugoslaviens kyst i Adriaterhavet, ud for Abkhasiens kyst i Sortehavet, ud for kysten af Frankrig, Florida og andre steder. Dette vand bruges af sømænd til husholdningsbehov.

Havenes gassammensætning. I havvand opløses udover salte gasserne nitrogen, ilt, kuldioxid, svovlbrinte osv. Og selvom indholdet af gasser i vand er yderst ubetydeligt og varierer mærkbart i rum og tid, er de tilstrækkelige til at udvikling af organisk liv og biogeokemiske processer.

Ilt i havvand mere end i atmosfæren, især i det øvre lag (35 % ved 0 °C). Dens hovedkilde er fytoplankton, som kaldes "planetens lunger." Under 200 m falder iltindholdet, men fra 1500 m stiger det igen, selv på ækvatoriale breddegrader, på grund af vandstrømmen fra polarområderne, hvor iltmætningen når 70–90 %. Ilt forbruges ved frigivelse til atmosfæren, når der er et overskud af det i overfladelagene (især om dagen), til respiration af marine organismer og til oxidation af forskellige stoffer. Nitrogen mindre i havvand end i atmosfæren. Det frie kvælstofindhold er relateret til nedbrydningen af organisk stof. Kvælstof opløst i vand optages af specielle bakterier og omdannes til kvælstofforbindelser, som har stor betydning for planters og dyrs liv. En vis mængde gratis og bundet carbondioxid, som kommer ind i vandet fra luften under respiration af marine organismer, under nedbrydning af organiske stoffer og også under vulkanudbrud. Det er vigtigt for biologiske processer, fordi det er den eneste kulstofkilde, som planter har brug for for at bygge organisk stof. Svovlbrinte dannes i dybe stillestående bassiner i de nedre dele af vandsøjler under nedbrydning af organisk stof og som følge af mikroorganismers aktivitet (f.eks. i Sortehavet). Da svovlbrinte er et meget giftigt stof, reducerer det kraftigt vands biologiske produktivitet.

Da opløseligheden af gasser er mere intens ved lave temperaturer, indeholder vandet på høje breddegrader flere af dem, inklusive den vigtigste gas for livet - ilt. Overfladevande er endda overmættet med ilt, og vandets biologiske produktivitet er højere end på lave breddegrader, selvom artsdiversiteten af dyr og planter er ringere. I den kolde årstid absorberer havet gasser fra atmosfæren; i den varme årstid frigiver det dem.

Massefylde– en vigtig fysisk egenskab ved havvand. Havvand er tættere end ferskvand. Jo højere saltholdighed og lavere temperatur i vandet, jo større densitet. Tætheden af overfladevand stiger fra ækvator til troperne på grund af en stigning i saltholdighed og fra tempererede breddegrader til polarcirklerne som følge af et fald i temperatur, og om vinteren også på grund af en stigning i saltholdighed. Dette fører til intens nedsynkning af polarvand i den kolde årstid, som varer 8-9 måneder. I bundlagene bevæger polarvand sig mod ækvator, som følge heraf er verdenshavets dybe vand generelt koldt (2 - 4°C), men beriget med ilt.

Farve og gennemsigtighed afhænge af refleksion, absorption og spredning af sollys samt af stoffer af organisk og mineralsk oprindelse suspenderet i vand. Blå farve er karakteristisk for vand i den åbne del af havet, hvor der ikke er noget suspenderet stof. Langs kysterne, hvor der er meget suspenderet stof bragt af floder og midlertidige vandløb fra landjorden, samt på grund af omrøring af kystjord under bølger, er vandets farve grønlig, gul, brun osv. Når der er en overflod af plankton, farven på vandet er blågrøn.

Til visuelle observationer af havvandets farve anvendes en farveskala, bestående af 21 reagensglas med farvede opløsninger - fra blå til brun. Vandets farve kan ikke identificeres med farven på havoverfladen. Det afhænger af vejrforhold, især skyet, samt vind og bølger.

Gennemsigtighed er bedre i den åbne del af havet, for eksempel i Sargassohavet - 67 m, værre - nær kysterne, hvor der er meget suspenderet stof. Gennemsigtigheden falder i perioden med masseudvikling af plankton.

Havets glød (bioluminescens) – Dette er gløden i havvandet fra levende organismer, der indeholder fosfor og udsender "levende" lys. Først og fremmest gløder de enkleste lavere organismer (natfluer osv.), nogle bakterier, vandmænd, orme og fisk i alle lag af vand. Derfor er havets mørke dyb ikke fuldstændig blottet for lys. Gløden blev intensiveret

Det opstår under hård sø, så skibe om natten ledsages af ægte belysning. Der er ingen konsensus blandt biologer om formålet med gløden. Det menes, at det tjener enten til at skræmme rovdyr væk eller til at søge efter mad eller til at tiltrække individer af det modsatte køn i mørket. Havfiskens kolde skær gør det muligt for fiskerfartøjer at finde deres stimer.

Lydledningsevne - akustiske egenskaber af havvand. Udbredelsen af lyd i havvand afhænger af temperatur, saltholdighed, tryk, gas- og suspenderet stofindhold. I gennemsnit varierer lydens hastighed i Verdenshavet fra 1400–1550 m/s. Med stigende temperatur, saltholdighed og tryk stiger det, og med faldende temperatur falder det. Lag med forskellig lydledningsevne er blevet opdaget i havene: lydspredende lag og et lag med lydsuperledning - undervands-

"lydkanal". Ophobninger af zooplankton og følgelig fisk er begrænset til det lydspredende lag. Den oplever daglige vandringer: den stiger om natten og går ned om dagen. Det bruges af ubådsfolk, da det dæmper støj fra ubådsmotorer, og af fiskefartøjer til at opdage fiskestimer. "Lydkanalen" begyndte at blive brugt til kortsigtet prognose af tsunamibølger, i praksis med undervandsnavigation til ultra-langdistance transmission af akustiske signaler.

Elektrisk ledningsevne havvandet er højt. Det er direkte proportionalt med saltholdighed og temperatur.

Naturlig radioaktivitet Havvandene er små, men mange planter og dyr er i stand til at koncentrere radioaktive isotoper. Derfor er fangsten af fisk og andre skaldyr i øjeblikket under særlige test for radioaktivitet.

Vandmassen i Verdenshavet har visse kemiske, fysiske, dynamiske og biologiske egenskaber. Lad os betragte dem ud fra deres rolle i biosfærens liv og det geografiske hylster.

Havvand er en løsning, hvori ifølge de seneste data (A.P. Vinogradov) alle kemiske grundstoffer blev fundet. Mineraliseringen af vand kaldes dens saltholdighed. Det måles i tusindedele, i ppm og betegnes %.

Den gennemsnitlige saltholdighed i verdenshavet er 34,7 % 0 (afrundet til 35 % o). 1 ton vand indeholder 35 kg salte, og deres samlede mængde er så stor, at hvis alle salte blev udvundet og spredt ud over kontinenternes overflade, ville der dannes et lag på 135 m tykt (L. A. Zenkevich).

Havvand kan betragtes som en flydende flerelementmalm. Bordsalt, kaliumsalte, magnesium, brom og mange andre grundstoffer og forbindelser ekstraheres fra det.

Det første spørgsmål, som en geograf har, når han stifter bekendtskab med havvandets sammensætning er: er dets saltholdighed gunstigt eller ej for livet? Først og fremmest er havvand, ligesom jorden på kontinenterne, frugtbart. Den indeholder altid elementer, der er en del af føden til havgrønne planter. Og kun fosfater og nogle gange nitrater kan være i utilstrækkelige mængder. Deres indhold afhænger af cirkulationen af vandmasser (se nedenfor).

Vandmineralisering er en uundværlig betingelse for livets oprindelse og udviklingen af biosfæren i havet. Ultrafrisk vand, der trænger ind i celler, har en skadelig virkning på dem: at være et stærkt opløsningsmiddel ændrer det sammensætningen af protoplasma. Ferskvandsorganismer har tilpasninger i form af vandtætte slimhinder, som "isolerer" dem fra miljøet. I havsaltvand er det osmotiske tryk det samme som inde i kroppen; der opstår ingen strømme mellem miljø og væv. På den anden side dræber stærkt koncentrerede opløsninger, såsom meget salt søvand, livet fuldstændigt. Havvand viser sig at være optimalt for livet.

Næsten alle havdyr er stenohaline - de kan kun leve inden for et snævert område af saltholdighed; euryhaline dyr er få i antal.

Geografisk er det vigtigt, at marin fauna let tåler øget saltholdighed og reagerer negativt på dets fald. For eksempel er revkoraller følsomme over for selv svag afsaltning, så koralstrukturer bliver altid afbrudt mod flodmundinger. Faunaen i indre hav er ved at blive udtømt sammen med et fald i deres saltholdighed. Der er 75 havfisk i Kielerbugten, 40 i den midterste del af Østersøen og 23 arter i Den Botniske Bugt. En saltholdighed på 4% udelukker eksistensen af marine former.

Mange dyr bruger calcium til at opbygge deres kroppe, herunder planktoniske organismer med kalkskeletter og koraller. Assimilering forløber normalt ved høje temperaturer og stopper, selv når den falder en smule. Af denne grund er koralstrukturer kun almindelige i den varme zone og tjener som dens indikator, og klimazonering kan spores i de lokaliserede silts af organisk oprindelse.

Spørgsmålet om, hvordan saltholdigheden var ved livets begyndelse, og i hvilket vand organisk stof opstod, er blevet løst med relativ sikkerhed. Vand frigivet fra kappen fangede og transporterede magmaens mobile komponenter, primært salte. Derfor blev urhavene mineraliseret. På den anden side er det kun ren H2O, der nedbrydes og fjernes ved fotosyntese, derfor stiger havets saltholdighed støt. Historiske geologiske data tyder på, at arkæiske reservoirer var brakfyldte - en saltholdighed på omkring 25% og måske endda omkring 10%.

Verdenshavene og dens dele

Verdenshavet 1- en enkelt sammenhængende vandskal af Jorden omkring kontinenter og øer. Af klodens 510 millioner km 2 areal udgør det 361,3 millioner km 2 (70,8%), så vi i bund og grund bor på øer 2 . Den sydlige halvkugle er mere oceanisk (81%) end den nordlige halvkugle (61%). Den ujævne fordeling af hav- og landvand på vores planet er en af de vigtigste faktorer i udformningen af klodens natur.

Verdenshavets volumen er mere end 1340 millioner km 3, og hvis vi tager højde for vandet i havbundens silt (ca. 10 % af havvandene), så er oceanosfærens samlede volumen næsten 1,5 milliard km 3. Den gennemsnitlige dybde af havet er 3710 m.

1 Ordet "hav" (græsk) o/geapoz), betyder "vi"
"lille flod der flyder rundt om hele jorden" kom til os fra
oldtiden. Udtrykket "Verdenshavet" blev foreslået i
1917 af den russiske oceanolog Yu. M. Shokalsky.

2 Ved hjælp af kunstige jordsatellitter
Det er blevet bekræftet, at det faktiske område af verdenshavet
grundet ruhed af havoverfladen med 0,14 %
mere projektion, der normalt antages for løb
jævn, og beløber sig til 361,8 millioner km 2.

Verdenshavet er ikke kun vand, det er en integreret naturlig formation, et unikt geografisk objekt på planetarisk skala. Fra systemforskningens synspunkt betragtes det som et åbent dynamisk selvregulerende system, der udveksler stof og energi med alle andre sfærer på Jorden.

Det Forenede Verdenshav er opdelt i separate oceaner. Ocean - en stor del af verdenshavet, isoleret af kontinenter, med en unik kystlinjekonfiguration, en vis geologisk struktur, bundtopografi og bundsedimenter, uafhængige systemer med atmosfærisk cirkulation og strømme, specifikke hydrologiske egenskaber og naturressourcer. På trods af konventionel grænser og fri udveksling af vandmasser, er hvert hav unikt. Men oceanernes specificitet manifesterer sig på baggrund af planetariske processer og funktioner, der er iboende i verdenshavet som helhed.

I moderne verdens oceanologiske litteratur har konceptet med at opdele verdenshavet i fire oceaner udviklet sig: Rolige

Lyubushkina

(areal 178,68 millioner km 2, maksimal dybde i Marianergraven 11022 m), Atlanterhavet(91,66 millioner km 2, dybde i Puerto Rico-graven 8742 m), indisk(76,17 millioner km 2, dybde i Java-graven 7729 m), Arktis(14,75 mio. km 2, dybde i Nansenbassinet 5527 m). Havenes grænser er trukket langs kontinenter, øer og i vandområder enten langs undervandsstigninger, der hindrer vandudveksling, eller endda betinget langs meridianer og paralleller. Grænsen mellem Stillehavet og Atlanterhavet er trukket langs meridianen af Kap Horn (Terra del Fuego-øen), mellem Atlanterhavet og Indiske oceaner - langs meridianen af Kap Agulhas (det sydlige Afrika), det Indiske hav og Stillehavet - langs meridianen af Cape South (Tasmanien-øen) og langs de vestlige kyster af halvøen Malacca, Greater og Lesser Sunda Islands. Grænsen mellem det arktiske hav og Atlanterhavet løber delvist langs undersøiske strømfald og øer: fra Sognefjordbugten (Skandinavisk Halvø) gennem Færøerne og Island, derefter langs den sydlige skråning af den høje bund af Danmarksstrædet til Cape Brewster (Grønland) ); derefter langs den sydlige skråning af stigningen i Davis-strædet til Labrador-halvøen. Grænsen mellem Stillehavet og det arktiske hav går langs Beringstrædet fra Cape Dezhnev i Chukotka til Cape Prince of Wales i Alaska.

Ris. 78. Sydhavet

I 1996 besluttede Federal Service of Geodesy and Cartography of Russia at fremhæve på kort offentliggjort i Rusland -

skoy forbund, Sydhavet. Det sydlige Oceans nordlige grænse er defineret langs linjen for den subtropiske fronts gennemsnitlige langtidsposition (ca. langs 40° S med afvigelser fra 37° til 48°) (fig. 78).

Alle oceaner har hav. Hav - en del af havet mere eller mindre isoleret af øer, halvøer og undersøiske bakker. Undtagelsen er det unikke Sargasso "hav uden kyster", der ligger i den anticykloniske ring af nordatlantiske strømme.

På grund af en vis isolation og den store indflydelse fra land og andre lokale forhold samt langsom vandudveksling adskiller havene sig fra den åbne del af havet i deres hydrologiske regime og andre naturlige træk.

Havene er klassificeret efter forskellige kriterier.

Baseret på deres placering er havene opdelt i marginale, interne og inter-øer. Udkant havene ligger på kontinenternes undersøiske fortsættelse og er begrænset på den ene side af land, på den anden af øer og undersøiske bakker. Deres forbindelse med havet er ret tæt (Barents, Bering, Tasman osv.). Inde i landet (Middelhavet) havene strækker sig langt ind i landet, er forbundet med havene af smalle stræder med strømfald og adskiller sig skarpt fra dem i hydrologisk regime. De er til gengæld opdelt i indre(Baltic, Black, etc.) og interkontinentale(Middelhavsområdet, Rødt osv.). Til interisland Hav omgivet af en mere eller mindre tæt ring af øer og undervandsfald omfatter Javahavet, Det Filippinske Hav m.fl.. Deres regime bestemmes af graden af vandudveksling med havet.

Generelt udgør havene omkring 10 % af verdenshavene. De største have er Det Filippinske Hav - 5726 tusind km 2, Det Arabiske Hav - 4832 tusind km 2 og Koralhavet - 4068 tusind km 2.

Baseret på bassinernes oprindelse er der to hovedtyper af have: kontinentale og oceaniske. De adskiller sig som regel også i formen af bassinerne og dybden.

Kontinental (epikontinental) havene er placeret inden for kontinentets undervandsmargin med den kontinentale skorpe, hovedsageligt på sokkelen. De opstår, når havet rykker op på land på grund af enten vibrationer i jordskorpen eller på grund af en stigning i vand i havet efter smeltning af iskapper. De fleste randhave og mange indre hav er fra

skynde sig mod denne type. De randhave har en asymmetrisk form: deres hældning på landsiden er blid, og på havsiden (øerne) er den stejl. Deres dybder er relativt lave og øges mod havet.

Oceanisk (geosynklinal) have dannes som følge af fejl i jordskorpen og landsynkning. Disse omfatter primært havene i overgangszoner fra kontinenterne til havbunden og Middelhavets interkontinentale have. De har symmetriske bassiner, dybderne øges mod midten til 2000 m eller mere. Normalt skærer de gennem den kontinentale base, og de er i øjeblikket præget af tektonisk aktivitet (vulkaner, jordskælv). Alle interislandshave er også placeret i tektonisk aktive zoner på Jorden, og øerne omkring dem er i det væsentlige toppen af undersøiske bjerge, ofte vulkaner.

Sammen med disse to hovedtyper af have er der have, der har karakteristika af begge typer, for eksempel Beringhavet.

Hav, i modsætning til oceaner, er regionale komplekse naturlige objekter, fordi deres hovedtræk er dannet under indflydelse af lokale faktorer.

Kystlinje- grænsen mellem land og hav er normalt ujævn, med sving i form af bugter og halvøer. Øer er almindelige langs den, adskilt fra kontinenterne og fra hinanden af stræder.

Bugt- en del af havet, der strækker sig ret dybt ind i landet. Bugter er mindre isolerede fra tilstødende oceaner end have. Derfor ligner deres regime mere de vandområder, de tilhører. Bugter er klassificeret i forskellige typer afhængigt af en række faktorer. Efter oprindelse skelner de f.eks. fjorde- smalle, lange, dybe bugter med stejle kyster, der rager ud i bjergrigt land, dannet på stedet for tektoniske forkastninger, efterfølgende bearbejdet af en gletsjer og oversvømmet af havet (Sognefjorden osv.); flodmundinger- små bugter på stedet for flodmundinger oversvømmet af havet (Dnepr-flodmundingen osv.); laguner- bugter langs kysten, adskilt fra havet af spytter (Kuriske lagune osv.). Der er en opdeling af bugter efter størrelse (den største er Bengal - 2191 tusind km 2), efter dybde (onge - 4519 m), efter formen på kystlinjen: rund (Biscayen), lang og smal (Californien).

Historisk set kaldes vandområder af stort set samme type enten bugter eller hav, selvom de i mange henseender ligner hinanden: for eksempel Bengalbugten,

men Det Arabiske Hav, Den Mexicanske Golf, men Det Caribiske Hav, Den Persiske Golf, men Det Røde Hav osv. Disse uoverensstemmelser forklares ved, at navnene blev givet dem på forskellige tidspunkter uden videnskabelig begrundelse og iflg. tradition, er blevet bevaret den dag i dag.

Stræde- en relativt smal del af havet eller havet, der adskiller to landområder og forbinder to tilstødende vandområder. Sunde er ofte kendetegnet ved en stigende bund - en undervandstærskel. Stræde er også opdelt i forskellige typer efter en række karakteristika. Ifølge morfologi er der smal Og bred strædet (det bredeste er Drake-strædet - 1120 km), kort Og lang(den længste er Mozambique - 1760 km), lille Og dyb(den dybeste er også Drake-passagen - 5249 m). Efter vandstrædets retning er de opdelt i gennemstrømning, hvor strømmen, som i en flod, er rettet i én retning, for eksempel Florida-strædet med Florida-strømmen, og på udveksle, hvor strømme observeres i modsatte retninger: enten ud for forskellige kyster (i Davis-strædet er den varme vestgrønlandske strøm rettet mod nord, og den kolde labradorstrøm er rettet mod syd), eller i modsatte retninger på to forskellige niveauer (i Bosporus-strædet følger overfladestrømmen fra Sortehavet til Mramornoe og dybhavet - omvendt).

halvø- et stykke land, der rager ud i havet eller havet og er omgivet på tre sider af vand. Den største halvø er den arabiske (2732 tusind km 2). Der er primære og akkumulerende halvøer. Indfødte er opdelt i adskilt, er en fortsættelse af fastlandet i geologisk henseende (Kola-halvøen), og tilknyttet- uafhængige dele af landet, geologisk set ikke forbundet med fastlandet, men forbundet med det (Hindustan-halvøen). Genopladelig halvøer slutter sig til kysten på grund af broen af alluvial jord som følge af bølgeaktivitet (for eksempel Buzachi-halvøen ved Det Kaspiske Hav).

Ø- et lille stykke land sammenlignet med kontinenter, omgivet på alle sider af vand. Der er enkelte øer (den største er Grønland - 2176 tusind km 2) og klynger af øer - skærgårde(Canadisk øgruppe, det nordlige land). Baseret på deres oprindelse er øer opdelt i to hovedgrupper: kontinentale og oceaniske. Fastland- dem, der adskilte sig fra kontinenterne; de er sædvanligvis store og placeret på kontinenternes undervandskanter (Storbritannien, De Ny Sibiriske Øer osv.). Oceanisk(selv-

I 11111 300 200 100

Havniveau

Ris. 79. Ændringer i verdenshavets niveau og dets mulige grænser over de sidste 350 tusind år (ifølge R Fairbridge)

stående), er til gengæld opdelt i vulkansk og koral (organogen). vulkanske øer- resultatet af udbruddet af undersøiske vulkaner, hvis toppe var over havets overflade. De danner enten en kæde af øer langs dybhavsgrave i havets overgangszone (Kuril-øerne), eller er udspring af midt-ocean-rygge (øen Island er en del af en sådan undervandsryg med en forkastning langs aksen , aktiv vulkanisme og intens hydrotermisk aktivitet). Ofte er disse buede, blokformede undervandsrygge på havbunden, hvis højdedrag er kronet med vulkanske bjerge (Hawaii-øerne). Et stort antal enkelte øer af vulkansk oprindelse er spredt langs bunden af havene, især Stillehavet. Koraløer karakteristisk for den varme zone, er der især mange af dem i Stillehavet og Det Indiske Ocean. Koralstrukturer - atoller have form som en ring eller hestesko med en diameter på op til flere titusinder kilometer rundt om en lavvandet lagune. De er normalt baseret på fladtoppede undervandsvulkaner - fyre. Nogle gange danner atoller guirlander langs kysten - barriere rev, for eksempel Great Barrier Reef, som strækker sig langs Australiens østkyst i 2000 km.

Havets jævne overflade - fri vandoverflade af oceaner og have,

tæt på geoidform. I vores land tages det gennemsnitlige langsigtede niveau af Østersøen nær Kronstadt (Baltisk højdesystem) som det indledende niveau - standarden, hvorfra den absolutte højde af landoverfladen og havenes dybde måles.

Verdenshavets niveau er underlagt forskellige typer af udsving, både periodiske og ikke-periodiske. TIL periodiske svingninger omfatter for eksempel daglige udsving på grund af tidevand, årlige udsving på grund af temperatur, nedbør og vind. Ikke-periodiske svingninger opstå på grund af passage af tropiske cykloner, tsunamier, havskælv osv. Perioder med svingninger kan være kort(højvande hver 6. time 12,5 minutter) og langvarig, århundreder gammel(hundrede af år). For eksempel er mange bygninger i Skandinavien, der engang blev opført på kysten, nu placeret langt derfra. Og i Holland og Venedig er landet ved at sænke sig, og havet rykker frem.

Sekulære forandringer kan være forårsaget af forskellige årsager: ændringer i mængden af vand i havet (hydrokratisk eller eu-statisk, fluktuationer) eller ændringer i havets kapacitet (geokratisk eller tektonisk, udsving). Geokratiske udsving er forårsaget af tektoniske forstyrrelser af havbunden, på grund af hvilke volumen af verdenshavet ændrer sig.

Dette er sket gentagne gange over geologisk tid, hvilket har forårsaget overtrædelse(stødende) og regression(tilbagetog) af havet.

-10000 -8000 -6000 -4000 -2000 N, m - havniveau (0 - moderne niveau)

Indbyrdes forbundne teokratiske og hydrokratiske ændringer fandt sted gentagne gange under Pleistocæn. Under afkøling blev en enorm masse vand i form af is bevaret på landjorden, og havniveauet faldt med 100-120 m.

Under opvarmning under mellemistiderne, som et resultat af smeltende is, kom vand ind i havet, og dets niveau steg (fig. 79). Naturen af udsving i havniveauet i den kvartære periode blev til en vis grad påvirket af glacioisostatiske kompensationer. Figur 80 viser den retningsbestemte stigning i verdenshavets niveau efter afslutningen af de kvartære istider i Holocæn (ca. 10 tusind år siden). Det kan ses, at den nåede sin moderne position cirka midt i den atlantiske holocænperiode for omkring 6 tusind år siden og siden da har oplevet periodiske svingninger omkring nulpunktet.

Ris. 80. Ændringer i verdenshavets niveau og dets mulige afvigelser i holocæn (ifølge R. K. Kliege m.fl.)

tags. Samtidig er stigningen i verdenshavet i løbet af de sidste 100 år med 16 cm forbundet med den globale menneskeskabte opvarmning af klimaet på Jorden, som forårsagede smeltningen af gletschere og den termiske udvidelse af vand i havet ( Fig. 81). Beregninger indikerer en yderligere stigning i havniveauet med omkring 20-30 cm i midten af det 21. århundrede, selvom ekstreme skøn adskiller sig væsentligt: fra 5-7 cm til 140 cm Det generelle billede af ændringer i havniveauet er meget komplekst og beregnes normalt for visse observationspunkter.

Ris. 81. Moderne ændringer i verdenshavets niveau (ifølge R. K. Kliege og andre)

Grundlæggende fysiske og kemiske egenskaber ved havvand

havvand- en universel homogen ioniseret opløsning, som indeholder alle kemiske elementer. Opløsningen indeholder faste mineraler (salte) og gasser samt suspensioner af organisk og uorganisk oprindelse.

Tabel 8

(i % af den samlede masse af salte) (ifølge L.K. Davydov og andre)

Saltholdighed- mængde af salte i gram i 1 kg havvand. Den gennemsnitlige saltholdighed i havet er 35% 0. Af de 35 gram salte indeholder havvand mest bordsalt (ca. 27 g), hvorfor det er salt. Magnesiumsalte giver den en bitter smag. Linjer på et kort, der forbinder punkter med samme saltholdighed kaldes isohaliner.

Sæd frigivet fra moderne vulkaner består overvejende af vanddamp (ca. 75%), kuldioxid (op til 20%), klor (7%), metan (3%), svovl og andre komponenter.

I historien om verdenshavets udvikling var der perioder, hvor saltindholdet svingede i retning af fald eller stigning. Dette skete både som følge af geologiske årsager, fordi tektonisk aktivering af undergrunden og vulkanisme påvirkede aktiviteten af magma-afgasning, og på grund af klimaændringer. Under hårde istider, hvor store masser af ferskvand blev bevaret på land i form af gletsjere, steg saltindholdet. Under opvarmning i mellemistider, når smeltet gletsjervand kom ind i havet, faldt det. I tørre perioder steg saltindholdet, og i fugtige perioder faldt det.

På ækvatoriale og subækvatoriale breddegrader, hvor der falder mere nedbør end vand bruges på fordampning (K fugtning >1), og flodstrømmen er høj, er saltindholdet lidt mindre end 35% 0 . På tropiske og subtropiske breddegrader er saltindholdet på grund af en negativ frisk balance (lidt nedbør og høj fordampning) 37 % 0 . På tempererede breddegrader er saltindholdet tæt på 35 %. På subpolære og polære breddegrader er saltholdigheden den laveste - ca.

lo 32%o, da nedbørsmængden overstiger fordampningen, er flodstrømmen høj, især i sibiriske floder er der mange isbjerge, hovedsageligt omkring Antarktis og Grønland.

Den laveste saltholdighed af vand i det arktiske hav, især ud for den asiatiske kyst, nær mundingen af de sibiriske floder, er mindre end 10% 0. På subpolære breddegrader er der dog en sæsonbestemt ændring i vandets saltholdighed: i efterår - vinter, med dannelsen af havis og et fald i flodstrømmen, stiger saltindholdet, om foråret - sommeren, med smeltning af havis og en stigning i floden flow, falder det. Omkring Grønland og Antarktis om sommeren bliver saltholdigheden også lavere på grund af smeltende isbjerge og optøning af de marginale dele af iskapper og ishylder.

Ris. 82. Typer af vertikal fordeling af saltholdighed (ifølge L.K. Davydov og andre)

Den maksimale saltholdighed af vand observeres i tropiske indre hav og bugter omgivet af ørkener, for eksempel i Det Røde Hav - 42% 0, i Den Persiske Golf - 39% 0.

På trods af havvandets forskellige saltholdighed i forskellige områder af havet forbliver procentdelen af salte opløst i det uændret. Det sikres af vandets mobilitet, dets kontinuerlige vandrette og lodrette blanding, som tilsammen fører til den generelle cirkulation af verdenshavets farvande.

Den lodrette ændring i vands saltholdighed i havene er anderledes. Fem zonetyper af lodret fordeling af saltholdighed er skitseret: I - polær, II - subpolær, III - tempereret, IV - tropisk og V - ækvatorial. De er præsenteret i form af grafer i figur 82.

Fordelingen af saltholdighed i dybden i havene er meget forskellig afhængig af balancen mellem frisk fugt, intensiteten af vertikal blanding og vandudveksling med tilstødende vandområder.

Årlige udsving i saltholdigheden i de åbne dele af havet er ubetydelige og i overfladelagene overstiger ikke 1%o, og fra en dybde på 1500-2000 m er saltindholdet praktisk talt uændret hele året. I kystnære marginalhave og bugter er sæsonbestemte udsving i vands saltholdighed mere betydelige. I havene i det arktiske hav i slutningen af foråret falder saltholdigheden på grund af tilstrømningen af flodvand, og i vandområder med monsunklima om sommeren - også på grund af overfloden af nedbør. På polære og subpolære breddegrader skyldes årstidsbestemte ændringer i overfladevandets saltholdighed i høj grad frysning af vand om efteråret og smeltning af havis om foråret samt smeltning af gletsjere og isbjerge i løbet af polardagen, hvilket vil blive diskuteret senere.

Saltholdigheden af vand påvirker mange af dets fysiske egenskaber: temperatur, tæthed, elektrisk ledningsevne, lydens hastighed, isdannelsens hastighed osv.

Ilt mere i havvand end i atmosfæren, især i det øvre lag (35 % ved 0°C). Dens hovedkilde er fytoplankton, som kaldes "planetens lunger." Under 200 m falder iltindholdet, men fra 1500 m stiger det igen, selv på ækvatoriale breddegrader, på grund af vandstrømmen fra polarområderne, hvor iltmætningen når 70 - 90%. Ilt forbruges ved frigivelse til atmosfæren, når der er et overskud af det i overfladelagene (især om dagen), til respiration af marine organismer og til oxidation af forskellige stoffer. Nitrogen mindre i havvand end i atmosfæren. Det frie kvælstofindhold er relateret til nedbrydningen af organisk stof. Kvælstof opløst i vand optages af specielle bakterier og omdannes til kvælstofforbindelser, som har stor betydning for planters og dyrs liv. En vis mængde gratis og bundet carbondioxid, som kommer ind i vandet fra luften under respiration af marine organismer, under nedbrydning af organisk stof og også under vulkanudbrud. Det er vigtigt for biologiske processer, fordi det er den eneste kulstofkilde, som planter har brug for for at bygge organisk stof. Svovlbrinte dannes i dybe stillestående bassiner i de nedre dele af vandsøjler under nedbrydning af organisk stof og som følge af mikroorganismers aktivitet (f.eks. i Sortehavet). Da svovlbrinte er et meget giftigt stof, reducerer det kraftigt vands biologiske produktivitet.

Massefylde- en vigtig fysisk egenskab ved havvand. Havvand er tættere end ferskvand. Jo højere saltholdighed og lavere temperatur i vandet, jo større densitet. Tætheden af overfladevand stiger fra ækvator til troperne på grund af en stigning i saltholdighed og fra tempererede breddegrader til polarcirklerne som følge af et fald i temperatur, og om vinteren også på grund af en stigning i saltholdighed. Dette fører til intens nedsynkning af polarvand i den kolde årstid, som varer 8-9 måneder. I bundlagene bevæger polarvand sig mod ækvator, som følge heraf er verdenshavets dybe vand generelt koldt (2-4 °C), men beriget med ilt.

Havets glød (bioluminescens) - Dette er gløden i havvandet fra levende organismer, der indeholder fosfor og udsender "levende" lys. Først og fremmest gløder de enkleste lavere organismer (natfluer osv.), nogle bakterier, vandmænd, orme og fisk i alle lag af vand. Derfor er havets mørke dyb ikke fuldstændig blottet for lys. Gløden blev intensiveret

Lydledningsevne- akustiske egenskaber af havvand. Udbredelsen af lyd i havvand afhænger af temperatur, saltholdighed, tryk, gas- og suspenderet stofindhold. I gennemsnit svinger lydens hastighed i Verdenshavet mellem 1400-1550 m/s. Med stigende temperatur, saltholdighed og tryk stiger den; med faldende temperatur falder den. Lag med forskellig lydledningsevne er blevet opdaget i havene: lydspredende lag og et lag med lydsuperledning - undervands-

Elektrisk ledningsevne havvandet er højt. Det er direkte proportionalt med saltholdighed og temperatur.

Midthavets højdedrag

De krydser alle verdenshavene og danner et enkelt planetsystem med en samlet længde på over 60 tusinde km, og deres samlede areal er 15,2 % område af verdenshavet. Mid-ocean ridges indtager faktisk en mellemposition i Atlanterhavet og Det Indiske Ocean; i Stillehavet flyttes de mod øst til Amerikas kyster.

Relieffet af midtoceanryggene er skarpt dissekeret, og efterhånden som de bevæger sig væk fra aksen, giver bjergspir plads til zoner med kuperet relief og flader endnu mere i området for krydset med dybhavssletter. . Kammene består af bjergsystemer og dalformede lavninger, der adskiller dem, aflange i overensstemmelse med generalstrejken. Højden af individuelle bjergtoppe når 3-4 km, den samlede bredde af mid-ocean-rygge varierer fra 400 til 2000 km. Langs den aksiale del af højderyggen kan der spores en langsgående fordybning, kaldet en rift eller riftdal (rift fra den engelske spalte). Dens bredde er fra 10 til 40 km, og dens relative dybde er fra 1 til 4 km. Dalskråningernes stejlhed er 10-40°.

Dalens vægge er opdelt med trin i flere afsatser. Sprækkedalen er den yngste og tektonisk mest aktive del af de midt-oceanske højdedrag; den har en intens blok-ridge dissektion. Dens centrale del består af frosne basaltkupler og armformede strømme, dissekeret Gyarami– gabende trækrevner uden lodret forskydning, 0,5 til 3 m brede (nogle gange 20 m) og ti meter lange.

Mid-ocean ridges brydes af transformationsfejl og bryder deres kontinuitet i bredderetningen. Amplituden af den vandrette forskydning er hundredvis af km (op til 750 km i den ækvatoriale zone af den midtatlantiske højderyg), og den lodrette forskydning er op til 3-5 km.

Nogle gange er der små former for bundrelief kaldet mikrorelief, blandt hvilke der skelnes mellem erosion, biogen og kemogene.

Vand er en polymerforbindelse af H 2 O-molekyler i modsætning til vanddamp. Forskellige isotoper af O og H kan deltage i strukturen af et vandmolekyle. De mest almindelige er 1 H - let brint, 2 H - deuterium (150 mg/l), 16 O, 17 O, 18 O. Størstedelen af masse dannes af molekyler af rent vand 1 H 2 16 O, blandingen af alle andre typer vand kaldes tungt vand, som adskiller sig fra rent vand ved at være mere tæt. I praksis forstås tungt vand som deuteriumoxid 2 H 2 16 O (D 2 O), og supertungt vand forstås som tritiumoxid 3 H 2 16 O (T 2 O). Verdenshavene indeholder en ubetydelig mængde af sidstnævnte - 800 gram (i form af tritium). Vandets vigtigste fysiske egenskaber omfatter optisk, akustisk, elektrisk og radioaktivitet.

Optiske egenskaber

Normalt betyder de lysets indtrængen i vand, dets absorption og spredning i vand, gennemsigtigheden af havvand, dets farve.

Havets overflade belyses direkte af solens stråler (direkte stråling) og af lys spredt af atmosfæren og skyerne (diffus stråling). Den ene del af solens stråler reflekteres fra havoverfladen ud i atmosfæren, den anden trænger ned i vandet efter brydning på vandoverfladen.

Havvand er et gennemsigtigt medium, så lys trænger ikke ned til store dybder, men spredes og absorberes. Processen med lysdæmpning er selektiv. Komponenterne i hvidt lys (rødt, orange, grønt, blåt, indigo, violet) absorberes og spredes forskelligt af havvand. Når den trænger ned i vandet, forsvinder rød og orange først (i en dybde på ca. 50 m), derefter gul og grøn (op til 150 m), og derefter blå, indigo og violet (op til 400 m).

Gennemsigtighed forstås traditionelt som den dybde, hvor en hvid skive med en diameter på 30 cm nedsænkes, hvor den ophører med at være synlig. Gennemsigtighed skal måles under visse forhold, da dens værdi afhænger af observationshøjde, tidspunkt på dagen, skydække og havforhold. De mest nøjagtige målinger er dem, der er taget i roligt, klart vejr omkring middagstid, fra en højde på 3-7 m over vandoverfladen.

Kombinationen af absorption og spredning af lys forårsager den blå farve af rent (uden urenheder) havvand. Farven på havoverfladen afhænger af en række ydre forhold: synsvinkel, himmelfarve, tilstedeværelse af skyer, vindbølger osv. Så når bølger dukker op, bliver havet hurtigt blåt, og når der er tætte skyer, bliver det mørkere.

Når du nærmer dig kysterne, falder havets gennemsigtighed, vandet bliver grønt og får nogle gange gullige og brune nuancer. I det åbne hav bestemmes gennemsigtighed og farve af suspenderede partikler af organisk oprindelse, plankton. I perioden med fytoplanktonudvikling (forår, efterår) aftager havets gennemsigtighed, og farven bliver grønnere. I de centrale dele overstiger gennemsigtigheden normalt 20 m, og farven er inden for blå toner. Den højeste gennemsigtighed (65,5 m) blev registreret i Sargassohavet. På tempererede og polære breddegrader, rig på plankton, er vandgennemsigtigheden 15-20 m, og havets farve er grønlig-blå. Ved sammenløbet af store floder er havvandets farve uklar og brungul, gennemsigtigheden falder til 4 m. Havets farve ændrer sig kraftigt under påvirkning af plante- eller dyreorganismer. En massiv ophobning af en organisme kan farve havets overflade gul, lyserød, mælkeagtig, rød, brun og grøn. Dette fænomen kaldes havblomstring. I nogle tilfælde opstår havglød om natten, forbundet med undersøgelsen af biologisk lys af marine organismer.

Akustiske egenskaber

Bestem muligheden for lydudbredelse i havvand - bølgelignende udbredende oscillerende bevægelser af partikler af et elastisk medium, som er havvand. Lydens styrke er proportional med kvadratet af frekvensen, som bestemmes af antallet af elastiske vibrationer pr. sekund. Derfor er det fra en kilde med samme kraft muligt at opnå en lyd med større styrke ved at øge frekvensen af lydvibrationer. Til praktiske formål i maritime anliggender (ekkolod, undervandskommunikation) anvendes ultralyd (højfrekvent lyd), som også er karakteriseret ved en svagt divergerende stråle af akustiske stråler.

Lydens hastighed i havvand afhænger af vandets tæthed og specifikke volumen. Den første egenskab afhænger til gengæld af saltholdighed, temperatur og tryk. Lydens hastighed i havvand varierer fra 1400 til 1550 m/s, hvilket er 4-5 gange lydens hastighed i luft. Udbredelsen af lyd i vand er ledsaget af dens dæmpning på grund af absorption og spredning, samt brydning og refleksion af lydbølger.

På en vis dybde i havvandet er der en zone, hvor lydens hastighed er minimal; lydstråler, der gennemgår flere interne refleksioner, forplanter sig i denne zone over meget lange afstande. Dette lag med den mindste lydudbredelseshastighed kaldes lydkanalen. Lydkanalen er karakteriseret ved egenskaben kontinuitet. Hvis en lydkilde er placeret i nærheden af kanalens akse, bevæger lyden sig over en afstand på tusindvis af kilometer (den maksimale registrerede afstand er 19.200 km). I verdenshavene ligger lydkanalen i gennemsnit på en dybde af 1 km. Polarhavene er karakteriseret ved virkningen af en overfladenær placering af lydkanalen (dybde 50-100 m), som følge af refleksion af lyd fra havets overflade.

Efter at have slukket for lydkilden i nogen tid, forbliver der en resterende lyd i vandsøjlen, kaldet efterklang. Dette er en konsekvens af refleksion og spredning af lydbølger. Der er bund-, overflade- og volumetrisk efterklang; i sidstnævnte tilfælde sker lydspredning ved hjælp af gasbobler, plankton og suspension.

Elektriske egenskaber

Rent (frisk) vand er en dårlig leder af elektricitet. Havvand, der er en næsten fuldstændig ioniseret opløsning, leder elektricitet godt. Elektrisk ledningsevne afhænger af vandets saltholdighed og temperatur; jo højere saltholdighed og temperatur, jo højere er den elektriske ledningsevne. Desuden påvirker saltholdighed i højere grad den elektriske ledningsevne. For eksempel, i temperaturområdet fra 0 til 25°C, øges den elektriske ledningsevne kun det dobbelte, mens den i saltholdighedsområdet fra 10 til 40‰ øges med 3,5 gange.

I tykkelsen af havvand er der telluriske strømme forårsaget af corpuskulær stråling fra solen. Da havvandets elektriske ledningsevne er bedre end den faste skals, er størrelsen af disse strømme i havet højere end i litosfæren. Det øges noget med dybden. Når havvand bevæger sig, induceres en elektromotorisk kraft i det, proportionalt med den magnetiske feltstyrke og havvandets (lederens) bevægelseshastighed. Ved at måle den inducerede elektromotoriske kraft og kende den magnetiske feltstyrke på et givet sted og på et givet tidspunkt, er det muligt at bestemme havstrømmenes hastighed.

Radioaktive egenskaber

Havvand er radioaktivt, fordi radioaktive grundstoffer også er opløst i det. Hovedrollen tilhører den radioaktive isotop 40 K og i langt mindre grad de radioaktive isotoper Th, Rb, C, U og Ra. Havvandets naturlige radioaktivitet er 180 gange mindre end radioaktiviteten af granit og 40 gange mindre end radioaktiviteten af sedimentære bjergarter på kontinenterne.

Ud over de diskuterede fysiske egenskaber har havvand egenskaberne diffusion, osmose og overfladespænding.

Molekylær diffusion udtrykkes i bevægelse af partikler af et stof opløst i vand uden mekanisk blanding.

Fænomenet osmose, dvs. diffusion af opløste stoffer gennem en porøs skillevæg (membran), har hovedsageligt biologisk betydning, men kan også bruges til at opnå rent vand fra havvand.

Overfladespænding er vandets egenskab til at have en tynd gennemsigtig film på overfladen, der har tendens til at trække sig sammen. Dette fænomen er afgørende for dannelsen af kapillære bølger på havoverfladen.

Kemisk sammensætning af havvand

Havvand adskiller sig fra vandet i floder og søer i sin bitter-salte smag og høje tæthed, hvilket forklares af de mineraler, der er opløst i det. Deres mængde, udtrykt i gram pr. kilogram havvand, kaldes saltholdighed (S) og udtrykkes i ppm (‰). Den samlede saltholdighed er 35‰ eller 35% eller 35 g pr. 1 kg vand. Denne saltholdighed af havvand kaldes normal og er karakteristisk for hele vandmassen, med undtagelse af overfladelaget på 100-200 m, hvor saltholdigheden varierer fra 32 til 37‰, som er forbundet med klimatisk zoneinddeling. I tørre zoner, hvor fordampningen er høj, og overfladeafstrømningen er lav, stiger saltindholdet. I fugtige zoner falder saltindholdet på grund af afsaltningseffekten af overfladevandsafstrømning fra kontinentet. Klimaet har en stærkere effekt i indre hav. I Det Røde Hav når saltholdigheden 41-43‰. Særligt høj saltholdighed (200-300‰) observeres i laguner i tørre områder isoleret fra havet (Kora-Bogaz-Gol). Saliniteten i Det Døde Hav er 260-270‰.

Grundstofsammensætning Saltgrundstofsammensætning

havvand havvand

O 85,8 % Cl 55,3 %

H 10,7 % Na 30,6 %

Cl 2,1 % SO4 7,7 %

Na 1,15 % Mg 3,7 %

Mg 0,14 % Ca 1,2 %

S 0,09 % K 1,1 %

Ca 0,05 % Br 0,2 %

K 0,04 % CO 2 0,2 %

Resten er mindre end 0,001%.

Saltsammensætningen af havvand er domineret af:

Chlorider 89,1% (NaCl -77,8% - halit, MgCl2 - 9,3% - bischofit, KCl - 2% - sylvit);

Sulfater 10,1 % (MgSO 4 - 6,6 % - epsomit, CaSO 4 - 3,5 % - anhydrit)

Karbonater 0,56 %

Bromater 0,3%.

Gassammensætning af havvand

Opløst i vand er: ilt, kuldioxid, nitrogen og nogle gange svovlbrinte.

Ilt kommer i vandet på to måder:

Fra atmosfæren

Gennem fotosyntese af planteplankton (grønne planter)

6 CO 2 + 6H 2 O = C 6 H 12 O 6 + 6O 2 +674 kcal (lys + klorofyl).

Dens indhold varierer meget fra 5 til 8 cm 3 pr. liter og afhænger af temperatur, saltholdighed og tryk. Opløseligheden af ilt falder meget med stigende temperatur, hvorfor det er rigeligt på høje breddegrader. Der er sæsonbestemte udsving; når temperaturen stiger, frigives ilt til atmosfæren og omvendt, det er sådan den dynamiske vekselvirkning mellem atmosfæren og hydrosfæren opstår. Det samme omvendte forhold eksisterer mellem iltindhold og saltholdighed: Jo højere saltholdighed, jo mindre ilt. Iltindholdets afhængighed af trykket er direkte: Jo højere trykket er, jo mere ilt er opløst i vand. Den største mængde ilt er indeholdt på overfladen af vandet (på grund af atmosfæren og fotosyntesen) og på bunden (på grund af tryk og lavere forbrug af organismer) op til 8 cm 3 pr. liter - disse to film smelter sammen i kysten zone. I den midterste del af reservoiret er iltindholdet det laveste - 2-3 cm 3 pr. liter. På grund af vandets lodrette og vandrette cirkulation indeholder oceanerne fri ilt næsten overalt. Ilt bruges til planters og dyrs respiration og til oxidation af mineraler.

Carbondioxid findes i vand 1) delvist i fri opløst tilstand og 2) i kemisk bundet form som en del af karbonater og bikarbonater. Det samlede CO 2 indhold i vand er mere end 45 cm 3 pr. liter, hvoraf kun halvdelen falder til andelen af fri CO 2. Kilder til kuldioxid: atmosfære, vulkanske gasser, organisk stof og flodvand. Forbrug: fotosyntese, dannelse af carbonatmineraler. CO 2 -indholdet er også reguleret af temperaturen, i de øverste opvarmede lag af havvand falder opløseligheden af CO 2, og det frigives til atmosfæren. Der skabes mangel på det, hvilket fører til dannelsen af uopløseligt calciumcarbonat CaCO 3, som udfældes. Koldt vand har et højt CO 2 indhold.

Nitrogen indeholdt i vand i en mængde på 13 cm 3 pr. liter og kommer hovedsageligt fra atmosfæren.

Svovlbrinte Det har en begrænset udbredelse og er begrænset til lukkede bassinhave, der kommunikerer med Verdenshavet gennem smalle, lavvandede stræder. Dette forstyrrer vandudvekslingen mellem dem. For eksempel, Sortehavet, begynder forurening med svovlbrinte i cirka en dybde på 150 m og øges med dybden, og i den nederste del når 5-6 cm 3 /liter. Svovlbrinte produceres af bakterier fra sulfater:

CaSO 4 + CH 4 → H 2 S + CaCO 3 + H 2 O

Derudover er en vis mængde organisk stof opløst i verdenshavets farvande (op til 10 g/l i Azovhavet), og en vis mængde uklarhed og suspenderet stof er også til stede.

Temperaturen i verdenshavene

Den vigtigste varmekilde, der modtages af Verdenshavet, er Solen. Varme kommer fra det i form af kortbølget solstråling, bestående af direkte stråling og stråling spredt af atmosfæren. Noget stråling reflekteres tilbage til atmosfæren (reflekteret stråling). Verdenshavet modtager yderligere varme som følge af kondensering af vanddamp på overfladen af havet og på grund af varmestrømmen, der kommer fra jordens tarme. Samtidig mister havet varme gennem fordampning, effektiv stråling og vandudveksling. Den algebraiske sum af mængden af varme, der kommer ind i vandet og går tabt af vandet som følge af alle termiske processer, kaldes havets varmebalance. Da den gennemsnitlige vandtemperatur i Verdenshavet forbliver uændret over en lang observationsperiode, er alle varmestrømme i alt lig nul.

Fordelingen af temperatur over overfladen af verdenshavet afhænger hovedsageligt af områdets breddegrad, derfor er de højeste temperaturer placeret i ækvatorzonen (termisk ækvator). Kontinenter, fremherskende vinde og strømme har en forvrængende indflydelse. Langtidsobservationer viser, at den gennemsnitlige overfladevandstemperatur er 17,54 o C. Det varmeste er Stillehavet (19,37 o), det koldeste er det arktiske hav (-0,75 o). Temperaturen falder med dybden. I åbne dele af havet sker dette relativt hurtigt op til 100 m. 300-500 m og meget langsommere op til gl. 1200-1500 m; Under 1500 m falder temperaturen meget langsomt. I havets bundlag på dybder under 3 km er temperaturen overvejende +2 o C og 0 o C, og når -1 o C i det arktiske hav. I nogle dybhavssænkninger med kap. 3,5 - 4 km og til bunden stiger vandtemperaturen en smule (f.eks. Det Filippinske Hav). En betydelig stigning i temperaturen i bundlaget af vand op til 62 o C i nogle lavninger af Det Røde Hav bør betragtes som et unormalt fænomen. Sådanne afvigelser fra det generelle mønster er en konsekvens af påvirkningen af dybe processer, der forekommer i jordens tarme.

Det øverste lag af vand (i gennemsnit op til 20 m) er underlagt daglige temperaturudsving; det skelnes som det aktive lag. Overgangen fra det aktive lag til det nederste lag af lave temperaturer sker i et relativt tyndt lag kaldet termoklin. De vigtigste egenskaber ved termoklinen er som følger:

Dybde - fra 300-400 m (i troperne) til 500-1000 m (i subtroperne),

Tykkelse – fra flere cm til snesevis af meter,

Intensitet (lodret gradient) –0,1-0,3 o pr. 1 m.

Nogle gange skelnes der mellem to termokliner: sæsonbestemt og permanent. Den første dannes om foråret og forsvinder om vinteren (dens dybde er 50-150 m). Den anden, kaldet "hovedtermoklinen", eksisterer året rundt og ligger på relativt store dybder. To typer termoklin forekommer i tempererede klimazoner.

Termoklinen er også karakteriseret ved en ændring i vandets optiske egenskaber; fisk, der flygter fra rovdyr, udnytter dette: de dykker ned i termoklinen, og rovdyr mister dem af syne.

Det er også blevet fastslået, at temperaturen i verdenshavets dybe vand i løbet af de sidste 70 millioner år er faldet fra 14 til 2 oC.

Tætheden af havvand

Densiteten af ethvert stof er en værdi målt ved stoffets masse pr. volumenenhed. Densitetsenheden er densiteten af destilleret vand ved en temperatur på 4 o C og normalt atmosfærisk tryk. Densiteten af havvand er massen af havvand (i g) indeholdt i 1 cm3. Det afhænger af saltholdighed (direkte sammenhæng) og temperatur (omvendt forhold). Tætheden af havvand ved en temperatur på 0 o C og en saltholdighed på 35‰ er 1,028126 g/cm 3 .

Tætheden er ujævnt fordelt over overfladen: den er minimal i ækvatorialzonen (1,0210 g/cm3) og maksimal på høje breddegrader (1,0275 g/cm3). Med dybde afhænger ændringen i tæthed af ændringen i temperatur. Under 4 km ændres tætheden af havvand lidt og når 1,0284 g/cm 3 i bunden.

Havets vandtryk

Trykket i havene og oceanerne stiger med 1 MPa eller 10 atm for hver 100 m. Dens værdi afhænger også af vandtætheden. Trykket kan beregnes ved hjælp af formlen:

Р = Н ּρ/100,

P – tryk i MPa,

H – dybde, som beregningen er foretaget for,

ρ er tætheden af havvand.

Under påvirkning af tryk fra overliggende lag falder det specifikke volumen af havvand, dvs. den er komprimeret, men denne værdi er ubetydelig: ved S = 35‰ og t = 15 o C er den lig med 0,0000442. Men hvis vand var absolut ukomprimerbart, ville verdenshavets rumfang stige med 11 millioner km 3, og dets niveau ville stige 30 m.

Ud over termoklinen (temperaturspring) er der også et trykspring - pyknoklin. Nogle gange identificeres flere pyknokliner i et havbassin. For eksempel kendes to pyknokliner i Østersøen: i dybdeområdet 20-30 m og 65-100 m. Pyknoklinen bruges nogle gange som en "flydende jord", hvilket tillader en neutralt afbalanceret ubåd at ligge på den uden at arbejde med propeller.