Види води в породах

За характером зв’язку з частками породи, мірою обводнення цих часток і способом переміщення підземні води поділяють на кілька видів.

1. Гігроскопічна (або міцно зв’язана) вода - утворюється за рахунок того, що водяна пара обволікає частку породи шаром в одну молекулу. Молекули гігроскопічної води досить тісно зв’язані з частками гірської породи завдяки електромолекулярним силам; перебуває під великим тиском і тому не може вільно переміщуватись; відокремлюється від породи лише при нагріванні до 105 - 110⁰С. Водяна пара може вкривати породу суцільним або несуцільним шаром (рис. 8.1).

2. Плівкова вода - обволікає частки породи суцільним шаром у кілька разів молекул і утримується на поверхні часток гірської породи завдяки електромолекулярним силам. Це рихлозв’язана вода, вона здатна переміщуватись у породі з однієї частки на іншу в напрямку від більш вологих ділянок до сухіших.

3. Капілярна вода - це вода, яка заповнює частково або повністю капілярні пустоти породи. Ця вода утримується силами поверхневого натягу; переміщається завдяки силам поверхневого натягу і силам тяжіння. Капілярна вода має різновиди.

Капілярно-підвішена вода - вода, яка формується у верхній частині грунтового шару за рахунок атмосферних опадів і не зв’язана з грунтовими водами, що залягають нижче.

Рис. 8.1. Види води в породах:

1,2 – частки породи з гігроскопічною водою (1 – неповна гігроскопічність, 2 – максимальна гігроскопічність); 3 – плівкова вода (стрілками показаний напрям переміщення плівкової води); 4 – розміщення деяких видів води між частками породи; а – частка породи; б – плівкова вода; в – вода кутів пор; г – повітря у порах породи.

Капілярно-піднята вода - вода, яка розміщується над горизонтом грунтових вод і формується завдяки підняттю вологи від їхнього рівня.

4. Гравітаційна вода (або вільна вода) - вода в рідкому стані, яка заповнює всі пустоти породи і переміщається під дією сил гравітації і гідростатичного тиску. Ця вода бере участь у круговороті води в природі.

5. Вода в твердому стані - це гравітаційна вода, що замерзла при температурі 0⁰С і нижче; перебуває в гірських породах у вигляді кристалів, прошарків чи лінз льоду. При замерзанні гірської породи не вся вода переходить у твердий стан. Гігроскопічна, плівкова та частково капілярна залишається у рідкому стані, тому що температура замерзання цих різновидів води значно нижча за 0⁰С. Так, гігроскопічна вода замерзає лише при температурі - 78⁰С.

6. Пароподібна вода - це вода в пароподібному стані, водяна пара. Разом з повітрям вода заповнює пустоти, куди надходить з наземного повітря або за рахунок процесів підземного випаровування інших видів води. Така вода завжди перебуває в русі і рухається від місць з більшою пружністю водяної пари до місць, де пружність її менша. Пароподібна вода за відповідних температурних умов частково конденсується в краплинно-рідку воду і поповнює гравітаційну воду. Ця вода бере активну участь у круговороті води в природі.

7. Хімічно зв’язана вода - це вода, яка входить до складу мінералів, проте в кристалічній решітці вона перебуває у вигляді гідроксильного та водневого іонів - ОН^-, Н⁺, а також іона оксинію Н₃О^-. Вона найміцніше зв’язана з мінералами і виділяється при температурі 500 - 600⁰С при повному розпаді мінералу, в якому вона міститься. Прикладом може бути тальк, каолін, діаспор.

До хімічно зв’язаної води належить також цеолітна вода, яка входить до складу групи мінералів цеолітів. У мінералах ця вода міститься у вигляді молекул Н₂О, де займає пустоти каркасу кристалічної решітки.

8. Кристалізаційна вода - ця вода є складовою частиною мінералів і входить в їхню кристалізаційну решітку у вигляді молекул Н₂О. Виділення їх з мінералів відбувається при температурі 300 - 400⁰С. Прикладом мінералів, що утримують кристалізаційну воду є гіпс, мірабіліт, сода.

8.4. Вологість і водні властивості порід

Природна вологість - це вміст води в породі за природних умов і виражається відношенням маси води в породі до маси породи після її висушування при температурі 105 - 110⁰С:

W = (m_в / m_с) 100 % = [(m_n - m_с) / m_с] 100 %,

де W - вологість, m_в - маса води в породі, m_с - маса сухої породи, m_n - маса проби породи до висушення.

Вагова вологість - це вологість породи, яка визначається відношенням маси води в породі до маси сухої породи. Розрізняють ще:

об’ємну вологість - це відношення об’єму води, що міститься в породі, до об’єму всієї породи;

відносну вологість - відношення об’ємної вологості до пористості породи показує ту частину пор, яка зайнята водою. В абсолютно сухій породі відносна вологість дорівнює нулю, а при цілковитому заповненні пор водою - одиниці.

Вологоємкість - здатність порід вбирати і утримувати в собі певну кількість води. Розрізняють породи досить вологоємкі (торф, глини, суглинки), слабко вологоємкі (крейда, пухкі пісковіки), невологоємкі (скельні породи, галечники). Розрізняють вологоємкість повну, капілярну, найменшу(або польову) та максимальну молекулярну.

Повна вологоємкість - це максимальний вміст води в породі при повному насиченні її пор.

Капілярна вологоємкість - це найбільша кількість води, яка утримується в капілярах породи при повному її насиченні.

Максимальна молекулярна вологоємкість - це найбільша кількість гігроскопічної та плівкової води, яка утримується лише силами молекулярного притягання часток породи.

Найменша, або польова вологоємкість - максимальна кількість води, яка не заповнює пори, а знаходиться лише на поверхні часток породи і утримується капілярними силами і силами адсорбційної дії.

Водовіддача - це здатність водонасиченої породи віддавати воду шляхом вільного стікання. Величина водовіддачі визначається відношенням об’єму води, що вільно стекла, до об’єму всієї породи. Величина водовіддачі залежить від гранулометричного складу або розміру та стану тріщин і пустот.

Дефіцит вологи, або недостача насичення - це кількість води, яка може додатково вміститись у породі в природних умовах вологості і визначається за різницею між повною вологоємкістю і природною вологістю.

8.5. Фільтраційні властивості порід

Водопроникність - це здатність порід пропускати крізь себе воду. Кількісно водопроникність визначається величиною коефіцієнта фільтрації.

Коефіцієнт фільтрації - відображає швидкість фільтрації води при напірному градієнті, рівному одиниці і виражається в м/добу, см/с, м/с. Розуміння суті цього коефіцієнту базується на законі Дарсі, за яким кількість води (Q), що просочується крізь породу за одиницю часу, прямо пропорціональна коефіцієнту фільтрації (к), падінню напору (h), площі поперечного перетину породи (F) та обернено пропорціональна довжині шляху фільтрації (L):

Q =

Падіння напору (h) - це різниця рівнів (h = Н₁ - Н₂) у двох точках підземного потоку.

П’єзометричний похил, або гідравлічний градієнт - це відношення падіння напору і довжини шляху фільтрації (h/L).

За фільтраційними властивостями, всі гірські породи поділяють на три групи: водопроникні (галька, гравій, добре відсортований чистий пісок, закарстовані та тріщинні породи); напівпроникні (глинисті піски, торф, лесовидні, скельні, напівскельні та закарстовані породи, пустоти і тріщини яких заповнені дрібнозернистими і глинистими відкладами); водонепроникні, або водотривкі (глини та масивно-кристалічні породи).

8.6. Рух підземних вод

До характеру порід у природі існує два види руху: гравітаційних підземних вод – ламінарний та турбулентний.

Ламінарний рух - окремі струмені води переміщаються паралельно, з незначними швидкостями, утворюючи суцільний потік, і спостерігаються в породах з малими порами (тріщинами). Ламінарний рух підлягає закону Дарсі, згідно якого швидкість фільтрації води прямо пропорціональна коефіцієнту фільтрації (К) і напірному градієнту (і):

V = Кі

Турбулентний рух - характеризується великими швидкостями, завихреннями, порушеннями суцільного потоку і спостерігається в тріщинуватих породах з широкими тріщинами. В природі він узгоджується з закономірністю Шезі-Краснопольського, за якою швидкість руху виражається формулою:

V = С Rі ,

де V - швидкість руху підземних вод, м/добу;

С - емпіричний коефіцієнт;

R - гідравлічний радіус, м;

і - градієнт.

Турбулентний рух у природі спостерігається дуже рідко - лише у великих тріщинах, при надходженні води в гірничі виробки чи водозабірні споруди.

8.7. Умови залягання підземних вод

У верхній частині земної кори виділяють дві зони: зону аерації і зону насичення.

І. Зона аерації - це крайня верхня частина земної кори; вона характеризується наявністю атмосферного повітря і водяної пари в пустотах гірських порід і частковим заповненням пустот гравітаційною водою. В цій зоні знаходяться верховодка і води грунтового шару.

Верховодка - це підземні води, які залягають поблизу земної поверхні (в зоні аерації). Основні риси верховодки - невтримність у вертикальному розрізі і по площі, непостійність у часі та незначна потужність обводнених порід. Верховодка накопичується переважно на поверхні глин, суглинків та інших слабопроникних порід і зазнає різного роду змін, спричинених гідрометеорологічними умовами. До верховодки О.М.Овчинніков відносить капілярні води зони аерації, води піщаних масивів і дюн, такирів, бугристих пісків та, з певною умовністю, болотні води.

Води грунтового шару - це тимчасове накопичення вільної (гравітаційної) і капілярної води в товщі грунту. Ці води мають зв'язок з атмосферою і живлять рослини.

ІІ. Зона насичення - пори, тріщини та інші пустоти гірських порід цілком заповнені гравітаційною водою.

Грунтові води - це гравітаційні води першого від поверхні постійного водоносного горизонту; залягають, як правило, у пухких відкладах четвертинного періоду, проте можуть залягати і між водотривкими горизонтами порід різного віку, а також у дочетвертинних скельних утвореннях аж до кристалічних порід докембрійського періоду включно.

Грунтові води, які знаходяться в тріщинних скельних породах, називають тріщинно-грунтовими, а в порожнинах закарстованих порід - карстовими.

Поверхня грунтових вод називаєтьсядзеркалом грунтових вод.

Водотривкий горизонт - це водонепроникні породи, які підстеляють грунтові води.

Потужність або товщина горизонту грунтових вод- це відстань між дзеркалом грунтових вод і водотривким горизонтом.

Глибина залягання грунтових вод - це відстань від земної поверхні до дзеркала грунтових вод. На території України глибина залягання грунтових вод коливається від 0,0 - 0,5 м (в болотних і алювіальних відкладах в північно-західній її частині) до 10 - 20 м, рідше до 25 м (у лесовидних суглинках в південних районах).

Грунтові води тісно зв’язані з водами річок, озер, водосховищ, морів, а також штучно створених каналів. Виділяють три типи взаємодії грунтових вод з поверхневими:

1. Наявність постійного гідравлічного зв’язкуподіляють на два підтипи:

- наявність одностороннього гідравлічного зв’язку - низьке положення водотривкої породи і рівня грунтових вод на протязі року; річка за таких умов постійно живить грунтові води;

- наявність двостороннього гідравлічного зв’язку - більш високе положення водотривкої породи; річка живить грунтові води лише в період водопілля, а в межень, навпаки річка живиться грунтовими водами.

2. Наявність тимчасового гідравлічного зв’язку - ще більш високе положення водотривкої породи; річка живить грунтові води в період водопілля, а в межень - грунтові води живлять річку і на схилах річища в цей період виникають мочажини, джерела або ключі.

3. Відсутність гідравлічного зв’язку - при дуже високому положенні водотривкої породи як в період водопілля, так і в межень гідравлічного зв’язку між грунтовими і поверхневими водами немає.

Нижче від зони аерації та зони насичення у земній корі знаходяться артезіанські (напірні) води.

Артезіанські води - це підземні води, які залягають між водотривкими горизонтами, перебувають під напором, при розкритті їх буровими свердловинами піднімаються вище підошви верхнього водотривкого горизонту. Одержали свою назву в ХІІ ст. від провінції Артуа у Франції.

Артезіанський басейн - гідрологічні структури синклінального типу, які утримують один або декілька водоносних горизонтів з напірними водами. Артезіанський басейн складається з трьох областей: живлення, напору і розвантаження підземних вод.

Область живлення артезіанського басейну - область, де підземні води поповнюються за рахунок атмосферних опадів та поверхневих вод. В області живлення артезіанського басейну поширені лише грунтові або слабонапірні підземні води.

Область напору - це та частина артезіанського басейну, в якій рівень підземних вод може піднятися вище підошви водотривкої покрівлі водоносного горизонту. Відстань від водотривкої підошви до рівня напірних вод по вертикалі, називається напором, або п’єзометричним рівнем.

Область розвантаження артезіанського басейну - це та частина басейну, де напірні води виходять на денну поверхню у вигляді джерел або потрапляють у річки, озера, моря. В гіпсометричному відношенні вона розташована нижче області живлення та напору.

Артезіанські і грунтові води часто перебувають у тісних взаємозв’язках, що залежить від геологічної будови території поширення підземних вод. Так, в одних випадках грунтові води поповнюють напірні водоносні горизонти, а в інших - останні підживляють грунтові води.

Джерело - це природний вихід на денну поверхню грунтових (безнапірних) вод. Джерела бувають:

Низхідні джерела - вихід грунтових вод на денну поверхню, вода вільно збігає в товщі водоносної породи з підвищених ділянок рельєфу на нижчі.

Висхідні джерела - це джерела біля виходу на поверхню напірних вод, вони формуються з вод, які піднімаються вгору з нижніх водоносних шарів.

Глибинні підземні води - це напірні води, які залягають на великих глибинах; розвантажуються шляхом надходження по тектонічних тріщинах або розломах у водоносні горизонти, що залягають вище, або виходять безпосередньо на денну поверхню у вигляді джерел.

8.8. Водний баланс і режим підземних вод

Водний баланс підземних вод

Рівняння водного балансу для поверхні басейну:

x = y_пов + y_інф + z_пов ±∆ u_пов,

де: х – опади, на поверхні басейну;

у_пов – поверхневий стік;

у_інф – вода, яка надходить до зони аерації в процесі інфільтрації;

z_пов – випаровування з поверхні басейну;

±∆ u_пов – зміна запасів води на цій поверхні.

Рівняння водного балансу для зони аерації:

у_інф + z_гр.в = y_грунт. + y_{жив.гр.в} + z_тр + z_з.а ± ∆u_з.а,

де: у_інф – надходження води в процесі інфільтрації з поверхні;

y_грунт. – стік у грунтовому шарі;

y_{жив.гр.в} – вода, яка надходить із зони аерації до грунтових вод і бере участь в їхньому живленні;

z_гр.в – випаровування з поверхні грунтових вод;

z_тр – поглинання води із зони аерації кореневою системою рослин і, яка витрачається потім на транспірацію, а частково на збільшення біомаси рослин;

z_з.а – підземне випаровування води із зони аерації і витрати її в атмосферу;

± ∆u_з.а - зміна запасів води в зоні аерації.

Рівняння водного балансу для водоносного горизонту:

у_{жив.гр.в} = у_гр.в + z_гр.в ± y_гл ± ∆u_гр.в,

де: у_{жив.гр.в} – живлення грунтових вод із зони аерації;

у_гр.в – стік грунтових вод;

z_гр.в – випаровування з поверхні грунтових вод;

± y_гл – живлення грунтових вод із глибини напірних горизонтів або розвантаження грунтових вод у ці глибинні горизонти;

± ∆u_гр.в – зміна запасів води у водоносному горизонті грунтових вод.

Водний режим зони аерації

Водний режим зони аерації визначається режимом надходження до неї інфільтруючих вод після дощів або сніготанення. Зміна вмісту води в зоні аерації залежить від співвідношення складаючих рівняння водного балансу.

Розрізняють три основних типи водного режиму зони аерації: промисловий, компенсований та випарний.

Промисловий тип водного режиму – величина інфільтрації (у_інф) перевищує втрати на десукцію кореневої системи рослин (z_тр) і підземне випаровування (z_з.а.): у_інф > z_тр + z_з.а.

При компенсованому типу водного режиму: у_інф ~ z_тр + z_з.а

Випарний тип режиму характеризується переважанням транспірації і підземного випаровування над інфільтрацією: у_інф < z_тр + z_з.а

Режим підземних вод

Режим підземних вод - це зміна їхніх рівнів, температури та хімічного складу в просторі і часі під впливом метеорологічних, гідрологічних, геологічних, геоморфологічних, біогенних факторів та діяльності людини. Г.М.Каменський виділяє кілька типів режиму підземних вод в залежності від того, який з факторів або група їх є головними у формуванні режиму.

1. Прибережний тип режиму - властивий підземним водам, які тісно пов’язані з поверхневими водами; формується під впливом змін рівнів, температури та хімічного складу, які відбуваються в річках, озерах, морях або інших водоймах.

2. Вододільний тип режиму характерний для підземних вод тих частин вододілів, які значно віддалені від річок та інших поверхневих водойм і формується переважно під впливом кліматичних факторів, серед яких головне місце займають атмосферні опади.

3. Мішаний тип режиму - це результат накладання коливань, які спричинені коливаннями рівнів поверхневих вод і атмосферними опадами. Спостерігається такий тип режиму на ділянках, розташованих між частинами вододілу, на яких формується прибережний та вододільний типи.

4. Карстовий тип режиму утворюється в зоні інтенсивного поглинання поверхневих вод у карстових районах. Д.С.Соколов виділяє чотири зони циркуляції підземних вод у вертикальному розрізі закарстованих порід.

Перша зона - зона аерації - це зона, в якій здійснюється інфлюація води.

Друга зона - зона сезонних коливань рівня підземних вод - рух карстових вод залежно від пори року може відбуватись і в горизонтальному, і у вертикальному напрямку. В засушливі періоди року вони рухаються переважно зверху вниз, у багатоводні періоди - рухаються в горизонтальному напрямку.

Третя зона - зона повного насичення - підземні води в цій зоні рухаються лише в бік найближчої дренуючої долини.

Четверта зона - зона глибокої циркуляції підземних вод - рух підземних вод обумовлюється загальними геолого-структурними особливостями регіону і підпорядкований положенням загального базису стоку.

5. Мерзлотний тип режиму підземних вод має місце в зоні багаторічної мерзлоти. Н.І.Толстихін підземні води цієї зони поділяє на три категорії: надмерзлотні, міжмерзлотні і підмерзлотні.

1. Надмерзлотні підземні води - це підземні води, які залягають вище товщі порід багаторічної мерзлоти. Це грунтові води, які пов’язані переважно з четвертинними пухкими породами. Живлення їх відбувається за рахунок атмосферних опадів та відтавання діяльного шару і тому коливання рівнів цих вод збігається з коливаннями температури повітря і атмосферних опадів. Взимку надмерзлотні підземні води можуть промерзати цілком, а влітку - поєднуються з шаром порід, які розтанули.

2. Міжмерзлотні підземні води залягають у товщі порід багаторічної мерзлоти і можуть перебувати в твердому і рідкому стані.

Талики - ділянки, де в шарах багаторічної мерзлоти вода перебуває в рідкому стані. Талики служать каналами, які з’єднують надмерзлотні і підмерзлотні води і по яких відбувається живлення підмерзлотних вод за рахунок атмосферних опадів.

3. Підмерзлотні підземні води - це підземні води в рідкому стані і які залягають під шарами багаторічної мерзлоти; вони здебільшого мають напір і за умовами залягання та циркуляції не відрізняються від напірних артезіанських вод за межами районів багаторічної мерзлоти.

7. Штучний тип режиму підземних вод - цей режим формується під впливом штучних водойм та в районах проведення різних видів водної меліорації (зрошення, обводнення, осушення тощо). В районах зрошення та обводнення часто підвищуються рівні грунтових вод, а в районах осушувальної меліорації - знижуються.

8.9. Роль підземних вод у фізико-географічних процесах

Під дією підземних вод розвиваються фізико-географічні процеси, які ведуть до формування складних форм рельєфу. Найбільш відомими явищами є: карст, суфозія, зсуви, заболочування.

Карст – це природне явище, спричинене взаємодією води з вапняками, доломітами, гіпсами, солями, що призводить до поступового розчинення і руйнування цих порід. Внаслідок розвитку карстового процесу виникають поверхневі та підземні карстові форми рельєфу, карстові порожнини, карстові відклади. В Україні карст відомий у Криму, на Волині, Подолі, Донецькому Кряжі та в інших місцях.

Суфозія – це просідання земної поверхні на певних ділянках в результаті вилуговування і винесення розчинних складових порід підземними водами.

Зсуви – сповзання перенасичених вологою мас гірських порід під дією сили земного тяжіння. В Україні зсуви відомі в Карпатах, Криму, на узбережжі Чорного і Азовського морів, на берегах Дніпра та інших річках.

Заболочування – це місця, де рівні грунтових вод залягають близько від поверхні Землі або підземні води виходять на денну поверхню у вигляді джерел і часто формуються болота та перезволожені землі.

8.10. Розповсюдження підземних вод

Розповсюдження підземних вод- це поширення підземних вод у товщі земної кори як по площі, так і у вертикальному розрізі. Зумовлене це поширення геологічною будовою території та її кліматичними умовами. За ознаками геологічної будови територію поширення підземних вод можна віднести до артезіанського басейну або до складчастої області.

Складчаста область поширення підземних вод - це підвищена тектонічна структура, складена тріщинуватими кристалічними або метаморфічними породами. На території України поширені такі складчасті області: Донецька, Українського кристалічного щита, Гірського Криму і Українських Карпат.

Артезіанський басейн - це тектонічна структура у вигляді прогину, виповнена різновіковими нашаруванями гірських водоносних та водотривких осадових порід, що перемежовуються і створюють горизонти підземних артезіанських вод. На території України поширені такі артезіанські басейни: Дніпровсько-Донецький, Волино-Подільський і Причорноморський.

Зональність грунтових вод – це певна закономірність у поширенні грунтових вод у земній корі з характерними особливостями в кожному ландшафті.

У вертикальному розрізі геологічних структур М.К.Ігнатович виділив такі три зони:

Зона активного водообміну - це зона впливу дренування водоносних порід річковою системою. Ця зона досягає глибини до 300 м і більше.

Зона ускладненої циркуляції - це зона, яка охоплює глибокі частини артезіанських басейнів і тектонічних порушень у складчастих областях. Водообмін в цій зоні уповільнений, а підземний стік ускладнений. Глибина цієї зони в артезіанських басейнах 500 - 600 м, а в складчастих областях - 1 000 - 2 000 м (термальні води).

Зона застійного водного режиму - це зона глибокого залягання осадового комплексу артезіанських басейнів. Водообмін в цій зоні проходить в масштабах геологічного часу, а її глибина - 1 000 м і більше.

БЛОК 9. ГІДРОЛОГІЯ ОКЕАНІВ І МОРІВ

Основною метою блоку є вивчення природи усіх океанів: геологічна будова і рельєф дна, клімат і водні маси, взаємодія вод з атмосферою і літосферою, природні ресурси і перспективи їх освоєння. Розглядаються фізико-географічні характеристики природних зон та азональні аквакомплекси усіх океанів, привернуто увагу до проблем охорони вод океанів і морів від забруднення.

У зв'язку з поставленими задачами необхідно придбати знання, вміння та навички з таких питань:

1. Світовий океан. Океан. Визначення.

2. Складові частини океану.

3. Назвіть докази розширення дна океанів.

4. Якими є особливості земної кори, океанічного, материкового і перехідного типів?

5. Чим відрізняються за походженням океанічні хребти від гірських споруд суходолу?

6. Охарактеризуйте методи вивчення геологічної будови і рельєфу дна

7. Проаналізуйте причини зв'язку зон підвищеної сейсмічності й вулканізму з рифтовими долинами і зонами субдукції

8. Які основні елементи рельєфу дна океану?

9. Донні відклади в океанах і морях.

10. Хімічний склад морської води.

11. Які фактори визначають стратифікацію солоності й температури морської води?

12. Чому Тихий океан найтепліший, а Атлантичний - найхолодніший серед океанів?

13. Як формується тепловий і водний баланс морів і океанів?

14. Які фізичні властивості морського льоду?

15. Яка відмінність між водними масами і вертикальними зонами?

16. Дайте характеристику поверхневих водних мас і гідрологічних фронтів, що їх розділяють

17. Яке значення Світового океану у формуванні кліматів Землі?

18. Взаємодія океану і атмосфери, в чому і як проявляється?

19. Як змінюється рівень морів та океанів

20. Основні причини виникнення морських хвиль та на які типи їх поділяють?

21. Класифікації течій в океанах і морях

22. Припливи і відпливи. Визначення

23. Які види ресурсів розрізняють у Світовому океані?

24. Проаналізуйте карти і назвіть райони найбільшої густини, різких контрастів температури і солоності води

25. Які типи негативного впливу на екологічний стан океану можна вирізнити?

26. Які райони Світового океану найбрудніші та які там види забруднення?

27. Що має включати концепція охорони вод Світового океану?

Література

1. Богданов Д.В. География Мирового океана. - М.: Наука, 1978.

2. Волошин І.І., Чирка В.Г. Географія Світового океану: Навч. посібник для вчителів серед. загальноосвіт. шк. - К.: Перун, 1996. - 224с.

3. География Мирового океана / Под ред. К.К. Маркова. - Л.: Наука, 1979 - 1985. Физическая география, 1980; Тихий океан, 1981; Индийский океан, 1982; Атлантический океан, 1984; Северный Ледовитый океан, 1985.

4. Жуков Л.А. Общая океанология. - Л.: Гидрометеоиздат, 1976. - 376с.

5. Леонтьев О.К. Физическая география Мирового океана. - М.: Изд-во МГУ, 1982. - 200с.

6. Леонтьев О.К. Морская геология. - М., 1982. - 344с.

7. Степанов В.Н. Природа Мирового океана. - М.: Просвещение, 1982. - 192с.

8. Суховей В.Д. Моря Мирового океана. - Л.: Гидрометеоиздат, 1986. - 288с.

9.1. Світовий океан та його частини

Світовий океан – безперервна водна оболонка Землі, яка оточена материками та островами і володіє спільністю сольового складу.

Океан – частина Світового океану, яка розміщена між материками, має великі розміри, самостійну циркуляцію вод і атмосфери та особливий гідрологічний режим.

Складовими частинами океанів є моря, затоки, протоки.

Море – це порівняно невелика частина океану, яка врізається в сушу чи відмежована від нього берегами материків, півостровами та островами; має певні геологічні, гідрологічні та інші риси, що суттєво відрізняються від відповідних рис океану.

За розташуванням відносно суші моря поділяються на внутрішні, окраїнні та міжострівні.

Внутрішні моря (внутрішньоматерикові і міжматерикові) – це моря, що мають ускладнений водообмін з океаном через порівняно вузькі протоки.

Міжматерикові моря – це моря, що розташовані між різними материками (наприклад, Середземне, Червоне моря).

Внутрішньоматерикові моря – це моря, що знаходяться всередині одного материка (наприклад, Чорне, Біле, Балтійське, Азовське моря).

Окраїнні моря відокремлюються від океану островами чи заходять в материк і мають відносно вільний зв’язок з океаном (наприклад, Чукотське, Баренцове моря).

Міжострівні моря – це моря, що розміщені серед великих островів або архіпелагів (наприклад, моря Банду, Фіджі).

Затока – частина океану чи моря, яка врізається в сушу і слабко відмежована від моря чи океану (Аляска в Тихому океані тощо).

Бухта – невелика затока, яка чітко відділена мисами чи островами від океану чи моря, добре захищена від вітрів (Севастопольська бухта в Чорному морі).

Лиман – затока, що відокремлена від моря піщаною косою (пересипом), в якій є вузька протока, котра з’єднує лиман з морем. Найчастіше лиман – це затоплена частина найближчої до моря ділянки річкової долини (наприклад, Дніпровський, Дністровський).

Губа– затока, яка глибоко врізається в сушу (Обська в Карському морі).

Фіорд– вузька та глибока затока з високими крутими берегами (Согнефіорд у Норвезькому морі).

Протока– водний простір, який розділяє дві ділянки суші та з’єднує окремі океани і моря чи їхні частини (Берінгова).

Основні особливості будови земної кори під морями та океанами

Земна кора під морями та океанами складається з двох шарів: осадового і магматичного (базальтового). Загальна товща земної кори під океаном – близько 6 км; товща в п’ять разів менша, ніж під материками. Середня потужність океанічних осадів – від 300 до 1000 м, але є місця де їх дуже мало чи зовсім немає, як наприклад, середньоокеанічні хребти. Потужність базальтового шару на континентах досягає 40 км, а за його межами – від 3 до 10 км.

Вирізняють також два перехідні типи: субокеанічний, який має більшу товщу осадової оболонки (15-20 км) і субконтинентальний, який окрім осадової оболонки, має гранітно-базальтову оболонку, потужністю 15-20 км. Перший тип характерний для окраїнних і внутрішніх морів, другий – для великих океанічних островів та острівних дуг.

9.2. Рельєф дна океанів

Основні елементи рельєфу дна океану:

1. підводна окраїна материка:

1.1. шельф (материкова відмілина)(рис. 9.1).;

1.2. материковий схил;

1.3. материкове підніжжя;

2. перехідна зона:

2.1. улоговини окраїнного глибоководного моря;

2.2. острівні дуги;

2.3. глибоководні жолоби;

3. ложе океану:

3.1. океанічні улоговини;

3.2. океанічні підняття;

4. серединно-океанічні хребти.

Рис. 9.1. Гіпсографічна крива

Підводна окраїна материків.

Материкова відмілина (шельф) – мілководна частина підводної окраїни материків з глибинами в середньому до 200 м, інколи до 400 м. Шельф оточує материки та острови. Найбільша ширина шельфу вздовж північних берегів Євразії; найменша – в Тихому океані вздовж західних берегів Північної та Південної Америки. Основні макроформи на материковій відмілині: западини – замкнуті зниження дна з відносно великими глибинами; острівні плато – підводні п’єдестали, на яких можуть розташуватися окремі острови чи архіпелаги островів. Окрім основних форм, в межах материкової відмілини зустрічаються другорядні форми рельєфу: сучасні акумулятивні форми на трансгресивних відмілинах – форми ерозійного і льодовикового походження (підводні річкові долини, фіорди, моренні утвореннятощо); на абразійних – останці – підвищення дна, які складені міцними породами і в меншій ступені піддаються абразії. Часто останці піднімаються над водною поверхнею у вигляді окремих скель, в цьому випадку вони називаються кекурами. На абразійних, а також скидових відмілинах інколи зустрічаються тектонічні обриви – круті уступи, які утворюються в результаті розривних рухів земної кори.

Материковий схил – це похилена поверхня дна океанів і морів, яка з’єднує зовнішній край материкової відмілини з ложем океану, розповсюджується до глибини 3,5 км. Материковий схил має великі похили в середньому 4-7⁰, інколи до 25-30⁰.

Основними формами рельєфу (макроформи) на материковому схилі – скидові уступи, обриви, тераси, жолоби, гребінь. Материкові схили, які мають скидові утворення, називаються скидовими, а які не мають скидових утворень, називаються флексурними. Різкі перегини дна на флексурних материкових схилах виникли без розриву гірських порід земної кори. Гребінь– це продовження поперечних гірських хребтів суші. Жолоби– продовження на дні материкового схилу берегових міжгірських улоговин.

Другорядною, але дуже важливою формою рельєфу материкового схилу являються каньйони (довгі вузькі зниження дна моря з дуже крутими боковими схилами). Деяка частина каньйонів утворилась під дією тектонічних процесів, більшість – під дією суспензійних потоків, які немов би “пропилюють схил”. Незначна частина каньйонів є затопленими долинами і руслами великих річок. Чимало каньйонів проходять дном океанів, не маючи початку на шельфі, їх називають серединноокеанічними.

Материкове підніжжя – це межа між материковим схилом та ложем океану з глибинами до 4000 м; акумулятивна пологохвиляста нахилена рівнина. В структурному відношенні – глибокий прогин на стику континентальної та океанічної кори, заповнений постійним шаром пухких осадів. Тут зустрічаються конуси виносу каньйонів.

Перехідна зона

Улоговини окраїнного моря – це значні за площею замкнуті зниження дна з порівняно пологими схилами та плоским дном. Улоговини мають вирівняну поверхню з могутнім шаром осадів на дні (Берінгове, Охотське моря), горбистий гірський рельєф (підняття Ямато), для них характерна сейсмічність.

Острівні дуги – лінійно орієнтовані гірські споруди, що відділяють улоговини окраїнних морів від глибоководних жолобів. Основою острівних дуг є підводні хребти (завширшки 40-400 км, довжиною до 1000 км і більше), переважно вулканічні, з багаточисельними вершинами, які виступають над рівнем моря у вигляді пасма чи “гірлянди” островів (наприклад, Алеутські, Курільські, Японські острови). Зазвичай орієнтовані паралельно глибоководним жолобам, дугоподібні планові обриси визначаються наявністю глибинної зони. Для острівних дуг характерні різкі диференційовані гравітаційні та магнітні поля, підвищені значення теплового потоку, активний вулканізм і сейсмічність.

Глибоководні жолоби – довгі та вузькі поглиблення дна з дуже крутими схилами (5-6⁰ у верхній частині схилів, 15-20⁰ - в нижній). Довжина глибоководних жолобів досягає декількох тисяч кілометрів, ширина – десятки і сотні кілометрів, в їх межах знаходяться найбільші глибини Світового океану (Маріанська западина – 11 022 м). Глибоководні жолоби зазвичай розташовані з зовнішнього боку острівних дуг (наприклад, Алеутський, Філіпінський, Курило-Камчатський жолоби) або простягуються вздовж гірського узбережжя (наприклад, Перуанський, Чілійський жолоб). Тільки западина Романш знаходиться посередині океану. Області розвитку глибоководних жолобів відзначаються високою сейсмічністю, часто – виявленням вулканічної діяльності. Дно глибоководного жолоба часто плоске, областю інтенсивного осадконакопичення (потужність пухкого осадового покриву може досягати 2-3 км), а в місцях розташування глибинних розломів схили інколи прямовисні.

Ложе океану

Ложе океану – один з головних елементів рельєфу дна Світового океану. Займає рівень земної поверхні глибиною від 4 тис. до 6-7 тис. м, розташоване між материковим підніжжям і серединно-океанічними хребтами. Складається земною корою океанічного типу, відрізняється слабким виявленням сучасного вулканізму та сейсмічності, невеликими швидкостями вертикальних рухів земної кори подібно платформам материків.

Для ложе океану характерні як позитивні, так і від’ємні форми рельєфу.

До позитивних форм відносяться: серединно-океанічні хребти, підводні плато, окремі підводні гори – гайоти (та підводні вулкани).

Підводні плато – це плоскі, або слабко нахилені підвищення дна океану з відносно рівною поверхнею та значні за площею (Новозеландське, Бермудське).

Гайоти – ізольовані плосковершинні підводні гори, зазвичай вулканічного походження. Вважається, що вирівнювання вершин зумовлене абразією чи денудацією з наступним опусканням давніх вулканічних островів у води океану. Найбільше їх у Тихому океані.

Серединно-океанічні хребти – великі підводні гірські споруди в межах дна океану, здебільшого посередині океанів. Ця гірська система простягається через усі океани. Сумарна довжина біля 75тис. км, ширина до 2000 км, відносна висота 1-3 км. До системи серединно-океанічних хребтів входять Серединно-Атлантичний і Центрально-Індійський (разом з Аравійсько-Індійським хребтом), хребет Гаккеля в Північно-Льодовитому океані, Східно-Тихоокеанське підняття (останнє в структурному відношенні є скоріше океанічним валом). Окремі вершини піднімаються над рівнем океану у вигляді вулканічних островів (Трістан-да-Кун’я, Буве, Св. Олени тощо). Серединно-океанічні хребти характеризуються широким розвитком розривних порушень земної кори, в тому числі значними поперечними розломами і зсувами, активним вулканізмом і високою сейсмічністю. В поперечному перерізі виділяється складне чергування окремих хребтів і знижень. Вздовж головної осі кулі відповідно розташовані короткі відрізки рифтових долин з оголенням на дні ультраосновних порід, що найбільш близькі за складом до речовин мантії. Гіпотеза тектоніки плит припускає, що біля серединно-океанічних хребтів відбувається розсування літосферних плит і нарощування їх за рахунок речовини, яка піднімається з надр.

9.3. Донні відклади в океанах і морях

У морській воді є багато різних домішок у вигляді розчинених речовин, колоїдів, завислих часток, живих організмів і продуктів їх життєдіяльності. Ці домішки осідають на дно і формують донні осади, чи донні відклади.

Донні осади, залежно від матеріалу з якого вони утворюються, поділяються на теригенні, органогенні чи біогенні, хемогенні, вулканогенні, космогенні, еолові.

Теригенні відклади – це завислі та донні наноси, які виносяться річками, а також продукти руйнування берегів (абразія). Ці відклади займають одну четверту всієї площі дна океанів. Основна маса теригенних відкладів у Світовому океані представлена мулами: у високих широтах зустрічається голубий мул; у Тихому та Індійському океанах – синій; біля берегів Південної Америки – червоний; біля східного узбережжя США, у берегів о. Поерто-Ріко, півострова Каліфорнія тощо – зелений; чорний – в Чорному морі; сірі мули в вулканічних областях; біля коралових островів – білого кольору.

Органогенні чи біогенні відклади формуються з решток відмерлих планктонних організмів (скелети тварин, черепашки). Найбільш розповсюджені вапнякові та кремнієві відклади.

Вапнякові відклади представлені такими різновидностями: форамініферовими і птероподовими. Основну частину форамініферових мулів складають черепашки планктонних форамініфер і особливо глобигерин. Ці мули в Тихому океані займають 34,4% площі всього дна океану, в Атлантичному – 67,2%, в Індійському – 54,3%. Птероподові мули складені з вапнякових залишків планктонних молюсків птеропод і гетеропод. Ці відклади мало поширені – переважно в Атлантичному океані, в Червоному, Середземному морях, в Тихому океані та в Кораловому морі.

До кремнієвих відкладів відносять діатомові, діатомово-радіолярієві мули та кремнієвогубкові відклади. Діатомові мули – це глибоководні кремнієві біогенні осади, які збагачені опаловими панцирами діатомових водоростей та їх уламків. Найбільш поширені в південних частинах Тихого, Індійського і Атлантичного океанів у вигляді суцільного кільця біля Антарктики, зустрічаються також в деяких затоках (наприклад, в Каліфорнійській). Діатомово-радіолярієві мули – це переважно пелитові мули зі значними домішками теригенного глинистого матеріалу; найбільш поширені в тропічному поясі Тихого та Індійського океанів. Кремнієво-губкові відклади складаються із накопичення уламків “скляних” губок, нерідко виражені пісками; частіше за все зустрічаються на шельфі Антарктики, відомі також в Охотському морі.

Вулканогенні відклади пов’язані з надходженням в океан лави, попелу, вулканічного пилу з вулканів, як на дні океану, так і на суші.

Хемогенні відклади – це результат біохімічних процесів на дні та в придонних водах океану (залізомарганцеві, фосфоритні конкреції, ооліти, глауконітові піски).

Глауконітові піски та мули – це осади різного складу з домішками глауконіту (специфічного матеріалу повторного генезису). Вони зустрічаються на атлантичних та тихоокеанських підводних окраїнах Північної Америки, на підводних окраїнах Південної та Південно-Західної Африки, біля південного узбережжя Австралії та на Новозеландському підводному плато.

Ооліти– складаються із кальциту або арагоніту, вони добре поширені там, де відбувається перенасичення морської води CaCO₃, тобто переважно в теплих морях (на коралових банках Карибського моря, у Каспійському, Аральському морях, Перській затоці, на Сухумському шельфі).

Залізо-марганцеві конкреції – стягнення гідроокисів заліза і марганцю з домішками різних інших сполук, які зустрічаються як включення в червоній глині, рідше в інших глибоководних відкладах і місцями утворюють значні накопичення. Конкреції мають невірну сфероїдальну форму, розміри яких варіюють в межах 1-25 см в поперечнику, але в деяких випадках можуть зустрічатись крупні конкреції наприклад, одна із піднятих з дна Філіпінської улоговини мала вагу до 850 кг.

Космогенні відклади на дні океану представлені в основному космічним пилом, “космічними кульками”, метеоритами.

Червона глина – це глинисті мули коричневого кольору різних відтінків, які залягають на глибинах більше 4 км. Червона глина зустрічається в зоні розвитку карбонатних відкладів, але на глибині, де останні відсутні. Хімічний склад червоної глини: Al₂O₃ – 15,94 %, SiO₂ – 54,48 %, TiO – 0,98%. Важливою особливістю червоної глини є пристосування до них основної маси залізо-марганцевих конкрецій, особливо це відноситься до Тихого океану.

Еолові відклади – це відклади, які принесені вітрами з суші.

9.4. Хімічний склад вод Світового океану

О.О.Алекін речовини, які входять до складу морської води умовно поділяє на п’ять груп: головні іони (Cl ^-, SO₄^2-, HSO₃^-, Na⁺, K⁺, Mg²⁺, Ca²⁺), розчинені гази (O₂, N₂, CO₂, H₂S, CH₄ тощо), біогенні елементи (сполуки азоту, фосфору, кремнію та інших елементів), мікроелементи, органічні речовини.

Головні іони - визначають солоність води і складають 99,9 % загальної маси солей у морській воді, причому серед головних іонів на хлористі сполуки натрію і магнію припадає 88,7 %.

Розчинені гази - гази, які утворюються за рахунок обміну з атмосферою, біологічної діяльності у воді та інших процесів.

Біогенні елементи - це сполуки (азоту, фосфору, кремнію та інших елементів), які беруть участь у життєдіяльності організмів.

Мікроелементи - сумарна концентрація яких менша 0,01 % суми головних іонів. У морській воді у найбільших кількостях міститься літій, рубідій, йод, а в найменших - золото та ін.

Органічні речовини - постійно продуктуються в океані у вигляді первинної продукції - зеленої маси рослин, яка споживається, відмирає, розкладається. Це пектинові, гумусові, амінокислоти, вуглеводи, жири.

Забруднювальні речовини (нафтопродукти, феноли, детергенти) - це надходження в океан сторонніх сполук, які не характерні для його природного складу.

9.5. Солоність вод Світового океану

Солоність морської води – це сумарне утримання твердих мінеральних розчинних речовин, які утримуються в 1 л морської води (г/кг, ⁰/₀₀).

Солоність морської води визначають за вмістом хлору або за електропровідністю води. Хлорність - це сумарний вміст (у грамах на 1 кг морської води) галогенів (хлору, брому, фтору та йоду) при перерахунку на еквівалентний вміст хлору. Визначається за формулою:

S = 1,80655 Cl (⁰/₀₀)

Солоність зменшується в напрямку від низьких до високих широт. Широтний розподіл солоності води на поверхні Світового океану порушують течії, річки та лід.

Середня солоність вод Світового океану - 35 ⁰/₀₀. До більш солоних відносяться поверхневі води Атлантичного океану (35,4 ⁰/₀₀). Менш солона вода в Тихому (34,9 ⁰/₀₀) та Індійському (34,8 ⁰/₀₀) океанах. Значно опріснена вода верхніх шарів у Північному Льодовитому океані (29 - 32⁰/₀₀,а біля берегів 1 - 10 ⁰/₀₀). З глибиною солоність зростає, але існує дуже складна картина вертикального розподілу солоності.

У високих широтах, особливо в полярних районах, солоність з глибиною ( до 200 м) спочатку зростає досить швидко, а далі солоність практично не змінюється.

У помірних широтах спочатку солоність з глибиною (до 100 м) зростає, потім зменшується. В екваторіальних широтах спочатку солоність з глибиною (до 100 м) збільшується, а потім з глибиною (до 1 500 м) зменшується, досягаючи мінімуму.

9.6. Водний баланс Світового океану

Загальне рівняння водного балансу Світового океану має вигляд:

x₀ + y₀ = Z₀ ± D W,

де x₀ - середня багаторічна сума опадів на поверхню океану;

y₀ - середній сумарний багаторічний стік з суші;

Z₀ - середнє багаторічне випаровування з поверхні океану;

± D W - зміна рівня, чи об’єму океану.

Особливості розподілу опадів, випаровування та різниці між ними такі:

- збільшення опадів і випаровування від полярних до низьких широт;

- існування двох зон перевищення випаровування над опадами: тропічний і субтропічний кліматичні пояси;

- існування трьох зон перевищення опадів над випаровуванням: у високих широтах північної півкулі (арктичний і частково помірний кліматичний пояси), у високих широтах південної півкулі (арктичний і частково помірний кліматичний пояси) та в екваторіальних і субекваторіальних кліматичних поясах північної півкулі.

9.7. Термічний режим океанів і морів

Світовий океан нагрівається і охолоджується повільно. Основними факторами, які впливають на зміну температури води океанів і морів є:

- надходження тепла від Сонця;

- теплообмін з атмосферою (0,38 млрд. Дж/м³);

- вертикальний теплообмін (надходження тепла з вище і нижче розміщених шарів води);

- приплив тепла в результаті горизонтального переміщення повітряних і водних мас, або адвекції.

Тепловий баланс моря - це сума тепла, яка надходить у воду або витрачається нею в результаті всіх теплових процесів.

Річний хід температури залежить від співвідношення прибуткової і витратної частини теплового балансу протягом року.

Рівняння теплового балансу:

Q + Q_еф + Q_в + Q_т.т + Q_л + Q_ст + Q_о + Q_адв = ±Q _t

де Q - сумарна сонячна радіація;

Q_еф - тепло, яке надходить або витрачається при ефективному

випромінюванні;

Q_в - тепло, яке витрачається на випаровування або надходить при конденсації;

Q_т.т - тепло, яке надходить або віддається під час турбулентного

теплообміну з повітрям;

Q_л - тепло на льодоутворення або танення;

Q_ст - тепло вод материкового стоку;

Q_о - тепло атмосферних опадів;

Q_адв - тепло внаслідок теплообміну;

±Q _t - різниця між приходом та витратами тепла.

Середня температура води на поверхні Світового океану – 17,4⁰С, Тихого – 19,1⁰С, Індійського - 17⁰С, Атлантичного – 16,9⁰С. Максимальну температуру на поверхні Світового океану має вода в Перській затоці (35,6⁰С).

У північній півкулі температура води на поверхні вища, ніж на відповідних широтах південної півкулі.

Найбільші річні амплітуди (до 3-5⁰С) спостерігаються біля 40⁰ пн.ш і 30⁰ пд.ш, а найменші – в приекваторіальній зоні до (1⁰С).

Сезонні коливання температури в морях зростають з віддаленням від океану. Так, у Чорному морі різниця літньої і зимової температури становить 18-20⁰С.

Добовий хід температури води пов’язаний з відповідною зміною надходження сонячної радіації: максимум через 2,5-3 годин після полудня, а мінімум – перед сходом Сонця. Амплітуда добових коливань температур дуже мала – 0,2-0,3⁰, біля тропіків – 0,3-0,4⁰.

Лінія найвищої температури води (27-28⁰С) називається термічним екватором.

Загальний зональний розподіл температури порушується течіями, річками та льодом. З глибиною температура води в океанах і морях знижується. Тому, глибинні води Світового океану мають температуру значно нижчу ніж поверхневі, за винятком полярних областей і районів океанів, де існує приплив глибинних вод ззовні.

9.8. Густина і тиск морської води

Густина морської води - маса води, що вміщується в 1 см³. Для зручності було введено поняття умовної густини, яка визначається за формулою:

δ= (S - 1) х 10³

Питома вага морської води - співвідношення ваги одиниці її об’єму за будь-якої температури до ваги одиниці об’єму дистильованої води за тієї самої температури і визначається за формулою:

r_17,5 = (S - 1) х 10³

Густина морської води залежить від температури, солоності і тиску, тобто від глибини на якій вода знаходиться. Формально цю залежність можна висловити формулою r = f (S, T, p).

Температура найбільшої густини води океану (солоність біля 35 ⁰/₀₀) дорівнює - 3,4⁰С.

В цілому, густина збільшується від екватора до полюсів (до 50 - 60⁰ широт). Густина дещо зменшується в більш високих північних широтах у результаті зменшення солоності.

З глибиною густина води в океанах збільшується (пряма стратифікація), саме цим забезпечується вертикальна рівновага вод. При порушенні прямої стратифікації виникає конвекція і перемішування шарів. Зворотна стратифікація густини - зменшення густини води з глибиною, явище дуже короткочасне. Спостерігається іноді повна однорідність шарів - нейтральна рівновага. В екваторіальній зоні найбільш різке зростання густини з глибиною відмічається на нижній межі верхнього опрісненого і найбільш прогрітого шару до глибини 100 - 200 м. У помірних широтах розподіл густини з глибиною рівномірний, а у високих широтах знову з’являється шар різкого підвищення густини з глибиною - «шар стрибка» - через існування поверхневого опрісненого шару.

9.9. Крига в океанах і морях

Площа, які зайнята кригою в Арктиці досягає майже 11 млн.км² (квітень), в Антарктиці - майже 20 млн.км² (вересень).

Льодові голки - кристали чистого льоду завдовжки від 0,5 - 2 см до 10 см.

Сало- змерзання льодових голок між собою і утворення плямки плівок сіруватого кольору.

Внутрішньоводна крига - накопичення льодових кристалів в товщі води або на дні океану.

Сніжура- сніг, що випадає на поверхню моря, ущільнюється і перетворюється в кашоподібну масу.

Нілас – це утворення з сала суцільного тонкого льодового покру завтовшки до 5 см при спокійному морі, має матову поверхню.

Склянка- у розпріснених водах льодовий покрив має вигляд прозорої блискучої кірки.

Млинчаста крига - під час невеликого хвилювання утворюються невеликі крижини у вигляді дисків діаметром 30 - 50 см.

Шуга - під час сильного хвилювання шар сала разом з внутрішньоводною кригою утворюють не моноліт, а кашоподібну кригу.

Молодий лід - рівний лід сірого кольору утворюється з наростанням склянки і ніласу, а також при замерзанні сніжури і млинчастого льоду.

Тороси - утворення нагромадження з уламків крижин на рівній льодовій поверхні в результаті поштовхів або стискування льоду.

Пак- багаторічна крига у високих широтах Арктики.

Стамухи - торосисті льодові утворення, які сіли на мілину і мають великі вертикальні розміри. Висота підводної частини стамух - 20 - 25 м, надводної - 10 - 15 м.

Класифікація морської криги

1. За походженням лід океанів і морів поділяється на морський, який безпосередньо утворюється з морської води; річковий, який виноситься в море річковими водами і материковий чи глетчерний, який з’являється в результаті сповзання льодовиків із суші (айсберги) або при відколюванні великих масивів від шельфового льоду узбережжя полярних країн (льодові острови).

2. В залежності від різної стадії розвитку льоду за віком: початкові форми (льодові голки, сало, сніжура тощо); ніласовий (молодий) лід, сірий, білий, однорідний, дворічний, багаторічний (арктичний пак).

3. За характером рухомості лід поділяється на нерухомий (прикріплений до берега, острова - припай, стамухи) і плавучий або дрейфуючий - не зв’язаний з берегами лід, який рухається під дією вітру й течії і поділяється на битий лід і льодові поля. До битого льоду належить крупнобитий (у поперечнику - 20 - 100 м) і дрібнобитий (2 - 20 м). Льодові поля за площею бувають величезні (у поперечнику більше 10 км), великі (2 - 10 км) і дрібні (0,5 - 2 км).

4. Кількість льоду на поверхні моря оцінюється в балах: 10 балів - поверхня, яка повністю покрита льодом; 0 балів - чиста вода; 1 бал - 10 % акваторії зайнято льодом; 5 балів - 50 %.

5. За характером льоду (за класифікацією Назарова В.С., Істошина Ю.І.) виділяються:

- моря з епізодичним льодом - лід у морях буває не щороку, може з’явитись і зникати кілька разів взимку (Північне і Чорне моря);

- моря із сезонним льодом (Охотське, Японське, Біле, Балтійське);

- моря, в яких завжди є лід (Східно-Сибірське, Чукотське, Центральна частина Північного Льодовитого океану, більшість морів Антарктики).

Фізичні властивості морського льоду

Солоність морського льоду - це кількість солей в грамах на 1 кг води, одержаної при його розтоплюванні. Солоність морського льоду залежить від солоності морської води та швидкості льодоутворення. Чим старіший лід, тим менша його солоність. Солоність морського льоду коливається від 0 до 18 ⁰/₀₀, а середні значення - 3 - 8 ⁰/₀₀.

Щільність морського льоду залежить від температури, солоності, пористості льоду та від кількості пухирців повітря, що в нього включені. Щільність чистого прісного льоду - 0,917.

Температура - процес замерзання морського льоду триває до температури - 55⁰С. При цій темпратурі замерзають всі згустки розсолу і утворюється суміш кристалів льоду і солей - кріогідрат.

Евтектичні температури - це температури при яких із розсолу випадають згустки сульфату натрію (- 8,2⁰С), хлориди (- 23⁰С), хлористий кальцій (- 55⁰С).

Механічні властивості морського льоду: пружність, твердість.

Рух льоду

Лід рухається під дією течії та вітру.

Закономірність руху льоду (за Ф.Нансеном):

1. Швидкість льоду менша швидкості вітру в 50 разів, тобто

V_л = 0,02 W,

де V_л - швидкість льоду;

W - швидкість вітру.

2. Лід рухається не за напрямком вітру, а відхилюється від нього на 30⁰ вправо у зв’язку з дією сили Коріоліса.

Правило Зубова М.М.:

1. Лід рухається вздовж ізобари (лінії однакового атмосферного тиску) так, що високий тиск лежить праворуч відносно руху льоду (в північній півкулі).

2. Швидкість руху пропорційна горизонтальному градієнту атмосферного тиску.

9.10. Водні маси океану

Водна маса - порівняно великий об’єм води, що відрізняється від оточуючої водної товщі індивідуальними фізичними, хімічними і біологічними ознаками, які набули у визначених районах океанів і морів і котрі зберігаються при переміщенні за межі області свого формування. В кожній водній масі виділяють її ядро з найбільш чітко вираженими показниками. Зміна значень характеристик водної маси, її трансформація відбувається з трьох причин: переходу з однієї кліматичної зони в іншу, зміни зовнішніх умов у районі розміщення, водної маси і змішування з сусідніми водними масами.

Зональна трансформація - перехід водної маси з однієї кліматичної зони в іншу ( холодні і теплі течії).

Сезонна трансформація - водна маса пов’язана з сезонною зміною гідрометеорологічних характеристик на місці і тому новоутворену водну масу можна назвати модифікацією першої, наприклад, літня модифікація.

Трансформація змішування - в результаті перемішування двох водних мас утворюється третя з проміжними значеннями характеристик.

Погранична область двох мас називається фронтальною зоною чи фронтом.

Водні маси Світового океану - це підрозділ другої елементарної водної маси, морської чи галосфери.

У галосфері виділяють основні і вторинні водні маси. Основні водні масизаймають великі простори і мають однорідну будову на великій протяжності. Центри формування цих мас зв’язані з головними рисами клімату земної кулі, океанічною і атмосферною циркуляцією. Тому виділяють такі основні водні маси: екваторіальні, тропічні, субтропічні, помірних широт, субполярні і полярні.

Оскільки водні маси у різних океанах за умовами формування неодинакові, їх виділяють і по кожному океану. Водні маси поділяють і по вертикалі: поверхнева, підповерхнева, проміжна, глибинна і придонна.

Вторинні водні маси - це води змішування основних водних мас і води, які принесені в океан з інших водойм (наприклад, середземноморська водна маса в північній частині Атлантичного океану).

9.11. Оптичні та акустичні властивості морської води

Прозорість води – це властивість води пропускати світлові промені. Прозорість моря залежить від характеру вбирання і розсіювання світла в морській воді; від розмірів і кількості завислих у воді часток органічного і неорганічного походження. Морська вода є напівпрозорим середовищем, тому світло не проникає на великі глибини океану. Найбільшу прозорість має Саргасове море - 66,5 м; у Тихому океані вона досягає 59 м, в Індійському - 45 м.

Колір води пов’язаний з вибірковістю процесів поглинання і розсіювання сонячного світла. Короткі хвилі - фіолетова і синя частина спектра - розсіюються сильніше, а поглинаються слабкіше, ніж довгі хвилі - червона та інфрачервона частина спектра. Цим і зумовлюється власний колір води як речовини - голубий чи синій. У морській воді багато домішок, які впливають на зміну кольору води. Колір води визначають за еталонними стандартними шкалами колірності.

Світіння моря - збільшення яскравості морської поверхні вночі внаслідок масового світіння планктону (бактерій), медуз, риб тощо.

Цвітіння моря - незвичайні зміни кольору поверхні моря, які спричинені біологічними факторами. Так, при масовому розвитку діатомових водоростей біля тихоокеанського узбережжя Північної Америки море має колір крові.

Акустичні властивості морської води - вода має властивості добре проводити звук. Швидкість звуку залежить від температури, солоності води, тиску. Швидкість звуку в морі приймається рівною 1 500 м/с.

Підводний звуковий канал - шар, в якому концентрується енергія розходження звуку.

Вісь каналу звуку - шар найменшої швидкості звуку.

9.12. Хвилювання в океанах і морях

Хвилювання- це один із різновидів хвильових рухів, які існують в океані. Хвильовий рух рідини - рух рідини, володіючий вільною поверхнею, який супроводжується відхиленням цієї поверхні від своєї рівноваги.

Морські хвилі бувають: вітрові; припливні, що виникають під дією сил притягання Місяця і Сонця; сейсмічні (цунамі), що виникають в результаті динамічних процесів у земній корі (землетруси, вулканічні виверження); анемобаричні, які пов’язані зі зміною поверхні океану від положення рівноваги під дією вітру й атмосферного тиску; корабельні, що утворюються при русі корабля.

За розміщенням відносно вільної поверхні рідини хвилі розрізняють:

хвилі, що утворилися на поверхні моря, - поверхневі хвилі;

хвилі, що виникають на поверхні розділу маси рідини і які мають різну щільність, - внутрішні хвилі.

За формою розрізняють хвилі п