9.5 Солоність вод Світового океану

Солоність морської води - це сумарне утримання твердих мінеральних розчинених речовин, які утримуються в 1 л морської води (г/кг, ‰).

Солоність морської води визначають за вмістом хлору або за електропровідністю води. Хлорність — це сумарний уміст (у грамах на 1 кг морської води) галогенів (хлору, брому, фтору та йоду) при перерахунку на еквівалентний уміст хлору. Визначається за формулою:

S = 1,80655 Cl (‰). (9.4)

Солоність зменшується в напрямку від низьких до високих широт. Це можна пояснити незначним випаровуванням, значною кількістю опадів, великим річковим стоком (у північній півкулі), таненням льоду. З наближенням до тропіків солоність помітно збільшується і досягає максимальних величин у зоні поміж 20 і 25˚ широти. Підвищена солоність у тропічному поясі обумовлена ве­ликим випаровуванням і малою кількістю опадів. Широтний розподіл солоності води на поверхні Світового океану порушують течії, річки та лід (рис. 9.3).

Рисунок 9.3 - Середня річна солоність води поверхні Світового океану (за В. М. Степановим)

Середня солоність вод Світового океану - 35 ‰. До більш солоних відносяться поверхневі води Атлантичного океану (35,4 ‰). Менш солона вода в Тихому (34,9 ‰) та Індійському (34,8 ‰) океанах. Значно опріснена вода верхніх шарів у Північному Льодовитому океані (29 - 32 ‰,а біля берегів 1 - 10 ‰). Із загальної схеми розподілу солоності води на поверхні Світового океану випадають внутрішні моря. В одних морях дуже великий опріснюючий вплив річок, тому солоність вод незначна - Чорного моря (16-18 ‰), Азовського (10-12 ‰), Балтійського (10-12 ‰). В інших прісна складова водного балансу невелика, а випаровування води значне, тому солоність вод може досягати 38-39 ‰ (Середземне море, Перська затока) і навіть 40-42 ‰ (Червоне море).

З глибиною солоність зростає, але існує дуже складна картина вертикального розподілу солоності.

У високих широтах, особливо в полярних районах, солоність із глибиною (до 200 м) спочатку зростає досить швидко, а далі солоність практично не змінюється.

У помірних широтах спочатку солоність із глибиною (до 100 м) зростає, потім зменшується, досягаючи мінімуму в певному шарі, нижче якого знову збільшується. В екваторіальних широтах спочатку солоність із глибиною (до 100 м) збільшується, а потім із глибиною (до 1 500 м) зменшується, досягаючи мінімуму.

9.6 Водний баланс Світового океану

Загальне рівняння багаторічного річного водного балансу Світового океану може бути записано у вигляді

x + y + w = z, (9.5)

де x - опади на поверхню океану (в середньому 1270 мм на рік, або 458000 км³ на рік;

y - поверхневий стік 9124 мм, або 44 700 км³, з них 41 700 км³ припадає на річки, 3000 км³ - «льодовиковий» сток Антарктиди і арктичних островів);

w - підземний стік (6 мм, або 2200 км³);

z - випаровування з поверхні океану (1400 мм, або 505 000 км³).

Якщо враховувати невеликі зміни рівня Світового океану, то рівняння річного водного балансу має бути записано таким чином:

x + y + w = z + ±Δ u, (9.6)

де Δ u - зміна рівня (якщо члени рівняння представлені у величинах шару) або об'єму (якщо члени рівняння представлені в об'ємних одиницях).

У XX ст. Δ u становило 1,7 мм / рік, або 610 км³/год. Підвищення рівня Світового океану відбувається в основному внаслідок збільшення надходження вод в результаті танення льодовиків Антарктиди, Гренландії і арктичних островів, збільшення атмосферних опадів, а також за рахунок збільшення обсягу океану в результаті термічного розширення води.

Підвищення температури верхнього шару океану в XX ст дало швидкість приросту його рівня в 0,6-1,0 мм/рік. За оцінками Міжурядової групи експертів зі зміни клімату (МГЕІК-2001), в перебігу XX в рівень Світового океану в середньому підвищився на 15 см, що дало приріст обсягу його вод на 54,2 тис. км³, або на 0,004 %.

Атмосферні опади дають 90,7 % прибуткової частини водного балансу Світового океану, а випаровування – 100 % його видаткової частини. Для водного балансу Світового океану характерно широтне зміна співвідношення двох головних складових рівняння водного балансу - опадів і випаровування. Воно пов'язане із загальними закономірностями розподілу на Землі тепла і вологи, які визначають і закономірна зміна з широтою опадів на поверхню океану і випаровування з його поверхні.

Основними особливостями розподілу опадів, випаровування і різниці (x-z) такі:

1) загальне збільшення опадів і випаровування від полярних районів до низьких широт;

2) існування надлишку опадів над випаровуванням: у високих широтах Північної півкулі (арктичний, субарктичний і частково помірний кліматичні пояси, у високих широтах Південного полушарія (антарктичний, субантарктичний і частково помірний кліматичні пояси) і низьких широтах (екваторіальний і субекваторіальний Північної півкулі кліматичні пояси);

3) існування двох зон перевищення випаровування над опадами в обох півкулях (тропічний і субтропічний кліматичні пояси).

Таким чином, в зонах, де x – z > 0, спостерігається розбавлення морської води прісної, зменшення її солоності, причому надлишок вод повинен викликати відтік поверхневих вод з цих районів океану; в зонах, де x - z < 0, відбувається осолоненя вод, спад вод повинна призводити до їх компенсації шляхом припливу води ззовні.

У водному балансі окремих океанів слід виділяти прісноводний

баланс, тобто баланс прісних вод в океані (прісна складова) та повний водний баланс, що враховує водообмін між океанами. Прісноводний баланс становить 2-4% повного водного балансу окремих океанів. У цілому для Світового океану щорічно у кругообігу води разом з атмосферою і сушею бере участь 505 тис. км³ прісної води. Всього в русі вод між океанами залучено води у багато разів більше - близько 200 000 тис. км³ на рік.