книги из ГПНТБ / Степанов В.Н. Мировой океан. Динамика и свойства вод

Температура воды придонной структурной зоны. На глуби­ не 5000 м температура в пределах большей части Тихого и Индийского океанов составляет 1,0— 1,5°, оказываясь ниже (на 0,3 — 0,5°) лишь на крайнем юге. Несколько больше она изменяется в Атлантическом океане, примерно от 2,5° на се­ вере до —0,5° на юге. Для придонных вод значительно боль­ ший интерес представляет не наблюденная, а потенциальная температура. Она не зависит от адиабатических процессов' и позволяет составить общее представление о переносе при­ донных вод. Широкое распространение придонных антаркти­ ческих вод приводит к постепенному понижению потенциаль­

вод по периферии. Придонные антарктические воды (в мень­ шем кличестве) образуются и в областях циклонических круговоротов, расположенных на юге Индийского океана и в районе моря Росса, а также почти повсеместно вдоль матери­ кового склона Антарктиды за счет нисходящего движения, вызываемого прибрежной конвергенцией.

Рис. 39. Придонная потенциальная температура воды Мирового океана на глубине 4000 м.

175

В Атлантическом океане благодаря глубоководным про­ ходам, соединяющим все западные котловины (рис. 1), при­ донные антарктические воды перемещаются вплоть до Ныофа. ундлендского порога (35—40° с. ш.). В результате их смеще­ ния с вышележащими более теплыми водами придонные потенциальные температуры от —0,8, —0,5° на юге постепенно увеличиваются примерно до 2°. Через долину «Ромапш», раз­ деляющую у экватора Срединноатлантический хребет, они проникают в восточную глубоководную часть Атлантического океана, где перемещаются на север до Азорского порога и на юг до Китового хребта (рис. 29). С юга к этому хребту под­ ходят более холодные воды непосредственно из АтлантикоАнтарктической котловины. Разница придонных потенциаль­ ных температур по обе стороны от Китового хребта составля­ ет около 1°. На севере Атлантического океана в Лабрадорской, Ньюфаундлендской и Западноевропейской котловинах придон­ ные североатлантические воды перемещаются к югу.

ВИндийском и Тихом океанах поле придонных температур

восновном формируется также за счет распространения ан­ тарктических вод. Они перемещаются на север по обе стороны Срединноиндийского хребта. Благодаря этому придонные потенциальные температуры в Индийском океане от —0,4°, —0,5° постепенно увеличиваются до 1° у Аравийского моря и

Бенгальского залива.

В Тихом океане придонные антарктические воды, перева­ ливая через Маккуорийский и Южнотихоокеанский хребты, значительно прогреваются и попадают в центральную глубо­ ководную часть океана с температурами около 0,5°. Они про­ слеживаются до 20 — 30° с. ш., где температура их доходит примерно до 1—2°. На северо-западе Тихого океана поле тем­ ператур формируется под влиянием северотнхоокеанскнх вод.

ГЛАВА VIII

СОЛЕНОСТЬ ВОДЫ МИРОВОГО ОКЕАНА

Изучение солености позволяет понять специфику процес­ сов, протекающих в Мировом океане, коренным образом от­ личных от того, что свойственно пресным водам. Однако закономерности, определяющие характеристику этого элемен­ та в океанах и морях, изучены еще недостаточно полно.

176

1.СОДЕРЖАНИЕ СОЛЕЙ В ВОДАХ МИРОВОГО ОКЕАНА

ИОСНОВНЫЕ ЧЕРТЫ ПЛАНЕТАРНОГО ОБМЕНА СОЛЕЙ

По последним данным академика А. П. Виноградова, в водах Мирового океана обнаружены все известные химические элементы и все их изотопы. Но 99,9% всей массы растворенных

магнием падает 88,7% всех растворенных солей.

Количество веществ, растворенных в водах океана, относи­ тельно массы воды сравнительно невелико, в среднем 35 а на литр. Однако даже самые малейшие изменения общего содер­ жания солей, составляющие десятые и сотые доли грамма, могут оказать большое влияние на процессы, протекающие в океане, изменяя плотность воды, а, следовательно, и ее пере­ мещение. Поэтому определению солености, то есть общего ко­ личества растворенных солей, придается очень большое зна­ чение 1.

Несмотря на сравнительно малую концентрацию солей, общее количество их в огромной массе воды Мирового океана исчисляется астрономической цифрой — 5« 1018 тонн.

Основным источником постоянного пополнения Мирового океана солями является материковый сток. К главным расход­ ным составляющим относится поглощение солей водорослями, а также потеря их при испарении и разбрызгивании океани­ ческих вод.

^Реками ежегодно выносится в Мировой океан около 2,5- 109 тонн солей. Однако солевой состав речных вод совер­ шенно иной (табл. 19), в нем преобладают карбонаты. По рас­ четам С. В. Бруевича и Е. 3. Кулик, полный обмен хлористых

1 Как уже говорилось, соленость выражается в долях на килограмм воды. Поскольку это отношение берется не в сотых,

а в тысячных долях, она выражается не в процентах, а в про­ милле, обозначаясь знаком °/ооТакая размерность очень удоб­ на, так как по величине солености можно получить и относи­ тельное (в килограмме) и абсолютное (в граммах) представле­

ние о количестве растворенных солей.

ную роль играют взвешенные материалы, приносимые речным стоком. По данным А. П. Виноградова, количество их оцени­ вается в 12,7 -109 тонн в год, что примерно в 5 раз больше количества солей, выносимых реками. Однако общая масса солен, содержащихся в Мировом океане, в 36 раз превышает всю сумму взвесей (1,37-1012 тонн). Кроме того, немало мине­ ральных веществ поступает в океан с суши в виде пылеватых частиц. Их количество и пути распространения изучены еще очень слабо. Пока они учитываются в общей массе взвесей *.

Соли и взвеси подвергаются в океане сложнейшей перера­ ботке, в которой очень большую роль играют растительные и животные организмы. Наиболее интенсивно эти процессы про­ текают в поверхностном слое фотосинтеза. Довольно активно они проходят и в верхней пятисотметровой толще вод, благо­ даря деятельности планктона и главным образом бактерий. Последние перерабатывают примерно 70% всей массы ве­ ществ. А. П. Виноградов указывает на то, что на глубинах свыше 2000 м сохраняются только те вещества, которые, по­ добно хитину, конхиалину и др., с трудом поддаются разру­ шению на более простые молекулы и к тому же отличаются термоустойчнвостыо. Поэтому лишь ничтожная часть взве­ шенных биогенных веществ достигает дна в твердом виде. Большая часть их постоянно перерабатывается организмами и переходит в раствор.

Особо следует остановиться на переносе солей водяными парами. Соли, растворенные в океанической воде, попадают в атмосферу в результате испарения и разбрызгивания воды во время волнения. В процессе испарения соли поступают в ат-1

1 См. А. П. Л и с и ц ы н. Распределение и состав взвешен­

ного материала в морях и океанах. — В сб.: «Современные

осадки морен и океанов», АН СССР, 1061.

178

мосферу в молекулярно-дисперсном состоянии. При ветровом перемешивании образуется множество пузырьков воздуха. Когда они лопаются, вода разбрызгивается, и в воздух попа­ дают соли. При этом, как пишут С. В. Бруевич и Е. 3. Кулик, происходит перераспределение ионов солевого состава, обу­ словливающее различие между составом морской воды и аэрозолей, из нее образовавшихся. Такие изменения объясня­ ются тем, что хлориды остаются в растворе, а сульфаты в ос­ новном переходят в аэрозоли, а затем в атмосферные осадки. Показательно то, что отношение сульфатов к хлоридам в оке­ ане равно 0,14, а в атмосферных осадках и водах суши оно превышает единицу (до 3 — 4 и более, в среднем 1,4). Следо­ вательно, испарение, по мнению тех же специалистов, сопро­ вождается не только переходом солей морской воды в атмо­ сферу, но и качественным изменением их состава, что и является самой сущностью солевого обмена между океаном и атмосферой, а через нее — сушей. Речной сток постоянно по­ полняет убыль сульфатов в процессе солеобмена в системе океан — атмосфера — суша.

В тропических и субтропических широтах, где испарение отличается наибольшей интенсивностью и где меньше выпа­ дает осадков (см. рис. 4), вынос солей в атмосферу превышает их выпадение с дождями. В умеренных и субполярных обла­ стях, где испарение незначительно, а осадков выпадает много, океан получает солей из атмосферы больше, чем теряет их. Существенную роль в солеобмене играет волнение. К сожа­ лению, пока еще не было попытки количественно оценить роль отдельных фактов и их зональную изменчивость в соле­ обмене океана с атмосферой.

С. В. Бруевичу и Е. 3. Кулик удалось, однако, определить величину суммарного солеобмена между океаном и сушей. Основываясь на том, что общее количество солей, переносимых на материки, должно быть равно их выносу речным стоком, эти авторы установили, что с поверхности океана снимается 1,4 г/м2 солей в год. Следовательно, вся масса солей, унося­ щихся с поверхности Мирового океана, составит приблизитель­ но 500106 тонн в год. Е. Эриксон, исходя из содержания со­ левых частиц в воздухе и скорости их выпадения, получил

обратно в океан и только 10% попадает на сушу, возвращаясь затем с речным стоком. С. В. Бруевич и Е. 3. Кулик полагают,

что процент солен, уносимых на сушу, должен быть примерно в 4 раза больше.

Помимо солей, попадающих в атмосферу в открытом океа­ не, большое их количество выбрасывается в воздух в прибреж­ ной волноприбойной зоне, где разбрызгивание воды происхо­

километра береговой линии океана на сушу переносится около 2000 тонн солей в год. При протяженности берегов всех кон­ тинентов в 250 тыс. километров общее количество солей, выносимых на сушу, должно быть около 500106 тонн в год.

Сейчас уже можно перейти от общих оценок солеобмена к более точным расчетам количества солей, теряемых при испа­ рении и поступлении их с атмосферными осадками в каждой данной точке океана. Следует также попытаться учесть ско­ рость осаждения взвесей на дне океана и интенсивность биоло­ гической переработки минеральных веществ. Такие расчеты должны производиться на основе данных о переносе вод в ус­ ловиях реально стратифицированного океана. Массы, пути и скорости перемещения поверхностных, промежуточных, глу­ бинных и придонных вод весьма различны (рис. 26—29). Потому будут совершенно отличны и количества переносимых ими солей и взвесей. Весьма сложно, судя по вертикальному обращению вод, должно происходить и перераспределение веществ в толще океанов.

Такие исследования необходимы не только для понимания закономерностей планетарного обмена веществ, но и познания их влияния на органическую жизнь.

2. СОЛЕНОСТЬ ВОДЫ И ЕЕ ВЛИЯНИЕ НА ГИДРОЛОГИЮ ОТДЕЛЬНЫХ ОКЕАНОВ

Средняя соленость воды на поверхности Мирового океана равна 34,73°/оо (табл. 20). Если исключить полярные области, которые отличаются пониженной соленостью (особенно в Северном Ледовитом океане), то средняя соленость воды (между 70° с. ш. и 60° ю. ш.) повысится до 34,89°/0о-

Большие различия в солености поверхностных вод отдель­ ных океанов оказывают весьма существенное влияние на стратификацию, перемешивание, свойства водных масс и дру­ гие природные особенности.

Наиболее высокая соленость поверхностных вод Атлантиче-

180

Т а б л и ц а 20

Средние широтные величины и аномалии солености на поверхности Мирового океана и отдельных океанов (включая относящиеся к ним моря), по Бюсту, Брогмусу и Ноодту

181

П р о д о л ж е н и е

Широты

П р и м е ч а н и е . Максимальные величины подчеркнуты снизу, мини­ мальные — со звездочкой, приближенные даны в скобках.

ского океана, составляющая в среднем 35,30 °/0о, определяется прежде всего значительным превышением испарения над осад­ ками (табл. 3). Большие положительные аномалии солености (отклонение от средней величины по всему Мировому океану) прослеживаются почти повсеместно, о чем можно судить по

соленость, но и природные условия в целом весьма мало от­ личаются по всей широтной протяженности Мирового океана. Поскольку поверхностные воды Атлантического океана со­ держат больше солей, чем глубинные *, это создает исключи­ тельно благоприятные условия для интенсивного вертикально­ го перемешивания. В северной Атлантике при низком отрицательном бюджете тепла перемешивание распространя­ ется вплоть до дна. Это и обусловливает формирование высо­ косоленых глубинных североатлантических вод, оказывающих большое влияние на гидрологию не только Атлантического, но

и других океанов.

Средняя соленость поверхностных вод Индийского океана1

1 Основная масса глубинных вод Атлантического океана имеет соленость от 34,65°/0о до 34,950/о0.

182

равна 34,87°/0оЗдесь также испарение превышает осадки, но на величину значительно меньшую, чем в Атлантическом оке­ ане. Более низкая соленость на поверхности Индийского оке­ ана связана также и с меньшим развитием субтропической об­ ласти повышенной солености в южной части океана за счет смещения в южное полушарие экваториальной зоны понижен­ ной солености, а также повышенным речным стоком в северовосточную часть океана. Последнее при ограниченной аквато­ рии океана в северном полушарии не может не играть существенной роли; в соответствии с этим высокая соленость наблюдается лишь в северо-западной части океана. Сказанное иллюстрируется широтным изменением аномалий солености (рис. 40, табл. 20). В южнотропической области они имеют

183

отрицательные значения. Положительные аномалии между 5 и 10° с. ш. связаны со смещением экваториальной зоны в юж­ ное полушарие. Резкое уменьшение положительных аномалий в северотропической области вызывается сильным опреснени­ ем поверхностных вод Бенгальского залива.

Поскольку соленость глубинных вод Индийского океана в основном лежит в пределах от 34, 65°/00 до 34,75%0- перемеши­ вание за счет повышенной солености на поверхности не может быть столь значительным, как в Атлантическом океане. Этот фактор оказывается существенным лишь в районе Аравийско­ го моря, где формируются глубинные североиндийские воды.

Средняя соленость Тихого океана равна 34,58%о, что меньше, чем в Атлантическом и Индийском океанах. Это опять-таки объ­ ясняется разностью между испарением и осадками. Количество осадков, выпадающих в Тихом океане, значительно больше, чем в других океанах. Низкая соленость поверхностных вод связана и с тем большим удельным весом, который имеет здесь экваториальная зона. Влияние ее сказывается на опре­ снении тропических областей (особенно в северном полуша­ рии). Кроме того, большую роль играют Кордильеры. При вст­ рече с ними массы воздуха, переносимые западными Ветрами, поднимаются, что приводит к конденсации паров и выпадению осадков, которые по склонам гор стекают в океан. Таким обра­ зом объясняется возникновение обширных областей опресне­ ния к западу от американского побережья в пределах .умерен­ ных широт Тихого океана. Все это приводит к тому, что аномалии солености у поверхности почти повсеместно отрица­ тельны. Особенно велики они в северном полушарии.

Глубинные воды Тихого океана имеют более высокую соленость, примерно 34,65 — 34,75%0- Это ограничивает верти­ кальное перемешивание водных масс и возможность опускания на значительные глубины поверхностных вод. Поэтому здесь не образуются глубинные воды высокой солености, подобно то­ му, что имеет место в двух других океанах, и вся толща вод Тихого океана ниже 2000 м оказывается в основном заполнен­ ной водами атлантического и индийского происхождения. Низкая соленость поверхностных вод Тихого океана опреде­ ляет главнейшие особенности его природы, столь сильно от­ личающие его от других океанов.

Наиболее низка соленость на поверхности Северного Ледо­ витого океана. По имеющимся подсчетам средняя ее величина здесь составляет 31,4%о- Вычисления средней величины соле­ ности поверхностных вод Северного Ледовитого океана пред­

184