Полная версия

Главная arrow Экология arrow Науки о Земле

  • Увеличить шрифт
  • Уменьшить шрифт


<<   СОДЕРЖАНИЕ   >>

Гидрологический режим

Тепловой баланс океана. Его главные составляющие - радиационный баланс (суммарная солнечная радиация минус обратное излучение океана); потеря тепла на испарение; турбулентный теплообмен между поверхностью океана и атмосферой и внутренний теплообмен (между поверхностью океана и нижележащими слоями). Кроме того, в общий тепловой баланс океана входят передача океаном внутреннего тепла Земли, нагревание и охлаждение океана происходящими в нём химическими процессами, переход кинетической энергии в тепловую и выделение тепла при конденсации водяных паров на поверхности океана. Величина их крайне незначительная (каждая из них менее одной тысячной доли солнечной радиации). Поэтому при рассмотрении общего теплового баланса океана они обычно не учитываются. В табл. 32 приведены средние значения основных составляющих теплового баланса океана в ккал/см /год по широтным поясам.

Суммарная радиация увеличивается от высоких широт к низким, имея максимум около 20° с. ш. и 20° ю. ш., что объясняется малой облачностью в этих областях, характеризующихся высоким давлением атмосферы. Наибольшая затрата тепла на испарение отмечается также в районах высокого атмосферного давления. Турбулентный теплообмен в тропических и умеренных широтах меньше других основных составляющих теплового баланса. Нарастание его с широтой связано с увеличением разности температур воды и воздуха. Океан поглощает тепло в поясе 30° с. ш. - 30° ю. ш. и постепенно отдаёт его атмосфере в более высоких широтах. Это важный фактор смягчения климата умеренных и полярных широт в холодную половину года. В результате испарения и турбулентного теплообмена с поверхности океана атмосфере передаётся 82 ккал/см/год, в то время как с поверхности суши только 49 ккал/см‘/год. Отсюда следует, что океан служит главным фактором в формировании климата и погоды на Земле. Неравномерное поступление солнечного тепла на поверхность океана и изменчивость атмосферных процессов оказывают непосредственное влияние на температуру, солёность и другие его характеристики.

Водный баланс океана складывается из расхода воды при испарении с его поверхности и поступления её за счёт осадков и речного стока (табл. 33).

Средние значения основных составляющих теплового баланса

(по М. И. Будыко)

Широта

Суммарная радиация

Радиа

ционный

баланс

Потеря тепла па

испарение

Турбу

лентный

теплооб

мен

Внутренний теплообмен

70-60° с. ш.

69

23

33

16

-26

60-50

68

29

39

16

-26

50-40

90

51

53

14

-16

40-30

126

83

86

13

-16

30-20

156

113

105

9

-1

20-10

164

119

99

6

14

10-0

157

115

80

4

31

0-10° ю. ш.

160

115

84

4

27

10-20

160

113

104

5

4

20-30

149

101

100

7

-5

30-40

128

82

80

9

-7

40-50

93

57

55

9

-7

50-60

67

28

31

8

-11

  • 70° с. ш. -
  • 60° ю. ш.

127

82

74

8

0

Таблица 33

Водный баланс (по М. И. Львовичу)

Элементы баланса

Годовой объём, км2

Годовой слой, мм

Осадки

411 000

1 140

Приток речных вод

41 000

111

Испарение

452 000

1 251

Материковая составляющая водного баланса имеет значение лишь в прибрежных районах океана. В открытом океане определяющим является соотношение осадков и испарения. В Северном полушарии испарение равно 111,9 см/год, осадки - 116,7 см/год, в Южном -113,0 см/год и 91,6 см/год соответственно. В умеренных и полярных широтах, кроме того, большое значение для водного баланса имеют приход и расход пресной воды при таянии и образовании льдов.

Соотношение составляющих водного баланса определяет режим и изменения солёности вод океана. Годовые суммы составляющих водного баланса (в см слоя воды) для различных широт даны в табл. 34.

Температура. Верхним тонким слоем воды толщиной в 1 см поглощается 94 % поступающей на поверхность океана солнечной энергии. Вследствие перемешивания воды океана происходит передача

тепла всей ее толще. Различия теплового баланса определяют региональные и зональные особенности распределения температуры, что можно проследить по данным табл. 35.

Таблица 34

Годовые суммы составляющих водного баланса (но Л. И. Зубенок)

Широта

Испарение

Осадки

Материковый сток

60-50° с. ш.

105,0

57,4

47,6

50-40

114,0

86,3

27,7

40-30

96,2

121,2

25,0

30-20

81,5

141,1

59,6

20-10

124,7

148,8

24,1

10-0

193,0

127,0

66,0

0-10° ю. ш.

119,3

134,2

14,9

10-20

98,6

162,1

63,5

20-30

83,5

144,2

60,7

30^10

87,5

128,4

40,9

40-50

105,6

95,1

10,5

50-60

91,5

62,2

29,3

60° с. ш. -60° ю. ш.

102,4

112,7

10,3

Таблица 35

Средняя температура воды на поверхности океана

Широта

7(Т-6(Т

с. ш.

60-50

50-40

40-30

30-20

20-10

10-0

Температура, °С

2,9

6,1

11,2

19,1

23,6

26,4

27,3

Широта

0-10°

с. ш.

10-20

20-30

30-40

40-50

50-60

  • 70° с. ш.
  • - 60° ю.

ш.

Темпера-тура, С

26,7

25,2

22,1

17,1

9,8

3,1

19,32

Среднегодовая температура поверхностных вод океана равна 17,51 С, в то время как температура воздуха над океаном равна 14,4 °С. При этом в Северном полушарии температура воды выше, чем в Южном (за счёт влияния материков). Термический экватор (линия наибольших температур) располагается к северу от экватора. Здесь среднегодовая температура достигает 28 °С, в замкнутых тропических морях 32 °С. По мере удаления от экватора к полюсам она по-

степенно понижается до 1,5-1,9 °С в полярных районах. Распределение температуры на поверхности и в верхнем слое океана происходит, в общем, зонально, однако в умеренных широтах под влиянием тёплых и холодных течений температура воды в восточной части океана на 5-8 °С выше, чем в западных, а в субтропических широтах, наоборот, на востоке на 5-10 °С ниже, чем на западе. Сезонные колебания температуры наблюдаются до глубины 100-150 м. На поверхности океана их величина изменяется от 1 °С и менее у экватора до 10 °С и более в умеренных и субтропических широтах. На больших глубинах океана распределение температуры определяется глубинной циркуляцией, переносящей воды, погрузившиеся с поверхности. Чем в более высоких широтах происходит погружение воды, тем большие глубины они занимают (вследствие большей плотности), поскольку имеют более низкие температуры. В соответствии с этим температура с глубиной понижается и в придонном слое составляет 1,4-1,8 °С, а в полярных областях ниже 0 °С. Однако понижение температуры с глубиной не везде происходит равномерно. Существенные изменения температуры наблюдаются только до глубины 1000 м (в разных районах от 200 до 2000 м). В открытых районах океанов, кроме полярных областей, температура заметно изменяется от поверхности до глубины 300-400 м, а затем до 1500 м изменения весьма незначительны (на глубине 400-450 м - 10-12 °С, на 1000 м - 3-7 °С, на 2000 м - 2,5-3 °С), с 1500 м температура почти не изменяется. В умеренных и полярных широтах понижение температуры нарушается в некоторых случаях проникновением тёплых или холодных вод, включенных в глубинные течения. Во впадинах, глубина которых более 7 тыс. м, температура не понижается, а наоборот, повышается ко дну на несколько десятых долей градуса под влиянием адиабатических процессов.

Солёность. В зависимости от соотношения составляющих водного баланса солёность в отдельных районах меняется почти от 0 (близ устьев крупных рек) до 39-42 %о (в тропических морях - Красное море, Персидский залив, Средиземное море). Широтная зональность в распределении солёности на поверхности океана нарушается также под влиянием течений, образования и таяния льда. В табл. 36 приведены средние величины солёности на поверхности океана для различных широт. В Северном полушарии солёность ниже, чем в Южном. Наибольшие величины её в открытом океане отмечаются в тропических широтах Атлантического океана, где она достигает 37,25 %о. В полярных областях солёность падает до 31,4 %о на севере и 33,93 %о на юге, у экватора - до 32-34 %о. Сезонные колебания её наблюдаются до глубины 100-150 м, наиболее резко - в слое 10-25 м (превышают 2-3 %о). Ниже глубины 150 м распределение солёности так же, как температуры, определяется глубинной циркуляцией и меняется слабо (от 34,6 до 34,9 %о); между 40° с. ш. и 40° ю. ш. на глубине 400-800 м

отмечается слой минимума (34,0-34,5 %о), связанный с распространением погрузившихся с поверхности субполярных вод.

Таблица 36

Средняя величина солёности на поверхности океана

Широта

80°-60°

с. ш.

60-50

50-40

40-30

30-20

20-10

10-0

Солёность,

°/оо

32,87

33,03

33,91

35,30

35,71

34,95

34,58

Широта

0°-10°

ю. ш.

10-20

20-30

30^10

40-50

50-60

  • 70° с. ш.
  • - 60° ю.

ш.

Солёность,

%0

35,16

35,52

35,71

35,25

34,34

33,95

34,89

Циркуляция вод океанов обусловливается целым рядом факторов. Под влиянием атмосферной циркуляции поверхностные течения до глубины 150-200 м образуют антициклональные круговороты в субтропических и тропических широтах и циклональные - в умеренных и высоких широтах.

Первые образуются в тропических широтах мощными потоками пассатных течений, развивающихся под влиянием северо-восточных и юго-восточных пассатов. Эти течения пересекают океан с востока на запад. У восточных берегов материков они отклоняются к северу и югу соответственно в Северных и Южных полушариях и движутся вдоль материков приблизительно до широт 40-45°. Здесь под влиянием западных ветров поверхностные течения отклоняются на восток и вновь пересекают океан, образуя в Южном полушарии непрерывный поток поверхностных вод - течение Западных Ветров, а в Северном полушарии - мощные Северо-Атлантическое и Северо-Тихоокеанское течения. У западных берегов материков от восточных поверхностных течений отклоняются ветви в сторону экватора, где они сливаются с пассатными течениями и замыкают субтропические антициклональные круговороты.

В Северном полушарии восточные поверхностные течения отклоняются в более высокие широты, отделяя ветви в западном направлении. Эти ветви соединяются с поверхностными течениями, следующими из высоких широт в умеренные вдоль восточных берегов материков и замыкающими циклональные круговороты.

В высоких южных широтах близ Антарктиды существует течение, направленное с востока на запад, между ним и восточным течением умеренных широт также образуются циклональные круговороты, обусловленные общей циклональной циркуляцией атмосферы в этих широтах.

Системы течений Северного и Южного полушарий у экватора разделяются зоной межпассатных (экваториальных) противотечений, движущихся с запада на восток. Они имеют сезонный характер и только в Тихом океане существуют круглый год.

В муссонных областях океана течения меняются по сезонам (северная часть Индийского океана и северо-западная часть Тихого океана). Перенос в указанных системах циркуляций вод из низких широт в высокие и из высоких в низкие определяет наличие в океане теплых и холодных течений, отличающихся по своим температурам от окружающих вод.

Особенно ярко выражены системы тёплых течений Гольфстрим и Куросио в северных частях Атлантического и Тихого океанов и холодные течения Лабрадорское, Бенгальское, Курильское, Перуанское и др. На глубине более 150-200 м циркуляция вод определяется, главным образом, разностями плотностей воды в толще океана. Последние создаются тем, что воды, погружающиеся с поверхности океана в зонах сходимости течений (зона конвергенции) и в результате зимнего охлаждения и сползания по материковому склону, обладают различными температурными и солёностными характеристиками, соответствующими географической широте места их погружения. На глубине до 1000-1500 м погрузившиеся воды совершают, по-видимому, циркуляцию, подобную поверхностной. Но в ряде районов на эту циркуляцию накладываются мощные противотечения (например, подповерхностные течения Ломоносова и Кромвелла, которые развиваются в экваториальных широтах Атлантического и Тихого океанов).

На больших глубинах в направлении течений преобладает меридиональная составляющая, что обусловливает водообмен между северными и южными частями океана. Глубинные воды возвращаются на поверхность в зонах расхождения поверхностных течений (дивергенция морских вод) и в областях сгона поверхностных вод, таких, как циклональные круговороты.

Таким образом, происходит постоянное обновление вод на всех глубинах океана и перенос их гидрологических и гидрохимических характеристик от поверхности ко дну и обратно.

Волны. Помимо горизонтального и вертикального движений масс воды для динамического состояния океана характерны волновые движения, вызываемые ветром, приливами и землетрясениями. Ветровые волны наблюдаются только в верхнем слое океана до глубины в среднем 50-60 м, их высота 12-13 м и более. Преобладающая высота океанских волн в умеренных широтах около 4 м, в тропических - 1,5 м. Приливные и сейсмические (так называемые цунами) волны охватывают всю толщу воды океана. Приливные волны существуют в океане постоянно. В нем наблюдаются также внутренние волны, возникающие на поверхности раздела слоев воды с различной плотностью. Высота внутренних волн достигает нескольких десятков метров. Если верхний слои тонок и разница плотностей этого и нижележащего слоев велика, то создаётся явление «мёртвой воды», затрудняющей плавание, особенно парусных судов.

Приливы. Исключительную роль в режиме океана играют приливные явления в виде регулярных, почти периодических колебаний уровня воды, а также в виде приливных течений. Преобладают приливы полусуточного периода. Величина их в открытом океане не более 1 м, но у берегов достигает 3-6 м. Большие величины приливов характерны для побережий океанских заливов и окраинных морей: в заливе Фанди (Атлантическое побережье Канады) до 18 м. В некоторых районах (западная часть Мексиканского залива, Яванское море и др.) приливы суточные, величина их до 5,9 м (Охотское море). В других районах наблюдаются смешанные приливы (неправильные полусуточные или суточные) высотой до 12,9 м (Пенжинский залив Охотского моря). Приливные течения имеют особенно большое значение в узких местах, где могут достигать больших скоростей (свыше 7 м/с).

Перемешивание. Воды океана подвергаются перемешиванию, посредством которого происходит передача от слоя к слою гидрологических и гидрохимических характеристик и их выравнивание. Процессы эти действуют как в вертикальном, так и в горизонтальном (боковое перемешивание) направлениях.

Перемешивание делится на типы: молекулярное и турбулентное, в котором выделяются разновидности - фрикционное (вызванное силой трения слоев при их движении относительно друг друга) и конвективное. Фрикционное перемешивание проявляется главным образом в форме ветрового и приливного. Ветровое перемешивание проникает на глубину распространения ветровых волн, приливное охватывает всю толщу воды до дна океана. В отличие от ветрового перемешивания, развивающегося эпизодически, приливное осуществляется с более или менее правильной периодичностью. Конвективное, или плотностное, перемешивание связано с нарушением плотностной стратификации слоев воды при увеличении плотности вышележащего или уменьшении плотности нижележащего слоя, что обусловливается понижением температуры и повышением солёности в первом случае или обратными процессами - во втором. Наиболее важное значение имеет конвекция, развивающаяся при зимнем охлаждении поверхности океана (зимняя вертикальная циркуляция), когда она охватывает мощный слой воды и в отдельных замкнутых морях с большой солёностью воды распространяется до дна (Красное море, Средиземное море). При перемешивании вод различных температур и солёностей происходит увеличение плотности смеси, что весьма важно для режима океана. При этом основное значение имеют разности температур и их абсолютного значения. Чем ниже температура вод и чем больше их температурные различия, тем больше уплотнение и тем большие глубины охватываются перемешиванием. В результате уплотнения при перемешивании в зонах сходимости поверхности течении с различными температурными и солёностными характеристиками происходит погружение поверхностных вод на глубины океана.

Перемешивание в жизни океана имеет огромное значение. Благодаря ему солнечное тепло, поглощаемое тонким поверхностным слоем, распространяется на глубину, выравнивается солёность морских вод, глубинные и придонные воды получают кислород, а поверхностные обогащаются питательными (биогенными) веществами, накапливающимися в глубинных водах. Районы океанов с небольшими глубинами и интенсивным перемешиванием наиболее богаты в промысловом отношении (моря Баренцево, Северное, Азовское, район острова Ньюфаундленд и др.).

Уровень океана особенно у берегов непрерывно колеблется под влиянием приливов, изменений атмосферного давления, берегового стока, плотности морской воды и сгонно-нагонных ветров. Соответственно колебания уровня имеют периодический и непериодический характер. Периодические колебания, связанные с приливами, имеют полусуточный или суточный характер и достигают большой величины. Изменения уровня, вызванные изменениями атмосферного давления и другими длительно действующими факторами, носят сезонный характер. В некоторых замкнутых морях (Чёрное, Азовское, Балтийское) эти колебания превышают приливные. Непериодические изменения уровня вызываются сгонно-нагонными ветрами и имеют величину 1-3 м. В сочетании с приливным нагонный уровень может достигать большой высоты и иногда приводит к катастрофическим наводнениям на берегах океана (например, наводнения на берегах Северного моря). Существуют также вековые колебания уровня океана, связанные с колебательными движениями земной коры и колебаниями объёма Мирового океана.

Лёд в океане образуется в высоких и умеренных широтах. В высоких широтах вследствие малого количества солнечного тепла льды сохраняются по несколько лет. Эти многолетние льды, называемые паком, выносятся течениями и ветрами в умеренные широты, где тают. Наибольшей толщины (3-5 м) пак достигает в Арктике. В умеренных широтах образуется однолетний лёд, главным образом в морях с суровыми зимними условиями. Кроме морских льдов в океане встречаются огромные массы материковых льдов - айсберги, отрывающиеся в основном от ледников Антарктиды, Гренландии, Шпицбергена и некоторых других полярных островов. Наиболее распространены они в Антарктике и северо-западной части Атлантического океана.

Цвет и прозрачность воды океана определяются её избирательной способностью поглощать и рассеивать световые лучи и зависят от условий освещения поверхности океана, изменения спектрального состава и ослабления светового потока. При большой прозрачности вода приобретает интенсивный синий цвет, который характерен для открытого океана. При наличии значительного количества взвешенных частиц, сильно рассеивающих свет, вода имеет сине-зелёный или зелёный цвет, характерный для прибрежных районов и некоторых замкнутых морей. В местах впадения крупных рек, несущих большое количество взвешенных частиц, цвет воды приобретает жёлтые и коричневые оттенки. Максимальная величина относительной прозрачности (66 м), определяемая по глубине исчезновения белого диска диаметром 30 см, отмечена в Саргассовом море (Атлантический океан); в Индийском океане она составляет 40-50 м, в Тихом океане 59 м. В общем, в открытой части океана прозрачность уменьшается от экватора к полюсам, но и в полярных районах она может быть значительной. Особое явление, распространённое по всему океану, представляет собой свечение моря, вызванное свечением морских организмов (биолюминесценция).

Зональность. Распределение энергии Солнца в океане неоднородно и подчиняется закону зональности. Широтная зональность охватывает слой воды толщиной 150-200 м. В соответствии с этим в океане, как и на суше, выделяются полярные, субполярные, умеренные, субтропические, тропические и экваториальные пояса. Границы между ними во многих случаях отчётливо выражены в виде фронтов (зон конвергенции), на которых резко меняются свойства и динамика вод, например фронт Куросио в Тихом океане и фронт Гольфстрима в Атлантическом океане, Антарктический фронт, южный субтропический фронт.

Вертикальная зональность проявляется в последовательной смене поверхностных, подповерхностных, промежуточных, глубинных и придонных водных масс. Поверхностные водные массы отличаются наиболее интенсивным развитием процессов, обусловленных активным обменом энергии и вещества с атмосферой. Толщина их в среднем 150-200 м. Подповерхностные водные массы располагаются на глубине 200-500 м; в низких и умеренных широтах они характеризуются повышенной солёностью, а в низких широтах - также повышенной температурой. Промежуточные водные массы довольно сильно отличаются от выше- и нижележащих вод: в полярных широтах - своей повышенной температурой, а в умеренных и тропических - пониженной солёностью и минимальным содержанием кислорода. Нижняя граница их располагается в разных частях океана на глубине от 1000 до 1500 м.

Глубинные водные массы получили наибольшее развитие по вертикали. Нижняя их граница проходит на глубине 3000-3500 м. При большой однородности свойств глубинных вод в океане выделяются 4-5 различных типов вод, отличающихся друг от друга особенностями формирования и главным образом солёностными и кислородными характеристиками.

Придонные водные массы занимают наиболее глубокие части океана, перемещаясь от районов полюсов по котловинам и соединяющим их подводным понижениям. В среднем толщина придонных вод 1000-1500 м, в глубоководных желобах (впадинах) - более 6000 м. Наибольшее распространение в океане имеют придонные антарктические воды, обладающие низкой температурой и относительно богатые кислородом. В Атлантическом океане они распространяются вплоть до 40° с. ш., в Тихом океане вплоть до экватора, а местами до 10-20° с. ш.

 
<<   СОДЕРЖАНИЕ   >>