Один з найважливіших процесів в географічній оболонці - круговорот води. Рухи води в різних формах супроводжуються руйнуванням нерівностей земної поверхні, перенесенням великої кількості теплової енергії та мінеральних речовин. Надходження води з океанів на поверхню суші забезпечує склалися тут фізико-географічні умови: існування річок, ріст і розвиток рослин і тварин, формування грунтів, в кінцевому рахунку існування і нормальний розвиток природних комплексів.
Гідросфера, як уже говорилося, виникла завдяки виділенню води з мантії при гравітаційної диференціації речовини Землі. Цей процес триває. Вважають, що маса води на земній поверхні збільшується протягом геологічної історії, незважаючи на деякі втрати. Частина води (відповідна приблизно стосорокаметровому шару води в океані) було вилучено у процесі створення органічної речовини і поховання його в надрах. Інша частина води втрачена в процесі диссипации складових її елементів, в першу чергу водню, в Космос. На висоті 70-100 км спостерігається дисоціація молекул води на Н + і ОН-. Водень як найбільш легкий газ потім випаровується в Космос. Кількісні оцінки цього процесу, вироблені різними вченими, розрізняються на кілька порядків, тому оцінка ролі цього процесу в планетарному водному балансі поки скрутна.
У географічній оболонці переміщення води відбувається в різних формах (див. II. 4. 2). Всі водойми пов'язані між собою. У них відбувається поступова зміна води. Швидкість водообміну неоднакова. Вона залежить від безлічі причин, серед яких важливу роль відіграє агрегатний стан води і характер водовмещающей середовища. Нижче наведені періоди відновлення запасів води на Землі (за кн .: Світовий водний баланс і водні ресурси Землі, 1974):
Найбільш швидко обмін води відбувається в організмах - за кілька годин. Зміна вологи в атмосфері і руслах річок здійснюється за кілька днів. Для зміни води, що знаходиться в озерах і болотах, потрібно кілька років. В інших водних системах цей процес триває сотні і тисячі років. Правда, в океанах за рахунок внутрішнього водообміну (океанічних течій) повна зміна вод відбувається набагато швидше - за 63 роки. Особливо повільно процес зміни води протікає в льодовиках і підземних льодах зони багаторічної мерзлоти.
У кругообігу води можна виділити три основні ланки: материковое, океанічне і атмосферний.
Материкове ланка круговороту води. Складний ланцюг переходів зазнає вода на суші. Потрапляючи на поверхню суші у вигляді атмосферних опадів, вода частково просочується в почвогрунти, частково стікає по поверхні, формує поверхневий і річкового стоку, а потім вливається в озера, моря і океани (рис. III.9). Просочилася в почвогрунти вода частково піднімається по кореневій системі і стебел рослин, а також по грунтових капілярах до поверхні і випаровується. Випаровування води через листя рослин називається транспирацией. Інша частина інформації, що просочилася в грунт вологи переміщається у вигляді внутрипочвенного стоку і підземних вод більш глибоких горизонтів. Вона виходить на земну поверхню на схилах (джерела), в руслах річок або на дні озер і морів. Переміщення вологи в ґрунтах відбувається набагато повільніше, ніж в атмосфері або при поверхневому стоці, тому почвогрунти згладжують різкі сплески приток води у вигляді атмосферних опадів, які, як відомо, випадають нерівномірно.
кругообіг води
Особливий характер має динаміка льодовиків. У льодовиках зосереджена велика частина запасів прісної води земної кулі. Особливо великі запаси води в материкових льодовиках, потужність яких до 4 км. Вони характерні для Антарктиди і Гренландії. Під дією власної ваги льодовики розтікаються по краях. В результаті створюється динамічна рівновага: вступники нові порції снігу поступово в результаті самоущільнення переходять в фірновий лід. В результаті виникає надлишок маси в порівнянні з рівноважною фігурою вузького крижаного тіла. Починається рух льоду до країв покриву, що прагне відновити фігуру рівноваги (рис. III. 10). Сколюватися брили льоду на краях льодовикових покривів утворюють айсберги. Швидкість руху материкових льодів коливається від декількох сантиметрів (в центрі) до декількох кілометрів (у краю) в рік.
Схема бюджету материкової маси льоду
Гірські льодовики рухаються від області живлення до області абляції у вигляді язиків. Краї льодовиків розташовуються на такому рівні, де надходження льоду зверху виявляється рівною кількості розталого і випарувався льоду. Цей рівень відповідає снігової лінії. Швидкість руху гірських льодовиків від одиниць метрів невеликих льодовиків до декількох сотень метрів на рік у великих.
Маса льодовиків на Землі не залишається постійною. Протягом геологічної історії географічна оболонка пережила кілька великих материкових зледенінь. У періоди великих зледенінь великі маси води вилучалися з океану і зосереджувалися у вигляді полярних материкових покривів. Періоди оледенений змінювалися більш тривалими періодами, в які полярні льодовики взагалі були відсутні на Землі. Зміна маси льодовикових покривів призводить до зміни структури влагооборота, до зміни співвідношення площ суші і океану і, природно, тягне за собою цілий ланцюг змін в природному вигляді більшості районів земної кулі. Підраховано, наприклад, що повне танення льодовикових щитів Антарктиди і Гренландії викличе підвищення рівня Світового океану на 60 м. Це призведе до збільшення площі водної поверхні на 20 млн. Км2. Вплив льодовиків на природу земної поверхні добре вивчено в межах останніх декількох мільйонів років геологічної історії.
Океанічна циркуляція. Океан більш стійкий, ніж атмосфера. Він нагрівається головним чином зверху за рахунок поглинання сонячної радіації і теплового випромінювання атмосфери. Геотермічний потік, що йде до океанічного дна із земних надр, незначний і не робить істотного впливу на його тепловий режим. Нагрівання зверху робить океан гідростатично стійким (верхні шари прогріваються, а нижні виявляються холодними), тому вертикальні руху в океані виражені набагато слабкіше, ніж в атмосфері. На уповільнення обміну в океані впливає і більш висока щільність води (в порівнянні з повітрям).
Загальна сукупність переміщень води в океані складається з власних фізичних зусиль і кругообігів різних просторових і часових масштабів. Періоди рухів коливаються від секунд (і менш) до багатьох сотень років, а просторові масштаби течій - від міліметрів до тисяч кілометрів: турбулентність, поверхневі і внутрішні хвилі, припливи і відливи, океанічні меандри і вихори, океанічні течії і ін. В цьому спектрі рухів особливий інтерес з позицій загального землезнавства представляє загальна циркуляція океанічних вод - стійка великомасштабна система рухів.
Відповідно до зональним розподілом сонячної енергії по поверхні планети і в океані, і в атмосфері створюються однотипні і генетично пов'язані циркуляційні системи. Переміщення і водних, і повітряних мас визначається загальною для атмо-і гідросфери закономірністю: нерівномірним нагріванням і охолодженням поверхні Землі. Від цього в одних районах виникають висхідні потоки і спад мас, в інших - низхідні струми і збільшення мас (води, повітря). Народжується імпульс руху.
Серед чинників виникнення океанічної циркуляції розрізняють механічні та термохалінної. Найважливіший механічний фактор - вітрове тертя об поверхню води, завдяки якому океан отримує механічну енергію від атмосфери. Вітер викликає дрейфові течії, які обумовлюють зганяння води в одних районах і нагон в інших. Виникають різниці рівнів води і відповідний градієнт тиску, які викликають течії, звані градієнтними (стокові і згінні). Всі течії такого роду називають вітровими, оскільки в основі їх виникнення знаходиться рух повітря.
Деяке значення в якості механічного фактора має нерівномірний розподіл атмосферного тиску, що викликає зниження рівня океану в областях високого тиску і підвищення в областях низького тиску.
Термохалінної фактори (отримання і віддача тепла, атмосферні опади, випаровування, приплив води з материків) впливають на температуру і солоність води і тим самим визначають її щільність. Більш щільні води опускаються (особливо ефективний процес випаровування, який робить воду більш холодної і одночасно більш солоної), що призводить до вертикального перемішування. Вертикальні рухи викликають горизонтальні. Отже, циркуляція, викликана термохалінної факторами, доповнює вітрову.
Система океанічних течій нагадує кровоносну систему гігантського істоти. Багато вчених образно порівнювали водні потоки Землі з кров'ю. І це справедливо. Течії переносять значну кількість теплової енергії, солей, поживних речовин, т. Е. Виконують приблизно ті ж функції, що і кровоносна система.
В даний час добре вивчена циркуляція поверхневих вод. Вона захоплює верхні сотні метрів. Уважне вивчення картини поверхневих течій (рис. III. 11) дозволяє побачити велику схожість системи течій в різних океанах, незважаючи на відмінності обрисів берегів океанів і рельєфу їх дна. Характерна риса системи - замкнуті циркуляційні освіти - кругообіг. В Атлантичному океані тропічний круговорот в північній півкулі включає наступні течії: Північне Пасатне, Гольфстрім, Північноатлантичного, Канарська; в південній півкулі - Південна Пасатна, Бразильське, південноатлантичний, Бенгельское. Характер руху в течіях, що утворюють кругообіг в тропічних областях, антіціклоніческій, т. Е. Течії рухаються за годинниковою стрілкою в північній півкулі і проти годинникової - в південному. Тропічні океанічні кругообіг приблизно відповідають стаціонарним атмосферних антициклонам (порівняй рис. III. 11 і карти Фізико-географічного атласу світу, с. 40- 41).
Основні течії на поверхні Світового океану
У помірних і субполярних широтах північної півкулі течії утворюють кругообіг, спрямовані проти годинникової стрілки. Характер обертання в них циклонний. Ці кругообіг приблизно відповідають кліматичним мінімумів атмосферного тиску, т. Е. Областям, в яких протягом року переважає циклонічна циркуляція. У південній півкулі систем течій такого роду немає. На цих широтах океани в південній півкулі не розділені материками (там розташовуються води, що виділяються деякими дослідниками в Південний океан). Внаслідок цього утворюється потужне Течія Західних вітрів (протягом західних вітрів), спрямоване із заходу на схід, і слабо виражене протитечія, спрямоване уздовж берегів Антарктиди в протилежну сторону.
Антіціклоніческіх і циклонічні кругообіг в кожній півкулі пов'язані між собою таким чином, що один з потоків входить одночасно в обидва кругообігу. Наприклад, Північноатлантичного протягом є північною гілкою тропічного кругообігу і одночасно південній гілкою циклонічного кругообігу помірних і субполярних широт. Завдяки цьому кругообіг взаємодіють між собою.
Кругообіг океанічних течій є відображенням загального процесу динамічної рівноваги, що спостерігається в океані: спад маси води в будь-якій точці компенсується її надходженням, і навпаки. Таку природу має одне з найбільших течій земної кулі - Гольфстрім. Воно виникає головним чином внаслідок накопичення водних мас в західній частині Атлантичного океану, принесених Північним Пасатною і Гвианским течіями.
Отже, поверхнева циркуляція Світового океану являє собою систему гігантських, що чергуються в просторі циклонічних і антіціклоніческіх круговоротов, головні ланки яких приблизно відповідають середнім рухам в атмосфері: пасатам, західним вітрам і ін. Зональні руху в океані, як і в атмосфері, домінують, меридіональні течії (Гольфстрім, Куросіо, Канарська, Каліфорнійське, Перуанський, Бразильське і ін.) являють собою замикають ланки в умовах розчленування океанів материками.
Крім систем течій, що утворюють циклонічні і антіціклоніческіх кругообіг, слід назвати екваторіальні Міжпасатним протитечії. Вони спрямовані із заходу на схід між північними і південними пасатними течіями і в значній мірі є компенсаційними - переносять частину надлишку мас, що створюється за рахунок потужних східно-західних пасатних течій в західних частинах океанів.
Протитечії широко поширені в підповерхневих і глибинних шарах. Добре вони вивчені в екваторіальній зоні, де захоплюють значну частину водного шару (від 50 до 300 м) і спрямовані на схід. У Тихому океані екваторіальна підповерхневе протівотеченіє було названо на честь його дослідника Т. Кромвелла плином Кромвелла, в Атлантичному - на честь М. В. Ломоносова плином Ломоносова.
Поверхневі води пов'язані з глибинними і вертикальним обміном. Хоча вертикальні руху на 3-5 порядків менше горизонтальних (в атмосфері, як зазначалося вище, вертикальні руху також значно поступаються за інтенсивністю горизонтальним), їх роль велика, оскільки завдяки їм відбувається обмін поверхневих і глибинних вод енергією, солями, поживними речовинами. Найбільш інтенсивний вертикальний обмін здійснюється в зонах конвергенції (збіжності) і дивергенції (розходження) потоків водних мас. У зонах конвергенції спостерігається занурення водних мас, в зонах дивергенції - підйом їх до поверхні, званий апвелінгу. Зони дивергенції формуються в областях циклонічних кругообігів, де відцентрові сили розносять води від центру до периферії і виникає підйом вод в центральній частині кругообігу. Дивергенція виникає і біля берегів, там, де переважає вітер з суші (зганяння поверхневих вод). У антіціклоніческіх системах і в тих прибережних зонах, де переважає вітер з океану, відбувається опускання вод.
Розподіл зон конвергенції і дивергенції однотипно в різних океанах. Воно показано на рис. III. 12 для ідеалізованого океану і характеризується наступними закономірностями. Кілька північ від екватора розташовується екваторіальна конвергенція. По обидва боки від неї по балкам тропічних циклонічних систем простягаються тропічні дивергенції, потім по осях субтропічних антіціклоніческіх систем - субтропічні конвергенції. Високоширотним циклонічних системам відповідають полярні дивергенції, гребеню арктичного кругообігу води - арктична конвергенція.
Ідеалізована схема циркуляції поверхневих вод океану
Циркуляція глибших шарів Світового океану вивчена гірше. Безпосереднє їх вивчення пов'язано з певними технічними труднощами, тому більшого значення в вивченні глибинної циркуляції набувають теоретичні методи. На глибині інтенсивність рухів зменшується, зростає значення меридіональних переносів. Вони за величиною стають рівними зональним. Масштаб циркуляційних форм на глибині зменшується, напрямок і характер рухів стають менш впорядкованими. Характерно, що циркуляція нижньої сфери Світового океану (глибше 4000 м) в різних океанах неоднакова, що в значній мірі пояснюється індивідуальними особливостями водних мас, обрисів берегів і рельєфу дна. Припускають, що велика частина придонних вод Світового океану утворюється при опусканні вод в північній і південній частинах Атлантичного океану (трохи південніше Гренландії і недалеко від Антарктиди, на схід від шельфового льодовика Ларсена в морі Уедделла). Ці холодні води полярних областей заповнюють нижні шари океанів, визначаючи їх низьку температуру.
В цілому з глибиною циркуляція все менше пов'язана з процесами, що відбуваються в зоні контакту основних геосфер, подібно до того як в атмосфері головні особливості процесів у земній поверхні висвітлюються лише в тропосфері.
Картина океанічних течій отримана в результаті усереднення (як і картина атмосферної циркуляції). Реальна ситуація набагато складніше, бо течії змінюють свою швидкість, інтенсивність, а іноді і напрямок. Деякі течії часом зникають. Океанічні потоки мають складну структуру. Подібно річках вони меандріруют, подібно повітряним потокам утворюють завихрення. Океанічні вихори в останні десятиліття активно вивчаються. Великий внесок у їх вивчення, як і в вивчення всіх основних процесів в Світовому океані, вносять радянські дослідники.
Структура поверхнево океанічніх течій, захоплюючіх Верхні сотні метрів, в основних рісах збігається зі структурою атмосферної ціркуляції (див. Рис. III. 8 и карти Фізико-географічного атласу світу, с. 50-51). Віняток становляться західні течії, Які замікають кругообіг и йдут НЕ обов'язково за вітром, и Міжпасатнім протітечії. Виникає природне бажання пов'язати океанічні течії з вітром і зробити висновок про наявність простої причинно-наслідкового ланцюга вітер - океанічні течії, прийнявши при цьому, що поверхневі води зміщуються з місця під дією дотичного тертя об водну поверхню. Насправді існують більш складні зв'язки атмосфери і океану. Атмосфера збуджує основні океанічні течії, але більшу частину енергії вона отримує від океану (причому 80% за рахунок прихованої теплоти випаровування). Розподіл енергії в значній мірі залежить від структури океанічних течій (найбільше теплоти океан передає атмосфері в районі Гольфстріму і Куросио). В результаті атмосферні руху змушені пристосовуватися до структури океанічних течій, тому океанічні і повітряні течії утворюють єдину систему, що виникає в результаті пристосування їх один до одного.
Слід також зазначити, що океан має велику теплової та динамічної інерцією. Його реакції на дії атмосфери запізнюються і їх взаємодія набуває складний характер. Океан, за образним висловом А. С. Монина, є свого роду «запам'ятовуючим пристроєм», що зберігає «відбитки» атмосферних збурень за певний попередній період.
Атмосферний ланка круговороту води. Наступна ланка круговороту води на землі - атмосферний. Вміст води в атмосфері невелика. При осадженні всієї води, що міститься в атмосфері, на земну поверхню утворюється шар всього лише в 25 мм. Але атмосфера виконує важливі функції в інтеграції всіх водних резервуарів в єдину систему влагооборота.
Важливе значення має велика рухливість атмосфери, завдяки якій йде інтенсивний влагообмен. За рік атмосферна волога змінюється приблизно 45 раз (т. Е. Приблизно один раз за 8 днів). В результаті на земну поверхню випадає шар опадів висотою приблизно 1,1 м. Надходження вологи в атмосферу відбувається за рахунок випаровування. Щорічно з поверхні земної кулі випаровується 577-1012 м3 води, причому 505-1012 м3 з них випаровується з поверхні океану. В атмосфері на рівні облікової водяна пара конденсується, причому найчастіше до цього він переноситься на великі відстані.
Разом з водяною парою переноситься енергія, що перейшла в приховану форму при випаровуванні. Загальна величина цієї енергії становить понад 80% радіаційного бюджету. Виділення в атмосферу прихованого тепла при конденсації - найважливіший енергетичний джерело атмосферних рухів. Ось чому водяна пара іноді образно називають «основним паливом атмосфери».
Вологооборот в системі Світовий океан-атмосфера-суша
Світовий водний баланс. На поверхню Світового океану випадає 458-1012 м3 води, т. Е. На 47-1012 м3 менше випарувалася з нього вологи. Ця різниця в кінцевому рахунку переноситься на сушу і разом з водою, що випарувалася на суші, формує атмосферні опади (119-1012 м3). Частина випала над сушею вологи знову втягується в випаровування (72-1012 м3), інша частина формує стік (річки, льодовики, підземні води і ін.), Який в кінцевому рахунку пливе у відкритий океан, компенсуючи перевищення атмосферних опадів над випаровуванням (рис. III . 13, табл. III. 2). Загальну схему кругообігу води на поверхні Землі можна описати двома рівняннями водного балансу:
для поверхні Світового океану - Е0 = Х0 + f,
для поверхні суші - Хс = Ес + f,
де Ео- випаровування з поверхні океану, Ес - випаровування з поверхні суші, Хо - атмосферні опади над океаном, Хо - атмосферні опади над сушею, f - стік з континентів (приплив в океан).
Однак не всюди на океанах випаровування перевищує опади. У помірних і полярних областях, а також в приекваторіальній зоні опадів випадає більше, ніж випаровується (рис. III. 14).
Вологооборот океан-атмосфера
Господарська ланка круговороту води. Кругообіг води в господарських системах за обсягом яку переносять води значно поступається трьом основним ланкам, але має важливе значення для балансу прісної води в багатьох районах земної кулі. Основними споживачами прісної води є сільське господарство, промисловість і населення.
У сільському господарстві найбільшу кількість води витрачається на зрошення (1,9-1012 м3 на початку сімдесятих років), причому близько 80% цієї води безповоротно залишає річкову мережу. Безповоротним споживанням називають таке використання води, при якому вона зв'язується в хімічних сполуках або витрачається на випаровування. Все більше зростають втрати води на випаровування з поверхні водосховищ. У 1970 році ця величина склала на земній кулі 0,07-1012 м3, в той час як в 1950 році вона дорівнювала всього 0,004-1012 м3.
Сумарний водозабір на промислові потреби в 1970 р склав 0,5-1012 м3, з них 5-10% вилучено безповоротно. Найголовніший споживач води в промисловості - теплоенергетика, де вода використовується для виробництва пари і охолодження агрегатів. На потреби населення в 1970 р, використовувалося близько 0,12-1012 м3, причому 0,02-1012 м3 з них відноситься до безповоротного споживання.
По відношенню до річкового стоку всій Землі кількість використовуваної води невелика. Однак річковий стік розподілений по земній поверхні дуже нерівномірно. Також нерівномірно розподілене і водоспоживання. Особливо воно велике в густонаселених районах. Тому в найбільш густонаселених районах вже існує дефіцит водних ресурсів і він зростає з кожним роком. Проблема дефіциту змушує все ширше здійснювати територіальне перерозподіл води.
До 2000 р очікуються наступні величини водоспоживання: в комунальному господарстві - 0,44-1012 м3 / рік, в промисловості - 1,9-1012, в сільському господарстві -3,4-1012, випаровування з поверхні водосховищ - 0,24- 1012 м3 / рік. В сумі водоспоживання складе приблизно 6-1012 м3 / рік, або близько 13% стоку суші. Причому обсяг безповоротного водоспоживання повинен скласти 3Х 1012 м3 / рік.
Інша проблема - забруднення вод. Обсяг стічних вод перевищує 0,45-1012 м3 / рік. На знешкодження цього обсягу витрачається близько 6-1012 м3 річкової води, або приблизно 40% всіх світових ресурсів стійкого стоку.
