Глобальный гидрологический цикл и его структура (стр. 2 )

Именно глобальный обмен водными массами имел в виду , предложивший в 1934 г. понятие «мировой сток»: «...- это сложный процесс, определяющий взаимоотноше­ния между океаном и водами суши, процесс обмена водных масс океана и суши, процесс исторический, в котором факторы гео­логические, географические, физические, химические, биологи­ческие не только определяют сам обмен и его характер, но и обус­ловливают круговорот веществ во всем процессе стока и в каждом водоеме (водном объекте) в частности. Следовательно, каждый водоем со своей качественной специфичностью представляет со­бой одну из фаз (частей) этого процесса стока, следовательно, и круговорот веществ в данном водоеме является в основном функ­цией круговорота веществ в результате процесса стока в целом» [1].

1.2. Структура глобального гидрологического цикла

Двухзвенная структура глобального гидрологического цикла, состоящая из океанического и континентального звеньев, взаимосвязанных атмосферным пере­носом воздушных масс и стоком с суши водных масс, существует на Земле давно, во всяком случае, на протяжении всего голоце­на, т. е. последние 10-12 тыс. лет, прошедших с конца последне­го материкового оледенения в северном полушарии [1].

В эту современную геологическую эпоху объем воды на на­шей планете остается практически неизменным и составляет 1,39 млрд. км3. Главной причиной этого, как показали начатые в 60-е годы 20 века исследования химического состава мезосферы, служит процесс фотораспада водяного пара под воздействием жесткого (в интервале длин волн 0,143-0,186 мкм) ультрафио­летового солнечного излучения. Интенсивность этого процесса составляет около 4 • 1012 г Н2О/год и достигает максимального зна­чения на высоте 70 - 80 км над уровнем моря. От 10 до 30 % водорода, образующегося при фотолизе Н2О, ухо­дит из атмосферы Земли в космическое пространство [1].

Тяжелые по сравнению с водородом молекулы хемогенного кис­лорода, образующегося из воды в мезосфере, формируют самый верхний слой полного поглощения наиболее жесткой части ульт­рафиолетового излучения, губительной для живых организмов и воды (из-за ее фотолиза). Таким образом, экологическая значи­мость воды в том, что она является не только наибольшей по массе составной частью живых организмов, но и обеспечивает условия существования гидросферы и биосферы на Земле за счет еже­годного распада крайне малой доли своего объема (4 млн. м3 воды - это всего одна трехсотмиллиардная часть объема гидросферы). Вто­рой защитный для человека озонный слой расположен в страто­сфере в среднем на 60 км ниже, и поглощает умеренно жесткое излучение Солнца в интервале длин волн 0,22-0,29 и 0,31- 0,36 мкм [1].

1.2.1. Океаническое звено

Зарождается глобальный гидрологический цикл в Мировом океане, пло­щадь которого составляет 70,8 % поверхности Земли. С его аквато­рии испаряется в среднем 87,5 % объема воды, участвующей еже­годно в глобальном круговороте. Эта осредненная за многолетний период величина испарения составляет 505 тыс. км3/год. Большая ее часть - 405 тыс. км3/год воды - возвращается в Мировой оке­ан в виде атмосферных осадков океанического происхождения, а 100 тыс. км3/год выносится океаническими воздушными массами на сушу (рис. 2.). Замыкается океаническое звено и весь ГГЦ в целом сложной системой течений, которыми ежегодно перено­сится 21,7 млн. км3 воды, т. е средняя величина их расхода оцени­вается примерно в 700 Св (1 Свердруп = 1 млн. м3/с) [1].

Мировой океан. В океане сосредоточено 96,4 % объема всех вод Земли, он обладает устойчивой гидрологической структурой. В нем существует четыре типа океанических водных масс (ВМ), состав­ляющих четыре слоя переменной толщины. Самый верхний слой образуют приповерхностные ВМ (тропосферные) арктические, субарктические, субтропиче­ские, экваториальные, субантарктические и антарктические. Тол­щина этого слоя от 100 м в экваториальной и субполярных облас­тях океанов до 500 - 900 м в областях субтропических антицикло­нических круговоротов океанических вод. Промежуточные ВМ образуют своеобразную границу между тропосферой и стратосфе­рой океана во втором слое, расположенном на глубине от 600 - 800 до 1200 м. Водные массы этого типа характеризуются экстре­мальными значениями температуры и солености вследствие погружения холодных и менее соленых субарктических, субантарк­тических и антарктических ВМ либо вследствие интрузии в оке­анскую толщу более теплых и соленых морских ВМ из Средизем­ного, Красного, Аравийского, Тиморского морей, а также теп­лой атлантической ВМ в толщу Северного Ледовитого океана. Рас­положенные под слоем промежуточных ВМ стратосферные воды представлены двумя видами - водными массами с большей соленостью, образующимися в высоких широтах северного полушария, и водными массами Южного океана. Они перемещаются в сторону низких широт навстречу друг другу и там, где они сопри­касаются, северные ВМ становятся глубинными (третий слой), а южные ВМ - придонными (четвертый слой океанической толщи вод) [1].

Мировому океану свойственна квазистационарная циркуляция вод, в своих общих чертах сохраняющаяся из года в год вследствие динамического взаимодействия океана и атмосферы. Схематично она представляет следующую картину. Во внутритропической зоне океана пассаты формируют направленное на запад дрейфовое те­чение, разветвляющееся в области нагона на две антициклони­ческие циркуляции в субтропических зонах южного и северного полушарий. Центры этих циркуляций представляют собой очаги формирования тропосферных субтропических ВМ, достигающих среди приповерхностных водных масс наибольшей толщины из-за нисходящего здесь движения воды (даунвеллинг). Имеется такое же явление и на западном краю океанов, из-за чего там формируются экваториальные подповерхностные проти­вотечения. А в области сгона у восточных побережий океанов про­исходит подъем глубинных вод (апвеллинг) [1].

Внутри антициклонических циркуляции формируются обшир­ные водные массы, называемые водны­ми массами I рода. Для тропической зоны океана наиболее типичны водные массы II рода, характери­зующиеся постепенным увеличением солености и других свойств вследствие повышенного здесь испарения и мало­го количества осадков, а также различных внутримассовых про­цессов трансформации состава воды. Такая внутримассовая трансформация воды усиливается, когда водная масса перемещается из одной климатической зоны в другую. И особенно сильна эта транс­формация в умеренных широтах из-за наибольшей здесь сезонной и синоптической изменчивости погодных условий. Кроме внутримассовой трансформации существует еще и фронтальная транс­формация воды вследствие смешения двух и более соседних водных масс. При такой трансформации водная масса нередко резко из­меняет свои свойства, поскольку смесь разнокачественных вод­ных масс обладает специфическими свойствами. Например, смесь водных масс разной температуры или разной солености имеет плот­ность больше, чем плотность воды в ядре любой из участвующих в смешении водных масс. Фронтальная трансформация редко на­блюдается в чистом виде, потому что процессы фронтального вза­имодействия водных масс и воздействие на них атмосферы проте­кают одновременно, т. е. фронтальная трансформация обычно со­четается с внутримассовой трансформацией воды [1].

Таким образом, интенсивный внутри - и межокеанский об­мен водными массами, сопровождающийся их фронтальной и внутримассовой трансформацией, служит главной причиной срав­нительно малых различий химического состава океанических вод­ных масс. Наибольшее значение солености воды - в ядре приповерхност­ной тропической североатлантической ВМ, наименьшее - в про­межуточной антарктической ВМ в Атлантике. Большая стабиль­ность вещественной и пространственной структуры океаносферы объясняется крайне медленным ее внешним водообменном [1].

Атмосферный этап. В процессе испарения воды на границе «океан-атмосфера» происходит коренная метаморфизация океани­ческих водных масс. Существует два вида испарения воды с поверх­ности водоемов: физическое и механическое [1].

При физическом испарении молекулы воды, обладающие наи­большей скоростью движения, преодолевая силу поверхностного натяжения, внедряются в приграничный слой атмосферы, а за­тем поднимаются во все более высокие ее слои со скоростью, зависящей от плотностной стратификации и турбулентности воз­духа над водоемом. Этот механизм способствует возникновению холодной поверхностной пленки толщиной 0,2 - 0,5 мм, в кото­рой температура понижается к границе раздела вода - воздух на 0,5 - 0,6 °С и более. Одновременно в воде происходит концентри­рование растворенных и взвешенных веществ, из-за которого их содержание в поверхностном микрослое (ПМС) может повышать­ся на 5-10 % по сравнению с концентрацией тех же веществ под ним в водной массе. Вместе с физическим испарением воды про­исходит и физическое испарение растворенных в ПМС ионов, которые в приводном слое воздуха образуют газообразные ассоциаты двух типов - гидратированные ионы и гидратированные молекулы солей, т. е. в оболочке из молекул воды[1].

При механическом испарении важную роль играет флотация. Всплывающие из водной толщи микропузырьки газов с сорбиро­ванными на их поверхности минеральными и органическими взве­шенными веществами прорывают поверхностную пленку, и об­разующиеся при разрушении пузырьков микрокапли ПМС под­нимаются на 2-3 см над водной поверхностью и увлекаются на­сыщаемым ими воздушным потоком. Таким образом, природная флотация водных масс не только увеличивает скорость образова­ния водяного пара, но и приводит к возникновению аэрозольных частиц несколько большего размера [1].

Оба вида испарения интенсифицируются в штормовую пого­ду, когда увеличивающаяся турбулентность ветрового потока сни­жает насыщенность паром и аэрозолем приводного слоя воздуха. Кроме того, обрушение ветровых крупных волн резко увеличива­ет концентрацию и скорость движения воздушных пузырьков в верхнем 2-3-метровом слое водоема, что усиливает флотацию и пенообразование, а ветер срывает с гребней волн пену, испаря­ющуюся затем в воздушном потоке [1].