Середня солоність світового океану становить

Солоність вод Світового океану

Солоність – мінералізація морської води, що показує скільки солей міститься у океанічній воді. За вагою океанська вода складається на 96,5% з чистої води та на 3,5% з різних солей. Солоних рис океанська вода набула внаслідок розчинної властивості води.

Закон постійності сольового складу води: головна особливість океанської води – постійність сольового складу води. Співвідношення солей у всіх районах Світового океану однакове, незалежно від ступеню солоності води. У океанській воді містяться всі хімічні елементи таблиці Менделєєва і їх ізотопи. Однак, домінують лише кілька видів солей:

• інші (0,2%) – органічні сполуки, біогенні речовини.

В Світовому океані загалом міститься 49,2·1015 тон солей.

Чинники зменшення солоності:

• випадіння атмосферних опадів;

• поверхневий стік із суходолу (розсолення вод у берегів);

• підземний стік (певною мірою – слабко вивчене).

Чинники підвищення солоності:

• утворення льоду – зменшення води рідини;

• випарування води із океанічної маси:

• вплив течій (певною мірою через переніс солей).

Розподіл солоності:

• солоність нормальну (середня всього Світового океану);

• знижену солоність (нижча за середню);

• підвищену (вища за середню).

Зональний розподіл солоності – поширотні зміни вмісту солей.

• Екваторіальні широти – солоність знижена – 32-34‰ і менше (до 30‰ біля західних берегів Колумбії). Причини – велика кількість атмосферних опадів, впадають великі річки з прісною водою – Амазонка, Конго, Нігер.

• Тропічні і субтропічні широти – солоність підвищена – 37-42‰. Причини – значне випарування, невелика кількість річок – поверхневого прісного стоку, мала кількість опадів.

• Помірні та полярні широти – солоність знижена – 31-35‰. Причини – більша кількість опадів, менш інтенсивне випарування, значний поверхневий стік (особливо в акваторію Північного Льодовитого океану), танення льоду (в тому числі й айсбергів) – у полярних широтах.

Класифікація морів за солоністю. Всі моря в залежності від солоності їх поверхневих вод поділяються на – 6 типів:

1. Окраїнні моря, із солоністю, яка близька до солоності океанічної води – всі Антарктичні моря (Росса, Уедделла), Норвезьке, Тім орське, Арафурське, Північне, Коралове.

2. Окраїнні моря із солоністю вищою за океанічну – Аравійське (37‰), Карибське (36‰).

3. Внутрішні моря із зниженою солоністю – Чорне (16-18‰), Азовське (10-12‰), Балтійське (10-13%), Біле (24-30‰).

4. Внутрішні моря з підвищеною солоністю – Червоне (42‰), Середземне (35-38‰), Адріатичне, Іонічне, Мармурове, Лігурійське, Тірренське.

5. Окраїнні моря зі зниженою солоністю – Карське, Лаптєвих, Східно-Сибірське, Чукотське, Баренцове, Охотське, Японське, Жовте, Східно- і Південно-Китайські моря.

6. Міжострівні моря з солоністю меншою за середню – море Баффіна (33‰).

Закономірності солоності Океанів. Якщо брати в середньому, найбільш солоним є Атлантичний океан (35,4‰), далі йдуть Тихий (34,9‰), Індійський (34,8‰), Північний Льодовитий (31,4‰, а у берегів лише 0-10‰).

Баланс солі в Світовому Океані. Всі зміни солоності в Світовому океані залежать від балансу солі в Океані. Баланс солі складається зі статей надходження солей і їх витрачання.

Доходна частина сольового балансу:

• поверхневий стік (дає до 3,2 млрд. т щороку);

• виверження вулканів (до 50 млн. т);

• випадіння з атмосферними опадами і пилом (до 1-1,3 млрд. т);

• розчинення гірських порід дна і берегів (до 200 млн. т);

• підземний стік (не оцінений).

Витратна частина сольового балансу:

• випадіння солей в осадок (до 2,6 млрд. т щороку);

• вилітання в атмосферу з водою під час штормів (300-400 млн. т);

• адсорбція солей завислими речовинами (1,2 млрд. т);

• шляхом випарування води і кристалізації солей у відділених частинах океанічних басейнів (лагунах) (до 600 млн. т).

Характеристики рівнів моря.

За часом розрізняють рівні моря – добові, декадні, місячні, річні та багаторічні. За характером прояву виділяють рівні моря – миттєвий, середній, найбільший, найменший.

Нуль глибин – умовна поверхня, від якої даються оцінки глибин на морських навігаційних картах. На морях, де середня величина припливу менш 50 см, за нуль глибин приймається середній багаторічний рівень моря.

Нуль Кронштадтського футштока – горизонтальна риска на металевій пластинці, що укріплена на підвалині моста через Обвідний канал у м. Кронштадті (Росія), розташована на висоті, що відповідає середньому рівні моря за період 1825-1840 рр. Цей нуль був розрахований і встановлений у 1840 р. російським дослідником М.Ф.Рейнеке. За минулі після цього понад 100 років середній рівень моря і положення Кронштадтського нуля істотно не змінилися. У колишньому Радянському Союзі і зараз у Східній Європі нуль Кронштадтського футштока офіційно прийнятий як нульова поверхня системи абсолютних відміток (Балтійська система висот – БС).

Зміни рівня моря.

• короткочасові – коливання пов’язані з наступними причинами: 1)припливами на морі, 2)хвилюванням, в тому числі й сешами, 3)згонно-нагонними явищами;

• сезонні коливання рівня води, максимум рівень моря сягає влітку, а мінімум – взимку; ці коливання невеликі – у межах 20-30 см;

• довгоперіодичні коливання охоплюють історичні інтервали часу – до кількох років. Можна окреслити 2 основні причини довгоперіодичних коливань: 1)гідрократичні – зміни об’ємів води, що заповнює океанічні западини, особливо під час епох покривних зледенінь; 2)геократичні причини – пов’язані з віковими рухами земної кори, які ведуть до змін форм і розмірів океанів; іноді гідрократичні та геократичні причини об’єднують в одну групу – евстатичних коливань.

Припливні хвилі (припливи)

Припливні явища в Світовому океані – динамічні процеси у водах морів і океанів, які викликані припливоутворюючими силами, що виникають внаслідок дії космічних сил поміж Землею, Місяцем і Сонцем.

До головних понять і характеристик припливів відносяться наступні:

• приплив – підйом рівня при проходженні припливної хвилі;

• відплив – падіння рівня води при проходженні припливної хвилі;

• повна вода (ПВ) – максимальний рівень упродовж одного періоду припливних коливань;

• мала вода (MB) – мінімальний рівень упродовж одного періоду припливних коливань;

• період припливу – проміжок часу між двома послідовними повними або малими водами;

• висота припливу (h) – положення припливного рівня по відношенню до нуля глибин;

• величина припливу (b) – різниця рівнів сусідніх повної и малої води;

• амплітуда припливу (Н) – висота повної або малої води від середнього припливного рівня;

• час повної води (t_пв) – момент настання повної води;

• час малої води мв) – момент настання малої води;

• час росту рівня (Тр) – проміжок часу, протягом якого відбувається підвищення рівня від малої до повної води (Тр = tпв — tмв);
• час падіння рівня (Тп) – проміжок часу, протягом якого відбувається падіння рівня від повної до малої води (Тп = tмв — tпв);
• тривалість стояння рівня (t_c) – час, протягом якого рівень не міняється.

Источник

Солоність вод Світового океану

У водах Світового океану розчинена величезна кількість хімічних елементів. Їх достатньо, щоб покрити всю поверхню суші нашої планети шаром в 240 м. Морська вода по масі складається на 95% з чистої води і більше 4% з розчинених у ній солей, газів і зважених часток. Тому морська вода відрізняється від води прісних водойм рядом особливостей:

• гірко-солоним смаком;
• питомою вагою;
• прозорістю;
• кольором;
• більш агресивним впливом на будівельні матеріали.

Все це пояснюється вмістом в морській воді значної кількості розчинених твердих речовин і газів, а також зважених часток органічного та неорганічного походження.

Кількість розчинених твердих мінеральних речовин (солей), виражена в грамах на кілограм (літр) морської води називається її солоністю.

Загальний вміст розчинених солей у морській воді становить в середньому для відкритих частин Світового океану 35 г/кг води, або 0,035 часткою кілограма. Тисячну частку цілого називають проміле, записують знаком% о і позначають символом S. Отже, середня солоність Світового океану дорівнює 35% (S = 35 ‰ ). В окремих районах Світового океану солоність може в широких межах відхилятися від середньої величини в залежності від гідрологічних і кліматичних умов.

У морській воді розчинено багато різних речовин, але представлені вони неоднаково. Одні речовини містяться в ній в порівняно великих кількостях (в грамах на 1 кг (літр) води), інші – в кількостях, що обчислюються лише тисячними частками грама на тонну води. Ці речовини – мікроелементи, поширені в морській воді.

Вперше склад морської води був визначений Дитмаром на підставі дослідження 77 проб, зібраних в різних пунктах Світового океану. Вся маса океанічної води являє собою рідке “рудне тіло”. У ній містяться практично всі елементи таблиці Менделєєва.

Теоретично в морській воді знаходяться всі відомі хімічні елементи, але ваговий їх зміст по-різному. Виділяють дві групи елементів, що містяться в морській воді. До першої групи належать 11 основних елементів, які, власне, і визначають властивості морської води, найголовніші з них ми вже називали; до другої групи належать всі інші елементи – їх часто називають мікроелементами, загальний вміст яких не перевищує 3 мг/кг. Так, наприклад, в 1 кг морської води міститься 3х10 -7 г срібла, 5х10 -7 г золота, а такі елементи, як кобальт, нікель, олово, виявляють тільки в крові морських тварин, що уловлюють їх з води.

Основні елементи знаходяться в морській воді зазвичай у вигляді сполук (солей), головними з яких є:

• хлориди (NaCl і MgCl), що складають 88,7% від ваги всіх розчинених у морській воді твердих речовин;
• сульфати (MgSO₄, CaSO₄), складові 10,8%;
• карбонати (CaC0₃) – складові 0,3%.

Зміна солоності поверхневих вод Світового океану по широтам

Солоність на поверхні океану у відкритих його частинах залежить головним чином від співвідношення між кількістю опадів і величиною випаровування. Чим більше різниця температури води і повітря, швидкості вітру, тим більше величина випаровування.

Випадання опадів зменшує поверхневу солоність. Крім того, істотний вплив на зміну солоності надає перемішування вод океанів і морів. У полярних областях солоність змінюється при таненні, утворенні льоду. Поблизу гирла річок солоність залежить від стоку прісної води.

Всі перераховані чинники дозволяють судити про зміну солоності по широтах.

Коливання солоності по широтах мають приблизно однаковий характер для всіх океанів. Солоність збільшується в напрямку від полюсів до тропіків, досягає максимального значення близько 20-25 північних і південних широт і знову зменшується на екваторі. Така закономірність пов’язана з режимом опадів і випаровування.

У смузі пасатної циркуляції більшу частину року зберігається ясна, сонячна погода без опадів, постійно дмуть сильні вітри при досить високій температурі повітря, що викликає інтенсивне випаровування, що досягає 3 м в рік, в результаті чого солоність поверхневих вод в тропічних широтах океанів постійно найвища.

В екваторіальній зоні, де вітри дуже рідкісні, незважаючи на високу температуру повітря, а випадають опади рясні, спостерігається деяке зниження солоності.

У помірній смузі опади переважають над випаровуванням і солоність у зв’язку з цим знижується.

Рівномірна зміна поверхневої солоності порушується завдяки наявності океанічних і прибережних течій, а також в результаті винесення прісних вод великими річками:

Область самої високої солоності Світового океану (S = 37,9 ‰ ), не рахуючи деяких морів, лежить на захід від Азорських островів. Солоність морів тим більше відрізняється від солоності океану, чим менше моря сполучаються з океаном, і залежить від їх географічного положення. Солоність вод більше, ніж води океану, мають моря:

• Середземне – на заході 37-38 ‰ , на сході 38-39 ‰ ;
• Червоне – на півдні 37 ‰ , на півночі 41 ‰ ;
• Перська затока – на півночі 40 ‰ , у східній частині 41 ‰ .

Солоність на поверхні морів Євразії коливається в широких межах.

• В Азовському морі в середній його частині становить 10-12 ‰ , а біля берегів 9,5 ‰ ;
• в Чорному морі – в середній частині 18,5 ‰ , а в північно-західній частині 17 ‰ ;
• в Балтійському морі при східних вітрах 10 ‰ , при західних і південно-західних 20-22 ‰ ,
• у Фінській затоці, в окремі дощові роки, при східних вітрах солоність зменшується до 2-3 ‰ .

Солоність полярних морів у віддалених від берега районах становить 29-35 ‰ і може дещо змінюватися в залежності від припливу вод з інших областей океану.

Безстічні моря (Каспійське і Аральське) мають відповідно середню солоність 12,8 ‰ і 10 ‰ .

Зміна солоності по глибині

По глибині помітні коливання солоності відбуваються лише до 1500 м., а нижче цього горизонту солоність змінюється незначно. У ряді місць величина солоності стабілізується починаючи з меншої глибини.

• У приполярних областях при таненні льоду солоність з глибиною підвищується, а при утворенні льоду – знижується.
• У помірних широтах солоність мало змінюється з глибиною. У субтропічній зоні солоність швидко убуває до глибини 1000-1500 м.
• У тропічній зоні солоність наростає до глибини 100 м, потім убуває до глибини 500 м, після чого незначно збільшується до глибини 1500 м і нижче залишається незмінною.

На розподіл солоності по глибині так само, як і на поверхні, впливають горизонтальні переміщення і вертикальна циркуляція водних мас.

Розподіл солоності на поверхні Світового океану на картах показано за допомогою ліній, званих ізогаліни – тобто лінії рівної солоності.

У різні періоди року солоність теж має свої коливання. Для аналізу зміни солоності в часі будується графік – галіноізоплет, на якому по вертикальній осі виписується величина солоності, а по горизонталі – час спостереження. Горизонтальний розподіл солей на різних глибинах суттєво відрізняється від розподілу її по поверхні. Це пояснюється рядом причин. Одна з них полягає в тому, що розподіл води в океані по шарах визначається її щільністю, а так як температура води з глибиною зазвичай знижується, то для стійкої рівноваги не вимагається підвищення солоності в міру збільшення глибини. Солоність з глибиною може знижуватися (анагалінность), зростати (катагалінність) або залишатися незмінною (гомогалінність).

Так, наприклад, у високих широтах рясні опади розпріснюють поверхневу воду, роблять її менш щільною, що викликає велику стійкість вод і перешкоджає перемішуванню. Тому в районах мінімальної поверхневої солоності не обов’язково чекати аналогічного положення солоності на глибині. Велику роль у порушенні узгодженості в горизонтальному розподілі солоності на поверхні і на глибинах грають глибинні течії. Так, в горизонті 75-150 м. у екватора в Тихому та Атлантичному океанах вже не простежується вторинний мінімум солоності, властивий поверхневим обріям. Тут поверхневі води підстиляються горизонтом високосолоної води (36 ‰ ), глибинними екваторіальними протитечіями Кромвеля і Ломоносова.

Походження солей у Світовому океані

На питання про походження солей у Світовому океані вчені ще не дали певної відповіді. До недавнього часу були два припущення з цього приводу. Відповідно до першого вода Світового океану була солоною з часу його виникнення. Відповідно до другого океан осолонювався поступово, внаслідок виносу солей в океан річками і завдяки вулканічної діяльності.

На підтвердження правильності першого припущення наводяться аналізи складу найдавніших відкладень калійної солі, що утворилися у віддалені ери існування Землі. Ці відкладення виникли внаслідок всихання морських басейнів з солоною водою. Залишки древніх морських організмів, що збереглися в згаданих відкладеннях, дають підстави припускати, що вони існували в солоних водах. До того ж вода є прекрасним розчинником, і неможливо припускати, що води первинного океану були прісними.

Очевидною є правильність другого припущення про мінливість солоності і сольового складу під впливом річкового стоку і процесів дегазації Мантії Землі. І особливо справедливе це твердження для періоду, що передував появі біологічного регулятора сольового складу.

В останні роки висунута ще одна гіпотеза з приводу походження солоності Світового океану, що є ніби синтезом різних сторін розглянутих щойно припущень. Відповідно до цієї гіпотези:

• Води первинного океану були солоними з моменту його виникнення, але їх солоність і сольовий склад, безумовно, були іншими, ніж тепер;
• Солоність Світового океану і склад його солей за своїм генезисом є результатом складних і тривалих процесів, пов’язаних з історією розвитку Землі. Роль одного тільки річкового стоку хоча і може пояснити накопичення всієї маси солей за кількістю, але недостатня для пояснення існуючого нині складу. Надходження найголовніших катіонів у води океану дійсно зобов’язано процесам вивітрювання гірських порід і річковому стоку, більшість же їх, напевно, надійшло з надр земних;
• Солоність змінювалася протягом усього періоду існування Світового океану, як у бік її підвищення, так і у бік зниження, а не однобічно, як це випливає згідно з другим припущенням. До кінця палеозою, судячи зі складу солей існуючих тоді морів і згодом висохлих, хімічний склад океану був вже близький до сучасного.

Источник