Косное вещество Земли 1 страница

§ 8.1. Форма и строение Земли

Форма Земли

Земля является той ареной, на которой возникают, развиваются и погибают цивилизации, происходит становление единого современного общества. От того, насколько хорошо мы будем понимать устройство нашей планеты, во многом зависит наше будущее. Однако мы знаем о ней не больше (а зачастую и существенно меньше), чем о далеких звездах.

Начнем с представлений о форме Земли. В настоящее время никто не отрицает утверждения о том, что наша планета «круглая». Действительно, в первом приближении форма Земли определяется как шаровидная. Такое представление возникло еще в Древней Греции. И только в XVII-XVIII вв. оно стало уточняться. Было выяснено, что Земля сплюснута по оси вращения (разница между осями составляет около 21 км). Предполагается, что Земля формировалась под влиянием совместного действия гравитации и центробежных сил. Равнодействующая этих сил - сила тяжести — выражается в ускорении, которое приобретает каждое тело у поверхности Земли. Уже И. Ньютон теоретически обосновал положение, согласно которому Земля должна быть сжата в направлении оси вращения и принять форму эллипсоида, что было впоследствии подтверждено эмпирически. Позднее было обнаружено, что Земля сжата не только на полюсах, но в небольшой степени и по экватору. Наибольший и наименьший радиусы экватора различаются на 213 м, т.е. Земля является трехосным эллипсоидом. Но представления о Земле как об эллипсоиде также верны лишь в первом приближении.

Реальная поверхность Земли еще более сложна. Наиболее близок к современной фигуре Земли геоид - воображаемая уровенная поверхность, по отношению к которой вектор силы тяжести повсеместно направлен перпендикулярно. На площади акватории океанов геоид совпадает с поверхностью воды, находящейся в полном покое. Расхождение между геоидом и эллипсоидом местами достигает ±(100-150) м, что объясняется неравномерным распределением масс разной плотности в теле Земли, влияющим на изменение силы тяжести, следовательно, и на форму геоида. В настоящее время для создания геодезической основы карт и других целей в России используется эллипсоид Красовского со следующими основными параметрами: экваториальный радиус 6378,245 км; полярный радиус 6356,863 км; полярное сжатие 1/298,25; площадь поверхности Земли около 510 млн км², ее объем 1,083 · 10¹² км³. Масса Земли составляет 5,976 · 10²⁷ г.

Внутреннее строение Земли

Отметим, что непосредственному наблюдению доступны только самые верхние (до глубин 15—20 км) горизонты земной коры, выходящие на поверхность или вскрытые рудниками, шахтами и буровыми скважинами. Суждения о составе и физическом состоянии более глубоких оболочек основываются на данных геофизических методов, т.е. имеют предположительный характер. Из этих методов особое значение имеют сейсмический метод, основанный на регистрации скорости распространения в теле Земли волн, вызываемых землетрясениями или искусственными взрывами. В очагах землетрясений возникают так называемые продольные сейсмические волны, которые рассматриваются как реакция среды на изменение объема, и поперечные волны реакция среды на изменение формы, - распространяющиеся только в твердых телах. На основе геофизических наблюдений установлено, что Земля неоднородна и дифференцирована вдоль радиуса.

В настоящее время известно несколько моделей строения Земли. Большинство исследователей принимает модель, согласно которой выделяются три главные оболочки Земли, разделенные четко выраженными поверхностями сейсмического раздела, где скорости сейсмических волн резко изменяются (рис. 8.1) [1, 10, 12, 35]:

1) земная кора - твердая верхняя оболочка Земли. Ее мощность изменяется от 5-10 км под океанами до 30-40 км в равнинных областях и достигает 50-75 км в горных районах (максимальные значения встречаются под Андами и Гималаями);

2) мантия Земли распространяется ниже земной коры до глубины 2900 км от поверхности и подразделяется на две части: верхнюю мантию - до глубины 900-1000 км и нижнюю мантию - от 900-1000 до 2900 км;

3) ядро Земли, где выделяют внешнее ядро, - до глубины около 5120 км и внутреннее ядро — ниже 5120 км. Земная кора отделяется от мантии в большинстве случаев достаточно резкой сейсмической границей - поверхностью Mохоровичича (сокращенно Μ οхо, или М). Сейсмическим методом в верхней мантии выявлен слой относительно менее плотных, как бы «размягченных» горных пород - астеносфера.В этом слое наблюдаются понижение скорости сейсмических волн, особенно поперечных, и повышение электрической проводимости, что свидетельствует о менее вязком, более пластичном состоянии вещества - на 2-3 порядка ниже, чем в покрывающих и подстилающих слоях мантии. Предполагается, что эти свойства связаны с частичным плавлением вещества мантии (1-10%) в результате более быстрого повышения температуры, нежели давления с увеличением глубины. Вязкость астеносферы существенно изменяется как в вертикальном, так и в горизонтальном направлении, изменяется и ее мощность. Астеносфера располагается на различных глубинах: под континентами - от 80-120 до 200-250 км, под океанами - от 50-70 до 300-400 км. Она наиболее четко выражена и приподнята, местами до глубин 20-25 км и менее, под наиболее подвижными зонами земной коры и, напротив, слабо выражена и опущена под наиболее спокойными участками континентов (щитами платформ). Астеносфере принадлежит большая роль в глубинных геологических процессах. Твердый надастеносферный слой мантии вместе с земной корой называется литосферой.

Основные характеристики Земли

Средняя плотность Земли, по гравиметрическим данным, составляет 5,5 г/см. Плотность горных пород, слагающих земную кору, колеблется от 2,4 до 3,0 г/см. Сопоставление этих значений со средней плотностью Земли приводит к предположению, что с глубиной должно наблюдаться увеличение плотности в мантии и ядре Земли. Считается, что в над астеносферной части мантии ниже границы Мохо породы значительно плотнее. При переходе от мантии к ядру происходит скачок плотности до 9,7-10,0 г/см³, затем она повышается и во внутреннем ядре составляет 12,5-13,0 г/см³.

Рассчитано, что ускорение силы тяжести изменяется от 9,82 м/с² у поверхности до максимального значения 10,37 м/с² в основании нижней мантии (2900 км). В ядре ускорение силы тяжести быстро падает, доходя на глубине около 5000 км до 4,52 м/с², далее на глубине 6000 км падая до 1,26 м/с², а в центре - до нуля.

Известно, что Земля представляет собой как бы гигантский магнит с силовым полем вокруг. В современную эпоху магнитные полюса Земли расположены вблизи географических полюсов, но не совпадают с ними. В настоящее время происхождение главного магнитного поля Земли чаще всего объясняют с помощью динамотеорической концепции Френкеля-Эльзассера, согласно которой это поле возникает в результате действия системы электрических токов, вызванных сложными конвективными движениями в жидком внешнем ядре при вращении Земли. На общий фон магнитного поля накладывается влияние горных пород, которые содержат ферромагнитные минералы, залегающие в верхней части земной коры, в результате чего на поверхности Земли образуются магнитные аномалии. Остаточная намагниченность горных пород, содержащих ферромагнитные минералы, ориентирована, как магнитное поле Земли, существовавшее в период их образования. Исследования этой намагниченности показали, что магнитное поле Земли неоднократно испытывало инверсии в ходе геологической истории: северный полюс становился южным, а южный - северным. Шкалу магнитных инверсий используют для сопоставления толщ горных пород и определения их возраста.

Для понимания процессов, происходящих в глубинах Земли, важным оказался вопрос теплового поля планеты. В настоящее время выделяют два источника тепла Земли - Солнце и недра Земли. Прогревание Солнцем распространяется на глубину, не превышающую 28-30 м. На некоторой глубине от поверхности располагается пояс постоянной температуры, равной среднегодовой температуре данной местности. Так, в Москве на глубине 20 м наблюдается постоянная температура, равная +4,2 °С, а в Париже +11,83 °С на глубине 28 м. Ниже пояса постоянной температуры наблюдениями в шахтах, рудниках, буровых скважинах установлено повышение температуры с глубиной, что обусловлено тепловым потоком, поступающим из недр Земли.

Среднее для Земли значение внутреннего теплового потока - около 1,4-1,5 мккал/см²в секунду. Установлено, что тепловой поток зависит от степени подвижности коры и интенсивности эндогенных (внутренних) процессов. В пределах спокойных районов континентов его значение несколько меньше среднего. Существенные колебания теплового потока характерны для гор, на большей части океанического дна тепловой поток почти такой же, как на материковых равнинах, но в пределах так называемых рифтовых долин срединно-океанских хребтов увеличивается иногда в 5-7 раз. Высокие значения теплового потока отмечены во внутренних областях Красного моря.

Источники внутренней тепловой энергии Земли еще недостаточно изучены. Но основными считаются: 1) распад радиоактивных элементов (урана, тория, калия и др.); 2) гравитационная дифференциация с перераспределением материала по плотности в мантии и ядре, сопровождающаяся выделением теплоты. Наблюдения в рудниках, шахтах и буровых скважинах свидетельствуют о повышении температуры с глубиной. Для ее характеристики введен геотермический градиент - нарастание температуры в градусах Цельсия на единицу глубины. Его значения различны в разных местах земного шара. Средним считается примерно 30 °С на 1 км, а крайние значения диапазона различаются более чем в 25 раз, что объясняется различной эндогенной активностью земной коры и различной теплопроводностью горных пород. Наибольший геотермический градиент, равный 150 °С на 1 км, отмечен в штате Орегон (США), а наименьший (6 °С на 1 км) - в Южной Африке. В Кольской скважине на глубине 11 км зарегистрирована температура около 200 °С. Наибольшие значения градиента связывают с подвижными зонами океанов и континентов, а наименьшие — с наиболее устойчивыми и древними участками континентальной коры. Изменение температуры с глубиной определено весьма приблизительно по косвенным данным. Для земной коры расчеты температур основываются главным образом на данных о тепловом потоке, теплопроводности горных пород, температуре лав, но для больших глубин такие данные отсутствуют, и состав мантии и ядра точно неизвестен. Предполагается, что ниже астеносферы температура закономерно повышается при значительном уменьшении геотермического градиента.

На основе представлений о том, что ядро состоит главным образом из железа, были проведены расчеты его плавления на различных границах с учетом существующего там давления. Получено, что на границе нижней мантии и ядра температура плавления железа должна быть 3700 °С, а на границе внешнего и внутреннего ядра - 4300 °С. Из этого делается вывод, что с физической точки зрения температура в ядре составляет 4000-5000 °С. Для сравнения можно указать, что на поверхности Солнца температура чуть меньше 6000 °С.

Коснемся вопроса об агрегатном состоянии вещества Земли. Считается, что вещество литосферы находится в твердом кристаллическом состоянии, так как температура при существующих давлениях здесь не достигает точки плавления. Однако местами и внутри земной коры сейсмологи отмечают наличие отдельных низкоскоростных линз, напоминающих астеносферный слой. По сейсмическим данным, вещество мантии Земли, через которую проходят как продольные, так и поперечные сейсмические волны, находится в эффективно-твердом состоянии. При этом вещество нижней мантии, вероятно, находится в кристаллическом состоянии, поскольку существующее в них давление препятствует плавлению. Только в астеносфере, где скорости сейсмических волн понижены, температура приближается к точке плавления. Предполагается, что вещество в астеносферном слое может быть в аморфном стекловидном состоянии, а часть (менее 10%) даже в расплавленном. Геофизические данные, а также очаги магмы, возникающие на различных уровнях астеносферного слоя, указывают на неоднородность и расслоенность астеносферы. Что касается состояния вещества в ядре Земли, то большинство исследователей считают, что вещество внешнего ядра находится в жидком состоянии, а внутреннее ядро — в твердом, поскольку переход от мантии к ядру сопровождается резким снижением скорости продольных сейсмических волн, а поперечные волны, распространяющиеся только в твердой среде, в него не входят.

§ 8.2. Вещественный состав и строение земной коры

Химический и минеральный состав Земли

Анализ химического и минерального состава Земли имеет существенный теоретический и практический интерес: он может приоткрыть многие тайны образования и эволюции нашей планеты и дать ключ к более эффективному поиску минеральных ресурсов. О среднем составе Земли судят по веществу, из которого состоят метеориты, так как считается, что именно из этого материала в свое время произошли планеты Солнечной системы, в том числе Земля [12, 24, 27, 35 и др.]. Выделяют каменные (97,7% всех находок), железокаменные (1,3%) и железные (5,6%) метеориты. Их химический анализ позволяет предположить, что в составе Земли преобладает железо (30-36%), кислород (29-31%), кремний (14-15%) и магний (13-16%). Кроме того, количество серы, никеля, алюминия и кальция измеряется единицами процентов каждый. Все остальные элементы присутствуют в количестве, меньшем 1%.

Наиболее достоверные сведения имеются о химическом составе самой верхней части земной коры материков, доступной для непосредственного наблюдения и анализа [12, 24, 27, 35 и др.]. Первые данные были опубликованы в 1889 г. американским ученым Ф. Кларком, который получил их как средние арифметические имевшихся в его распоряжении 6000 результатов химического анализа различных горных пород. В дальнейшем эти данные уточнялись. В составе земной коры наиболее распространены следующие восемь химических элементов, составляющих в сумме свыше 98% по весу: кислород (46,5%), кремний (25,7%), железо (6,2%), кальций (5,8%), магний (3,2%), натрий (1,8%), калий (1,3%). Еще пять элементов содержатся в земной коре в количестве десятых долей процента: титан (0,52%), углерод (0,46%), водород (0,16%), марганец (0,12%), сера (0,11%). На все остальные элементы приходится около 0,37%.

В 1924 г. норвежский исследователь В.М. Гольдшмит предложил широко используемую и в настоящее время геохимическую классификацию химических элементов, разделив их на четыре группы:

◊ сидерофильная группа химических элементов включает в себя элементы семейства железа, платиновые металлы, а также молибден и рений (всего 11 элементов), по геохимическим особенностям близкие железу;

◊ литофильные элементы составляют группу из 53 элементов, составляющих основную массу минералов земной коры (литосферы): кремний, титан, цирконий, фтор, хлор, алюминий, натрий, калий, магний, кальций и т.д.;

◊ халькофильная группа химических элементов представлена серой, сурьмой, висмутом, мышьяком, селеном, теллуром и рядом тяжелых цветных металлов (медь и др.) - всего 19 элементов, склонных к образованию природных сульфидов, селенидов, теллуридов, сульфосолей и иногда встречающихся в самородном состоянии (золото, серебро, ртуть, висмут, мышьяк и др.);

◊ к атмофильной группе причислены химические элементы (азот, водород, благородные газы), типичные для земной атмосферы, в составе которой они присутствуют в виде свободных атомов или молекул.

Земную кору слагают разные группы горных пород, различающихся условиями образования и составом. Горные породы представляют собой минеральные агрегаты, т.е. определенное сочетание минералов. Минералами называют природные химические соединения или самородные химические элементы, которые возникли в результате определенных физико-химических процессов, протекающих в земной коре и на ее поверхности. Большинство минералов представляет собой кристаллические тела, и лишь немногие из них - аморфные. Формы природных кристаллов разнообразны и зависят от закономерного расположения в пространстве микрочастиц — атомов, ионов, молекул, образующих структуру кристаллов, или их кристаллическую (пространственную) решетку. Для формирования этой структуры большое значение имеют физико-химические и термодинамические условия. Так, графит — самый мягкий (твердость 1) минерал - образует таблитчатые кристаллы, а алмаз - самый твердый минерал (твердость 10) - имеет самую совершенную кубическую группу симметрии. Такая разница в свойствах связана с разницей в расположении атомов в кристаллической решетке.

В настоящее время известно более 2500 природных минералов, не считая разновидностей, но только немногие (около 50) - породообразующие - участвуют в образовании горных пород, слагающих земную кору. Остальные минералы в горных породах встречаются в виде незначительных примесей и называются акцессорными минералами. Классификация минералов основана на их химическом составе и кристаллической структуре. Главнейшие породообразующие и рудные минералы объединяются в несколько минеральных классов:

◊ самородные элементы: самородное золото, серебро, медь, платина, графит, алмаз, сера;

◊ сульфиды: пирит, халькопирит, галенит, киноварь;

◊ галоидные соединения: галит (поваренная соль), сильвин, карналлит и флюорит;

◊ оксиды и гидрооксиды: кварц, опал, магнетит (магнитный железняк), гематит, корунд, лимонит, гетит;

◊ карбонаты: кальцит (известковый шпат), прозрачная разность которого называется исландским шпатом, доломит;

◊ фосфаты: апатит, фосфорит;

◊ сульфаты: гипс, ангидрит, мирабилит (глауберова соль), барит;

О вольфраматы: вольфрамит;

◊ силикаты: кварц, оливин, берилл, пироксены, роговая обманка, слюды, змеевик, тальк, глауконит, полевые шпаты.

Особый класс минералов составляют силикаты. В этот класс входят наиболее распространенные в земной коре (более 90% по весу) породообразующие минералы, чрезвычайно сложные по химическому составу и участвующие в строении всех типов горных пород, в первую очередь магматических и метаморфических. Они составляют примерно треть всех известных минералов. Иногда в силикаты включают кварц. Основу кристаллической решетки силикатов составляет ионная четырехвалентная группировка SiO₄.

Еще древние рудокопы подметили, что в рудных месторождениях отдельные минералы всегда встречаются совместно. Совместное нахождение минералов обозначается термином «парагенезис» или «парагенез» (греч. «пара» - возле, подле). Для каждого процесса минералообразования характерны свои закономерные сочетания минералов. В качестве примеров парагенезиса можно привести кварц и золото, халькопирит и серебряные руды. Знание парагенезиса минералов облегчает задачу поиска полезных ископаемых по их спутникам. Так, спутник алмаза пироп (разновидность граната) помог в свое время открыть коренные месторождения алмазов в Якутии.

Определенное сочетание минералов, как указывалось выше, образует горные породы - природные агрегаты минералов более или менее постоянного минералогического и химического состава, образующие самостоятельные геологические тела, слагающие земную кору. Форма, размеры и взаимное расположение минеральных зерен обусловливают структуру и текстуру горных пород. Слагающие земную кору горные породы в большинстве своем представляют агрегат многих минералов, реже они состоят из зерен одного минерала. Минеральный состав, строение и формы залегания горной породы отражают условия ее образования.

По происхождению горные породы разделяют на три группы:

1) магматические горные породы, образующиеся в результате внедрения (интрузивные породы) в земную кору или извержения на поверхность магмы (эффузивные породы). Излившаяся на поверхность магма называется лавой. С магматическими связаны многие месторождения металлических полезных ископаемых, а также апатитов, алмазов и т.д.;

2) осадочные горные породы, образовавшиеся при осаждении разрушенных магматических пород и некоторыми другими путями в океане, морях, озерах и реках. В их составе выделяют обломочные, глинистые, химические и органогенные. Как полезные ископаемые имеют значение следующие осадочные породы: нефть, газ, уголь, торф, бокситы, фосфориты и др.;

3) метаморфические породы, т.е. преобразованные и из магматических, и из осадочных. В метаморфических условиях формируются железные, медные, полиметаллические, урановые и другие руды, а также графит, драгоценные камни, огнеупоры и т.п. Иногда из группы метаморфических выделяют как самостоятельный класс метасоматические горные породы, образовавшиеся в результате метасоматизма - процесса замещения одних минералов другими с существенными изменениями химического состава горной породы, но с сохранением ее объема и твердого состояния при воздействии растворов высокой химической активности. При этом происходит миграция химических элементов.

Типы земной коры

Из осадочных, магматических и метаморфических горных пород, залегающих выше границы Мохо, состоит вся земная кора. Соотношение различных типов горных пород в составе коры изменяется в зависимости от рельефа Земли и геологической структуры. В пределах континента выделяются равнины и горные области, в океанах — подводные окраины материков (шельф до глубины около 200 м, континентальный склон с подножием до глубин 2,5-3,0 км), ложе (с преобладающими глубинами 4—6 км), глубоководные желобы (до 10-11 км и более) и срединно-океанские хребты.

Обычно выделяют четыре главных типа земной коры: континентальный, океанский, субконтинентальный и субокеанский [10, 12, 30, 35].

Континентальный тип земной коры имеет различную мощность (толщину): в пределах континентальных равнин — платформ - 35-40 км, в молодых горных сооружениях - 55-70 км. Максимальная мощность (около 70-75 км) установлена под Гималаями и Андами. В строении континентальной коры участвуют две главные части: осадочная, состоящая из осадочных горных пород; консолидированная, сложенная магматическими и метаморфическими породами, которая обычно разделяется на гранитный (гранитогнейсовый) и базальтовый (гранулито-базальтовый) слои. Для всех слоев земной коры характерна переменная мощность. Так, мощность осадочного слоя колеблется от нуля (на щитах - Балтийском, Алданском и др.) до 5 км в пределах континентальных равнин и только в крупных прогибах консолидированной коры увеличивается до 8-10 км и более. В орогенных областях в предгорных и межгорных прогибах этот слой достигает 15-20 км. Мощность гранитного слоя изменяется от 10 до 25 км в зависимости от общей мощности земной коры, на равнинах она составляет примерно 15-20 км, в горных районах - 20-25 км. Базальтовый слой также обладает изменчивой мощностью - от 10-15 до 20 км в пределах платформ и до 25-35 км в некоторых горных сооружениях.

Океанский тип земной коры, характерный для ложа Мирового океана, резко отличается от континентального как по мощности, так и по составу. В нем отсутствует гранитный слой, а мощность колеблется от 5 до 12 км, в среднем составляя 6-7 км. Состоит он из трех слоев: 1) первый (верхний) слой рыхлых морских осадков имеет мощность от первых сотен метров до 1 км, реже больше; 2) второй слой имеет мощность от 1 до 1,5-3 км. По данным бурения, слой представлен базальтовыми лавами с подчиненными прослоями кремнистых и карбонатных пород; 3) третий слой мощностью 3,5-5 км пока не пройден бурением.

Субокеанский тип земной коры характерен для глубоководных котловин окраинных и внутренних морей (южная котловина Каспийского, Черное, Средиземное, Охотское и другие моря). Особенность строения этого типа земной коры — большая мощность осадочных пород (до 4—10 км, местами до 20 км). Подобное строение коры характерно и для некоторых глубоких впадин на суше, например для центральной части Прикаспийской низменности (впадины).

Субконтинентальный тип земной коры характерен для островных дуг (Алеутской, Курильской и др.) и окраин материков. По строению он близок к материковому типу, но имеет меньшую мощность (20—30 км). Особенностью субконтинентальной коры островных дуг является нечеткость разделения слоев консолидированной коры.

Последние геофизические данные и материалы уникальной сверхглубокой Кольской скважины глубиной свыше 12 км позволяют говорить о гораздо более сложной структуре земной коры и иначе подойти к истолкованию строения земной коры, стимулируя создание ее новых моделей. Например, в модели Н.И. Павленковой консолидированная часть континентальной коры (ниже осадочного слоя) в отличие от описанной двухслойной модели разделяется на три слоя. Более того, представленная двухслойная модель консолидированной части континентальной коры с выделением гранитного и базальтового слоев оспаривается многими сейсмологами. Геофизические исследования свидетельствуют о полной неопределенности в положении границы между этими слоями. Это подтвердили итоги бурения Кольской сверхглубокой скважины. По предварительным сейсмическим данным, эта скважина должна была вскрыть базальтовый слой на глубине около 7 км, однако этого не произошло, оказалось, что сейсмическая граница проходит внутри однообразной толщи метаморфических пород.

Это еще раз подчеркивает, что строение земной коры и Земли в целом отличается большой сложностью и разнообразием вследствие различной истории ее формирования и различного характера протекающих в ней процессов. Многое еще остается неясным, особенно в интерпретации вещественного состава нижних слоев континентальной коры.

§ 8.3. Гидросфера и атмосфера Земли

Водная оболочка Земли

Гидросфера — водная оболочка Земли, включающая в себя всю химически не связанную воду. Вода присутствует на Земле в трех фазовых состояниях: твердом, жидком и газообразном. Из почти 1,5 млрд км³ общего объема вод гидросферы около 94% приходится на Мировой океан, 4% — на подземные воды (большую их часть представляют глубинные рассолы), 1,6% -на ледники и постоянные снега, около 0,25% - на поверхностные воды суши (реки, озера, болота), большая часть которых расположена в озерах [1, 7, 14, 16, 19]. Вода присутствует в атмосфере и живых организмах.

Единство гидросферы обусловлено круговоротом воды - процессом ее непрерывного перемещения под воздействием солнечной энергии и силы тяжести, охватывающим гидросферу, атмосферу, литосферу и живые организмы (рис. 8.2). Круговорот воды слагается из испарения с поверхности океана, переноса влаги в атмосфере, выпадения осадков на океан и сушу, их просачивания и поверхностного и подземного стока с суши в океан. В процессе мирового круговорота воды происходит постепенное ее обновление во всех частях гидросферы. Причем подземные воды обновляются за сотни, тысячи и миллионы лет; полярные ледники - за 8-15 тыс. лет; воды Мирового океана — за 2,5-3 тыс. лет; замкнутые, бессточные озера - за 200-300 лет; проточные - за несколько лет; реки - за 11—20 суток; водяной пар атмосферы — за 8 суток; вода в организмах - за несколько часов [1, 7, 14, 16, 19]. Известно, что, чем медленнее водообмен, тем выше минерализация (соленость) воды в элементе гидросферы. Именно поэтому воды подземной гидросферы наиболее высокоминерализованы, а речные воды служат началом почти всех источников пресных вод.

Важным элементом гидросферы является Мировой океан, средняя глубина которого 3700 м, наибольшая - И 022 м (Марианский желоб). В морской воде растворены в разных количествах почти все известные на Земле вещества. Основная часть растворенных в морской воде солей - хлориды (88,7%) и сульфаты (10,8%), карбонаты (0,3%).

В каждом килограмме воды содержится в среднем около 35 г солей. Соленость воды в океане зависит от соотношения количества атмосферных осадков и испарения. Соленость ее понижают речные воды и воды тающих льдов. В открытом океане распределение солености в поверхностных слоях воды (до 1500 м) имеет зональный характер: в экваториальном поясе, где выпадает много осадков, она пониженная, в тропических широтах — повышенная, в умеренных и полярных широтах соленость снова снижается. Мировой океан поглощает и выделяет огромное количество газов (кислород, азот, углекислый газ, сероводород, аммиак и др.).

Температура поверхности воды Мирового океана также характеризуется зональностью, которая нарушается течениями, влиянием суши, постоянными ветрами. Наибольшие средние годовые температуры (27-28 °С) наблюдаются в экваториальных широтах. С увеличением широты температура вод Мирового океана понижается до 0 °С и даже ниже в приполярных областях (температура замерзания воды со средней соленостью на 1,8 °С ниже нуля). Средняя температура поверхностного слоя воды составляет +17,5 °С, а средняя температура воды всего Мирового океана +4 °С. Толщина многолетних льдов достигает мощности 3-5 м. Материковые льды в океане образуют плавающие горы - айсберги. Льды покрывают около 15% всей акватории Мирового океана.

Вода Мирового океана не находится в состоянии покоя, а совершает колебательные (волнения) и поступательные движения (течения). Волны на поверхности океана образуются главным образом благодаря ветру; высота их обычно не более 4-6 м, максимально до 30 м; длина волн от 100-250 м до 500 м. Волнение, вызванное ветром, с глубиной затухает: на глубине 200 м даже сильное волнение незаметно. При приближении к берегу от трения о дно скорость движения подошвы волны уменьшается, и гребень волны опрокидывается - возникает прибой. У крутых берегов, где энергия волн не гасится о дно, сила их удара достигает 30-38 т на 1 м². Волнения всей толщи океанских вод вызывают землетрясения, извержения вулканов, приливообразующие силы. Так, подводные землетрясения и извержения вулканов становятся причиной цунами, распространяющихся со скоростью более 700 км/ч. В открытом океане длина цунами оценивается в 200-300 км при высоте около 1 м, что обычно незаметно для судов. У берегов высота волны цунами увеличивается до 30 м, что вызывает катастрофические разрушения.