Основну масу водної оболонки Землі утворюють солоні води Світового океану, що покривають 2/з Землі. Їх обсяг дорівнює приблизно 1379106 км3, у той час як об'єм усіх вод суші (включаючи льодовики та підземні води до глибини 5 км) - менше 90106 км3. Оскільки океанічні води становлять близько 93 % всіх вод біосфери, вважатимуться, що й хімічний склад визначає основні риси складу гідросфери загалом.
Сучасний хімічний склад океану є результатом його тривалої зміни під впливом діяльності живих організмів. Освіта первинного океану було зумовлено тими самими процесами дегазації твердої речовини планети, що призвели до формування газової оболонки Землі. З цієї причини склад атмосфери та гідросфери тісно пов'язаний, їхня еволюція відбувалася також взаємопов'язано.
Як зазначено раніше, серед продуктів дегазації переважали пари води та вуглекислий газ. З того моменту, як температура поверхні планети опустилася нижче 100 ° С, пари води стали конденсуватися та утворювати первинні водойми. На поверхні Землі виник процес кругообігу води, який започаткував циклічну міграцію хімічних елементів у системі суша-океан-суша.
Відповідно до складу газів, що виділялися, перші скупчення води на поверхні планети були кислими, збагаченими головним чином НС1, а також HF, H3BO3, H2S. Вода океану пройшла безліч кругообігів. Кислі дощі енергійно руйнували алюмосилікати, витягуючи з них легкорозчинні катіони - натрій, калій, кальцій, магній, що накопичувалися в океані. Катіони поступово нейтралізували сильні кислоти, і води стародавньої гідросфери набули хлор-кальцієвого складу.
Серед різноманітних процесів трансформації з'єднань, що дегазуються, очевидно, протікала діяльність згущень термо-літотрофних бактерій. Поява ціанобактерій, що мешкали у воді, що оберігала їх від згубної ультрафіолетової радіації, ознаменувала початок фотосинтезу та біогеохімічного продукування кисню. Зменшення внаслідок фотосинтезу парціального тиску СО2 сприяло осадженню великих мас карбонатів Fe2+, потім Mg2+ та Са3+.
Вільний кисень став надходити у води древнього океану. Протягом тривалого часу відновлені та недоокієдні сполуки сірки, двовалентного заліза та марганцю були окислені. Склад океанічної води придбав хлоридно-сульфатний склад, близький до сучасного.
Хімічні елементи у гідросфері перебувають у різноманітних формах. Серед них найбільш характерні прості та складні іони, а також молекули, які перебувають у стані сильно розведених розчинів. Поширені іони, сорбційно пов'язані з частинками колоїдних та субколоїдних розмірів, присутніми у морській воді у вигляді тонкої суспензії. Особливу групу становлять елементи органічних сполук.
Загальна кількість розчинених сполук у морській воді (солоність) у поверхневих шарах океанів та окраїнних морів коливається від 3,2 до 4 %. У внутрішньоконтинентальних морях солоність змінюється у ширших межах. Середня солоність Світового океану прийнята рівною 35%.
Ще в середині ХІХ ст. вчені виявили чудову геохімічну особливість океанічної води: незважаючи на коливання солоності, співвідношення головних іонів залишається незмінним. Сольовий склад океану є своєрідною геохімічною константою.
Через війну наполегливої роботи вчених багатьох країн було накопичено великий аналітичний матеріал, характеризує вміст у питній воді морів і океанів як головних, а й розсіяних хімічних елементів. Найбільш обґрунтовані дані про середні значення (кларки) хімічних елементів у воді Світового океану наведені в зведеннях Е.Д. Голдберг (1963), А.П. Виноградова (1967), Б. Мейсона (1971), Г. Хорна (1972), А.П. Лісіцина (1983), К.М. Турекіана (1969). У табл. 4.1 використано результати переважно двох останніх авторів.
Як видно з наведених даних, основну масу розчинених сполук складають хлориди поширених лужних та лужноземельних елементів, менше міститься сульфатів, ще менше гідрокарбонатів. Концентрація розсіяних елементів, одиницею виміру яких служить мкг/л, на три математичні порядки нижче, ніж у гірських породах. Діапазон значень кларків розсіяних елементів сягає десять математичних порядків, тобто. приблизно такий самий, як у земній корі, але співвідношення елементів зовсім інші. Виразно домінують бром, стронцій, бор та фтор, концентрація яких вище 1000 мкг/л. У значній кількості є йод, барій, їх концентрація перевищує 10 мкг/л.
Таблиця 4.1
Зміст розчинних форм хімічних елементів у Світовому океані.| Хімічний елемент чи іон | Середня концентрація | Відношення концентрації у сумі солей до кларку гранітного шару | Загальна маса, млн т | |
| у воді, мкг/л | у сумі солей, 10 -4 % | |||
| З 1 | 19 353 000,0 | 5529,0 | 3252,0 | 26513610000 |
| SО 4 2 | 2 701 000,0 | 771,0 | - | 3700370000 |
| S | 890000,0 | 254,0 | 63,0 | 1216300000 |
| НСО 3 - | 143000,0 | 41,0 | - | 195910000 |
| Na | 10764000,0 | 3075,0 | 14,0 | 14746680000 |
| Mg | 1297000,0 | 371,0 | 3,1 | 1776890000 |
| Са | 408000,0 | 116,0 | 0,5 | 558960000 |
| До | 387000,0 | 111,0 | 0,4 | 530190000 |
| Вг | 67 300,0 | 1922,9 | 874,0 | 92 201 000 |
| Sr | 8100,0 | 231,4 | 1,0 | 1 1 097 000 |
| У | 4450,0 | 127,1 | 13,0 | 6 096 500 |
| SiO 2 | 6200,0 | 176,0 | - | 8494000 |
| Si | 3000,0 | 85,0 | 0,00028 | 4 1 10 000 |
| F | 1300,0 | 37,1 | 0,05 | 1 781 000 |
| N | 500,0 | 14,0 | 0,54 | 685 000 |
| Р | 88,0 | 2,5 | 0,0031 | 120 560 |
| I | 64,0 | 1,8 | 3,6 | 87690 |
| Ва | 21,0 | 0,57 | 0,00084 | 28770 |
| Мо | 10,0 | 0,29 | 0,22 | 13700 |
| Zn | 5,0 | 0,14 | 0,0027 | 6850 |
| Fe | 3,4 | 0,097 | 0,0000027 | 4658 |
| U | 3,3 | 0,094 | 0,036 | 4521 |
| As | 2,6 | 0,074 | 0,039 | 3562 |
| Al | 1,0 | 0,029 | 0,00000036 | 1370 |
| Ti | 1,0 | 0,029 | 0,0000088 | 1370 |
| Су | 0,90 | 0,025 | 0,001 1 | 1233 |
| Ni | 0,50 | 0,014 | 0,00054 | 685 |
| Mn | 0,40 | 0,011 | 0,000016 | 548 |
| Cr | 0,20 | 0,0057 | 0,00017 | 274 |
| Hg | 0,15 | 0,0043 | 0,130 | 206 |
| Cd | 0,11 | 0,0031 | 0,019 | 151 |
| Ag | 0,10 | 0,0029 | 0,065 | 137 |
| Se | 0,09 | 0,0026 | 0,019 | 123 |
| Co | 0,03 | 0,00086 | 0,0012 | 41,1 |
| Ga | 0,03 | 0,00086 | 0,0012 | 41,1 |
| Pb | 0,03 | 0,00086 | 0,0012 | 41,1 |
| Zr | 0,026 | 0,00070 | 0,0000041 | 34,0 |
| Sn | 0,020 | 0,00057 | 0,00021 | 27,4 |
| Аu | 0,011 | 0,00031 | 0,26 | 15,1 |
Частина металів, що знаходяться у воді - молібден, цинк, уран, титан, мідь - має концентрацію від 1 до 10 мкг/л. Концентрація нікелю, марганцю, кобальту, хрому, ртуті, кадмію значно нижче - соті та десяті частки мкг/л. У той самий час залізо і алюміній, які відіграють роль основних елементів у земної корі, в океані мають нижчу концентрацію, ніж молібден і цинк. У найменшій кількості в океані розчинені такі елементи, як ніобій, скандій, берилій та торій.
Для визначення деяких геохімічних і біогеохімічних показників необхідно знати концентрацію елементів у морській воді, а й у твердої фазі розчинних речовин, тобто. у сумі солей морської води. У таблиці наведено дані, до розрахунку яких величина середньої солоності прийнята рівною 35 г/л.
Як було показано вище, провідним фактором еволюції хімічного складу океану протягом геологічної історії була сумарна біогеохімічна діяльність живих організмів. Не менш важливу роль організми відіграють у сучасних процесах диференціації хімічних елементів в океані та виведення їх мас в осад. Згідно з біофільтраційною гіпотезою, розробленою А. П. Лісіціним, планктонні (переважно зоопланктонні) організми щодня профільтровують через свої тіла близько 1,2107 км3 води, або близько 1 % обсягу Світового океану. При цьому тонкі мінеральні суспензії (частки розміром 1 мкм і менше) зв'язуються в грудочки (пелети). Розміри пелетів від десятків мікрометрів до 1 – 4 мм. Зв'язування тонких суспензій у грудочки забезпечує більш швидке осідання на Дно зваженого матеріалу. Одночасно частина розчинених у воді хімічних елементів у тілах організмів перетворюється на нерозчинні сполуки. Найбільш поширеними прикладами біогеохімічного зв'язування розчинених елементів у нерозчинні сполуки можуть бути утворення вапняних (кальцитових) і кремнієвих (опалових) скелетів планктонних організмів, а також вилучення карбонату кальцію вапняними водоростями та коралами.
Серед пелагічних мулів (глибоководних відкладень океану) можна назвати дві групи. Перші складаються переважно з біогенних утворень планктону, другі утворені переважно частинками не біогенного походження. У першій групі найбільш поширені вапняні (карбонатні) мули, у другій – глинисті мули. Карбонатні мули займають близько третини площі дна Світового океану, глинисті – понад чверть. У карбонатних опадах зростає концентрація не тільки кальцію та магнію, але також стронцію та йоду. У мулах, де переважають глинисті компоненти, значно більше металів. Деякі елементи дуже слабо виносяться з розчину в мули і поступово накопичуються в морській воді. Їх слід називати талас-софільними. Розрахувавши відношення між концентраціями в сумі розчинних солей морської води та мулів, ми отримаємо величину коефіцієнта таласофіл'ності КТ, що показує, у скільки разів даного елемента більше в сольовій частині океанічної води порівняно з осадом. Таласофільні елементи, що акумулюються в розчиненій сольовій частині води, мають наступні коефіцієнти КТ:
| Хімічний елемент | По відношеннюдо глинистих мулів. | По відношенню до вапняних мулів |
| Йод | 180 0 | 36,0 |
| Бром | 27 5 | 27 5 |
| Хром | 27 0 | 27 0 |
| Сірка | 19 5 | 19 5 |
| Натрій | . 7 7 | 15 4 |
| Магній | 1 8 | 0 9 |
| Стронцій | 1 3 | 0 1 |
| Бір. | 06 | 2 3 |
| Калій | 04 | 3 8 |
| Молібден | 0 01 | 10 0 |
| Літій | 0.09 | 1.0 |
Знаючи масу елемента у Світовому океані та величину його річного надходження, можна визначити швидкість його видалення з океанічного розчину. Наприклад, кількість миш'яку в океані становить приблизно 3,6 109 т, з річковим стоком приноситься 74 103 т/рік. Отже, за період, що дорівнює 49 тис. років, відбувається повне видалення всієї маси миш'яку зі Світового океану.
Оцінку часу знаходження елементів у розчиненому стані в океані робили багато авторів: Т.Ф. Барт (1961), Е.Д. Гольдберг (1965), Х. Дж. Дані різних авторів мають більші чи менші розбіжності. Згідно з нашими розрахунками, періоди повного видалення розчинених хімічних елементів із Світового океану характеризуються наступними інтервалами часу (у роках, у послідовності збільшення періоду у кожному ряді):
- n*102: Th, Zr, Al, Y, Sc
- n*103: Pb, Sn, Mn, Fe, Co, Cu, Ni, Cr, Ti, Zn
- n*104: Ag, Cd, Si, Ba, As, Hg, N
- n*105: Mo, U, I
- n*106: Ca, F, Sr, B, K
- n*107: S, Na
- n*108: С1, Br
За всієї орієнтовності таких розрахунків порядки отриманих величин дозволяють виділити групи розсіяних елементів, що розрізняються тривалістю перебування в океанічному розчині. Елементи, що найбільш інтенсивно концентруються в глибоководних мулах, мають найменшу тривалість перебування в океані. Такими є торій, цирконій, ітрій, скандій, алюміній. До них близькі періоди перебування в океанічному розчині свинцю, марганцю, заліза, кобальту. Більшість металів повністю виводиться з океану протягом кількох тисяч або десятків тисяч років. Таласофільні елементи перебувають у розчиненому стані сотні тисяч років і більше.
Значні маси розсіяних елементів у океані зв'язуються дисперсною органічною речовиною. Його основним джерелом є відмираючі планктонні організми. Процес руйнування їх залишків найактивніше відбувається до глибини 500-1000 м. Тому в опади шельфових і неглибоких приконтинентальних морів накопичуються величезні маси дисперсної органічної речовини морських організмів, до яких додаються органічні суспензії, винесені річковим стоком із суші.
Основна частина органічної речовини океану знаходиться в розчиненому стані і лише 3 - 5% у вигляді суспензії (Виноградов А. П., 1967). Концентрація цих суспензій у воді невелика, але їх загальна маса в усьому обсязі океану дуже значна: 120 - 200 млрд т. Щорічне накопичення високодисперсного органічного детрітусу в опадах Світового океану, за даними В.А.Успенського, перевищує 0,5 109 т.
Дисперсна органічна речовина сорбує та захоплює в опади певний комплекс розсіяних елементів. Про їх зміст із відомою умовністю можна судити з мікроелементарного складу великих скупчень органічної речовини - покладів кам'яного вугілля та нафти. Концентрація елементів у цих об'єктах зазвичай наводиться стосовно золі; не менш важливі Дані стосовно вихідного, неозоленого матеріалу.
Як очевидно з табл. 4.2, мікроелементний склад кам'яного вугілля та нафти принципово відрізняється.
Таблиця 4.2
Середні концентрації розсіяних металів у кам'яному куті та нафті, 10-4 %
| Хімічний елемент | У сухій речовині кам'яного вугілля (В. Р. Клер, 1979) | У золі кам'яного вугілля (Ф.Я.Саприкін, 1975) | У золі нафти (К. Краускопф, 1958) |
| Ti | 1600 | 9200 | - |
| Мn | 155 | - | - |
| Zr | 70 | 480 | 50-500 |
| Zn | 50 | 319 | 100-2500 |
| Cr | 18 | - | 200-3000 |
| V | 17 (10-200) | - | 500-25000 |
| Су | 11 | - | 200-8000 |
| Pb | 10 | 93 | 50-2000 |
| Ni | 5 | 214 | 1000-45000 |
| Ga | 4,5(0,6-18) | 64 | 3-30 |
| Co | 2 | 63 | 100-500 |
| Mo | 2 | 21 | 50-1500 |
| Ag | 1,5 | - | 5 |
| Sn | 1,2 | 15 | 20-500 |
| Hg | 0,2 | - | - |
| As | - | - | 1500 |
| Ba | - | - | 500-1000 |
| Sr | - | - | 500-1000 |
У нафті інше співвідношення значно вища концентрація багатьох розсіяних елементів. Високий вміст титану, марганцю та цирконію в кам'яному вугіллі обумовлено мінеральними домішками. Серед розсіяних металів найбільша концентрація характерна для цинку, хрому, ванадію, міді та свинцю.
В органічній речовині активно накопичуються багато токсичних елементів (миш'як, ртуть, свинець та ін), які безперестанку видаляються з океанічної води. Отже, дисперсна органічна речовина, як і мінеральні суспензії, виконує роль глобального сорбенту, що регулює вміст розсіяних елементів і захищає середовище Світового океану від небезпечних рівнів їхньої концентрації. Кількість розсіяних елементів, пов'язане в дисперсній органічній речовині, дуже значно, враховуючи, що маса речовини в осадових породах у сотні разів перевищує сумарну кількість всіх покладів кам'яного вугілля, глинистих сланців та нафти. Відповідно до даних Дж. Ханта (1972), Н.Б. Вассоївича (1973), А.Б. Ронова (1976) загальна кількість органічної речовини в осадових породах складає (1520)1015 т.
Маси розсіяних елементів, акумульовані в органічній речовині осадової товщі Землі, вимірюються багатьма мільярдами тонн.
(Visited 91 times, 1 visits today)
Загальні відомості.Площа Світового океану – 361 млн км/кв. У північній півкулі Світовий океан займає 61%, а в південній - 81% площі півкуль. Для зручності земну кулю зображують як так званих карт півкуль. Виділяють карти Північної, Південної, Західної та Східної півкуль, а також карти півкуль океанів та материків (рис. 7). В океанічних півкуль 95,5% площі займає вода.
Світовий океан: будова та історія дослідження. Світовий океан єдиний, він ніде не переривається. З будь-якої його точки можна потрапити до будь-якої іншої, не перетинаючи сушу. На думку вчених, термін океан запозичений у фінікійців і в перекладі з давньогрецької означає «велика річка, що оперізує Землю».
Термін «Світовий океан» узвичаїв російський учений Ю.М. Шокальський у 1917 році. У окремих випадках замість терміна «Світовий океан» використовують термін «океаносфера».
Карта півкуль графічних відкриттів, якою охоплюють океанів період із другої половини XV століття до першої половини XVII століття. Великі географічні відкриття пов'язані з іменами X. Колумба, Дж. Кабота, Васко да Гами, Ф. Магеллана, Дж. Дрейка, А. Тасмана, А. Веспуччі та ін. Завдяки видатним мореплавцям та мандрівникам людство дізналося чимало цікавого про Світовий океан, про його контурах, глибині, солоності, температурному режимі тощо.
Цілеспрямовані наукові дослідження Світового океану були розпочаті в XVII столітті і пов'язані з іменами Дж. Кука, І. Крузенштерна, Ю. Лисянського, Ф. Беллінсгаузена, Н. Лазарєва, С. Макарова та ін. кораблі "Челленджер". Результати, отримані експедицією "Челленджера", заклали основу нової науки - океанографії.
У XX столітті дослідження Світового океану складає основі міжнародного співробітництва. Починаючи з 1920 ведуться роботи з вимірювання глибин Світового океану. Видатний французький дослідник Жан Пікар у 1960 році першим опустився на дно Маріанської западини. Чимало цікавих відомостей про Світовий океан зібрала команда знаменитого французького дослідника Жака Іва Кусто. Цінну інформацію про Світовий океан дають космічні спостереження.
Будова Світового океану. Світовий океан, як відомо, умовно поділено на окремі океани, моря, затоки та протоки. Кожен океан є відособленим природним комплексом, обумовленим географічним становищем, своєрідністю геологічної будови і населяючими його біоорганізмами.
Світовий океан у 1650 році був вперше розділений голландським ученим Б. Вареніусом на 5 частин, які затвердив Міжнародний океанографічний комітет. У складі Світового океану виділяють 69 морів, у тому числі 2 на суші (Каспійське та Аральське).
Геологічна будова. Світовий океан складається з великих літосферних плит, які, крім Тихоокеанської, названі на ім'я материків.
На дні Світового океану зустрічаються річкові, льодовикові та біогенні відкладення. Відкладення вулканів, що діють, як правило, приурочені до Серединно-океанічних хребтів.
Рельєф дна Світового океану. Рельєф дна Світового океану, як і рельєф суші, має складну будову. Дно Світового океану зазвичай відокремлено від суші материковою мілиною, або шельфом. На дні Світового океану, як і на суші, зустрічаються рівнини, гірські ланцюги, платоподібні піднесення, каньйони та западини. Глибоководні западини – примітність Світового океану, яку не можна зустріти на суші.
Серединно-океанічні хребти є разом із відрогами безперервну єдину ланцюг гір довжиною 60 000 км. Води суші розділені між п'ятьма басейнами: Тихоокеанським, Атлантичним, Індійським, Північним Льодовитим та Внутрішнім замкнутим. Наприклад, річки, що впадають у Тихий океан або складові його моря, називаються річками Тихоокеанського басейну і т.д.
Увага! Якщо Ви знайшли помилку в тексті, виділіть її та натисніть Ctrl+Enter для повідомлення адміністрації.
Водний простір поза сушею називається Світовим океаном. Води Світового океану займають близько 70,8 % площі поверхні нашої планети (361 млн. км 2 ) і відіграють важливу роль розвитку географічної оболонки.
Світовий океан містить 965% вод гідросфери. Обсяг його вод дорівнює 1336 млн. км 3 . Середня глибина дорівнює 3711 м, максимальна - 11022 м. Переважні глибини від 3000 до 6000 м. На них припадає 78,9% площі.
Температура поверхні води від 0°С та нижче в полярних широтах до +32°С у тропіках (Червоне море). До придонних шарів вона знижується до +1°С та нижче. Середня солоність – близько 35 ‰, максимальна – 42 ‰ (Червоне море).
Світовий океан поділяється на океани, моря, затоки, протоки.
Межі океанів не завжди і не скрізь проходять берегами материків, нерідко вони проводяться досить умовно. Кожен океан має комплекс лише йому властивих якостей. Для кожного з них характерна своя система течій, система припливів і відливів, специфічний розподіл солоності, свій температурний і льодовий режим, своя циркуляція з повітряними течіями, характер глибин і панівні донні відкладення. Виділяють Тихий (Великий), Атлантичний, Індійський та Північний Льодовитий океани. Іноді виділяють і Південний океан.
Море - Значна акваторія океану, більш-менш відокремлена від нього сушею або підводними підняттями і відрізняється своїми природними умовами (глибина, рельєф дна, температура, солоність, хвилювання, течії, припливи, органічне життя).
Залежно від характеру контакту материків та океанівморя поділяються на такі три типи:
1. Середземні моря:розташовуються між двома материками або перебувають у поясах розлому земної кори; вони характеризуються сильною порізаністю берегової лінії, різким перепадом глибин, сейсмічності і вулканізмом (Саргасове море, Червоне море, Середземне море, Мармурове море та ін.).
2. Внутрішні моря: глибоко вдаються у сушу, розташовуються всередині материків, між островами чи материками чи межах архіпелагу, значно відокремлені від океану, характеризуються невеликими глибинами (Біле море, Балтійське море, Гудзонове море та інших.).
3. Окраїнні моря: розташовуються по околицях материків та великих островів, на материкових мілинах та схилах. Вони широко відкриті у бік океану (Норвезьке море, Карське море, Охотське море, Японське море, Жовте море та інших.).
Географічне положення моря багато в чому визначає його гідрологічний режим. Внутрішні моря слабко пов'язані з океаном, тому солоність їхньої води, течії та припливи помітно відрізняються від океанських. Режим околиць морів по суті океанічний. Більшість морів знаходиться біля північних материків, особливо біля берегів Євразії.
Затока - Частина океану або моря, що вдається в сушу, але має вільний водообмін з рештою акваторії, слабко відрізняється від неї за природними особливостями і режимом. Не завжди вловима різниця між морем та затокою. У принципі затока менша за море; кожне море утворює затоки, а навпаки не буває. Історично склалося так, що у Старому світі і невеликі акваторії, наприклад Азовське та Мармурове, називаються морями, а в Америці та Австралії, де назви давали європейські першовідкривачі, навіть великі моря називаються затоками – Гудзонов, Мексиканська. Іноді однакові акваторії називаються одна морем, інша – затокою (Аравійське море, Бенгальська затока).
Залежно від походження, будови берега, форми та розмірів затоки називаються бухтами, фіордами, лиманами, лагунами:
Бухти (гавані)– затоки невеликих розмірів, захищені від хвилювання та вітрів мисами, що виступають у морі. Є зручними для стоянки суден (Новоросійська, Севастопольська – Чорне море, Золотий Ріг – Японське море та ін.).
Фіорди- Вузькі, глибокі, довгі затоки з виступаючими, крутими, скелястими берегами і коритоподібним профілем, часто від моря відокремлюються підводними порогами. Довжина деяких може сягати понад 200 км, глибина – понад 1000 м. Їхнє походження пов'язане з розломами та ерозійною діяльністю четвертинних льодовиків (узбережжя Норвегії, Гренландії, Чилі).
Лимани– мілководні затоки, що глибоко вдаються в сушу, з косами і пересипами. Вони утворюються у розширених гирлах річок при опусканні берегової суші (Дніпровський, Дністровський лимани у Чорному морі).
Лагуни– витягнуті вздовж берега мілководні затоки з солоною або солонуватою водою, відокремлені від моря косами, або з'єднані з морем вузькою протокою (добре розвинені на узбережжі Мексиканської затоки).
Губи- дрібні затоки, в які зазвичай впадають великі річки. Тут вода сильно опріснена, за кольором різко відрізняється від води прилеглої ділянки моря і має жовтуваті та коричневі відтінки (Пенжинська губа).
Протоки – відносно вузькі водні простори, що з'єднують окремі частини Світового океану та ділянки суші. За характером водообміну поділяються на: проточні- Течії спрямовані по всьому поперечному перерізу в один бік; обмінні– води рухаються у протилежних напрямках. Вони водообмін може відбуватися по вертикалі (Босфор) чи горизонталі (Лаперуза, Девисов).
СтруктуроюСвітового океану називається його будова – вертикальна стратифікація вод, горизонтальна (географічна) поясність, характер водяних мас та океанічних фронтів.
У вертикальному розрізі товща води розпадається великі шари, аналогічні шарам атмосфери. Виділяються такі чотири сфери (шару):
Верхня сфераформується безпосереднім обміном енергією та речовиною з тропосферою. Вона охоплює шар 200–300 м потужності. Ця верхня сфера характеризується інтенсивним перемішуванням, проникненням світла та значними коливаннями температури.
Проміжна сферапростягається до глибин 1500-2000 м; її води утворюються з поверхневих вод за її опусканні. При цьому вони охолоджуються та ущільнюються, а потім перемішуються у горизонтальних напрямках, переважно із зональною складовою. Вони виділяються в полярних областях підвищеною температурою, в помірних широтах та тропічних областях зниженою або підвищеною солоністю. Переважають горизонтальні перенесення водяних мас.
Глибинна сферане доходить до дна приблизно на 1000 м. Цій сфері властива певна однорідність. Її потужність становить близько 2000 м і вона концентрує понад 50% усієї води Світового океану.
Придонна сферазаймає нижній шар товщі океану і простягається на відстань приблизно 1000 м від дна. Води цієї сфери утворюються в холодних поясах, в Арктиці та Антарктиці та переміщаються на величезних просторах по глибоких улоговинах та жолобах, відрізняються найнижчими температурами та найбільшою щільністю. Вони сприймають тепло з надр Землі та взаємодіють із дном океану. Тому за свого руху вони значно трансформуються.
Водною масою називається порівняно великий об'єм води, що формується у певній акваторії Світового океану і має протягом тривалого часу майже постійні фізичні (температура, світло), хімічні (гази) та біологічні (планктон) властивості. Одна маса від іншої відокремлюється океанським фронтом.
Виділяються такі типи водних мас:
1.Екваторіальні водні маси характеризуються найвищою у відкритому океані температурою, зниженою солоністю (до 34-32 ‰), мінімальною щільністю, великим вмістом кисню та фосфатів.
2.Тропічні та субтропічні водні маси створюються в областях тропічних атмосферних антициклонів і характеризуються підвищеною солоністю (до 37 ‰ і більше) та великою прозорістю, бідністю поживними солями та планктоном. В екологічному відношенні вони є океанськими пустелі.
3. Помірні водні маси розташовуються в помірних широтах і відрізняються великою мінливістю властивостей як за географічними широтами, так і по сезонах року. Для помірних водних мас характерний інтенсивний обмін теплом та вологою з атмосферою.
4.Полярні водні маси Арктики та Антарктики характеризуються найнижчою температурою, найбільшою щільністю, підвищеним вмістом кисню. Води Антарктики інтенсивно занурюються у придонну сферу та забезпечують її киснем.
Води Світового океану перебувають у безперервному русіта перемішуванні. Хвилювання- коливальні рухи води, течії- Поступальні. Головна причина хвилювань (хвиль) на поверхні – вітер при швидкості понад 1м/с. Хвилювання, спричинене вітром, з глибиною згасає. Глибше 200 м навіть сильне хвилювання вже непомітно. При швидкості вітру приблизно 0,25 м/с утворюється брижі.При посиленні вітру вода відчуває як тертя, а й удари повітря. Хвилі ростуть у висоту та довжину, збільшуючи період коливання та швидкість. Горобина перетворюється на гравітаційні хвилі. Величина хвиль залежить від швидкості вітру та розгону. Максимальна висота у помірних широтах (до 20 – 30 метрів). Найменше хвилювання - в екваторіальному поясі, повторюваність штилів 20 - 33%.
Внаслідок підводних землетрусів та вивержень вулканів виникають сейсмічні хвилі – цунамі. Довжина цих хвиль 200 – 300 метрів, швидкість – 700 – 800 км/год. Сейші(стоячі хвилі) виникають у результаті різких змін тиску над водяною поверхнею. Амплітуда 1 – 1,5 метра. Характерні для замкнутих морів та заток.
Морські течії- Це горизонтальні переміщення води у вигляді широких потоків. Причиною поверхневих течій є вітер, глибинних – різна густина води. Теплі течії (Гольфстрім, Північно-Атлантичне) прямують із нижчих широт у бік ширших, холодні (Лабродорське, Перуанське) – навпаки. У тропічних широтах біля західних берегів материків пасати зганяють теплу воду і захоплюють в західному напрямку. На її місце піднімається із глибини холодна вода. Утворюється 5 холодних течій: Канарська, Каліфорнійська, Перуанська, Західно-Австралійська та Бенгельська. У південній півкулі в них вливаються холодні струмені течії Західних Вітрів. Теплі води утворюються паралельними пасатним течіям, що рухаються: Північне і Південне. В Індійському океані у північній півкулі – мусонна. Біля східних берегів материків вони поділяються на частини, відхиляються на північ і південь і йдуть вздовж материків: на 40 - 50 с.ш. під впливом західних вітрів течії вклоняються на схід і утворюють теплі течії.
Припливно-відливні рухиокеанських вод виникають під впливом сил тяжіння Місяця та Сонця. Найвищі припливи спостерігаються у затоці Фанді (18 м). Розрізняють припливи напівдобові, добові та змішані.
Також для динаміки вод характерне вертикальне перемішування: у зонах конвергенції – занурення вод, у зонах дивергенції – апвелінг.
Дно океанів і морів покрите осадовими відкладеннями, які називаються морськими опадами , ґрунтами та мулами. За механічним складомдонні відкладення класифікують на: грубоуламкові осадові породи або псефіти(брили, валуни, галечники, гравій), піщані породи або псаміті(піски великі, середні, дрібні), алевритові породи або алеврити(0,1 – 0,01 мм) та глинисті гірські породи або пеліти.
За речовим складом серед донних відкладень розрізняють слабовапняні (зміст вапна 10-30%), вапнякові (30-50%), сильновапняні (більше 50%), слабокремнисті (вміст кремнію 10-30%), крем'янисті (30-50%) і сильнокремнисті (понад 50%) відкладення. За генезою виділяють теригенні, біогенні, вулканогенні, полігенні та аутигенні відкладення.
Теригенніопади приносяться із суші річками, вітром, льодовиками, прибоєм, припливами та відливами у вигляді продуктів руйнування гірських порід. Поблизу берега вони представлені валунами, далі галькою, пісками, нарешті, алевритами та глинами. Вони покривають приблизно 25% дна Світового океану, залягають переважно на шельфі та материковому схилі. Особливий різновид теригенних відкладень складають айсбергові відкладення, які відрізняються низьким вмістом вапна, органічного вуглецю, поганим сортуванням та різноманітним гранулометричним складом. Вони утворюються з осадового матеріалу, що випадає на океанічне дно під час танення айсбергів. Вони найбільш характерні для антарктичних вод Світового океану. Виділяються також теригенні відкладення Північного Льодовитого океану, що утворюються з осадового матеріалу, що приносить річки, айсберги, річкові криги. Здебільшого теригенний склад мають і турбідити – опади каламутних потоків. Вони типові для материкового схилу та материкового підніжжя.
Біогенні опадиутворюються безпосередньо в океанах і морях в результаті відмирання різних морських організмів, головним чином планктонних, і випадання осад їх нерозчинних залишків. Біогенні відкладення за речовинним складом поділяються на крем'янисті та вапняні.
Кремнисті опадискладаються із залишків діатомових водоростей, радіолярій та крем'яних губок. Діатомові опади поширені у південних частинах Тихого, Індійського і Атлантичного океанів як суцільного пояса навколо Антарктиди; у північній частині Тихого океану, у Беринговому та Охотському морях, але тут у них висока домішка теригенного матеріалу. Окремі плями діатомових мулів виявлено на великих глибинах (понад 5000 м) у тропічних поясах Тихого океану. Діатомово-радіолярієві відкладення найбільш поширені в тропічних широтах Тихого та Індійського океанів, кремнієво-губкові зустрічаються на шельфі Антарктиди, Охотському морі.
Вапняні відкладення, Як і крем'янисті, діляться на ряд видів. Найбільш широко розвинені форамініферово-кокколітові та форамініферові мули, поширені головним чином у тропічних та субтропічних частинах океанів, особливо в Атлантиці. Типовий форамініферовий мул містить до 99% вапна. Значну частину таких мулів становлять раковини планктонних форамініфер, а також кококолітофорид – раковини планктонних вапняних водоростей. При суттєвій домішки в донних опадах раковин планктонних молюсків птеропод утворюються птероподово-форамініферові відкладення. Великі їхні ділянки зустрічаються в екваторіальній Атлантиці, а також Середземному, Карибському морях, в районі Багамських островів, в західній частині Тихого океану та інших районах Світового океану.
Коралово-водоростіві відкладення займають екваторіальні та тропічні мілководдя західної частини Тихого океану, покривають дно на півночі Індійського океану, у Червоному та Карибському морях, черепашкові карбонатні відкладення – прибережні зони морів помірних та субтропічних поясів.
Пірокластичні, або вулканогенні, опадиутворюються в результаті надходження до Світового океану продуктів вулканічних вивержень. Зазвичай це туфи чи туфобрекчіі, рідше – неконсолідовані піски, алеврити, рідше опади глибинних, сильносолених та високотемпературних підводних джерел. Так, у їхніх виходів у Червоному морі формуються сильно залізисті опади з високим вмістом свинцю та інших кольорових металів.
До полігенним опадам відноситься один тип донних відкладень - глибоководна червона глина - осад пелітового складу коричневого або коричнево-червоного кольору. Таке забарвлення зумовлене високим вмістом оксидів заліза та марганцю. Глибоководні червоні глини поширені в абісальних улоговинах океанів на глибинах понад 4500 м. Найбільші площі вони займають в Тихому океані.
Аутигенні, або хемогенні, опадиутворюються внаслідок хімічного чи біохімічного випадання тих чи інших солей з морської води. До них відноситься оолітові відкладення, глауконітові піски та мули та залізомарганцеві конкреції.
Ооліти- дрібні кульки вапна, зустрічаються в теплих водах Каспійського і Аральського морів, Перської затоки, в районі Багамських островів.
Глауконітові піски та мули- Опади різного складу з помітною домішкою глауконіту. Найбільше поширення мають на шельфі та материковому схилі біля атлантичного узбережжя США, Португалії, Аргентини, на підводній околиці Африки, біля південного берега Австралії та деяких інших районах.
Залізомарганцеві конкреції– стягнення гідроксидів заліза та марганцю з домішкою інших сполук, насамперед кобальту, міді, нікелю. Зустрічаються як включення у глибоководних червоних глинах та місцями, особливо у Тихому океані, утворюють великі скупчення.
Понад третину всієї площі дна Світового океану зайнято глибоководною червоною глиною і приблизно таку ж площу поширення мають форамініферові опади. Швидкість накопичення опадів визначається товщиною шару опадів, що відклалися на дні за 1000 років (у деяких районах 0,1–0,3 мм за тисячу років, у гирлах річок, перехідних зонах та жолобах – сотні міліметрів за тисячу років).
У розподілі у Світовому океані донних відкладень яскраво проявляється закон широтної географічної зональності. Так, у тропічних та помірних поясах дно океану до глибини 4500–5000 м вкрите біогенними вапняними відкладеннями, глибше – червоними глинами. Субполярні пояси займає крем'янистий біогенний матеріал, а полярні – айсбергові відкладення. Вертикальна зональність виявляється у зміні карбонатних опадів на великих глибинах червоними глинами.
Давно відомо, що океанічні води покривають більшу частину поверхні нашої планети. Вони становлять безперервну водну оболонку, частку якої припадає понад 70% всієї географічної площини. Але мало хто думав про те, що властивості океанічних вод унікальні. Вони мають величезний вплив на кліматичні умови та господарську діяльність громадян.
Властивість 1. Температура
Океанські води здатні накопичувати тепло. (близько 10 см завглибшки) утримують величезну кількість тепла. Охолоджуючись, океан обігріває нижні шари атмосфери, завдяки чому середня температура земного повітря становить +15 °С. Якби на нашій планеті не було океанів, то середня температура важко дотягувала б до -21 °С. Виходить, що завдяки здатності Світового океану накопичувати тепло нам дісталася комфортна та затишна планета.
Температурні властивості океанічних вод змінюються стрибкоподібно. Прогрітий поверхневий шар поступово перемішується з глибшими водами, внаслідок чого на глибині кількох метрів відбувається різкий температурний перепад, а потім плавне зниження до самого дна. Глибинні води Світового океану мають приблизно однакову температуру, виміри нижче трьох тисяч метрів зазвичай показують від +2 до 0 °С.
Що ж до поверхневих вод, їх температура залежить від географічної широти. Куляста форма планети визначає кут падіння сонячних променів на поверхню. Ближче до екватора сонце віддає більше тепла, ніж біля полюсів. Так, наприклад, властивості океанічних вод Тихого океану залежать від середніх температурних показників. Поверхневий шар має найвищу середню температуру, що становить понад +19 °С. Це не може не впливати і на навколишній клімат, і на підводну флору та фауну. Далі слідують поверхневі води якого в середньому прогріті до 17,3 °С. Потім Атлантика, де цей показник дорівнює 166 °С. І найнижчі середні температури – у Північному Льодовитому океані – приблизно +1 °С.
Властивість 2. Солоність
Які властивості океанічних вод вивчають сучасні вчені? їх цікавить склад морської води. Вода в океані – коктейль із десятків хімічних елементів, і важлива роль у ньому відведена солям. Солоність океанічних вод вимірюється у проміле. Позначають її значком «‰». Проміле означає тисячну частку числа. Підраховано, що літр океанічної води має середню солоність 35‰.
При дослідженні Світового океану вчені неодноразово задавалися питанням про те, які властивості океанічних вод. Чи скрізь в океані вони однакові? Виявляється, солоність, як і середня температура, є неоднорідною. На показник впливає ціла низка факторів:
- кількість атмосферних опадів - дощ та сніг значно знижують загальну солоність океану;
- стік великих і дрібних рік - солоність океанів, що омивають материки з великою кількістю повноводних рік, нижче;
- льодоутворення - цей процес підвищує солоність;
- танення льодів - цей процес знижує солоність води;
- випаровування води з поверхні океану - солі не випаровуються разом із водами, і солоність підвищується.
Виходить, що різна солоність океанів пояснюється температурою поверхневих вод та кліматичними умовами. Найвища середня солоність біля води Атлантичного океану. Однак найсолоніша точка - Червоне море, належить Індійському. Найменшим показником характеризується Північний Льодовитий океан. Ці властивості океанічних вод Північного Льодовитого океану найбільше відчуваються поблизу впадання повноводних річок Сибіру. Тут солоність не перевищує 10 ‰.
Цікавий факт. Загальна кількість солі у Світовому океані
Вчені не зійшлися на думках, скільки хімічних елементів розчинено у водах океанів. Імовірно, від 44 до 75 елементів. Але вони підрахували, що всього у Світовому океані розчинено просто астрономічну кількість солей, приблизно 49 квадрильйонів тонн. Якщо випарувати і висушити всю цю сіль, вона покриє поверхню суші шаром більш ніж 150 м.
Властивість 3. Щільність
Поняття "щільність" вивчається вже давно. Це ставлення маси речовини, у разі Світового океану, до займаному обсягу. Знання про величину щільності необхідне, наприклад, підтримки плавучості судів.
І температура, і щільність – неоднорідні властивості океанських вод. Середнє значення останньої – 1,024 г/см³. Цей показник вимірювався при середніх значеннях температури та вмісту солей. Однак на різних ділянках Світового океану щільність змінюється залежно від глибини виміру, температури ділянки та її солоності.
Розглянемо приклад якості океанічних вод Індійського океану, саме зміна їх щільності. Найбільшим цей показник буде у Суецькій та Перській затоці. Тут він сягає 1,03 г/см³. У теплих та солоних водах північно-західної частини Індійського океану показник знижується до 1,024 г/см³. А в розпреснених північно-східній частині океану та в Бенгальській затоці, де випадає багато опадів, показник найменший – приблизно 1,018 г/см³.
Щільність прісної води нижча, саме тому триматися на воді в річках та інших прісних водоймах дещо складніше.
Властивості 4 та 5. Прозорість та колір
Якщо набрати в банку морську воду, то вона видасться прозорою. Однак при збільшенні товщини водного шару вона набуває блакитнуватого або зеленуватого відтінку. Зміна кольору пов'язана з поглинанням та розсіюванням світла. Крім того, на забарвлення океанських вод впливають суспензії різного складу.
Блакитний колір чистої води – результат слабкого поглинання червоної частини видимого спектру. При високій концентрації в океанічній воді фітопланктону вона набуває синьо-зеленого або зеленого кольору. Це відбувається через те, що фітопланктон поглинає червону частину спектра та відбиває зелену.
Прозорість океанічної води опосередковано залежить кількості зважених частинок у ній. У польових умовах прозорість визначають диском Секкі. Плоский диск, діаметр якого не перевищує 40 см, опускають у воду. Глибина, на якій він стає не видно, береться за показник прозорості у цьому районі.
Властивості 6 та 7. Поширення звуку та електропровідність
Звукові хвилі здатні поширюватися під водою на тисячі кілометрів. Середня швидкість поширення – 1500 м/с. Цей показник для морської води вищий, ніж для прісної. Звук завжди трохи відхиляється від прямої.
Має більшу електропровідність, ніж прісна. Різниця – 4000 разів. Це від кількості іонів на одиницю водного обсягу.
Листковий пиріг в океані
У 1965 р. американський вчений Генрі Стоммел та радянський вчений Костянтин Федоров спільно проводили випробування нового американського приладу для вимірювання температури та солоності вод океану. Роботи проводилися в Тихому океані між островами Мінданао (Філіппіни) та Тимор. Прилад опускали на тросі у глибину вод.
Якось дослідники виявили на реєстраторі приладу незвичайний запис вимірювань. На глибині 135 м, там, де закінчився перемішаний шар океану, температура повинна була відповідно до існуючих уявлень почати поступово зменшуватися з глибиною. А прилад зареєстрував підвищення на 0,5 °C. Шар води з такою підвищеною температурою мав товщину близько 10 м. Потім температура почала зменшуватися.
Ось що написав про це примітне спостереження вчених доктор технічних наук Н. В. Вершинський, керівник лабораторії морських вимірювальних приладів Інституту океанології АН СРСР: «Щоб зрозуміти здивування дослідників, треба сказати, що в будь-якому курсі океанографії тих років про розподіл температури в океані можна було прочитати приблизно таке. Спочатку від поверхні углиб йде верхній перемішаний шар. У цьому вся шарі температура води фактично залишається незмінною. Товщина перемішаного шару зазвичай становить 60 – 100 м. Вітер, хвилі, турбулентність, протягом постійно перемішують воду в поверхневому шарі, завдяки чому її температура і стає приблизно однаковою. Але можливості сил, що перемішують, обмежені, на якійсь глибині їх дія припиняється. При подальшому зануренні температура води різко зменшується. Стрибком!
Цей другий шар так і називається – шар стрибка. Зазвичай він невеликий і становить лише 10–20 м. Протягом цих небагатьох метрів температура води знижується на кілька градусів. Градієнт температури у шарі стрибка зазвичай становить кілька десятих часток градуса на метр. Цей шар – дивовижне явище, якому немає аналога у атмосфері. Він відіграє велику роль у фізиці та біології моря, а також у людській діяльності, пов'язаній з морем. Завдяки великому градієнту щільності у шарі стрибка збираються різні частинки суспензії, планктонні організми та мальки риб. Підводний човен у ньому може лежати, як у грунті. Тому іноді його називають шаром «рідкого ґрунту».
Шар стрибка є своєрідним екраном: через нього погано проходять сигнали ехолотів і гідролокаторів. До речі, він не залишається завжди на одному місці. Шар переміщається вгору або вниз і іноді досить велика швидкість. Нижче шару стрибка розташовується шар головного термокліну. У цьому третьому шарі температура води продовжує зменшуватися, але не така швидка, як у шарі стрибка, градієнт температури тут становить кілька сотих часток градуса на метр.
Протягом двох днів дослідники кілька разів повторювали свої виміри. Результати були схожі. Записи незаперечно свідчили про наявність в океані тонких прошарків води довжиною від 2 до 20 км, температура та солоність яких різко відрізнялися від сусідніх. Товщина шарів від 2 до 40 м. Океан у цьому районі нагадував листковий пиріг».
1969 р. англійський вчений Вудс знайшов елементи мікроструктури в Середземному морі біля острова Мальта. Він спершу використав для вимірів двометрову рейку, на яку зміцнив десяток напівпровідникових датчиків температури. Потім Вудс сконструював автономний зонд, що падає, який допоміг чітко зафіксувати шарувату структуру полів температури і солоності води.
А 1971 р. шарувату структуру вперше виявили в Тиморському морі та радянські вчені на НІС «Дмитро Менделєєв». Потім під час плавання судна Індійським океаном вчені знаходили елементи такої мікроструктури у багатьох районах.
Таким чином, як часто буває в науці, застосування нових приладів для виміру раніше багаторазово виміряних фізичних параметрів призвело до нових сенсаційних відкриттів.
Раніше температуру глибинних шарів океану заміряли ртутними термометрами в окремих точках різних глибинах. З цих точок за допомогою батометрів піднімали з глибини проби води для подальшого визначення в судновій лабораторії її солоності. Потім за результатами вимірювань в окремих точках океанологи будували плавні криві графіків зміни параметрів води з глибиною нижче за шар стрибка.
Тепер нові прилади – малоінерційні зонди із напівпровідниковими датчиками – дозволили виміряти безперервну залежність температури та солоності води від глибини занурення зонда. Їх використання дозволило вловити зовсім невеликі зміни параметрів водних мас при переміщенні зонда по вертикалі в межах десятків сантиметрів і фіксувати їх зміни в часі за частки секунд.
Виявилося, що скрізь в океані вся водна маса від поверхні до глибин розділена на тонкі однорідні шари. Різниця в температурі між сусідніми горизонтальними шарами становила кілька десятих градусів. Самі шари мають товщину від десятків сантиметрів до десятків метрів. Найдивовижніше було те, що при переході з шару в шар температура води, її солоність і щільність змінювалися різко, стрибкоподібно, а самі шари стійко існують іноді кілька хвилин, іноді кілька годин і навіть доби. А в горизонтальному напрямку такі шари з однорідними параметрами тягнуться на відстань до десятка кілометрів.
Перші повідомлення про відкриття тонкої структури океану не всіма вченими-океанологами було прийнято спокійно та доброзичливо. Багато вчених сприйняли результати вимірів як випадковість і непорозуміння.
Справді, було чого дивуватися. Адже вода у всі віки була символом рухливості, мінливості, плинності. Тим більше вода в океані, де структура її надзвичайно мінлива, хвилі, поверхневі та підводні течії постійно перемішують водні маси.
Чому ж зберігається така стійка шаруватість? Однозначної відповіді це питання поки немає. Ясно одне: всі ці виміри не гра випадку, не химера - відкрито щось важливе, що відіграє істотну роль динаміці океану. На думку доктора географічних наук А. А. Аксьонова, не зовсім зрозумілі причини цього явища. Поки що пояснюють його так: з тієї чи іншої причини в товщі води виникають численні досить чіткі межі, що розділяють шари з різною щільністю. На межі двох шарів різної густини дуже легко виникають внутрішні хвилі, які перемішують воду. При руйнуванні внутрішніх хвиль з'являються нові однорідні верстви і межі верств утворюються інших глибинах. Цей процес повторюється багаторазово, змінюються глибина залягання та товщина шарів із різкими межами, але загальний характер водної товщі залишається незмінним.
Виявлення тонкошарової структури тривало. Радянські вчені А. С. Монін, К. Н. Федоров, В. П. Швецов виявили, що і глибинні течії у відкритому океані також мають шарувату структуру. Течія залишається постійною в межах шару товщиною від 10 см до 10 м, потім його швидкість стрибкоподібно змінюється при переході до сусіднього шару і т. д. І тут вчені виявили «шаруватий пиріг».
Значний внесок у вивчення тонкої структури океану зробили наші океанологи, використовуючи наукове обладнання нових середньотоннажних спеціалізованих НІС водотоннажністю 2600 т, збудованих у Фінляндії.
Це НДС «Академік Борис Петров», що належить Інституту геохімії та аналітичної хімії ім. В. І. Вернадського АН СРСР, "Академік Микола Страхов", що працює за планами Геологічного інституту АН СРСР, і належать Далекосхідному відділенню АН СРСР "Академік М. А. Лаврентьєв", "Академік Опарін".
Ці суди отримали імена відомих радянських учених. Герой Соціалістичної Праці академік Борис Миколайович Петров (1913–1980) був найбільшим вченим у галузі проблем управління, талановитим організатором космічної науки та міжнародного співробітництва у цій галузі.
Також закономірно поява імені академіка Миколи Михайловича Страхова (1900 – .1978) на борту корабля науки. Видатний радянський геолог зробив великий внесок у вивчення осадових порід на дні океанів і морів.
Радянський математик і механік академік Михайло Олексійович Лаврентьєв (1900-1979) отримав широку популярність як великий організатор науки в Сибіру та на сході СРСР. Саме він стояв біля джерел створення уславленого Академмістечка в Новосибірську. В останні десятиліття дослідження в інститутах Сибірського відділення АН СРСР набули таких масштабів, що тепер неможливо уявити загальну картину майже в будь-якій галузі науки без урахування роботи сибірських учених.
З чотирьох НІС цієї серії три (крім НІС «Академік Опарін») будувалися для гідрофізичних досліджень водних мас океанів та морів, дослідження океанського дна та шарів атмосфери, що прилягають до поверхні океану. Виходячи із цих завдань і спроектовано встановлений на судах науково-дослідний комплекс.
Важливою складовою цього комплексу є занурювані зонди. У носовій частині головної палуби суден цієї серії розміщені гідрологічна та гідрохімічна лабораторії, а також так звана «мокра лабораторія». Наукова апаратура, розміщена в них, включає реєструючі блоки зондів, що занурюються, з датчиками електропровідності, температури і щільності. При цьому конструкція гідрозонду передбачає наявність на ньому комплекту батометрів для взяття проб води з різних горизонтів.
На цих судах встановлені не тільки глибоководні вузькопроменеві дослідницькі ехолоти, а й багатопроменеві.
Як розповів відомий дослідник Світового океану доктор географічних наук Гліб Борисович Удінцев, появу цих приладів – багатопроменевих ехолотів – слід оцінити як революцію у справі вивчення океанського дна. Адже протягом багатьох років наші судна оснащувалися ехолотами, які вимірювали глибини за допомогою одного променя, спрямованого з судна по вертикалі. Це дозволяло отримувати двомірне зображення рельєфу океанського дна, його профіль за маршрутом руху судна. Використовуючи великий масив даних, зібраний за допомогою однопроменевих ехолотів, досі складалися карти рельєфу дна морів та океанів.
Однак побудова карт по профілям дна, між якими потрібно було прокладати лінії рівних глибин – ізобати, залежало від уміння картографа-геоморфолога або гідрографа створювати просторове тривимірне зображення, базуючись на синтезі всієї доступної геолого-геофізичної інформації. Зрозуміло, що при цьому карти рельєфу океанського дна, які служили основою для всіх інших геологічних і геофізичних карт, містили багато суб'єктивного, що особливо виявлялося при їх використанні для розробки гіпотез походження дна морів і океанів.
Становище суттєво змінилося з появою багатопроменевих ехолотів. Вони дозволяють приймати відбиті дном звукові сигнали, надіслані ехолотом, у вигляді віяла променів; що охоплюють смугу поверхні дна шириною, що дорівнює двом глибинам океану в точці виміру (до кількох кілометрів). Це не тільки набагато підвищує продуктивність досліджень, але, що особливо важливо для морської геології, можна за допомогою електронно-обчислювальної техніки відразу представляти тривимірне зображення рельєфу на дисплеї, а також графічно. Таким чином, багатопроменеві ехолоти дозволяють отримувати детальні батиметричні карти при суцільному площадному покритті дна зйомкою приладів, зводячи частку суб'єктивних уявлень до мінімуму.
Перші рейси радянських НІС, оснащених багатопроменевими ехолотами, відразу ж показали переваги нових приладів. Стало ясно їх значення не тільки для виконання фундаментальних робіт з картографування дна океанів, але і як засобу активного управління дослідженнями як прилади свого роду акустичної навігації. Це дало можливість активно і з мінімальними витратами часу вибирати місця для геологічних і геофізичних станцій, контролювати рух приладів, що буксируються над дном або по дну, здійснювати пошук морфологічних об'єктів дна, наприклад мінімальних глибин над вершинами підводних гір, і т.п.
Особливо ефективним щодо реалізації можливостей багатопроменевого ехолота був рейс НІС «Академік Микола Страхов», проведений у період з 1 квітня до 5 серпня 1988 р. в екваторіальній Атлантиці.
Дослідження велися за повним комплексом геолого-геофізичних робіт, але головним було багатопроменеве ехолотування. Для досліджень було обрано екваторіальну ділянку Серединно-Атлантичного хребта у районі о. Сан-Паулу. Цей маловивчений район виділявся своєю незвичністю порівняно з іншими ділянками хребта: виявлені тут магматичні та осадові породи несподівано виявилися надзвичайно давніми. Треба було з'ясувати, чи ця ділянка хребта відрізняється від інших і за іншими своїми характеристиками, а насамперед – по рельєфу. Але для вирішення цього питання необхідно було мати надзвичайно детальну картину підводного рельєфу.
Таке завдання було поставлено перед експедицією. Протягом чотирьох місяців велися дослідження з інтервалами між галсами трохи більше 5 миль. Вони охопили велику область океану завширшки зі сходу на захід до 700 миль і з півночі на південь до 200 миль. В результаті виконаних досліджень стало очевидним, що екваторіальний сегмент Серединно-Атлантичного хребта, укладений між розломами 4° на півночі та о. Сан-Паулу на півдні дійсно має аномальну будову. Звичайні для інших частин хребта (на північ і на південь від області) структура рельєфу, відсутність потужного осадового покриву і характеристики магнітного поля порід виявилися тут характерними тільки для вузької осьової частини сегмента шириною не більше 60-80 миль, що отримала назву Петропавлівського хребта.
А те, що вважалося раніше схилами хребта, виявилося великими плато з іншим характером рельєфу і магнітного поля, з сильним осадовим покривом. Отже, мабуть, походження рельєфу та геологічне будова плато є зовсім іншим, ніж у Петропавлівського хребта.
Значення одержаних результатів може бути дуже важливим для розробки загальних уявлень про геологію дна Атлантичного океану. Однак доведеться багато чого осмислити і перевірити. А для цього потрібні нові експедиції, нові дослідження.
Слід особливо відзначити обладнання для дослідження водних мас, встановлене на НІС «Арнольд Веймер» водотоннажністю 2140 т. Це спеціалізоване НІС побудовано фінськими корабелами для АН ЕРСР в 1984 р. і названо на честь видного державного діяча та вченого ЕС9 президента АН ЕССР мм. Арнольд Веймер.
Серед суднових лабораторій – три фізики моря (гідрохімічна, гідробіологічна, морська оптика), обчислювальний центр та ряд інших. Для проведення гідрофізичних досліджень на судні є комплект вимірників течії, що реєструють. Сигнали від них приймаються встановленим на судні гідрофонним приймачем і передаються в систему реєстрації та обробки даних, а також записуються на магнітну стрічку.
Для цієї ж мети служать вільно плаваючі сповіщувачі течії фірми «Бентос» для реєстрації значень параметрів течії, сигнали від яких приймаються судновим приймальним пристроєм.
На судні встановлено автоматизовану систему відбору проб з різних горизонтів та вимірювання гідрофізичних та гідрохімічних параметрів за допомогою дослідницьких зондів з акустичними вимірювачами течії, датчиками вмісту розчиненого кисню, концентрації водневих іонів (pH) та електропровідності.
Гідрохімічна лабораторія оснащена високоточною апаратурою, що дозволяє проводити аналізи проб морської води та донних відкладень на вміст мікроелементів. Для цієї мети призначені складні та точні прилади: спектрофотометри різних систем (у тому числі атомно-абсорбційний), флуоресцентний рідинний хроматограф, полярографічний аналізатор, два автоматичні хімічні аналізатори та ін.
У гідрохімічній лабораторії розташована наскрізна шахта у корпусі розміром 600X600 мм. З неї можна забирати морську воду з-під судна і проводити спуск приладів у воду за несприятливих метеоумов, що не дозволяють використовувати в цих цілях палубні пристрої.
В оптичній лабораторії є два флуорометри, двопроменевий спектрофотометр, багатоканальний оптичний аналізатор і програмований багатоканальний аналізатор. Таке обладнання дозволяє вченим проводити широкий спектр досліджень, пов'язаних із вивченням оптичних властивостей морської води.
У гідробіологічній лабораторії, окрім стандартних мікроскопів, є планктонний мікроскоп «Олімпус», спеціальне обладнання для проведення досліджень за допомогою радіоактивних ізотопів: сцинтиляційний лічильник та аналізатор частинок.
Особливий інтерес становить судова автоматизована система реєстрації та обробки зібраних наукових даних. У ВЦ розміщено міні-ЕОМ угорського виробництва. Ця ЕОМ двопроцесорної системи, тобто вирішення завдань та обробка експериментальних даних проводиться в ЕОМ паралельно за двома програмами.
Для автоматизованої реєстрації зібраних експериментальних даних, що надходять від численних приладів та пристроїв, на судні змонтовано дві кабельні системи. Перша – радіальна кабельна мережа передачі даних з лабораторій і місць проведення вимірів на головний комутаційний пульт.
На пульті можна приєднати лінії вимірювання до будь-якого контакту і вивести сигнали на будь-яку суднову ЕОМ. Розподільні коробки цієї лінії встановлені у всіх лабораторіях та на робочих майданчиках біля лебідок. Друга кабельна мережа – резервна для підключення нових приладів та пристроїв, які будуть встановлені на судні у майбутньому.
Прекрасна система, а ця порівняно потужна і розгалужена система збору та обробки даних за допомогою ЕОМ так вдало розміщена на невеликому середньотоннажному НІС.
НІС «Арнольд Веймер» за складом наукового обладнання та можливостями проведення багатопланових досліджень є зразковим для середньотоннажного НІС. При його будівництві та оснащенні склад наукового обладнання був ретельно продуманий вченими АН ЕРСР, що значно підвищило ефективність проведення досліджень після введення судна в експлуатацію.
З книги Життєзабезпечення екіпажів літальних апаратів після вимушеного приземлення чи приводнення (без ілюстрацій) автора Волович Віталій Георгійович З книги Життєзабезпечення екіпажів літальних апаратів після вимушеного приземлення чи приводнення [з ілюстраціями] автора Волович Віталій Георгійович З книги Нова книга фактів. Том 1. Астрономія та астрофізика. Географія та інші науки про Землю. Біологія та медицина автора Кондрашов Анатолій Павлович З книги Зачаровані острови Галапагоси автора фон Ейбл-Ейбесфельдт Іреніус З книги автораДе більше бактерій – в океані чи у міській каналізації? За даними англійського мікробіолога Томаса Кертіса, мілілітр океанської води містить у середньому 160 видів бактерій, грам грунту – від 6400 до 38 000 видів, а мілілітр стічних вод з міської каналізації, як не
З книги автораЕдем у Тихому океані На островах Галапагос вирішено створити біологічну станцію! Цю радісну звістку я отримав навесні 1957 року, коли готувався до експедиції до Індо-Малайської області. Міжнародний союз охорони природи та ЮНЕСКО запропонували мені вирушити на