Водний баланс, температура та солоність вод Світового океану

Водний баланс Світового океану. Щорічно з поверхні океану випаровується 505 тис. км³ води. Основні джерела надходження води в океан - атмосферні опади (458 тис. км³), річковий стік із суші (47 тис. км³) та підземний стік. При загальному об'ємі гідросфери в 1420 млн. км³ лише дуже незначна частина (близько 0,04%) бере участь у кругообігу води, але і цього цілком достатньо, щоб у значній мірі впливати на всі природні процеси.

Терміка вод. Середньорічна температура води на поверхні Світового океану +17,5°, при цьому вона в Північній півкулі на 3° вища, ніж у Південній. Особливо велика ця різниця для Тихого океану, де вона досягає 5°. Найвища середньорічна температура в Тихому океані (+19,4°), в Індійському вона дорівнює +17,3°, Атлантичному +16,5°, Північному Льодовитому близько 0°. Фактичні значення середньорічних температур Світового океану змінюються від +28° у районі екватора до 0° у полярних широтах. Із віддаленням від термічного екватора середньорічна температура знижується повільно (у тропіках +25°, +26° на поверхні води). Із переходом у помірні широти вона швидко знижується, оскільки зменшується кількість поглинутого сонячного тепла. При цьому в Північній півкулі середньорічна температура води вища, ніж у Південній (на 40° пн. ш.-на 2°, на 60° пн. ш.-на 4°). Це явище пояснюється особливостями циркуляції поверхневих вод, які обумовлені головним чином особливостями циркуляції атмосфери. Якщо в північні частини Атлантичного і Тихого океанів, де переважає меридіональна циркуляція, виноситься величезна кількість добре прогрітих поверхневих вод з тропіків, то в Південній півкулі, в умовах переважання зональних широтних перенесень водних мас, а саме західними вітрами, поступання теплих вод із низьких широт значно менше. Причиною охолодження вод помірних широт у Південній півкулі є Антарктида.

Таким чином, температури на поверхні Світового океану розподіляються зонально, проте ця зональність порушується переважаючими вітрами, океанічними течіями, а також розподілом води та суші.

У результаті виносу теплих тропічних вод температура води в районі Аляскинської затоки на 6-7°, а між Ісландією та Великобританією на 9° вища, ніж у середньому на цій широті. Поступання теплих водних мас з Атлантики в Північний Льодовитий океан є причиною того, що середньорічні температури води тут вищі, ніж на цих широтах у Південній півкулі.

80 40 0 40 80 420 460 460 420 80

Карта середньорічної температури поверхні Світового океану

1 - ізолінії рівних середньорічних температур поверхневоїтовші, 2 - положення термічною екватора

Температура води на поверхні Світового океану характеризується річними та добовими коливаннями. Річні коливання охоплюють товщу води до 500 м, а добові, як правило, не проникають нижче 30 м від поверхні.

На протязі року максимальна температура води на поверхні океанів спостерігається в Північній півкулі у серпні, в Південній - у лютому, а мінімальна - навпаки.

Найменші річні амплітуди температури поверхневих вод Світового океану (близько 1°) спостерігаються в екваторіальному поясі в районі 5° пн. ш. в Індійському океані, між екватором і тропіками - 2-4°, а в помірних широтах вони максимальні.

У помірному поясі Північної півкулі річні амплітуди температури води зростають від східних берегів океанів до західних. Так, в Атлантичному океані на 40-45° пн. ш. вони досягають від 6-7° на сході до 15-18° на заході. У Тихому океані річні амплітуди змінюються від 3-7° біля берегів Америки до 20-25° поблизу Азії. Причина цього - переважаючі вітри, які, рухаючись по західній периферії баричних максимумів (Азорського та Гавайського), виносять теплі води тропіків. При інтенсивному охолодженні повітряних мас над Азією взимку і значному їх прогріванні влітку річні коливання температури води в західній частині Тихого океану найбільші в помірних широтах.

У помірному поясі Південної півкулі максимальні річні амплітуди температури води зафіксовані в районі 30-35° пд. ш. - поясі високого тиску, який влітку добре прогрівається, а взимку охолоджується. Річні амплітуди температури води тут досягають 7-8°.

Із переходом від помірних широт до полярних річні амплітуди температури води поступово зменшуються у зв'язку зі зменшенням кількості сонячної радіації та появою криги (у районі 65° пд. ш. вони є близькими до 1°, а південніше зовсім зникають). На цих же широтах Північної півкулі річні амплітуди температури води значно більші у зв'язку з більшою континентальністю. В Атлантиці вони складають близько 4,5° (біля Скандинавського півострова 10° - такий вплив Північно-Атлантичної теплої течії), а в Тихому океані - 7° (біля Аляски 8-9° - вплив Північно-Тихоокеанської теплої течії). У Північному Льодовитому океані річні амплітуди температури води швидко зменшуються (до 1° на 80° пн. ш.), а далі, до полюса, температура води практично не змінюється на протязі року.

Добові амплітуди поверхневих вод Світового океану незначні - 0,2 - 0.3° (у тропіках 0,3-0,4°). Максимальна температура води - о 14-15 годині, а мінімальна - перед світанком.

Найбільші коливання температури води спостерігаються у поверхневій товщі. З 1500-2000 м до дна температура води практично не змінюється. Це наслідок дії кожного з двох основних джерел тепла сонячної радіації та глибинного тепла надр Землі. Верхня, найбільш прогріта товща води повільно перемішується із водами, що залягають нижче, за допомогою хвиль та процесів конвекції. У результаті на поверхні залишається відносно тепла вода. Температура її непостійна, а потужність (у середньому 60-200 м) залежить від амплітуди сезонних коливань температури та активності процесів перемішування. Нижче знаходиться термоклин - товща води з різким пониженням температури (на глибині від 100 до 700 м). Ще нижче води мають практично постійну низьку температуру. Вона повільно знижується від +2 до - 1° на дні океану. Глибинний тепловий потік із надр планети приблизно м 3000 разів слабший за потік сонячного тепла і відносно стабільний у часі, тоді як сонячна радіація зазнає добових та сезонних коливань. Ібму низька температура глибинних і придонних вод Світового океану практично постійна, а більш висока температура поверхневих вод коливається в залежності від пори року та години доби. Проте в районах гарячих джерел на дні океанів температура води досягає майже 400°С.

У Південній півкулі температура по всій товщі води помітно нижча, ніж у Північній, тому що високі пороги, які відокремлюють Північний Льодовитий океан від Атлантичного і Тихого океанів, обмежують проникнення холодних полярних вод. На півночі Тихого океану поверхневі води охолоджені більше, ніж на такій широті Атлантики (результат охолодження під впливом зимового мусону). Тому в цих районах Тихого океану пониження температури припиняється на глибині 300-500 м, тоді як на півночі Атлантики - з 2000 м. Відмінність у значеннях глибин пояснюється тим, що більш солоні атлантичні води, охолоджуючись при винесенні у високі широти, опускаються глибше і сприяють підвищенню підвищенню температури води Атлантичного океану.

У полярних широтах температура води до 50 - 100 м спочатку знижується, потім дещо підвищується (за рахунок принесення більш іеіших і більш солоних вод із помірних широт), досягаючи максимуму на глибинах близько 250-500 м, після чого повільно знижується до дна. Характер вертикального розподілу температури води тут не схожий на гой, що спостерігається в помірних та тропічних широтах, де з глибиною температура води помітно знижується (до 1500-2000 м) і далі залишається практично без змін.

Таким чином, океани поглинають тепла набагато більше (на 25-50%), ніж суша. Якби вони не зберігали це тепло, то середня температура повітря на Землі була 6-21°, що на 36° нижче тієї, яку ми маємо на даний час.

Льодовий режим Світового океану визначається тим, що на більшій частині його поверхні температура води на протязі всього року вища точки замерзання солоної води (-1,8°С), тому утворення криги можливе лише в полярних широтах. У Північному Льодовитому океані утворюється багаторічна пакова крига потужністю до 10 і більше метрів (займає до 80% Його площі). В Антарктиді обширні ділянки шельфу вкриті потужними шельфовими льодовиками (льодовик Росса має площу 547 тис. км\ а Фільхнера-Ронне - 535 тис. км²). У помірних широтах взимку крига утворюється в окремих мілководних морях на короткий час. Крім криги, у високих широтах поширені брили льоду, що відкололися від льодовиків - айсберги: окремі з них під дією вітру та течій проникають далеко в помірні широти. Утворюються вони біля узбережжя Гренландії, Північної Канади, Антарктиди. Найбільші з них - це уламки шельфових льодовиків Антарктиди. Вважають, що у Світовому океані одночасно плавають близько 250 тисяч айсбергів, у тому числі 200 тисяч в Антарктиці і 50 тисяч у Північній півкулі. Середня тривалість існування айсберга - 13 років.

Товщина криги залежить від середньорічної температури поверхневого шару води та амплітуда сезонних коливань. В Антарктиці вона складає всього 1 м, в Арктиці - 2 м. В областях з багаторічною кригою товща її, як правило, більша 3-4 м. При замерзанні океанічної води розчинені в ній солі «виморожуються» і в результаті крига стає практично прісною. У цих умовах плавучість криги зростає, тому що щільність солоної води вища. Утворення криги значно змінює тепловий режим моря: зростає альбедо, низька її теплопровідність сприяє акумуляції підводного тепла, яке приноситься глибинним тепловим потоком та течіями і таким чином перешкоджає значному охолодженню вод. Майже 55 млн. км² Світового океану вкрито кригою.

Солоність океанічних вод. У океанічній воді розчинені практично всі відомі в природі хімічні сполуки. За масою вона складається на 95,5% з води і майже на 4% з розчинених у ній солей, газів, а також мінеральних часток, що знаходяться у зваженому стані. Цим води Світового океану відрізняються від материкових, які, в основному, є прісними (вміст солей у них складає до 1 г солей на 1 літр води). За хімічним складом вода Світового океану досить різноманітна. У ній розчинено близько 50 хімічних елементів, більшість з яких - у мізерній кількості ( тисячні долі грама на тонну води ). Це - мікроелементи океанічної води. У невеликих кількостях в ній містяться також сполуки азоту, фосфору та кремнію, які мають важливе значення для життєдіяльності живих організмів - біогенні елементи. Інших елементів у океанічній воді порівняно багато (особливо хлору - 19500 мг/л, натрію - 10833, магнію - 1311, сірки - 910 мг/л), і саме вони, в основному, визначають солоність води океанів та морів. Сумарний вміст твердих розчинених речовин у грамах на 1 л морської води називається солоністю і виражається в промілле (%о). Середня солоність поверхневих океанічних вод - 34,7%о . Крім хімічних елементів, у морській воді міститься також органічна речовина - близько 2 мг/л.

Порівняно постійним є вміст розчинених газів. Більше всього в океанічній воді міститься вуглекислого газу, азоту, кисню, аргону та інших газів. Розчинність газів зростає в холодній і менш солоній воді, тому в субполярних областях із низькою температурою води відбувається інтенсивне поглинання газів з атмосфери; в екваторіальному поясі, де високі температури, навпаки, відбувається виділення розчинених газів в атмосферу.

Співвідношення солей, що входять до складу океанічної води, завжди постійне. Частка хлористого натрію складає приблизно 77,8%, хлористого магнію - 10,9% (хлоридів у цілому, як бачимо, 88,7%), сірчанокислого магнію - 4,7%, сірчанокислого кальцію - 3,6%, сірчанокислого калію 2,5% (сульфатів разом - 10,8%), частка решти солей - близько 0,5% (у тому числі карбонатів 0,3%).

Вуглекислота відіграє особливу роль у постійності сольового складу води Світового океану. В поверхневій товщі вуглекислий газ інтенсивно засвоюється водоростями в процесі фотосинтезу. В умовах нестачі вуглекислоти частина розчинного бікарбонату переходить у нерозчинний і відкладається. Тому в умовах невеликих глибин відбувається накопичення карбонатів у вигляді вапнякових мулів, вапняків та доломітів. Якщо ж нерозчинний карбонат занурюється глибше 4000 м, то він переходить в розчинну форму бікарбонату; висхідні течії конвекції знову виносять його в поверхневі товщі - і цикл повторюється.

Зміна солоності у Світовому океані відбувається під впливом випаровування, опадів та процесів вертикального перемішування і горизонтального перенесення водних мас течіями. Поблизу берегів річковий стік, а у високих широтах танення криги та льодовиків сприяють опрісненню поверхневої товщі води.

У відкритих частинах океанів солоність змінюється слабо і її величина складає 32 - 38%о, тоді як у морях коливання значно більші

• від 8 до 42%о. Найсолоніші поверхневі води в Атлантичному океані

• 35,4%о; в Індійському їх солоність дорівнює 34,7, у Тихому - 34,6, у Північному Льодовитому - 31,4%о.

Солоність поверхневих вод Світового океану підпорядкована зональності, яка порушується системою поверхневих течій.

В екваторіальному поясі в зв'язку із значною кількістю опадів солоність вод знижена і складає в середньому по Світовому океану 34,4%о. У цьому поясі солоність дещо зменшується від західних берегів океану до східних. Причина цього - перенесення опріснених вод Екваторіальною (Міжпасатною) протитечією.

Із віддаленням від екваторіального поясу солоність поверхневих вод швидко зростає, досягаючи в районі 20-30° широти максимальних величин (35,8%о). У районі Азорського максимуму солоність досягає 37-38%о (максимальний показник солоності у відкритій частині Світового океану). Біля східних берегів у тропічних і субтропічних поясах солоність знижена, тому що течії виносять із помірних широт води з більш низькою солоністю.

Із віддаленням від тропіків та субтропіків до полюсів солоність вод поступово знижується, тому що зменшується випаровування, збільшується кількість опадів, води опріснюються, а в Північному Льодовитому океані дуже велике значення для опріснення води має річковий стік. Найнижча солоність води зафіксована в окраїнних сибірських морях (менше 25%о).

Сезонні коливання солоності на поверхні Світового океану незначні і не перевищують 1%о (лише на шельфі вони можуть досягати 2-3%о). Причина цього - постійна циркуляція вод та течій.

Солоність вод Світового океану на різних глибинах істотно відрізняється від солоності на поверхні. У тих областях, де на поверхні солоність підвищена, з глибиною вона зменшується, і, навпаки, при опрісненні поверхневих вод солоність у напрямку руху до дна зростає.

Отже, зменшення солоності по вертикалі спостерігається лише в тропічних та субтропічних поясах, а вони займають майже половину акваторії Світового океану.

Найбільші зміни солоності характерні для поверхневої товщі води (до 1000 м; у полярних областях - до 200 м), а потім солоність практично не змінюється і коливається в межах 34,6-35,0%о.

Солоність і температура води обумовлюють щільність води, яка більша одиниці і найвища вона в поверхневій товщі тропіків та на великих глибинах. Підвищена щільність води поблизу дна пов'язана головним чином із низькою температурою води (2-4°, а в антарктичних та арктичних

широтах навіть нижче нуля).

На думку вчених, первинний океан був прісним, а поступове збільшення солоності пов'язане з перенесенням річками та тимчасовими потоками вимитих із гірських порід солей. В океанічній воді переважають, мк відомо, хлориди, а в річковій - карбонати. Ця відмінність пояснюється і им, що останні або одразу випадають в осад, або засвоюються морськими організмами (для побудови скелету тощо). Деякі вчені пов'язують солоність і дегазацією мантії Землі. Гази містили значну кількість водяної пари, при русі вона розчиняла найбільш поширені солі. У складі розчинених в океані солей аніони в основному є продуктами мантії, а катіони - продуктами ерозії материків. За цією гіпотезою, первинний океан був уже солоним, причому його солоність визначалась вмістом хлоридів. Розчинні аміак та вільна сірка вулканічного походження сприяли створенню умов для зародження життя в океані. У результаті фотосинтезу у водах первинного океану і в атмосфері з'явився кисень, в океані встановилося окислювальне середовище. Все це сприяло появі та еволюційному розвитку форм органічного життя, розквіту рослинного та тваринного світу.

Таким чином, майже 1,5 млрд. років тому океаносфера перетворилася в складну систему, яка активно взаємодіяла з літосферою і атмосферою.