Рух вод у Світовому океані

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.

• ← Атмосферні процеси у Світовому океані
• Природні пояси Світового океану →