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

вам и смешиваясь с глубинными водами, они воспринимают поток тепла из кедр земли и вступают в химический обмен с донны,ми осадками. Поэтому придонные воды подвергаются значительной трансформации и их свойства изменяются в не­ сколько большей степени, чем у глубинных.

Благодаря различию направлений и скоростей переноса поверхностных, промежуточных, глубинных и придонных вод сохраняется многообразие свойств водных масс, поддержива­ ется квазистационарность стратификации и структуры вод Мирового океана, характерных для современной эпохи разви­ тия Земли. Смешение водных масс и перераспределение энер­ гии и веществ не только в пределах отдельных структурных зон, но и между ними происходит в значительной степени пу­ тем вертикальных перемещений. В этих условиях динамиче­ ское равновесие поддерживается за счет большой устойчиво­ сти макроциркуляционных систем. Если бы этого не было, воды Мирового океана за долгую историю Земли подверг­ лись бы полному перемешиванию; они стали бы совершенно однородными, не было бы столь хорошо выраженной страти­ фикации вод.

Четырехслойность циркуляции и структуры вод имеет исключительно большое значение не только для процессов, протекающих в Мировом океане, но и для глобального обмена энергии и веществ, а следовательно, планетарных процессов, определяющих формирование и изменение природы Земли в целом.

ГЛАВА III

СТРАТИФИКАЦИЯ ВОД МИРОВОГО ОКЕАНА

Несмотря на различный вид кривых изменения по верти­ кали физико-химических свойств вод, стратификация облада­ ет общей для всех свойств закономерностью. В каждой кривой можно проследить четыре типа вод: поверхностные, промежу­ точные, глубинные и придонные.

Проведенные исследования позволяют рассмотреть здесь

30

стратификацию полей температуры, солености и плотности воды *.

Стратификация поля температуры. В Мировом океане на­ блюдается три основных типа термической стратификации вод: полярный, субполярный и умеренно тропический (рис. 5, табл. 4). Наибольшие изменения температуры воды наблюда­ ются в верхнем слое океана. Значительно меньше такие изме­ нения в промежуточной структурной зоне, для которой харак­ терны теплая прослойка в полярных областях и резкое умень­ шение вертикальных градиентов температуры (по сравнению с поверхностными водами) во всей остальной части Мирового океана (субполярный и умеренно тропический типы термиче­ ской стратификации). Ниже 1500—2000 м, т. е. в пределах глубинной и придонной структурных зон, отмечаются усло­ вия, близкие к гомотермии. Различия между температурой воды в глубинной и придонной структурных зонах невелики

(рис. 5).

Полярный тип изменения температуры вод по вертикали, помимо Северного Ледовитого океана и Антарктики, встреча­ ется в северной части Тихого океана и на северо-западе Ат­ лантического океана, где под влиянием зимнего муссона про­ исходит сильное охлаждение поверхностных вод. В соответст­ вии с различием физико-географических условий в каждом из четырех районов сохраняется полное подобие вертикальных кривых. Однако абсолютные значения температуры заметно разнятся. В табл. 4 приведены летние температуры, когда по­ верхностные воды существенно прогреваются и тем сильнее, чем меньше географическая широта данного места (рис. 5, А-2). Зимой .в поверхностном слое характер изменения температуры по вертикали у всех подтипов подобен кривой собственно арктической разновидности с очень малыми сезон­ ными изменениями. Летом минимальные температуры воды отмечаются в холодном подповерхностном слое, который оста­ ется непрогретым с поверхности. Максимальные температуры1

1 Типизация изменения солености воды по вертикали впер­ вые проведена автором совместно с В. А. Шагииым и опубли­ кована в «Докладах АН СССР», 1960, т. 136, № 4. По темпера­ туре воды аналогичная работа выполнена с В. А. Некрасовой («Доклады АН СССР», 1962, т. 143. № 3) Кроме того, авто­ ром была разработана классификация общей термогалинной стратификации вод Мирового океана (см. журн. «Океанология», 1965, вып. 5) С появлением более полных данных открылась возможность несколько развить изучение основных закономер­ ностей стратификации океанических вод

31

сохраняются в водах промежуточной структурной зоны почти

глубин условия близки к гомотермии.

Субполярный тип изменения температуры воды по верти­ кали (рис. 5, Б) наблюдается в переходной области от весьма специфической полярной термической стратификации к типу стратификации тропических и субтропических широт. Он име­ ет три подтипа, для которых характерны общие черты, опре­ деляющиеся однородностью физических процессов. Из них главным является интенсивное опускание поверхностных вод, в результате чего здесь формируются промежуточные водные массы. Этому благоприятствуют относительно небольшие вертикальные градиенты температуры воды в верхнем слое толщиной 1000—1500 м. Опускание вызывается как наличием океанических фронтов (полярного и субполярного), так и уплотнением вод, связанным с охлаждением тропических вод, которые выносятся течениями в высокие широты.

Сильное охлаждение субполярных областей приводит к интенсивной зимней конвекции. В некоторых районах следы ее сохраняются в виде холодного промежуточного слоя в течение всего лета. В области распространения субполярного типа зи­ мой в поверхностных водах толщиной 200—300 м устанавли­ вается гомотермия с температурой, близкой к минимальному ее значению на поверхности в данном 'месте. Постольку этот тип является переходным, с ростом широты уменьшается тем­ пература и толщина подповерхностного холодного слоя в тех местах, где он сохраняется в теплое время года.

Умеренно тропический тип изменения температуры воды по вертикали является наиболее распространенным. Он просле­ живается от субантарктического океанического фронта до субарктического. Вертикальные кривые температуры во всей этой обширнейшей части Мирового океана -очень сходны (рис. 5, В). Как уже выше указывалось, рассматриваемый тип термической стратификации отличается большими вертикаль­ ными градиентами в поверхностной структурной зоне и не­ сколько меньшими в промежуточной. Ниже 1500—2000 м при медленном понижении температуры воды вертикальные гра­ диенты оказываются очень небольшими. Изменения темпера­ туры воды в течение года сравнительно невелики и постепенно уменьшаются к экватору.

Стратификация поля солености. Изменение по вертикали

-u

Рис. 6. Типы изменения солености соды по вертикали в Мировом океане. Сплошной линией показаны типовые кривые. АА — все типы соленостной стратификации воды, встречающиеся в Мировом океане. Нумерация кривых подтипов и их разновид­

ностей дама в соответствии с перечнем, приведенным в табл. 5.

экваториального типа, который встречается лишь в северо-во­ сточной части Индийского океана. Он также формируется в области превышения осадков .над испарением и имеет низкую соленость на поверхности (рис. 6, Е). На глубине от 200 до 500 м соленость достигает максимума, несколько превышаю­ щего 35%о. Затем она снова понижается до 34,80%о на глубине около 2000 м, оставаясь почти неизменной до дна. Таким об­ разом, на промежуточных глубинах вместо пониженной соле­ ности, которая наблюдается у экваториального типа, для индомалайского типа характерна максимальная соленость.

Мировом океане; А — полярный, Б — субполярный, В — умеренно тропиче­ ский, Г — тропический, Д — экваториальный, Е — индомалапскнй, Ж — присредиземпо.чорскпн, 3 — североатлантический.

Другой тип изменения солености воды по вертикали, также наблюдающийся в низких широтах,.— прысредиземноморский имеет на промежуточных глубинах высокосоленые воды, вы­ носимые из средиземных морей, однако уже в областях с вы­ сокой соленостью на поверхности. Он распространен в Атлан­ тическом и Индийском океанах, в Средиземном и Аравий­ ском морях (рис. 7). В последнем случае слой воды с вы­ сокой соленостью располагается значительно выше, что опре­ деляется не только небольшой глубиной Баб-Эль-Мандебского- и Ормузского проливов, через которые выходят глубинные во*

40

ды из Красного моря ,и Персидского залива, «о и меньшей их плотностью за счет более высокой температуры (рис. 6,Ж ). Ось высокосоленой прослойки в Индийском океане распола­ гается на глубине около 500 м, а в Атлантическом океане — примерно на 1000 м. Поэтому типовая кривая имеет формаль­ ный характер, отражая оба промежуточных максимума, рас­ положенных на различных глубинах.

Последний из выделенных типов изменения солености воды по вертикали —североатлантический встречается в тех широ­ тах, где обыкновенно наблюдаются умеренно тропический и субполярный типы. Эта своеобразная соленостная стратифи­ кация в северной Атлантике определяется высокой соленостью на поверхности и отсутствием опресненных промежуточных вод субполярного происхождения. В соответствии с характе­ ром кривых вертикального хода солености воды выделены два подтипа: южный и северный (табл. 5).

Стратификация поля плотности. Плотность воды в Миро­ вом океане повсеместно увеличивается от поверхности ко дну и притом вначале быстро, а затем медленно. Поэтому кривые изменения плотности воды по вертикали везде имеют один и тот же вид, напоминающий гиперболу (рис. 8). Чем меньше плотность на поверхности океанов и морей, тем резче ее изме­ нения в верхней части кривой, поскольку с переходом от про­ межуточных к глубинным водам (ниже 1500—2000 ж) она ста­ новится максимальной и остается почти постоянной. В глу­ бинных слоях Мирового океана плотность меняется в очень небольших пределах, примерно от 27,5 до 28,0 единиц услов­ ной плотности1. Несмотря на слабо выраженную стратифика­ цию поля плотности, по изменению вертикальных ее градиен­ тов можно проследить четыре слоя: поверхностный, с макси­ мальными градиентами; промежуточный, с небольшими их значениями; глубинный, почти с нулевыми, и придонный, с не­ которым увеличением градиентов по сравнению с глубинны­ ми водами. Кривые изменения плотности по вертикали мо­ нотонны и их типизация теряет смысл. Поэтому для характе­ ристики поля плотности привлекаются отдельные кривые, по­ казательные для широтной ее изменчивости.

1 Напомним, что для перехода от условной плотности к аб­ солютной нужно запятую перенести влево на 3 знака н при­ бавить единицу. Следовательно, указанная условная плотность в абсолютном выражении будет изменяться от 1,0275 до 1,0280.

41