(близько 70%), що складається з низки окремих компонентів. Будь-який аналіз будівлі М.о. пов'язані з компонентними приватними структурами океану.
Гідрологічна структура МО.
Температурна стратифікація.У 1928 р. Дефантом було сформульовано теоретичне положення про горизонтальне поділ МО на дві товщі вод. Верхню частину - океанічну тропосферу, або "Теплий океан" і океанічну стратосферу або "Холодний океан" Кордон між ними проходить похило, варіюючи від практично вертикального до горизонтального положення. На екваторі кордон знаходиться на глибині близько 1 км, у полярних широтах може проходити майже вертикально. Води «теплого» океану легші за полярні води і розташовуються на них як на рідкому дні. Незважаючи на те, що теплий океан є практично скрізь і, отже, межа між ним і холодним океаном має значну протяжність, водообмін між ними відбувається тільки в небагатьох місцях, за рахунок підняття глибинних вод (апвеллінга), або опускання теплих вод (даунвеллінгу) .
Геофізична структура океану(Наявність фізичних полів). Один із факторів її наявності – термодинамічний обмін між океаном та атмосферою. На думку Шулейкіна (1963), океан треба розглядати як теплову машину, що працює в меридіональному напрямку. Екватор – нагрівач, а полюси – холодильники. За рахунок циркуляції атмосфери та океанічних течій відбувається постійний відтік тепла від екватора до полюсів. Екватор ділить океани а 2 частини з частково відокремленими системами течій, а материки ділять М.о. на регіони. Таким чином океанографії поділяють МО на 7 частин: 1) Північний Льодовитий, 2) Північна частина Атлантичного, 3) Північна частина Індійського, 4) Північна частина Тихого, 5) Південна частина Атлантичного, 6) Південна частина Тихого, 7) Південна частина Індійського.
В океані, як і скрізь в географічній оболонці є поверхні, що межують (океан/атмосфера, берег/океан, дно/водна маса, холодна/тепла ВМ, більш солона/менш солона ВМ і т.д.). Встановлено, що найбільша активність протікання хімічних процесів відбувається саме на прикордонних поверхнях (Айзатулін, 1966). Навколо кожної такої поверхні спостерігається підвищене поле хімічної активності та фізичних аномалій. МО ділять на активні шари, товщина яких при наближенні до кордону, що їх породжує, зменшується аж до молекулярного, а хімічна активність та кількість вільної енергії максимально зростає. Якщо відбувається перетин декількох кордонів, то всі процеси відбуваються ще активніше. Максимальна активність спостерігається на узбережжях, на кромці льоду, на океанічних фронтах (ВМ різного походження та характеристик).
Найбільш активні:
- екваторіальна зона, де контактують ВМ північної та південної частин океанів, що закручуються в протилежних напрямках (за або проти годинникової стрілки).
- зони контакту океанічних вод з різною глибиною. У районах апвеллінга до поверхні піднімаються води стратосфери, в яких розчинено велику кількість мінеральних речовин, які є їжею для рослин. У районах даунвелліна на дно океану опускаються багаті киснем поверхневі води. У таких районах біомаса збільшується вдвічі.
- райони гідротерм (підводних вулканів). Тут формуються засновані на хемосинтезі «екологічні оази». Вони організми існують при температурі до +400ºС і солоності до 300 ‰. Тут виявлені археобактерії гинуть при +100ºС від переохолодження і споріднені з 3,8 млрд. років тому, що існували на Землі, щетинкові черв'яки – живуть у розчинах нагадують сірчану кислоту при температурі +260ºС.
- гирла рік.
- протоки.
- підводні пороги
Найменш активними є центральні частини океанів віддалені від дна і берегів.
Біологічна структура
До середини 60-х. існувала думка, що океан може прогодувати людство. Але виявилося, що лише близько 2% водних мас океану насичено життям. У характеристиці біологічної структури океану є кілька підходів.
- Підхід пов'язані з виявленням накопичень життя у океані. Тут виділяється 4 статичні скупчення життя: 2 плівки життя поверхнева і придонна товщиною приблизно по 100 м і 2 згущення життя: прибережне та саргасове – скупчення організмів у відкритому океані, де дно не відіграє ніякої ролі, пов'язані з підйомами та опусканнями вод в океані, фронтальними зонами в океані,
Підхід Зенкевич пов'язаний з виявленням симетрії в океані існує. Тут існує 3 площини симетрії в явищах біотичного середовища: екваторіальне, 2 меридіональних проходять відповідно центром океану і центром материка. По відношенню до них відбувається зміна біомаси від берега до центру океану біомаса зменшується. Широтні пояси в океані виділяють по відношенню до екватора.
- екваторіальна зона довжиною близько 10 0 (від 5 0 пн.ш. до 5 0 пд.ш.) – смуга багата життям. Дуже багато видів при невеликій кількості кожного. Рибопромисел зазвичай не дуже вигідний.
- субтропічно-тропічні зони (2) – зони океанічних пустель. Мешкає досить багато видів, фітопланктон активний цілий рік, але біопродуктивність дуже низька. Максимальна кількість організмів мешкає на коралових рифах та в мангрових заростях (прибережні напівзатоплені водою рослинні формації).
- Зони помірних широт (2 зони) мають найбільшу біопродуктивність. Видове розмаїття проти екватором різко зменшується, але кількість особин одного виду різко збільшується. Це райони активного рибопромислу. 4) полярні зони – райони з мінімальною біомасою через те, що фотосинтез фітопланктону взимку припиняється.
Екологічна класифікація. Вирізняють екологічні групи живих організмів.
- планктон (від грец. Planktos - блукаючий), сукупність організмів, що мешкають у товщі води і нездатних протистояти перенесенню течією. Складається з бактерій, діатомових та деяких інших водоростей (фітопланктон), найпростіших, деяких кишковопорожнинних, молюсків, ракоподібних, ікри та личинок риб, личинок безхребетних (зоопланктон).
- нектон (від грец. nektos - плаваючий), сукупність тварин, що активно плавають, що живуть в товщі води, здатних протистояти течії і переміщатися на значні відстані. До нектону відносяться кальмари, риби, морські змії та черепахи, пінгвіни, кити, ластоногі та ін.
- бентос (від грец. benthos - глибина), сукупність організмів, що мешкають на грунті та в грунті дна водойм. Частина з них пересувається дном: морські зірки, краби, морські їжаки. Інші прикріплюються на дно – корали, гребінці, водорості. Деякі риби плавають біля дна або лежать на дні (скати, камбала), можуть закопуватись у ґрунт.
- Виділяють та інші, дрібніші екологічні групи організмів: плейстон – організми, що плавають поверхнею; нейстон – організми, що прикріплюються до плівки води зверху чи знизу; гіпонейстон - живуть безпосередньо під плівкою води.
- Єдність МО
- Усередині структури МО виділяються кругові структури.
- Океан анізотропен, тобто. передає вплив поверхонь, що межують, з різною швидкістю в різних напрямках. Крапля води від поверхні Атлантичного океану на дно рухається 1000 років, а зі сходу на захід від 50 діб до 100 років.
- Океан має вертикальну і горизонтальну поясність, що призводить до формування всередині океану внутрішніх кордонів нижчого рангу.
- Значні розміри МО зрушують нижню межу ГО у ньому до 11 км. глибини.
- мала доступність для людини;
- складнощі у розробці техніки вивчення океану;
- Мінімальний час у який океан вивчається.
У процесі планетарного обміну речовинами та енергією в атмо- та гідросфері формуються властивості вод Світового океану. Енергія руху води, що приходить із сонячною радіацією, в океан надходить зверху. Природно тому, що у вертикальному розрізі товща води розпадається великі шари, аналогічні шарам атмосфери, їх теж називають сферами. Прийнято виділяти чотири сфери: верхню, проміжну, глибинну та придонну.
Верхня сфера - шар потужністю 200-300 м, що характеризується перемішуванням, проникненням світла та коливаннями температури.
Проміжна сфера тягнеться до глибин 1500-2000 м. Її води утворюються з поверхневих при їх опусканні. При цьому вони охолоджуються та ущільнюються, а потім переміщуються в горизонтальних напрямках, переважно із зональною складовою.
Глибинна сфера не сягає дна приблизно 1000 м. Їй властива гомогенність (однорідність) води. У цій сфері завтовшки не менше 2000 м укладено майже половину всієї води океану.
Придонна сфера – завтовшки близько 1000 м від дна. Її води утворюються в холодних поясах, в Антарктиді та Арктиці і переміщуються на величезних просторах глибокими (понад 4000 м) улоговинами і жолобами. Вони сприймають тепло з надр землі та хімічно взаємодіють з дном океану. Тож значно трансформуються.
У верхній сфері існують водні маси - порівняно великі об'єми води, що формуються в певній акваторії Світового океану і володіють протягом тривалого часу майже постійними фізичними (температура, світло), хімічними (солоність, гази), біологічними (планктон) властивостями і переміщуються як єдине ціле .
У Світовому океані виділяються такі зональні типи водних мас: екваторіальні, тропічні та субтропічні, помірні, полярні.
Екваторіальні водні маси характеризуються найвищою у відкритому океані температурою, зниженою (до 32-34°/0о) солоністю, мінімальною щільністю, великим вмістом кисню та фосфатів. Тропічні та субтропічні водні маси утворюються в області тропічних атмосферних антициклонів, характеризуються підвищеною (до 37°/оо і вище) солоністю та великою прозорістю, бідністю поживними солями та планктоном. Це океанські пустелі.
Помірні водні маси розташовуються в помірних широтах і відрізняються великою мінливістю як по географічних широтах, так і по сезонах року. Їх характерний інтенсивний обмін теплом і вологою з атмосферою.
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. Арктична вода, що має низьку солоність і тому невелику щільність, не виходить за межі верхньої проміжної сфери. Водна маса квазістаціонарна. Кожна водна маса має своє вогнище формування Переміщаючись, маси води змішуються, змінюють властивості. При зустрічах водних мас виникають фронтальні зони, що відрізняються градієнтами температури, солоності, а отже, і щільності (рис. 8).
Фронтальні зони – це зони конвергенції (збіжності). При конвергенції вода накопичується, рівень океану підвищується, збільшується тиск і густина води, і вона опускається.
Так як в океані не може відбуватися тільки опускання води, а має існувати і компенсаційний підйом вод, то поряд із зонами конвергенції відзначаються і зони дивергенції (витратності) течій, де здійснюється підйом вод. Середня швидкість неперіодичних вертикальних рухів в океані всього кілька сантиметрів на добу. Тому підйом холодних вод із глибини океану до поверхні біля східних берегів океанів зі швидкістю кілька десятків сантиметрів на добу називають потужним (апвелінг). Холодна вода, що піднімається з глибин океану, містить багато поживних речовин, тому такі райони більш багаті на рибу.
Холодні глибинні води, потрапляючи в поверхневий шар, поступово нагріваються і під впливом вітрової циркуляції переміщуються у системі дрейфових течій у високі широти, переносячи тепло. В результаті океан переносить із низьких широт більше тепла, ніж атмосфера.
Світовий океан та атмосфера утворюють єдину систему. Океан – головний акумулятор тепла на Землі, гігантський перетворювач променистої енергії на теплову. Майже все тепло, що отримується нижніми шарами атмосфери, є прихованим теплом конденсації, закладеним у водяній парі. При цьому більше половини цього тепла надходить із тропічних районів. Прихована енергія, що надходить в атмосферу з водяними парами, частково перетворюється на механічну енергію, що забезпечує переміщення повітряних мас і виникнення вітру.
Поряд з енергетичним обміном, взаємодія океану та атмосфери супроводжується і обміном речовинами (водяні пари, гази, солі). Процеси взаємодії двох рухомих оболонок Землі надзвичайно складні, і вивчення їх дуже важливо. для задоволення практичних вимог фахівців щодо прогнозу погоди, промислової океанології, навігації, підводної, акустики тощо.
Структурою Світового океану називається його будова – вертикальна стратифікація вод, горизонтальна (географічна) поясність, характер водяних мас та океанічних фронтів.
Вертикальна стратифікація Світового океану.У вертикальному розрізі товща води розпадається великі шари, аналогічні шарам атмосфери. Їх також називають сферами. Виділяються такі чотири сфери (шару):
Верхня сфераформується безпосереднім обміном енергією та речовиною з тропосферою у формі мікроциркуляційних систем. Вона охоплює шар 200-300 м потужності. Ця верхня сфера характеризується інтенсивним перемішуванням, проникненням світла та значними коливаннями температури.
Верхня сфера розпадається на такі приватні шари:
а) найвищий шар завтовшки кілька десятків сантиметрів;
б) шар дії вітру глибиною 10-40 см; він бере участь у хвилюванні, реагує на погоду;
в) шар стрибка температур, у якому вона різко падає від верхнього нагрітого до нижнього, не порушеного хвилюванням і не прогрітий шар;
г) шар проникнення сезонної циркуляції та мінливості температур.
Океанські течії зазвичай захоплюють водні маси лише верхньої сфери.
Проміжна сфера простягається 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. Переважають горизонтальні перенесення водяних мас.
Глибинна сфера не 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 сфера займає нижній шар товщі океану і простягається на відстань приблизно 1000 м від дна. Води цієї сфери утворюються в холодних поясах, в Арктиці та Антарктиці і переміщаються на величезних просторах глибокими улоговинами і жолобами. Вони сприймають тепло з надр Землі та взаємодіють із дном океану. Тому за свого руху вони значно трансформуються.
Водні маси та океанські фронти верхньої сфери океану.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. Водна маса переміщається як єдине ціле. Одна маса від іншої відокремлюється океанським фронтом.
Виділяються такі типи водних мас:
1. Екваторіальні водні масиобмежені екваторіальним та субекваторіальним фронтами. Вони характеризуються найвищою у відкритому океані температурою, зниженою солоністю (до 34-32 ‰), мінімальною щільністю, великим вмістом кисню та фосфатів.
2. Тропічні та субтропічні водні масистворюються в областях тропічних атмосферних антициклонів та обмежені з боку помірних поясів тропічним північним та тропічним південним фронтами, а субтропічні – північним помірним та північним південним фронтами. Вони характеризуються підвищеною солоністю (до 37 ‰ і більше), великою прозорістю, бідністю поживними солями та планктоном. В екологічному відношенні тропічні водяні маси є океанські пустелі.
3. Помірні водні масирозташовуються в помірних широтах та обмежені з боку полюсів арктичним та антарктичним фронтами. Вони відрізняються великою мінливістю як за географічними широтами, так і по сезонах року. Для помірних водних мас характерний інтенсивний обмін теплом та вологою з атмосферою.
4. Полярні водні масиАрктики та Антарктики характеризуються найнижчою температурою, найбільшою щільністю, підвищеним вмістом кисню. Води Антарктики інтенсивно занурюються у придонну сферу та забезпечують її киснем.
Океанські течії.Відповідно до зонального розподілу сонячної енергії по поверхні планети як в океані, так і в атмосфері створюються однотипні та генетично пов'язані циркуляційні системи. Старе становище у тому, що океанські течії викликаються виключно вітрами, не підтверджується новітніми науковими дослідженнями. Переміщення і водних, і повітряних мас визначається загальною для атмосфери та гідросфери зональністю: нерівномірним нагріванням та охолодженням поверхні Землі. Від цього в одних районах виникають висхідні струми та спад маси, в інших – низхідні струми та збільшення маси (повітря чи води). У такий спосіб народжується імпульс руху. Перенесення мас - пристосування їх до поля сили тяжіння, прагнення рівномірного розподілу.
Більшість макроциркуляційних систем тримається цілий рік. Тільки північній частині Індійського океану течії змінюються за мусонами.
Усього Землі є 10 великих циркуляційних систем:
1) Північноатлантична (Азорська) система;
2) Північно-тихоокеанська (Гавайська) система;
3) Південноатлантична система;
4) Південнотихоокеанська система;
5) Іжноіндійська система;
6) Екваторіальна система;
7) Атлантична (Ісландська) система;
8) Тихоокеанська (Алеутська) система;
9) Індійська мусонна система;
10) Антарктична та Арктична система.
Основні циркуляційні системи збігаються з центрами впливу атмосфери. Ця спільність має генетичний характер.
Поверхнева течія відхиляється від напрямку вітру на кут до 45 0 вправо в Північній півкулі і вліво в Південній півкулі. Так, пасатні течії йдуть зі сходу на захід, пасати ж дмуть з північного сходу в Північній півкулі та з південного сходу в Південній півкулі. Верхній шар може йти за вітром. Однак кожен нижчележачий шар продовжує відхилятися вправо (ліворуч) від напрямку руху шару, що лежить вище. Швидкість течії у своїй зменшується. На деякій глибині течія приймає протилежний напрямок, що практично означає його припинення. Численні виміри показали, що течії закінчуються на глибинах трохи більше 300 м.
У географічній оболонці як системі вищого, ніж океаносфера, рівня – океанські течії – це потоки води, а й смуги перенесення повітряних мас, напрями обміну речовиною і енергією, шляхи міграції тварин і рослин.
Тропічні антициклонічні системи океанських течій найбільші. Вони простягаються від одного берега океану до іншого на 6-7 тис. км. в Атлантичному океані і 14-15 тис. км. в Тихому океані, а по меридіану від екватора до 40° широти, на 4-5 тис. км. Стійкі та потужні течії, особливо у Північній півкулі, в основному замкнуті.
Як і в тропічних атмосферних антициклонах, рух води йде за годинниковою стрілкою в Північній та проти годинникової стрілки у Південній півкулі. Від східних берегів океанів (західних берегів материка) поверхнева вода відноситься до екватора, на її місце піднімається з глибини (дивергенція) і компенсаційно надходить із помірних широт холодна. Так утворюються холодні течії:
Канарський холодний перебіг;
Каліфорнійська холодна течія;
Перуанська холодна течія;
Бенгельська холодна течія;
Західноавстралійська холодна течія та ін.
Швидкість течій відносно невелика і становить близько 10 см/сек.
Струмені компенсаційних течій вливаються в Північну та Південну Пасатні (Екваторіальні) теплі течії. Швидкість цих течій досить велика: 25-50 см/сек на тропічній периферії та до 150-200 см/сек поблизу екватора.
Підходячи до берегів материків, пасатні течії, звісно, відхиляються. Утворюються великі стічні течії:
Бразильська течія;
Гвіанська течія;
Антильська течія;
Східноавстралійська течія;
Мадагаскарський перебіг та ін.
Швидкість цих течій становить близько 75-100 см/сек.
Завдяки дії, що відхиляє обертання Землі, центр антициклонічної системи течій зміщений на захід щодо центру атмосферного антициклону. Тому перенесення водних мас у помірні широти зосереджено у вузьких смугах біля західних берегів океанів.
Гвіанська та Антильська течіїомивають Антильські острови і більшість води заходить до Мексиканської затоки. З нього починається стокове течія Гольфстрім. Початкова його ділянка у Флоридській протоці називається Флоридською течією, глибина якого становить близько 700 м, ширина – 75 км, потужність – 25 млн. м 3 /сек. Температура води тут досягає 26 0 С. Досягнувши середніх широт, водні маси частково повертаються в цю ж систему біля західних берегів материків, частково залучаються до циклонічних систем помірного поясу.
Екваторіальна система представлена Екваторіальною протитечією. Екваторіальна протитечаутворюється як компенсаційна між Пасатними течіями.
Циклонічні системи помірних широт різні в Північній та Південній півкулях і залежать від розташування материків. Північні циклонічні системи Ісландська та Алеутська- Досить великі: із заходу на схід вони простягаються на 5-6 тис. км і з півночі на південь близько 2 тис. км. Система циркуляції в Північній Атлантиці починається теплою Північноатлантичною течією. За ним нерідко зберігається назва початкового Гольфстріму. Проте власне Гольфстрім як стокове течія продовжується не далі Нью-Фаундлендської банки. Починаючи від 40 0 пн.ш. водні маси залучаються до циркуляції помірних широт і під впливом західного перенесення і коріолісової сили від Берегів Америки прямують до Європи. Завдяки активному водообміну з Північним Льодовитим океаном, Північноатлантична течія проникає в полярні широти, де циклонічна діяльність формує кілька кругообігів-течій Ірмінгера, Норвезьке, Шпіцбергенське, Нордкапське.
Гольфстрім у вузькому значенні називається стокове протягом від Мексиканської затоки до 40 0 пн.ш., у широкому сенсі – система течій у північній Атлантиці та західній частині Північного Льодовитого океану.
Другий кругообіг знаходиться біля північно-східних берегів Америки і включає течії Східногренландське та Лабрадорське. Вони виносять в Атлантичний океан основну масу арктичних вод та льодів.
Циркуляція північної частини Тихого океану аналогічна північно-атлантичній, але відрізняється від неї меншим водообмінним з Північним Льодовитим океаном. Стокова течія Куросіопереходить у Північно-тихоокеанське, що йде до Північно-Західної Америки. Найчастіше ця система течій називається Куросіо.
У Північний Льодовитий океан проникає відносно невелика (36 тис. км3) маса океанської води. Холодні течії Алеутське, Камчатське та Ойясіо утворюються з холодних вод Тихого океану поза зв'язком з Льодовитим.
Циркумполярна антарктична системаПівденного океану відповідно до океанічності Південної півкулі представлена однією течією Західних вітрів. Це найпотужніша течія у Світовому океані. Воно охоплює Землю суцільним кільцем у поясі від 35-40 до 50-60 0 пд.ш. Ширина його близько 2000 км, потужність 185-215 км3/сек, швидкість 25-30 см/сек. Значною мірою цей перебіг визначає самостійність Південного океану.
Циркумполярна течія Західних вітрів незамкнута: від нього відходять гілки, що вливаються в Перуанська, Бенгельська, Західноавстралійська течії,а з півдня, від Антарктиди, в нього впадають прибережні антарктичні течії – з морів Уедделла та Росса.
Арктична система в циркуляції вод Світового океану займає особливе місце через зміну Північного Льодовитого океану. Генетично вона відповідає Арктичному баричному максимуму та улоговині Ісландського мінімуму. Головна течія тут – Західне арктичне. Воно переміщає води та льоди зі сходу на захід по всьому Північному Льодовитому океану до протоки Нансена (між Шпіцбергеном та Гренландією). Далі воно продовжується Східногренландським та Лабрадорським. На сході в Чукотському морі від Західної арктичної течії відокремлюється Полярна течія, що йде через полюс до Гренландії і далі - в протоку Нансена.
Циркуляція вод Світового океану дисиметрична щодо екватора. Дисиметрія течій поки що не отримала належного наукового пояснення. Причина її, ймовірно, полягає в тому, що на північ від екватора панує меридіональне перенесення, а в Південній півкулі – зональне. Пояснюється це також становищем та формою материків.
У внутрішніх морях циркуляція води завжди індивідуальна.
54. Води суші. Види вод суші
Атмосферні опади після випадання їх на поверхні материків і островів діляться на чотири нерівні і мінливі частини: одна випаровується і переноситься далі вглиб континенту атмосферним стоком; друга просочується в ґрунт і в ґрунт і на деякий час затримується у вигляді ґрунтової та підземної води, що стікає у річки та у моря у формі ґрунтового стоку; третя в струмках і в річках стікає у моря та океани, утворюючи поверхневий стік; четверта перетворюється на гірські чи материкові льодовики, які тануть і стікають в океан. Відповідно до цього на суші виділяють чотири типи скупчення води: підземні води, річки, озера та льодовики.
55. Стік вод із суші. Величини, що характеризують стік. Чинники стоку
Стікання дощової та талої води невеликими струмками по схилах називається площинним або схиловим стоком. Струмені схилового стоку збираються в струмки та річки, утворюючи русловою, або лінійнийзваним річковим , стік . Ґрунтові води стікають у річки у вигляді ґрунтовогоабо підземногостоку.
Повний річковий стік R утворюється з поверхневого S та підземного U: R = S + U . (Див. табл. 1). Повний річковий стік дорівнює 38800 км 3 , поверхневий стік – 26900 км 3 , підземний стік – 11900 км 3 , льодовиковий стік (2500-3000 км 3 ) і стік підземних вод у моря уздовж берегової лінії 2000-40.
Таблиця 1 - Водний баланс суші без полярних льодовиків
Поверхневий стік залежить від погоди. Він нестійкий, тимчасовий, ґрунт живить слабо, часто потребує регулювання (ставки, водосховища).
Ґрунтовий стік виникає у ґрунтах. У вологу пору року ґрунт приймає надлишок води на поверхні та в річках, а в сухі місяці ґрунтові води живлять річки. Вони забезпечують сталість течії води у річках та нормальний водний режим ґрунту.
Загальний обсяг та співвідношення поверхневого та підземного стоку змінюються по зонах та регіонах. В одних частинах материків річок багато і вони повноводні, густота річкової мережі велика, в інших - рідкісна річкова мережа, річки маловодні або пересихають взагалі.
Густота річкової мережі та багатоводність рік – функція стоку або водного балансу території. Стік загалом визначається фізико-географічними умовами місцевості, на обліку яких і ґрунтується гідролого-географічний метод вивчення вод суші.
Величини, що характеризують стік.Стік із суші вимірюється такими величинами: шаром стоку, модулем стоку, коефіцієнтом стоку та обсягом стоку.
Найбільш наочно стік виражений шаром , Який вимірюється в мм. Наприклад, на Кольському півострові шар стоку дорівнює 382 мм.
Модуль стоку- Кількість води в літрах, що стікає з 1 км 2 за секунду. Наприклад, у басейні Неви модуль стоку дорівнює 9, на Кольському півострові – 8, а у Нижньому Поволжі – 1 л/км 2 х с.
Коефіцієнт стоку- Вказує, яка частка (%) атмосферних опадів стікає в річки (решта випаровується). Наприклад, на Кольському півострові К = 60%, у Калмикії лише 2%. Для суші середній багаторічний коефіцієнт стоку (К) дорівнює 35%. Іншими словами, 35% річної суми опадів стікає в моря та океани.
Об'єм стікаючої водивимірюється у кубічних кілометрах. На Кольському півострові на рік опади приносять 92,6 км3 води, а стікає 55,2 км3.
Стік залежить від клімату, характеру ґрунтового покриву, рельєфу, рослинності, вивітрювання, наявності озер та інших факторів.
Залежність стоку від клімату.Роль клімату в гідрологічному режимі суші величезна: що більше опадів і менше випаровування, то більше вписувалося стік, і навпаки. При зволоженні більше 100% стік слід за кількістю опадів незалежно від величини випаровування. При зволоженні менше 100% стік зменшується за випаровуванням.
Однак роль клімату не слід переоцінювати на шкоду впливу інших факторів. Якщо визнати кліматичні чинники вирішальними, інші ж малозначущими, ми втратимо можливості регулювати стік.
Залежність стоку від ґрунтового покриву.Грунт і ґрунти вбирають та накопичують (акумулюють) вологу. Ґрунтовий покрив перетворює атмосферні опади в елемент водного режиму та служить середовищем, у якому формується річковий стік. Якщо інфільтраційні властивості та водопроникність грунтів невеликі, то в них мало потрапляє води, більше витрачається на випаровування та поверхневий стік. Добре оброблений ґрунт у метровому шарі може запасати до 200 мм опадів, а потім повільно віддавати їх рослинам та річкам.
Залежність стоку від рельєфу.Потрібно розрізняти значення для стоку макро-, мезо- та мікрорельєфу.
Вже з незначних височин стік більше, ніж з прилеглих до них рівнин. Так, на Валдайській височині модуль стоку 12, а на сусідніх рівнинах лише 6 м/км 2 /с. Ще більший стік у горах. На північному схилі Кавказу він сягає 50, а західному Закавказзі – 75 л/км 2 /с. Якщо на пустельних рівнинах Середньої Азії стоку немає, то Паміро-Алае і Тянь-Шані він сягає 25 і 50 л/км 2 /с. У цілому нині гідрологічний режим і водний баланс гірських країн інший, ніж рівнин.
У рівнинах проявляється дія на стік мезо- та мікрорельєфу. Вони перерозподіляють стік та впливають на його темп. На плоских ділянках рівнин стік повільний, грунтогрунти насичені вологою, можливе заболочування. На схилах площинний стік перетворюється на лінійний. Виникають яри та річкові долини. Вони у свою чергу прискорюють стік та дренують місцевість.
Долини та інші зниження в рельєфі, в яких накопичується вода, постачають грунт водою. Це особливо суттєво у зонах недостатнього зволоження, де грунт-ґрунти не промочуються і грунтові води утворюються тільки при харчуванні за рахунок річкових долин.
Вплив рослинності на стік.Рослини збільшують випаровування (транспірація) і тим самим осушують місцевість. Разом з тим вони зменшують нагрівання ґрунту та на 50-70% скорочують випаровування з нього. Лісова підстилка має велику вологоємність і підвищену водопроникність. Вона збільшує інфільтрацію опадів у ґрунт і цим регулює стік. Рослинність сприяє накопиченню снігу і уповільнює його танення, тому в ґрунт просочується води більше, ніж з поверхні. З іншого боку, частина дощу затримується листям і випаровується, не досягнувши ґрунту. Рослинний покрив протидіє ерозії, уповільнює стік і переводить його з поверхневого до підземного. Рослинність підтримує вологість повітря і цим посилює внутрішньоматерикові вологообороти та збільшує кількість опадів. Вона впливає на вологооборот шляхом зміни ґрунту та його водоприймальних властивостей.
Вплив рослинності по-різному в різних зонах. В. В. Докучаєв (1892) вважав, що степові ліси - надійні та вірні регулятори водного режиму степової зони. У зоні тайги лісу осушують місцевість шляхом більшого, ніж на полях, випаровування. У степах лісові смуги сприяють накопиченню вологи шляхом снігозатримання та зменшення стоку та випаровування з ґрунту.
Різно впливає на стік боліт у зонах надлишкового та недостатнього зволоження. У лісовій зоні є регуляторами стоку. У лісостепу та степах їх вплив негативний, вони всмоктують поверхневі та ґрунтові води та випаровують їх в атмосферу.
Кора вивітрювання та стік.Піщані та галькові відкладення акумулюють воду. Нерідко ними фільтруються потоки з віддалених місць, наприклад, у пустелях з гір. На масивно-кристалічних породах вся поверхнева вода стікає; на щитах підземні води циркулюють лише у тріщинах.
Значення озер регулювання стоку.Одним із найпотужніших регуляторів стоку є великі проточні озера. Великі озерно-річкові системи, подібні до Невської чи Святого Лаврентія, мають дуже зарегульований стік і цим істотно відрізняються від решти річкових систем.
Комплекс фізико-географічних факторів стоку.Усі перелічені вище фактори діють сукупно, впливаючи один на інший у цілісній системі географічної оболонки, визначають валове зволоження території . Так називається та частина атмосферних опадів, яка за вирахуванням поверхневого стоку, що швидко стікає, просочується в грунт і акумулюється в грунтовому покриві і в грунті, а потім повільно витрачається. Очевидно, що саме валове зволоження має найбільше біологічне (проростання рослин) та сільськогосподарське (землеробство) значення. Це найбільша частина водного балансу.
Горизонтальне та вертикальне перенесення мас води в океан здійснюються циркуляційними системами різних розмірів. Прийнято ділити їх на мікро-, мезо- і макроциркуляційні. Звернення води зазвичай відбувається у формі системи вихорів, які можуть бути циклонічними (маса води рухається проти ходу годинникової стрілки та піднімається) та антициклонічним (з рухом води по ходу годинникової стрілки та вниз). Рухи обох пологів відповідають атмосферним та породжуються хвильовими фронтальними обуреннями. Цикло-антициклонічна діяльність у тропосфері продовжується вниз, в океаносфері локалізована вона, як побачимо нижче, відповідно до атмосферних фронтів та центрів дії атмосфери.
При постійному переміщенні водних мас в одних місцях він сходяться, інші розходяться. Збіжність називається конвергенцією, розбіжність - дивергенцією. При конвергенції вода накопичується, рівень океану підвищується, збільшується тиск та щільність води і вона опускається. При дивергенції (наприклад розбіжності течій) відбувається зниження рівня і під глибинної води.
Сходження та розбіжності можуть бути між рушійною водною масою (наприклад, течією) та берегом. Якщо в результаті дії сили Коріоліса течія підходить до берега, виникає конвергенція і вода опускається. При віддаленні течії від берега спостерігається дивергенція, у результаті якої піднімається глибинна вода.
Нарешті, вертикальна і горизонтальна циркуляція викликається різницею щільностей воли. У середньому лежить на поверхні вона дорівнює 1,02474; зі збільшенням солоності і зниженням температури води вона підвищується, зі зниженням солоності і потеплінням- падає (згадаємо, що 1%о=1 кг солей на 1 т води).
Мікроциркуляційні системи в океані мають форму вихорів циклонічного та антициклонічного характеру діаметром від 200 м до 30 км (Степанов, 1974). Утворюються вони зазвичай вздовж хвильових збурень фронту, в глибину проникають на 30-40 м-коду місцями до 150 м-код і існують кілька діб.
Мезоциркуляційні системи є кругообігами води також цикло- і антициклонічного характеру діаметром від 50 до 200 км і глибиною зазвичай 200-300 м, іноді до 1000 м. Вони виникають на вигинах або меандрах фронтів. Замкнуті кругообіги води формуються і поза зв'язками з фронтами. Їх можуть спричинити вітер, нерівності океанського дна або конфігурація берегів.
Макроциркуляційні системи - це квазістаціонарні системи планетарного обміну вод, які зазвичай називаються океанськими течіями.Вони розглядаються нижче.
Структура Світового океану.Структурою Світового океану називається його будова – вертикальна стратифікація вод, горизонтальна (географічна) поясність, характер водних мас та океанських фронтів.
У процесі планетарного обміну речовинами та енергією в атмо- та гідросфері формуються властивості вод Світового океану. Енергія руху води, що приходить із сонячною радіацією, в океан надходить зверху. Звичайно тому, що у вертикальному розрізі товща води розпадається на великі шари, аналогічні шарам атмосфери; їх треба також називати сферами.
Оскільки в геологічне час океан змінювався (а планетарному обміні завжди дотримується динамічне рівновагу), то, очевидно, як і стратифікація океану і горизонтальна циркуляція води (течії) у кожну геологічну епоху мали певні риси.
Просторові зміни гідрохімічних характеристик вод, що простежуються у горизонтальному та вертикальному напрямках, тісно пов'язані з циркуляцією та гідрологічною структурою вод Світового океану. Цей зв'язок знаходить вираз у тому, що поверхневі, проміжні та глибинні води, відрізняючись гідрологічними характеристиками, відрізняються також (і іноді досить різко) вмістом біогенних та інших елементів, кисневим режимом, рН, лужністю та іншими гідрохімічними показниками. Використання гідрохімічних даних при аналізі походження та розподілу різних типів вод, як відомо, широко застосовується у практиці океанографічних досліджень.
Фактори, що визначають формування гідрологічної структури океану залежно від широтних кліматичних зон, загальної циркуляції вод та особливостей вертикального розподілу вод, одночасно є факторами, під дією яких створюється гідрохімічна структура океану. У той самий час, треба враховувати, що у формуванні гідрохімічної структури велике значення належить біологічним процесам (наприклад, розвиток фітопланктону). Їх вплив, особливо у поверхневих шарах, ускладнює залежність гідрохімічних характеристик від загальних гідрологічних умов.
У вертикальній гідрохімічній структурі вод океану, як і при гідрологічному підрозділі, зазвичай виділяються. три зони (або шару): поверхнева, проміжна та глибинна. Тришарова вертикальна гідрохімічна структура обумовлена значною зміною всіх гідрохімічних характеристик по вертикалі та їх односпрямованим ходом у кожній із зон. Узагальнено ці три зони можна охарактеризувати:
1. Поверхневий шар- у його межах знаходиться фотосинтетична зона і відбувається утворення органічної речовини та найінтенсивніші процеси мінералізації. Виділяється зниженими та мінливими концентраціями біогенних елементів, іноді розчиненого СО 2 , високим вмістом кисню, максимальними значеннями рН. Роль поверхневого шару у формуванні гідрохімічних особливостей вод і, отже, гідрохімічної структури винятково велика. Тут закладається основа гідрохімічного складу, який, видозмінюючись під час процесів циркуляції, перемішування, підйому та опускання вод, біохімічних процесів, обумовлює багато типових гідрохімічних показників вод різного походження.
2. Проміжний шар, навпаки, характеризується збільшенням концентрацій біогенних елементів і розчиненої СО 2 зниженням вмісту кисню до мінімуму і зниженням рН. Проміжний шар важливий тим, що в ньому відбувається переміщення окремих типів вод, що призводить до перерозподілу гідрохімічних властивостей вод океану, перенесення біогенних елементів, кисню та інших компонентів хімічного складу. Води проміжного шару сприяють обміну речовиною в океані.
3. Глибинний шар- Зміни всіх гідрохімічних характеристик порівняно невеликі, дещо зростає концентрація розчиненого кисню, вміст біогенних елементів змінюється по-різному - азоту і фосфору злегка знижується або залишається незмінним, а кремнію зростає, збільшується рН.
Вертикальна гідрохімічна структура, зберігаючи свою принципову основу, по-різному проявляється в широтних зонах кожного із океанів. У всіх зонах відзначаються зміни кількісного вмісту та вертикального розподілу кисню та біогенних елементів.
1. У субарктичній зонігідрохімічні відмінності по шарах найбільш слабко виражені, тут дуже високий вміст розчиненого кисню та мінімальний біогенний елемент. Води цієї зони, проникаючи на південь на глибинах, збагачують проміжні та глибинні шари інших зон киснем.
2. У північній субтропічній зоніНайбільш виражено розподіл гідрологічних показників, зокрема розчиненого кисню і кремнію за шарами.
3. У водах тропічних та екваторіальних зонпростежується подальше загострення меж між шарами, ускладнюється розподіл розчиненого кисню у поверхневому шарі, чітко виділяється шар кисневого мінімуму. У проміжному шарі помітно зростає вміст кремнію та фосфору.
Як зазначалося, ускладнення гідрохімічної структури вод пов'язані з активізацією біологічних і біохімічних процесів у поверхневому шарі і проникненням водних мас коїться з іншими властивостями проміжному шарі.
Регіональні особливості вертикальної гідрохімічної структури вод
У Атлантичному океані позначаються такі чинники:
а) Вплив апвелінгу (підйому вод) на розподіл біогенних елементів та кисню в поверхневому шарі у Північно-Західної та Південно-Західної Африки.
б) Впровадження проміжних субарктичних та субантарктичних вод, що створює додаткові шари мінімуму та максимуму розчиненого кисню на різних глибинах у тропічних широтах.
в) Знижена концентрація кремнію в проміжному шарі пов'язана з проникненням збіднених субарктичних кремнієм і середземноморських вод.
г) Води глибинного шару Атлантичного океану менш багаті на біогенні елементи, ніж в інших океанах, оскільки інтенсивний горизонтальний і вертикальний обмін сприяє вирівнюванню їх концентрацій.
У Індійський океан гідрохімічна структура вод багато в чому відрізняється від структури вод Атлантичного океану. Найбільш чітко це проявляється в екваторіальних, тропічних та субтропічних широтах.
а) На півдні Індійського океану простежуються лише деякі кількісні відмінності у концентраціях біогенних елементів.
б) У мусонної області Індійського океану дуже чітко виражений поверхневий шар. Спостерігається різке збільшення вмісту фосфору багато в чому визначають високу продуктивність у межах верхніх 50-100 м. Зміна сильнішого літнього на зимовий мусон призводить до зменшення вмісту фосфору у фотосинтетичній зоні. Зміни концентрацій розчиненого кисню та біогенних елементів простежуються майже до 3000 м (іноді навіть більше), що визначає нижню межу проміжного шару. Особливістю Індійського океану і те, що води проміжного шару багаті кремнієм як і північних, і у південних широтах.
У Тихому океані Основні зональні особливості гідрохімічної структури витримуються переважно його районів.
а) Найбільші відхилення спостерігаються у східних частинах океану. Вони пов'язані з проникненням більш холодних вод під дією східних прикордонних течій у субтропічні та тропічні широти, з процесами прибережного апвеллінга, що призводять до підвищених вмісту біогенних елементів, і як наслідок, формування продуктивних районів. Тут у поверхневому та частково у проміжному шарах збільшуються градієнти гідрохімічних характеристик. На сході екваторіальної зони система підповерхневих течій, що піднімаються на відносно невеликі глибини і посилюють щільність поділ вод, створює помітні відмінності в кисневому режимі біогенних елементів вже в межах верхнього 50-метрового шару. Проникнення в цей район вод різного походження, в тому числі і з глибини, що піднімається, призводить до високого вмісту біогенних елементів, особливо фосфору, концентрація якого на глибині 100 м може перевищувати 2 мкг-ат/л. З підйомом вод пов'язане також зменшення потужності поверхневого шару у напрямку до берега до 75-100 м. У віддаленні від берега вона може перевищувати 150 м.
б) Субантарктична зона обмежується положенням зон субтропічної та екваторіальної конвергенції. Опускання вод у зонах конвергенції створює певні відмінності у розподілі густинних та гідрохімічних характеристик на півночі та півдні. На півночі це опускання проникає до глибин 400-700 м-код, на півдні - понад 1000-1200 м-коду.
в) Можна виділити різницю між субантарктичної та антарктичної зонами. Якщо в субантарктичній зоні проміжний шар гідрохімічної структури виражений досить чітко і характеризується, мабуть, навіть більшою мінливістю концентрацій розчиненого кисню та біогенних елементів, ніж поверхневий, то в антарктичній зоні проміжний шар виділяється вкрай малими змінами концентрацій і майже не відрізняється від глибин.
p align="justify"> Широтна зональність гідрохімічної структури Світового океану водночас не виключає значних відмінностей у розподілі гідрохімічних характеристик між центральними і периферичними областями океану, що відображають циркумконтинентальну зональність . Ці відмінності найбільше виявляються в поверхневому шарі і позначаються як на абсолютних значеннях гідрохімічних характеристик, так і на їх тимчасовій мінливості.
Добова мінливістьгідрохімічних характеристик, яку впливають біологічні процеси, охоплює поверхневий шар фотосинтезу. У малопродуктивних районах вміст кисню та біогенних елементів може змінюватися на порядок. Вплив змін синоптичного масштабу (проходження циклонів та антициклонів) оцінюється в 20% вимірюваних гідрохімічних характеристик.
Сезонна мінливість простежується не тільки у всьому поверхневому шарі, а й у верхній частині (а іноді й глибше) проміжного шару. Вона найбільше виражена в зонах інтенсивного конвективного перемішування (води полярних і помірних широт), в мусонних областях, у східно-екваторіальній зоні Тихого океану. Для умов проживання організмів та біопродукційного процесу роль сезонних змін гідрохімічних характеристик у поверхневому шарі особливо велика. Виразно простежується зв'язок цих змін із широтними особливостями гідрохімічної структури в океані. У помірних та високих широтах сезонні зміни освітленості біогенних елементів, температури та динаміки вод обмежують за часом розвиток фітопланктону. Вегетаційний період тут триває від 1 до 7 місяців. Основна маса фітопланктону в цей період живе і продукує відносно тонкому верхньому шарі води (до 50-75 м), обмеженому знизу сезонним шаром стрибка щільності, що виникає в результаті прогріву поверхневих вод. Внаслідок життєдіяльності фітопланктону вміст біогенних елементів значно знижується порівняно з передвегетаційним періодом. В окремих районах воно стає настільки малим, що майже повністю лімітує розвиток фітопланктону. Однак у результаті осінньо-зимового охолодження поверхневих вод сезонний шар стрибка руйнується, конвективне перемішування захоплює глибші порівняно з теплими періодами року шари води - до 200-500 м, що характеризуються високим вмістом біогенних елементів. Це зумовлює вирівнювання концентрацій біогенних елементів у межах 200-260-метрового шару і, отже, підвищення вмісту у фотичному шарі. На початок наступного вегетаційного періоду фітопланктон знову виявляється досить добре забезпеченим поживними речовинами. Так, у високопродуктивному районі о. Ю. Георгія в морі Скотія кількість фосфору та кремнію під час вегетаційного періоду у шарі літнього прогріву (~50 м) становить у середньому 1,4 та 2-3 мкг-ат/л відповідно. Низький вміст кремнію вже у першій половині вегетаційного періоду лімітує розвиток фітопланктону. Восени та взимку конвективне перемішування захоплює водну товщу приблизно до 200 м, збільшуючи вміст фосфору до 2,2, а кремнію до 20 мкг-ат/л у верхньому шарі. У глибоководній частині Берингового моря, наприклад, вміст біогенних елементів у фотичному шарі за рахунок осінньо-зимового конвективного перемішування збільшується з 0,5 до 2,6 мкг-ат Р/л і з 7,14 до 35 мкг-ат Si/л.
На відміну від областей помірних і високих широт, в екваторіально-тропічних областях через відсутність чітко вираженої зміни сезонів вертикальна структура вод у межах поверхневого шару зберігає основні свої риси протягом усього року. Динамічні та світлові умови тут сприятливі у розвиток фітопланктону цілий рік, вегетаційний період охоплює 12 місяців. Відбувається постійне споживання біогенних елементів, яке не компенсується їх регенерацією, хоч і досить швидкою. Такий потужний фактор доставки біогенних елементів, як конвективне перемішування, тут відсутній. Фотичний шар виявляється збідненим поживними речовинами; новоутворення органічної речовини різко слабшає. Наприклад, у західній частині тропічної зони Атлантичного океану на південь від екватора концентрація азоту, фосфору та кремнію залишається на дуже низькому рівні протягом усього року – у середньому відповідно 0,5; 0,2 та 2,6 мкг-ат/л. І лише в зонах прибережного апвеллінгу, частково екваторіальної дивергенції, підйом поверхневих вод призводить до формування районів, багатих на біогенні речовини і, як наслідок, високопродуктивних.
Міжрічна мінливість гідрохімічних характеристик може досягати 10-20 і навіть 50% значень гідрохімічних характеристик і пов'язана із загальною зміною режиму океану під впливом великомасштабних коливань океану та атмосфери.