Рух вод у Світовому океані
Російська
На жаль, цей запис доступний тільки на
Російська.
К сожалению, эта запись доступна только на
Російська.
Главные характеристики вод океана — температура и соленость. Их вариации в пространстве порождают многие физико-географические различия между отдельными частями океана. Солнечная радиация распределяется по поверхности океана крайне неравномерно. Зимой в приполярных районах солнце вообще не показывается, летом не поднимается выше 20—30° над горизонтом. В приэкваториальных районах каждый день оно поднимается высоко, почти до зенита. В результате неравномерного нагрева температура воды на поверхности открытого океана изменяется в пространстве примерно от —2 до + 30°. Следовательно, можно сказать, что в приполярных, высоких широтах вода в течение всего года холодная, близ экватора и в тропиках на поверхности — теплая (20—30°), а в умеренных широтах ее температура значительно колеблется по сезонам приблизительно в пределах 5—20° (на поверхности).
В низких широтах метеорологические процессы и гидрологические условия отличаются относительной устойчивостью, в умеренных и частично высоких широтах они очень изменяются от года к году.
Тепловая энергия, приходящая от солнца, практически полностью поглощается в нескольких верхних дециметрах воды. В штиль тепло проникает на глубину крайне медленно, в результате молекулярной диффузии. Поэтому летом при штиле в морях и океанах образуется тонкий поверхностный теплый слой, ниже которого находятся прохладные воды. Их разделяет слой резкого изменения температуры по вертикали — слой скачка температуры, или термоклин. При ветре, в зависимости от его силы и продолжительности, перемешивается большая или меньшая толща воды. В пределах перемешанного слоя температура выравнивается: на поверхности она понижается, на глубине — повышается. Теплозапас в итоге такого перемешивания не изменяется. Глубже остается холодная вода.
В высоких широтах происходит образование льда. Близ Северного полюса и Антарктиды лед не успевает растаять за лето и сохраняется круглый год. В несколько более низких, субполярных, широтах лед формируется осенью и зимой, но летом в основном исчезает.

Среднегодовая температура воды на поверхности Мирового океана
Соленость воды на поверхности определяется соотношением количества выпадающих осадков и величины испарения, притоком вод из других районов, подъемом вод с глубины, речным стоком, ледовыми явлениями. Средняя величина солености на поверхности открытого океана — приблизительно 35‰. Количество выпадающих осадков очень велико у экватора (2—4 м в год), меньше (500— 1000 мм в год) в умеренных широтах и очень мало в субтропиках, близ тропиков Рака и Козерога, а также у полюсов. Испарение весьма значительно в зонах господства сухого воздуха в тропиках и субтропиках, намного меньше в постоянно влажной атмосфере у экватора и в умеренных широтах, совсем ничтожно у полюсов. В результате некоторое превышение осадков над испарениями наблюдается у экватора. В субтропиках и у тропиков, наоборот, величина испарения намного больше величины осадков. Поэтому в открытом океане соленость несколько ниже средней у экватора (34,5—33‰), выше средней в тропиках и субтропиках (35,5—37‰) и близка к средней в умеренных широтах. У полюсов летом в результате таяния льдов она меньше средней.
На глубине сотен метров соленость постепенно приближается к величине 34,8‰ и несколько более 34,5‰ на больших глубинах.
Под влиянием климатических факторов в разных частях океанов формируются большие массы вод, различающиеся температурой, соленостью и некоторыми другими характеристиками. Для каждого географического района океана характерны те или иные водные массы. Если водная масса переносится течением из одного района в другой, то ее характеристики изменяются: она может охладиться, стать более пресной и т. д. При смешении разных водных масс часто создаются новые.
Циркуляция атмосферы, разность уровней океана и распределение температуры и солености (а следовательно, и плотности) воды обусловливают общую циркуляцию вод океана. Можно сказать, что горизонтальные движения поверхностных вод, т. е. поверхностные течения, вызываются преобладающими ветрами, а горизонтальные потоки на глубинах — различиями в плотности воды в разных районах и отчасти также поверхностными течениями. Влияние ветров на поверхностные течения достаточно четко проявляется в областях устойчивых ветров — пассатов тропических широт и западных ветров умеренного пояса. Здесь направления потоков воды и ветров почти совпадают. Так, северо-восточный и юго-восточный пассаты в обоих полушариях порождают соответственно направленные на запад пассатные течения. Связь течений и ветра подтверждена теоретическими расчетами, а также моделями Атлантического океана. Скорость океанских течений примерно в 10 раз меньше скорости создающего их ветра. Юго-западные и западные ветры умеренных широт поддерживают и усиливают потоки вод на восток в обоих полушариях — Северо-Атлантическое, Северо-Тихоокеанское течения в северном полушарии и Западный дрейф в южном.
Тесная связь течений и ветров особенно ярко проявляется в северной муссонной области Индийского океана, в меньшей степени — на западе Тихого океана и в морях Индонезии. Как известно, в северной части Индийского океана зимой северного полушария дует несильный северо-восточный муссон из области высокого давления над холодной центральной частью Азии. В это время преобладает поток вод на запад. Летом над Южной и Юго-Западной Азией из-за исключительно сильного нагрева суши образуется область резко пониженного атмосферного давления, и с июня-июля сюда втягивается воздух с океана — начинается юго-западный муссон. Однако вскоре, буквально через несколько недель, течения меняют направление на обратное, на восток.
Под действием устойчивых ветров отмечаются явления нагонов и сгонов вод. Нагон обычно происходит тогда, когда ветер дует к берегу. Сгон развивается при устойчивом и достаточно сильном ветре с берега. В этом случае с глубины нескольких десятков метров, а иногда с 200—300 м поднимаются воды со свойственной им более низкой температурой, с иными химическими характеристиками. Это так называемый апвеллинг. Вода поднимается очень медленно — порядка 1—3 м в сутки. Подъем обычно происходит в узкой прибрежной зоне, но влияние его распространяется на обширные прилегающие акватории. Апвеллинг развивается под действием не только ветра, но и отклоняющего влияния суточного вращения Земли па движущуюся водную массу. В северном полушарии это отклонение вправо (если смотреть вниз по направлению течения), в южном — влево. В результате у одного края течения накапливаются излишки воды с последующим погружением, у противоположного — образуется надостаток.
Если течение в северном полушарии движется так, что берег находится справа, то у берега происходит накопление, динамический нагон вод. Наоборот, если берег слева от течения, поверхностная вода уходит в открытый океан, у берега создается недостаток воды и развивается компенсационный подъем вод с глубины. Поднимающаяся вода более холодная. Поэтому подъем сопровождается падением температуры, иногда очень существенным.
В Мировом океане устойчивый подъем наблюдается у побережья Северо-Западной и Юго-Западной Африки, у западных берегов Северной и Южной Америки в тропических и частично субтропических широтах. Кроме того, у западного берега Индии, восточного берега Сомали, у Мозамбика, над банкой Кампече и в некоторых других местах отмечается сезонный подъем вод, наиболее интенсивный летом, при усилении течений.
Пассатные течения, несущие воду с востока на запад, вызывают повышение уровня воды у западных окраин океанов в низких широтах. В Атлантическом океане превышение уровня составляет примерно 20 см, в Тихом — около 50 см. В результате здесь зарождаются стоковые течения — поверхностные и подповерхностные. Среди поверхностных — Гольфстрим, Бразильское, Куро-Сиво и Восточно-Австралийское. У самого экватора, в полосе затишья, из-за широтной (в направлении север—юг) неравномерности поля ветра образуется течение на восток — Экваториальноепротивотечение. Наиболее мощное и протяженное оно в Тихом океане, в Атлантическом, особенно зимой северного полушария,— значительно короче. Все эти течения выносят избыток вод из западных частей океанов либо в более высокие широты, либо на восток.
Подповерхностные компенсационные потоки открыты сравнительно недавно. Это течения Кромвелла в Тихом океане, Ломоносова — в Атлантическом, Тареева — в Индийском. Кроме того, севернее и южнее экватора, примерно около 20° широты, имеются подповерхностные струи на восток, иногда доходящие до поверхности океана.
В низких широтах на восточных окраинах океанов возникают холодные компенсационные течения из субтропических широт к экватору: Канарское, Венгельское, Калифорнийское, Перуанское.

Поверхностные течения и основные зоны конвергенций в Мировом океане
Если два поверхностных течения движутся параллельно друг другу в противоположных направлениях, то в зависимости от направления поперечной составляющей поверхностные воды на границе имеют тенденцию либо расходиться (составляющие направлены в противоположные стороны), либо сходиться (составляющие идут навстречу друг другу). В первом случае на границе возникает полоса дивергенции — расхождение вод в стороны и компенсационный подъем с глубины. Во втором случае образуется полоса схождения вод — конвергенции с накоплением вод на границе и погружением их на глубину. Формирование и расположение зон дивергенций и конвергенции в Мировом океане было изучено В. Н. Степановым. На границах северных пассатных течений с Северо-Атлантическим, Северо-Тихоокеанским и с Экваториальным противотечением также образуются зоны конвергенций. Дивергенции находятся на самом экваторе в области Южного пассатного течения Тихого океана, которое захватывает акваторию и севернее экватора.
Обычно граница между противоположно направленными течениями, несущими разные водные массы, не идет по прямой линии. На ней возникают волнообразные изгибы, переходящие, как и в атмосфере, в циклонические и антициклонические вихри большого масштаба, диаметром в десятки и сотни километров. Иногда такие сильно развитые вихри отделяются от основного потока и живут некоторое время в чуждой им воде другого течения. Такие явления наблюдаются в северной части Атлантического океана, у края Гольфстрима, в Тихом — у границ Куро-Сиво.
Холодные ветры из высоких широт северного полушария — одна из главных причин образования потоков в умеренные широты холодных арктических вод Восточно-Гренландского течения, Лабрадорского, Курильского. В умеренных широтах они встречаются с теплыми течениями. В результате образуется зона схождения вод разных свойств, или гидрологический фронт. По географическому положению он близок к атмосферному фронту умеренных широт. Следовательно, умеренные широты — это область взаимодействия и смешения не только воздушных, но и водных масс.
Горизонтальные движения вод на глубине создаются в значительной мере различиями в плотности воды. Это можно пояснить на простом опыте, проведенном Л. Mapсильи. Возьмем резервуар, перегороженный сплошной, непроницаемой перегородкой. В одной половине находится легкая вода, в другой — более плотная. Если удалить перегородку или проделать в ней несколько отверстий, то тяжелая вода начинает течь вдоль дна и вытесняет легкую воду в верхние слои. Движение вод продолжается до тех пор, пока все нижние слои не будут заняты тяжелой водой, а верхние — легкой.Если в силу каких-либо причин в одной половине сосуда будет непрерывно увеличиваться плотность воды, а в другой — понижаться, то движение воды станет постоянным. Возникнет постоянная плотностная циркуляция.
Такое явление широко распространено в океане. Вода охлаждается и потому делается более плотной на поверхности в высоких широтах. Как и в резервуаре, она погружается, стремясь занять все пространство у дна. Плотные воды образуются в результате либо охлаждения, либо повышения солености. Осолонение может произойти из-за испарения воды или образования льда, так как при замерзании значительная часть солей вытесняется из льда в окружающую воду. В некоторых районах охлажденные воды имеют повышенную соленость.
В Арктике и Антарктике во время сильного осенне-зимнего охлаждения воды формируются льды. При этом образуются большие массы плотной холодной воды. Они погружаются на сотни метров и глубже и распространяются на обширные акватории Мирового океана. То же самое происходит и с водами субарктических, субантарктических и частично — умеренных широт. Из-за большой плотности они погружаются под поверхностные воды до тех пор, пока их плотность не сравняется с плотностью окружающих вод, а дальше идет почти исключительно горизонтальное движение.
В высоких и средних широтах находится несколько очагов формирования плотных вод. Это многие районы антарктических вод, особенно море Уэдделла, Северный Ледовитый океан, северные части Атлантического и Тихого.
В субтропических и тропических частях океанов плотные и очень соленые (36—37%) воды образуются в основном в результате большого испарения (испаряется слой воды около 2 м в год) и зимнего охлаждения до 18—16°. Эти воды погружаются под очень теплую и легкую поверхностную воду.
Своеобразные центры формирования высокосоленых вод (вследствие интенсивного испарения) находятся в полузамкнутых морях и заливах низких широт: в Средиземном (39‰) и Красном (более 40‰) морях, Персидском (около 39‰) и отчасти в западной половине Мексиканского (37‰) залива. Зимой эти воды несколько охлаждаются и погружаются. Струи их выходят в океан и прослеживаются на той или иной глубине на расстоянии многих сотен миль от пролива, соединяющего море или залив с океаном.
Необходимо кратко остановиться на разных видах перемешивания вод. Ветровое перемешивание охватывает поверхностный слой при шторме обычно до глубины нескольких десятков метров. Глубина зависит от силы и продолжительности ветра, а также от распределения плотности воды. Если вода имеет одинаковую плотность до больших глубин, то сильный шторм может перемешать ее почти до 100 м. Если же плотность воды значительно возрастает с увеличением глубины, то перемешать такую переслоенную, или стратифицированную, по плотности воду значительно труднее.
При осенне-зимнем охлаждении поверхности воды ее плотность становится больше плотности нижележащих слоев, поверхностная вода погружается, а глубинная поднимается. В результате вода перемешивается по вертикали. Это — конвективное перемешивание. В районах сильного охлаждения, например у берегов Гренландии, оно охватывает толщу воды в несколько сот метров и во многих местах доходит до дна. В глубинные слои поступает кислород, а оттуда к поверхности доставляются биогенные вещества. Так происходит ежегодная вентиляция глубинных слоев.
В низких широтах, где поверхностные воды охлаждаются очень слабо, конвективное перемешивание незначительно. На поверхности устойчиво располагаются теплые воды, глубже — прохладные и холодные. Лишь в районах сильного осолонения формируются более плотные воды.
При контакте вод, движущихся с разной скоростью или в противоположных направлениях, возникает вихревое турбулентное перемешивание. Все виды перемешивания делают воду однообразной по температуре, солености и другим свойствам. Процессы нагревания, охлаждения, осолонения, опреснения, наоборот, увеличивают вертикальные и горизонтальные контрасты характеристик, сообщают водам свойства, присущие районам их формирования. Так, в высокие широты теплыми течениями приносятся тропические воды высокой температуры и солености с тропическим планктоном.
Система поверхностных течений океана в сочетании с картами распределения температуры и солености представляет собой основу физико-географического районирования Мирового океана.
Для понимания физической географии океана необходимо знать некоторые очень существенные особенности гидрохимии океанской воды, определяющие, в частности, процесс осадконакопления, а также возникновение, распределение, движение и преобразование органогенных питательных солей азота, фосфора, кремния.
В воде океана содержится небольшое количество углекислого кальция в форме Са(НСО3)2. Он поступает в океан в основном с речным стоком. В холодных и прохладных водах высоких и умеренных широт углекислый кальций не выпадает в осадок, но в теплых поверхностных водах низких широт он насыщает раствор (иногда процент насыщения доходит до 300). Причина этого заключается в том, что в теплых водах может содержаться лишь очень малое количество углекислого газа, который повышает растворимость углекислого кальция. В результате соль имеет тенденцию выпадать в осадок. (Сходное явление наблюдается в самых обычных чайниках и кастрюлях при нагревании в них воды: на стенках и дне образуется накипь, состоящая в основном из углекислого кальция.)
В океане процесс осаждения происходит при деятельном участии организмов (фораминиферы, коралловые полипы, моллюски, иглокожие и др.), которые для построения своего скелета нуждаются в твердом веществе. Хлориды и сульфаты, очень легкорастворимые, для таких целей не подходят. Поэтому животные экстрагируют углекислый кальций из воды и строят из него внутренний и внешний скелет, раковины (у многих тропических моллюсков они массивны) и т. д. После отмирания животного твердые части скелетов и раковины переходят в донные осадки. Постепенно в низких широтах отлагаются огромные толщи карбонатов — мел, известняк; в дальнейшем они частично доломитизируются или метаморфизуются (образуется мрамор). Этот отличный строительный материал широко используется для сооружения зданий.
В высоких широтах, где углекислый кальций извлекать из воды трудно, в формировании скелетов большую роль играют силикаты. Они образуют кремнесодержащие илы и другие отложения (карбонатных осадков значительно меньше). Интересно, что силикаты и алюмосиликаты (кирпич) преобладают и на суше, в постройках, возводимых людьми.
Однако если бы в океанах не было рифообразующих кораллов и других организмов, строящих скелет из извести, то в низких широтах все равно происходило бы отложение карбонатов из-за пересыщенности теплых вод. В таких районах были бы распространены мощные толщи, но кристаллических разностей — кальцита и арагонита. Эта гидрохимическая особенность имеет большое значение для геологии, геохимии, биологии и географии всего океана.
В водах океана на разных широтах содержится разное количество растворенного кислорода: около 8 мл/л в высоких широтах и около 4 мл/л в теплых, поверхностных водах низких широт. Эти различия определяются в основном величиной растворимости кислорода в зависимости от температуры воды. На некоторых глубинах при большом потреблении кислорода в низких широтах может создаваться недостаток его для животных.
Другая существенная гидрохимическая особенность океана определяет по существу его биологическую, а следовательно и рыбопромысловую, продуктивность. Известно, что на суше плодородие почвы зависит в основном от содержания в ней трех элементов: фосфора, калия и азота (в связанном состоянии). Калия в воде достаточно. Поэтому плодородие вод обусловлено в основном содержанием соединений фосфора и азота, необходимых для образования живой массы — растений и животных. Этих веществ во многих районах океана очень мало, что задерживает развитие в них жизни. К жизненно важным элементам в океане добавляется еще и кремний.
Органические остатки под действием силы тяжести погружаются на ту или иную глубину. Постепенно они минерализуются. В результате на всех широтах на глубине нескольких сот метров накапливаются органогенные элементы. Но дальнейшая их судьба в разных районах различна. В высоких широтах, где ежегодно осенью-зимой происходит сильное конвективное перемешивание, питательные соли выносятся в поверхностные слои. В низких широтах, где конвективное перемешивание незначительно, соли часто накапливаются на глубинах 500—1000 м, а в верхних слоях содержание их ничтожно. Таким образом, поверхностные слои тропических вод характеризуются обилием солнечных лучей и кислорода, но почти полным отсутствием солей фосфора и азота, большие глубины (сотни метров) — обилием питательных солей, но отсутствием солнечных лучей и часто очень малым количеством кислорода. Поэтому в тропиках, в районах, где глубинные воды с высоким содержанием солей фосфора и азота поднимаются на самую поверхность или в приповерхностные, освещенные солнцем слои, создаются исключительно благоприятные условия для развития жизни.
Районы апвеллинга в низких широтах отличаются большой биологической продуктивностью. Здесь находится плодородная «молодая», только что поднявшаяся вода. В ней еще не успел развиться фитопланктон. Все новые и новые порции поднимающейся воды постепенно оттесняют ранее поднявшуюся воду на периферию зоны апвеллинга. В ней начинается развитие фитопланктона, интенсивная фотосинтетическая деятельность, а количество питательных солей в связи с этим уменьшается. Вода из «молодой» превращается в «зрелую». Затем на основе скоплений фитопланктона развивается зоопланктон, при этом фитопланктон постепенно выедается организмами зоопланктона. Одновременно продолжается дальнейшее движение этой поднявшейся воды дальше от очага подъема и ее постепенный прогрев солнцем. Когда вода потеряла большую часть питательных солей, а основная часть фитопланктона съедена зоопланктоном, который уже явно преобладает в общей биомассе, она называется «старой». Таким образом, во многих районах апвеллинга можно наблюдать такую смену вод в пространстве: «молодая» вода в самом очаге подъема, дальше к периферии или вниз по течению — «зрелая» вода, зеленая от обилия фитопланктона, еще дальше — «старая», уже прогревшаяся вода с преобладанием зоопланктона. По мере того как рыба выедает планктон, вода становится более прозрачной, голубой. Прогреваясь, она трансформируется в обычную для этих широт воду — малоплодородную, теплую, прозрачную.

Взаимодействие элементов природы в океане
Освещенность вод и их прозрачность сильно влияют на биологические явления, особенно на интенсивность фотосинтеза. С другой стороны, количество планктона определяет прозрачность (и цвет) воды, а следовательно и освещенность подповерхностных слоев.
Конфигурация береговой линии и рельеф дна воздействуют на поверхностные и глубинные течения, вертикальные движения вод, условия существования живых организмов, их количество, динамику береговой зоны, осадконакопление. Последнее же изменяет рельеф дна и очертания береговой линии. Во многих районах береговые процессы в значительной мере зависят от биологических явлений в океане. Некоторые из этих прямых и обратных связей можно изобразить в виде упрощенной схемы.
Основные различия в физических и химических свойствах океана наблюдаются в меридиональном направлении: в высоких широтах — низкая температура, ледовые явления, формирование и зарождение потоков холодных вод, большое количество кислорода в воде; в умеренных широтах — повышение температуры воды, увеличение ее годовой амплитуды, движение на восток, исчезновение льдов, в низких широтах — высокая температура поверхностных вод, плохое вертикальное перемешивание, малое плодородие вод, преобладающий поток вод на запад. Кроме того, имеются различия в пределах одних и тех же широт: выделяются области формирования глубинных вод, области апвеллинга, полосы теплых и холодных течений.
Советские океанологи Л. А. Зенкевич и В. Г. Богоров создали учение о биологической структуре океана. Основные положения этого учения состоят в следующем. При движении в меридиональном направлении изменяется качественный состав фауны и флоры и количество организмов. В биологической структуре существует широтная симметрия. Плоскостью симметрии служит экваториальная плоскость. В теплых водах организмы быстро растут и рано начинают размножаться, в холодных живут долго, растут медленно и размножаются поздно. В теплых водах низких широт наблюдается большое видовое разнообразие организмов. В высоких широтах число видов значительно меньше. Биомасса планктона и других организмов максимальна в районе 50—60° широты обоих полушарий, минимальна в полярных, субтропических и тропических широтах, несколько повышена близ экватора.
Л. А. Зенкевич выделяет пять биогеографических областей, вытянутых в широтном направлении: арктическую, северную умеренную, тропическую, южную умеренную и антарктическую.