Текст книги "Экология"

Океаны и моря отождествляют с гидросферой неслучайно – они образуют ее основную массу или более 90 %. Водный годовой баланс Мирового океана приведен в табл. 7.6.

Таблица 7.6

Годовой баланс воды в Мировом океане

Рельеф дна. В середине XX в. с помощью эхолотов, автоматически измерявших глубину океана, составлена подробная карта рельефа дна. Она начинается с полой материковой отмели или шельфа (от англ. shelf – полка), где глубина медленно увеличивается до 200 м. В среднем мелководная область вокруг материков простирается на 80 км. Далее дно имеет крутой континентальный склон с уклоном 3–5°, доходящий до глубин 2500 м. У побережья Цейлона средний уклон достигает 30°. В конце концов дно переходит в океаническое ложе – абиссаль с узкими глубоководными желобами, широкими трещинами – рифтами, срединноокеаническими и иными хребтами и обширными котлованами.

Почти гладкие равнины ложа с глубинами 3,7–6 км занимают около 76 % площади Мирового океана. Высота горных хребтов измеряется от сотен до нескольких тысяч метров, местами они выступают над водой в виде островов. Самые высокие из них – Азорские острова в Северной Атлантике высотой 2500 м над водной поверхностью и около 9000 м относительно дна океана. Высокие горы и глубокие впадины океанского дна занимают всего около 1 % земной поверхности.

Рельеф поверхности. Поверхность океана совсем не идеально гладкая, и местами на ней есть горы и впадины. Так, к югу от острова Шри-Ланка уровень воды опущен на 100 м, а у острова Новая Гвинея поднят почти на 80 м относительно земного эллипсоида. Северная часть Атлантики представляет собой плато высотой 67 м, а знаменитый Бермудский треугольник – нечто вроде котла глубиной в несколько десятков метров.

Кроме такого постоянного «рельефа», обусловленного гравитационными силами, на поверхности океана все время возникает и разрушается переменный «рельеф» в виде волн той или иной высоты и длины. Волны генерируются в основном ветрами, хотя волнение наблюдается и без них. Они докатываются в зоны штиля из районов, где бушует буря, и называются зыбью. Причинами волн также являются приливы, изменения атмосферного давления, извержения подводных вулканов, землетрясения и др.

Температура и вертикальная структура океана. Вода наиболее сильно поглощает солнечную энергию среди всех прочих разновидностей поверхности Земли. Способность Мирового океана улавливать теплоту в несколько раз больше, чем у суши. От поверхности океана отражается только 8 % солнечной радиации. Из-за особых тепловых свойств воды, включая уникально высокую теплоемкость, океан является накопителем солнечной энергии на планете. Нагрев происходит в основном в экваториальном поясе примерно от 15° ю. ш. до 30° с. ш., а в более высоких широтах обоих полушарий теплота отдается. Основные переносчики накопленной солнечной теплоты – поверхностные течения океана.

Средняя температура поверхности океана составляет + 17,8 °C, самая «горячая» поверхность – у Тихого океана, + 19,4 °C, а самая холодная – подо льдом Северного Ледовитого океана, – 0,75 °C. В среднем температуру поверхности Мирового океана оценивают примерно на 3,6 °C выше, чем температуру воздуха у поверхности Земли. Если бы можно было равномерно перемешать океан, то его средняя температура составляла всего 5,7 °C однако быстро это сделать невозможно, и в этом заключается одна из причин стабильности температуры у поверхности Земли. Ветры, волнения и бури в течение года перемешивают слой воды в океане лишь до глубин 100–200 м. Таким образом, формируется верхний относительно тонкий слой – слой перемешивания, имеющий достаточно однородные характеристики температуры и солености по глубине.[66]66
  Согласно наиболее поздним экспериментальным данным, самый перемешиваемый верхний слой оказался прикрыт тончайшей пленкой, отличающейся от остальной массы воды температурой и соленостью. Эта пленка непрерывно разрушается и создается вновь.


[Закрыть]

Под слоем перемешивания в сравнительно тонком слое воды температура резко, почти скачком, падает на несколько градусов, поэтому он назван слоем скачка или сезонным термоклином. Ниже слоя скачка температура воды плавно опускается до глубины 1500 м, а соответствующий слой называют главным термоклином. В нем также происходит перемешивание, но очень медленно. Ниже 1500 м в слое, называемом глубинным, температура почти постоянна и меняется в пределах от 3 до 1 °C.

Продвижение вертикально вниз от слоя перемешивания, через сезонный и главный термоклины к глубинному слою сопровождается постоянным падением температуры и увеличением плотности воды, что обеспечивает большую устойчивость системы. Перемешивание нигде не прекращается, оно лишь сильно замедляется с глубиной.

Солевой состав. Суммарную массу растворенных солей Мирового океана оценивают в 48 000 000 млрд т, и если бы соли осели на дно, то образовался бы слой толщиной 30 м.

Плотность соленой воды больше плотности пресной. Океанская вода средней солености имеет плотность 1,028 г/см³ при температуре 0 °C и 1,026 г/см³ при 15 °C. С повышением давления плотность воды растет незначительно. Так, на глубине 5 км при давлении около 50 МПа (500 атм) плотность морской воды при 0 °C равна 1,051 г/см³.

Однако при таянии ледников, айсбергов и морского льда океанская вода становится менее плотной, несмотря на то что она при этом охлаждается: опреснение сильнее уменьшает плотность, чем охлаждение увеличивает ее. Поэтому айсберги – глыбы льда, отколовшиеся от ледников Антарктиды и Гренландии, плавают как бы на подушках из почти пресной, легкой воды, которая с окружающей соленой водой перемешивается довольно медленно. В разнонагретой воде температура выравнивается в 100 с лишним раз быстрее, чем в разносоленой воде ее соленость. Поэтому если над холодной пресной водой расположен теплый слой соленой воды, то возникает неустойчивое состояние, приводящее к перемешиванию (рис. 7.15).

В океане разность температур и солености невелика, но описанный процесс усиливает вертикальное перемешивание.

Газы в океане. Для воды характерно наличие растворенных газов. В океане «растворенная атмосфера» формируется как результат газообмена с земной атмосферой при участии биогеохимических процессов в толще воды и на дне, а также при дегазации мантии в районах рифтовых долин и подводных вулканов.

Течения. Атмосферная циркуляция, неравномерный нагрев поверхности, контрасты солености, возникающие в связи с изменчивостью испарения и осадков по акватории, температурные контрасты, силы притяжения Луны и Солнца и другие явления вызывают и поддерживают активное движение водных масс в Мировом океане. Наиболее изучены поверхностные течения (рис. 7.16), представляющие собой систему гигантских круговоротов, движущихся в Северном полушарии по часовой стрелке, а в Южном – против. Между ними существует несколько меньших по масштабу круговоротов с движением в противоположных направлениях. Кроме более или менее постоянных, в океане возникают различные непостоянные и периодические течения.

Рис. 7.15. Рост «солевых пальцев» в расслоенной воде по стадиям (а – г) развития процесса

Средняя скорость поверхностных течений лежит в пределах 0,1–0,2 м/с, хотя местами она достигает 1 м/с, а в течении Гольфстрим отмечены скорости до 3 м/с. Расход воды в гигантских поверхностных течениях составляет 10⁷—10⁸ м³/с, что почти в 100 раз больше расхода самой крупной реки мира Амазонки. Эти течения представляют собой как бы сравнительно тонкую пленку на поверхности океана, так как ширина их обычно в 100—1000 раз больше глубины. Основной движущей силой поверхностных течений океана является ветер.

Поверхностные течения быстро затухают с глубиной уже на первых сотнях метров; на больших глубинах или у дна заметны лишь очень мощные течения. Так, в Гольфстриме или Куросио[67]67
  Куросио (от япон. Курошива – черный поток (по цвету вод)).


[Закрыть] движение воды сохраняется лишь до глубины 750—1500 м, а Антарктическое циркумполярное течение достигает дна.

Рис. 7.16. Главные течения Мирового океана: 1 – Гольфстрим; 2 – Бразильское; 3 – Куросио; 4 – Восточно-Австралийское

Во многих случаях выявлены подповерхностные течения, расположенные ниже поверхностных и движущиеся в противоположном направлении. Глубинные течения океана изучены мало. Схема глубинной циркуляции построена с помощью расчетных методов и не очень точна. Тем не менее течения воды на больших глубинах зафиксированы экспериментально.

В конце XIX в. норвежский исследователь Арктики Ф. Нансен во время дрейфа в Северном Ледовитом океане заметил, что при постоянном ветре дрейф судна происходит не в направлении ветра, а под углом 20–40° направо от него. В 1905 г. шведский ученый В. Экман создал теорию ветрового течения в открытом глубоком океане, учитывающую возникающую из-за вращения Земли силу Кориолиса.

Согласно этой теории, поверхностная скорость течения глубокой воды примерно равняется значению, получаемому для мелкой воды, но под углом 45° по направлению ветра (направо в Северном полушарии и налево в Южном). При углублении вектор скорости постепенно поворачивается и на некоторой глубине, зависящей от географической широты места, он ориентирован уже в сторону, противоположную ветру, а еще несколько глубже – в сторону, прямо противоположную направлению поверхностного течения.

Расчеты показывают, что при средней скорости ветра на Земле, равной 10 м/с, и средней скорости поверхностного течения, равной 0,1 м/с, глубина, на которой течение поворачивает вспять, составляет около 100 м. Таким образом, водные массы в основном переносятся течениями в верхнем стометровом слое, а возникающее при этом явление турбулентности активно перемешивает этот слой.

В полярных широтах у кромки льдов происходит охлаждение и осолонение воды океана, наиболее характерное для при-антарктических вод. Образующаяся более тяжелая вода, максимально насыщенная кислородом, погружается на дно и придонным потоком с незначительной скоростью 1—10 мм/с стекает в сторону экватора во всех океанах. Этому процессу препятствует естественная стратификация (расслоение) морской воды, и тяжелая вода погружается через описанную систему ячеек (или провалов), обусловленную рельефом дна и динамикой вод.

Обратный процесс – подъем глубинных вод, насыщенных биогенными элементами, осуществляется преимущественно через систему особых ячеек. Медленный подъем океанских вод в специальной литературе называют апвеллингом (от англ. up – вверх, velling – источник, родник, течение воды), а их опускание – даунвеллингом (от англ. daun – вниз). Поскольку на глубине вода холодная, то температура поверхностных вод на экваторе на 2–3 °C ниже, чем в соседних тропиках. Таким образом, экваториальная область океанов – относительно холодное место планеты.

Рис. 7.17. Схема течений в прибрежной зоне в Северном полушарии: а – апвеллинг – подъем вод; б – даунвеллинг – опускание

Помимо экваториальной зоны апвеллинга, подъем глубинных вод возникает там, где сильный постоянный ветер отгоняет поверхностные слои от берега больших водоемов. Учитывая выводы теории Экмана, можно констатировать, что апвеллинг происходит при касательном к берегу направлении ветра (рис. 7.17). Смена направления ветра на противоположное ведет к смене апвеллинга на даунвеллинг или наоборот. На зоны апвеллинга приходится всего 0,1 % площади Мирового океана.

Подземные воды – связующее звено для всей гидросферы Земли. Они же замыкают геологический круговорот воды. Однако о подземных водах известно меньше всего, особенно о глубоко залегающих, поэтому и оценки массы этих вод сильно расходятся. Преимущественно учитывают запасы воды только в верхнем 2—3-, редко 5-километровом слое от поверхности. Бурением скважин экспериментально доказано, что жидкая вода в недрах Земли может существовать и значительно глубже 5 км, а в отдельных случаях глубже 10 км.

С глубиной температура в земной коре растет, и в ней все больше образуется парообразной воды. На значительной глубине при высокой температуре вся вода переходит в пароводяную смесь, а в надкритических условиях[68]68
  Надкритические условия для воды возникают при давлении 21,8 МПа (218 атм) и температуре 374 °C для пресной воды, 425 °C и выше для насыщенных растворов.


[Закрыть] – в особое состояние, когда стирается разница между паром и водой. При этом молекулы воды приобретают скорость, характерную молекулам газов, а плотность ее приближается к плотности жидкости. Возникает своего рода водяная плазма.

По расчетам О. Г. Сорохтина подземные воды нашей планеты, находящиеся в жидком и парообразном состоянии, оцениваются величиной 1«10⁵ тыс. км³ или около 7 % массы всей гидросферы. Остальная вода в количестве 8«10⁸ млрд т (или в пересчете на жидкую воду 8«10⁵ тыс. км³) в земной коре является химически связанной, и ее к гидросфере не относят.

Существует много разных оценок массы подземных вод как жидких, так и химически связанных. Но точность этих оценок намного ниже точности подсчета массы Мирового океана, которая близка к 2 %.

Подземные воды образуют разнообразные водоносные системы. Простейшая из них – пористый или трещиноватый пласт, заполненный водой и залегающий на водоупорном слое или между водоупорными слоями. Такие пласты нередко образуют взаимосвязанные сложные системы разных масштабов по площади и глубине залегания.

В толще земной коры по ее вертикальному разрезу выделяют несколько зон п о и н т е н с и в н о с т и о б м е н а с другими составляющими гидросферы, в основном с поверхностными водами. До глубины 0,1–0,5 км находится зона интенсивного (или активного) водообмена подземных вод, в первую очередь верховодка и грунтовые воды (рис. 7.18). Воды этой зоны тесно связаны с наземными водоемами – реками, озерами, болотами, океаном. Для них характерна наибольшая скорость движения, достигающая нескольких сантиметров в секунду. В среднем период полного обмена с поверхностными водами оценивается годами и столетиями.

Ниже, до глубин 1,5–2 км, находится зона затрудненного (замедленного) водообмена. Скорость движения воды здесь из-за уменьшения пористости и трещиноватости значительно меньше, а средние темпы возобновления запасов воды составляют десятки и сотни тысяч лет. Связь с поверхностными водами затруднена.

Рис. 7.18. Схема залегания подземных вод: А – верховодка; Б – грунтовые воды, образующие зону активного водообмена; В – безнапорные межпластовые воды; Г – напорные подземные воды; 1 – проницаемые породы; 2 – непроницаемые породы – водоупоры; 3 – буровые скважины и уровни воды в них, одна из них – артезианская – фонтанирует; 4 – свободный уровень воды (грунтовые воды); 5 – напорный уровень воды (пьезометрический)

Глубже 2 км лежит зона пассивного водообмена, где средние темпы возобновления ресурсов подземных вод могут исчисляться миллионами лет и где нередко оказываются захороненными воды древних морских бассейнов.

Примерно в том же порядке подземные воды располагаются и по степени содержания растворенных солей – минерализации. В активной зоне водообмена обычны пресные воды с минерализацией до 0,1 % (1 г/л) и преобладанием гидрокарбонатного иона (НСО₃^-). В зоне затрудненного водообмена чаще встречаются солоноватые и соленые воды с минерализацией 1–3,5 %, в таких водах часто преобладает сульфат-ион SO₄^2-. В самых глубоких слоях в зоне пассивного водообмена обычны воды с минерализацией более 3,5 % и преимущественно хлоридным составом, близким к морской воде. Кроме того, с глубиной появляется все больше термальных вод.

Огромные водоносные системы и бассейны найдены даже в самых засушливых и пустынных районах мира. Так, в величайшей пустыне Африки – Сахаре выявлено 10 крупных бассейнов подземных вод.

Подземные воды, как и все другие составляющие гидросферы, имеют свою растворенную «атмосферу». С повышением давления растворимость газов растет. В подземных водах на глубинах 1–4 км обнаружены воды с содержанием газов до 500 см³/л, а в некоторых районах Западной Сибири даже 1000–1500 см³/л. При этом в океане в среднем содержится только 20 см³/л газов. Общая масса газов, растворенных в подземных водах, видимо, превышает массу газов, растворенных в Мировом океане, и приближается к массе наземной атмосферы.

Вода, образующая снежно-ледовые объекты, по количеству является одной из основных составляющих гидросферы. Она находится на поверхности Земли в твердом состоянии в виде постоянных или временных накоплений.

Основная масса льда заключена в ледниках и составляет примерно 2,6 10⁷ млрд т воды; в Антарктическом ледниковом покрове сосредоточено 2,4·10⁷млрдт воды и порядка 0,2·10⁷ млрд т – в Гренландском; остальная, незначительная часть воды – в горных и арктических ледниках, а также в других снежноледовых образованиях. Ошибка при оценке массы воды в ледниках приближается к 10 %.

Ледниковый лед в твердом состоянии обладает вязко-пластическими свойствами, благодаря которым он течет со скоростью от 6 мм до 30 м в сутки. Из-за малой скорости темпы возобновления водозапасов в ледниках сравнимы с темпами возобновления воды в подземных водах глубоких горизонтов и определяются в первую очередь линейными размерами ледника.

Температура в ледниках с глубиной растет и у дна часто достигает точки плавления при данном давлении, что, например, характерно для большей части донного льда Антарктики. Горные ледники в летнее время часто имеют температуру всей своей толщи, близкую к температуре плавления. На всех ледниках и ледовых покровах в летний сезон идет таяние льда.

Ледниковые льды имеют и свою «атмосферу», которая содержится в пузырьках с атмосферными газами, захваченными и захороненными на момент образования данного слоя льда. При этом часть газов может быть переведена в твердые формы путем соединения молекул газа с несколькими молекулами воды. В таком гигантском леднике, как Антарктический, где толщина льда местами превышает 4 км, на глубине 1 км пузырьки воздуха исчезают, как бы растворяясь во льду. При извлечении такого льда на поверхность пузырьки восстанавливаются. Чем с большей глубины извлечены образцы ледникового льда, тем более древние образцы атмосферы можно исследовать. В толще Антарктического ледникового покрова можно обнаружить воздух, захваченный при льдообразовании несколько сотен тысяч лет назад. В целом масса газов в ледниковых льдах незначительна.

Следующая по массе часть твердой гидросферы представлена морскими льдами. В момент наибольшей ледовитости в Северном полушарии количество льда оценивается в (3,2–4,4)·10⁴ млрд т, а в Южном – 3·10⁴ млрд т.[69]69
  Площадь постоянного морского ледяного покрова составляет 14 млн км² (9 – в Северном и 5 – в Южном полушарии). В моменты наибольшей ледовитости в Северном полушарии площадь, занятая морским льдом, может достигать 18 млн км², а в Южном – 20 млн км². В среднем ежегодно морским льдом оказываются одновременно покрыты 26 млн км² поверхности Мирового океана с сезонными колебаниями ±3 млн км² (т. е. более 7 % его площади), а средняя масса этого льда равна 3,5-10⁴ млрд т.


[Закрыть]

Значительная масса льда (2· 10⁴ млрд т) сосредоточена в зонах многолетних мерзлых пород, занимающих на суше 35 млн км². Эту часть воды в твердой форме можно рассматривать как часть подземных вод.

Важное значение имеет сезонный снежный покров, который при небольшой массе – 1,7·10⁴ млрд т на всех поверхностях (морской лед, ледники, суша) в течение года значительно влияет на тепловой режим планеты и сток рек. На суше сезонный снежный покров в среднем занимает свыше 40 млн км² при массе 0,8 ·10⁴ млрд т.

По сравнению с уже рассмотренными ледовыми образованиями, подземными водами и особенно Мировым океаном остальные компоненты гидросферы, независимо от их важности для человека либо конкретного биоценоза, по массе ничтожно малы даже вместе взятые. Поэтому их объединяют в особую группу – малые составляющие гидросферы. В нее входят: озера, реки, болота, почвенные воды и атмосферная влага. Содержащаяся в живых организмах Земли вода должна бы быть отнесена к этой группе, однако особая преобразующая роль живого обуславливает отдельное рассмотрение биологической воды.

Озера. Первое место среди малых составляющих гидросферы занимают озера. Их суммарная масса оценивается в 2,8·10⁵ млрд т, а по другим источникам (1,76—7,5)·10⁵ млрд т.[70]70
  Трудности оценки массы воды озер связаны с непрерывным изменением их размеров, а также с наличием на Земле бесчисленного количества малых озер, которые никто никогда не измерял.


[Закрыть] Это составляет ничтожную массу всей гидросферы, причем только 1,5·10⁵ млрд т приходится на проточные пресные озера, а 1,25·10⁵ млрд т – на соленые.

Среди озер есть и такие, которые справедливо названы морями. Это крупнейшие озера мира: Каспийское – площадью 371, Верхнее в Северной Америке – 82,1 и Виктория в Африке – 69,0 тыс. км². В Европе самые крупные озера: Ладожское – 17,7 и Онежское – 9,7 тыс. км². Самые глубокие озера: Байкал – 1620 и Танганьика в Африке – 1435 м.

С учетом динамики вод озера представляют собой маленькие модели океана на суше. Чем крупнее озеро и больше его глубина, тем ближе оно по своим качественным динамическим характеристикам к океану, и в этом отношении Каспийское море – действительно море. Как и в океане, вода в озерах летом часто разделена на слой перемешивания у поверхности, слой температурного скачка и более холодную глубинную воду, т. е. стратифицирована. Но многое определяется глубиной, размерами озера и географическим положением. Чем глубже и больше озеро, тем лучше выражена стратификация. Если же озеро неглубокое и небольшое, то слой перемешивания достигает дна и температура воды оказывается однородной по всей толще озера. Такое состояние называют гомотермией. Во многих озерах оно отмечается весной и летом.

В озерах умеренной зоны и высоких широт зимой под покровом льда наблюдается обратная стратификация – с глубиной температура воды увеличивается. Это связано с уникальной особенностью воды иметь наибольшую плотность при температуре +4 °C. Более плотная вода с такой температурой стремится ко дну, а более холодная (следовательно, и более легкая) поднимается вверх к ледяному покрову, где ее температура приближается к 0 °C.

В озерах, как и в океане, под воздействием ветра развиваются поверхностные течения, возможны подъемы глубинных вод и возникновение придонной циркуляции. Дополнительные течения вызываются втекающими и вытекающими из озера реками.

Озера очень разнообразны по набору и концентрации растворенных веществ, и в этом они ближе к подземным водам, чем к океану. Минерализация озер подчиняется географической зональности: Землю опоясывают солоноватые и соленые озера, характерные для засушливой и пустынной зон. Соленые озера часто бывают бессточными, т. е. они принимают в себя реки, но из них водные потоки не вытекают, а приносимые реками растворенные вещества постепенно накапливаются в озере в результате испарения воды с его поверхности. Вода некоторых озер настолько насыщена солями, что те кристаллизуются, образуя корки разных оттенков на ее поверхности или осаждаясь на дно. Одно из самых соленых озер обнаружено в Антарктиде – озеро Виктория, вода в котором в 11 раз солонее океанской.

Озера обычно моложе вмещающих их форм рельефа. Известны случаи образования озер в историческое время. В наше время крупное озеро, названное Сарезским, образовалось на Памире. Оно возникло при землетрясении в 1911 г. в долине реки Мургаб в результате гигантского обвала, перегородившего реку. Площадь озера всего 86,5 км, но ее глубина составляет примерно 505 м. Палеогеографические исследования свидетельствуют, что Средиземное море в недалеком прошлом неоднократно превращалось в озерный водоем и даже полностью испарялось, о чем свидетельствуют мощные толщи солей в его донных отложениях.

Особенно изменчива жизнь озер в зонах, прилегающих к ледникам моренных озер. Существуют эфемерные озера, которые регулярно, но ненадолго появляются в одних и тех же местах.

Болота. Следующей по размерам малой составляющей гидросферы являются болота, представляющие собой промежуточное состояние между озерами и подземными водами. Они отличаются особым растительным сообществом, приспособленным к избыточному увлажнению и недостатку кислорода в воде. Болота умеренных и высоких широт – своеобразные ловушки органического углерода, где происходит его накопление и захоронение, прежде всего в виде торфа, состоящего из неполностью разложившихся остатков растительности.

В тропических районах болота имеют вид переувлажненных земель, где органическое вещество в основном разлагается и торф не накапливается. В прибрежных морских районах болота и переувлажненные земли могут быть солеными и солоноватыми.

Общая площадь болот и переувлажненных земель оценивается в 3 млн км², а масса воды определена недостаточно точно, хотя она весьма невелика и обычно принимается равной 1«10⁵ млрд т.

Почвенные воды. Они играют огромную роль в биосфере, так как обеспечивают влагой растительный покров и внутрипочвенные организмы. Благодаря воде в тонком слое почвы идет интенсивная биогеохимическая работа, обеспечивающая ее плодородие. По интенсивности обмена с подземными водами и атмосферой эта малая составляющая гидросферы подобна поверхностным водам, по вмещающей среде и воздействию в основном капиллярных сил – подземным водам, а по содержанию растворенных веществ, газов, органического материала и организмов – это совершенно особая среда. Ее масса оценивается в (8—10) 10³ млрд т.

Реки. Они имеют наименьшее количество воды среди прочих малых составляющих гидросферы. Единовременно в руслах всех рек присутствует всего (1,2–2,0)·10³ млрд т. Однако реки являются быстрыми транспортерами воды, поэтому при сравнительно малом единовременном ее запасе в своих руслах реки за год доставляют к устьям 45·10³ млрд т воды, что в 30–40 раз больше, чем другие малые составляющие гидросферы.

Реки чрезвычайно разнообразны по размеру (табл. 7.8), глубине и скорости течения. Большая часть рек – это средние, малые и совсем небольшие речушки, длина которых может измеряться метрами. Крупных рек с длиной в тысячу километров и более на Земле немного – чуть больше полусотни. Общая протяженность их русел составляет 180 тыс. км, а площадь, с которой они собирают воду, – примерно половину площади суши.

Речные воды обычно пресные, их минерализация приведена в табл. 7.9. Общая минерализация речных вод неустойчива, она меняется по территории и по времени года. На Севере минерализация составляет около 50 мг/л, а на Юге – 500 мг/л. Однако существуют реки с солоноватой и даже соленой водой, являющиеся редким исключением. На севере России есть река Солянка с такой водой. Минерализация речных вод в среднем почти в 200 раз меньше, чем у морской воды. Реки текут обычно по тектонически унаследованным понижениям рельефа. Однако порой они создают новые русла или даже меняют направления течения.

Таблица 7.8

Крупнейшие реки мира

Таблица 7.9

Среднее содержание ионов в водах некоторых пресных наземных водотоков и водоемов

Атмосферная влага. Из водяного пара в атмосфере Земли образуются облака, туманы, росы, изморозь, а также жидкие и твердые осадки. Все эти явления объединяют гидросферу с атмосферой.

Единовременно в атмосфере присутствуют 14,0«10³ млрд т воды, но эта часть гидросферы постоянно возобновляется и «течет» вместе с воздушными потоками быстрее, чем вода в реках (нередко со скоростью в десятки метров в секунду), что позволяет водяному пару обогнуть земной шар всего за несколько дней. Масса атмосферной воды мала, но ее значение для гидросферы и биосферы в целом очень велико.

Атмосферная вода всегда пресная, так как она образуется в результате испарения с водной или увлажненной поверхности, а также при транспирации воды растениями. При этом в воздухе всегда содержится некоторое количество примесей, в число которых входят и водорастворимые вещества. Образующиеся в воздухе капельки растворяют одни и захватывают другие (нерастворимые) примеси, поэтому возможно выпадение дождей различного химического состава, наиболее известными из которых являются кислотные дожди, частой причиной образования которых является присутствие в атмосфере SO₂, NO_x, НСL.

До середины XX в. считалось, что выше тропосферы атмосфера сухая. Позже спектрографические исследования показали, что в слое от высоты 10,5 км и до верхней границы атмосферы воды содержится столько же, сколько и в двухкилометровом приземном слое. При этом в высоких слоях атмосферы важно не просто количество воды, а ее роль в протекающих разнообразных химических реакциях, определяющих стабильность структуры и термического режима в атмосфере.

На больших высотах в атмосфере вода существует либо в твердом состоянии, либо в виде отдельных молекул, что соответствует ее состоянию в космосе.

Многократное повторение цикла влагооборота приводит к тому, что ежегодно конденсируется и выпадает в виде осадков примерно в 40 раз больший объем (525 100 млрд т) воды, чем ее одновременно присутствует в атмосфере, т. е. среднее время оборота составляет около 9—10 сут.