1. Основные физические факторы биологической и рыбопромысловой продуктивности

1. Пространственное распределение океанографических характеристик

К основным океанографическим характеристикам, обуславливающим поведение и воспроизводство объектов рыболовного промысла, относятся: температура, соленость и плотность вод Мирового океана, а также перемещение водных масс в трехмерной системе течений. Волновые процессы, прозрачность воды, содержание кислорода могут быть отнесены к факторам, влияющим на перемещение рыбных скоплений, но комплекс первых названных свойств образует среду с основными физическими и динамическими предпосылками, формирующими остальные условия обитания живых организмов в море.

Как известно, приток тепла к определенной точке морской поверхности обусловлен, главным образом, углом падения солнечных лучей относительно линии от данной точки горизонта. Количество тепловой энергии, проникающее в воду, зависит от прозрачности ее, следовательно, уменьшается с глубиной. По Свердрупу доля суммарной солнечной энергии снижается в процентном отношении от исходной следующим образом:

Глубина (м)	0	1	2	5	10	20	50	100
Суммарная солнечная радиация %	100	37,7	31,6	23,7	16,1	9,35	2,69	0,45

В прибрежных водах при увеличении мутности воды ослабление солнечной радиации происходит еще быстрее:

Глубина (м)	0	1	2	5	10	20	50
Суммарная солнечная радиация %	100	26,7	17,0	5,95	1,21	0,05	---

При распространении тепла в глубинные слои только под воздействием молекулярной диффузии, определенное значение температуры от поверхности до 100 м передалось бы только через 2000 лет. Однако, турбулентное перемешивание, обусловленное ветровым волнением и анизотропностью морских течений, увеличивает скорость передачи тепла по вертикали на несколько порядков. Конвективное перемешивание вод при выхолаживании в зимний период в умеренных и полярных широтах обеспечивает выравнивание температуры верхнего слоя океана за счет переноса холода в нижние слои. Плотностная конвекция при испарении и осолонении поверхностных вод наоборот переносит в глубину тепло.

В результате вышеописанных процессов формируется профиль вертикального распределения температуры (Рис. 1)

Рис. 1. Вертикальные профили температуры воды в море в разных широтных зонах: а - тропической, в – умеренной, с – полярной.

Как видим – общее генеральное изменение температуры отражает ее характерное падение с глубиной. На эту закономерность накладывается ряд особенностей, обусловленных широтными климатическими условиями и адвекцией вод сопредельных районов. В тропических широтах (Рис. 1, а), где отсутствует плотностная конвекция при зимнем выхолаживании, весь год сохраняется верхний квазиоднородный слой толщиной 10-50 м, образованный постоянным прогревом и ветровым перемешиванием. Ниже находится слой повышенного вертикального градиента температуры, именуемый слоем скачка или термоклином. В умеренных широтах (Рис. 1, в) такой же термоклин и верхний квазиоднородный слой образуются в летний период. При осенне-зимнем выхолаживании эта структура разрушается и температура выравнивается по вертикали в слое от 100 до 400 м в результате плотностной конвекции. Последующий летний прогрев и ветровое перемешивание в некоторых морях (Черное, Охотское) не ликвидируют подповерхностную холодную, так называемую «зимнюю», воду и тем самым сохраняется промежуточный минимум температуры. В полярных широтах (Северный Ледовитый океан, воды Арктики) образуется промежуточный максимум температуры (Рис. 1, с), который образуется проникновением более соленых и теплых вод субтропической зоны в полярные районы. Характерным примером является глубинный слой относительно теплых вод, простирающийся от зоны субтропической конвергенции почти до шельфа Антарктиды.

Изменение температуры поверхностного слоя океана в основном соответствует широтным зонам, аналогично распределению солнечной энергии на поверхности земного шара. В южном полушарии, где сезонный нагрев и выхолаживание материков в меньшей степени искажают характерное распределение температуры по сравнению с северным полушарием, изотермы проходят почти параллельно широтам. В северном полушарии, кроме того, система разгрузки теплых вод, избыток которых образуется у восточных берегов материков в тропических широтах, возникающий из-за «пассатного нагона», создает меридиональные потоки в виде теплых течений, например Гольфстрим в Атлантическом океане и Куросио в Тихом. Приток вод в полярные широты компенсируется встречными холодными течениями – соответственно Лабрадорским и Ойясио. Таким образом, распределение температуры в северном полушарии получается более сложным и с большими различиями между холодными и теплыми половинами года.

Температура вместе с соленостью воды определяет ее плотность. Зависимость плотности от температуры обратная (чем холоднее вода, тем она плотнее), а от солености – прямая. Поскольку вертикальная стратификация водных масс обусловлена увеличением плотности с глубиной, то уменьшение температуры и увеличение солености от поверхности до дна является общей закономерностью. Характерный вертикальный профиль роста солености с глубиной искажается рядом причин. Интенсивное испарение вод в тропических и субтропических широтах создает запас соленых вод, которые погружаются на нижележащие горизонты и создают там промежуточные максимумы. Наиболее интенсивными «испарителями» являются Средиземное и Красное моря, где соленость превышает 40%. Погруженные средиземноморские воды в Атлантическом океане и красноморские в Индийском, создают глубинные слои повышенной солености (Рис. 2). В то же время, перемешивание соленых вод субтропических широт с относительно распресненными и холодными водами полярных создает подповерхностные слои промежуточного минимума солености.

Рис. 2. Вертикальный профиль солености в субтропических широтах.

В районах стока пресных вод в море в верхнем слое создается обычно повышенный вертикальный градиент солености, именуемый халлоклином. В Черном море, например, халлоклин существует на глубинах 75-120 м и обуславливает здесь мощный градиент плотности (пикноклин), который в отличие от сезонного термоклина, не разрушается зимней конвекцией. Это обстоятельство создает препятствие аэрации нижележащих вод и является причиной образования сероводородной зоны от 100-150 метров до дна.

Пространственное распределение солености определяется водным балансом осадков и испарения плюс влияние ледотаяния. Максимальная соленость в океане наблюдается в тропических и субтропических широтах – до 36%. Наименьшая соленость 30-34% характерна для высоких широт. В экваториальной зоне также существует пояс пониженной солености (33-34‰), которая создается интенсивными осадками. Естественно, что в районах впадения рек в океан возрастание солености начинается с нулевого значения.

Плотность морской воды (в г/см³) отличается от плотности пресной на 0,02-0,03 грамма в кубическом сантиметре. Для расчетов и построения графиков используется условная плотность: G_t=(-1)*10³, таким образом, если =1,01425, то _t=14,25.

Распределение плотности по вертикали определяется условием стратификации, при которой более тяжелая вода не может находиться выше легкой. Увеличение этой характеристики с глубиной также не является равномерным. Конвекция при зимнем выхолаживании или интенсивном испарении и осолонении, а также ветровое перемешивание, создают слой повышенного вертикального градиента плотности (пикноклин), совпадающий с термо- или халлоклином, или сочетанием обеих характеристик. В открытом океане сезонный пикноклин располагается в пределах от 25 до 100 м, его глубина в общем увеличивается от полярных районов к тропическим. В соответствии с распределением температуры и солености в разных районах океана формируются воды различной плотности: в низких широтах менее плотные, в высоких – более плотные. Это обусловлено преобладающим влиянием температуры.

Сочетание определенных значений температуры и солености является основной характеристикой водных масс. Водные массы представляют собой большие, сравнимые с размерами океана, объемы вод, формирующиеся в квазистационарных климатических условиях. Каждая из них в конкретной географической точке может быть представлена отрезками кривой, проведенной в координатах температуры и солености. Это так называемые Т, S – кривые, принятые в океанографии для изображения распределения водных масс в любой точке моря с наблюдениями за температурой и соленостью (Рис.3). На базе множества точек в Т, S – поле строятся карты водных масс, а с применением объемного статистического анализа определяются их объемы, количества в них тепла и солей.

200

Рис. 3. Т, S – кривые: а – тропические широты, в – Черное море.

Плотность морской воды в среднем уменьшается от высоких широт (27,5 у.е.) к экватору, где достигает самых низких, для открытого океана, величин (21,0 – 22,0 у.е.). Средняя условная плотность Мирового океана 24,74, самая низкая (18,0) отмечена в Панамском заливе (Тихий океан), самая высокая (28,0) – юго-западнее Шпицбергена и в водах Антарктики. В полярных морях плотность воды относительно высокая (в Норвежском, Гренландском, Баренцевом) из-за низкой температуры и проникновения соленых вод Атлантики. В Красном море и Персидском заливе она высока из-за большой солености. В Балтийском море, в Азовском плотность низкая по причине речного стока. В Черном море изменение солености по глубине существенное – от 18‰ на поверхности до 22‰ ниже 100 м, поэтому галлоклин на этих глубинах образует мощный пикноклин, который не разрушается зимней температурной конвекцией.