книги из ГПНТБ / Давыдов Л.К. Общая гидрология учебник

II — субполярный; соленость изменяется от 33,0—33,20 до 34,80%о от поверхности до глубины 1500 м, после чего изменения незначительны. Этот тип характерен для южного субполярного рай­ она между 60 и 40° ю. ш., а также для северной части Тдхого океана.

III — умеренный; минимум солености на горизонтах 600—1000 м, что связано с проникновением вод полярного происхождения в се­ верном и южном полушариях.

IV — экваториальный; соленость понижена вследствие выпаде­ ния осадков; ее значение увеличивается до горизонта 100 м, дости­ гает максимума вследствие подтока соленых тропических вод. Глубже она изменяется все медленнее и с глубины 1000—1500 м остается почти постоянной.

/ // /// // V

Рис. 10. Типы вертикального распределения солености.

V — тропический; характерен для области с наибольшей со­ леностью вод Мирового океана. Это области с отрицательным прес­ ным балансом, расположенные в пассатных зонах, где соленость 36—35,5%о на поверхности быстро уменьшается до глубины 1000 м и далее ко дну почти не меняется (рис. 10).

§ 26. Распределение солености в морях

Соленость поверхностных вод морей нередко значительно отли­ чается от солености океанических вод (иногда превышает ее, ино­ гда оказывается меньше). Эти различия определяются условиями водообмена между морями и океаном, влиянием климата и стока вод суши. Соленость поверхностных вод морей, водообмен которых происходит более или менее свободно, близка к океанической. При затрудненном водообмене различия могут быть значительными.

Соленость поверхностных вод внутренних морей, расположенных в умеренных и полярных зонах, с положительным пресным балан­ сом, значительно отличается от солености океанических вод. Та­ ковы моря Балтийское, Белое, Азовское, Черное и Мраморное.

Воды Балтийского моря характеризуются малой соленостью: от 2—3%о в вершине Финского залива до 10— 12%о в южной части. Обильный приток пресных вод и выпадение осадков, превышающих

слабое испарение, определяют пониженную соленость вод Ботничес­ кого (4—5%о), Финского (5—2%0), Рижского (6—7%0) заливов. Соленость вод Балтийского моря заметно отличается от солености вод соседнего Северного в результате затрудненного водообмена через мелководные проливы.

Воды Белого моря менее опреснены вследствие более свободного сообщения с океаном. В его басейне соленость поверхностных вод 24—26%о, в Горле 28—30%о, а в заливах значительно ниже и сильно колеблется под влиянием сгонно-нагонных и приливных колебаний уровня. Иногда в Двинском, Кандалакшском и Онежском заливах почти пресная вода сменяется водой с соленостью 20—25%о.

Черное море, несмотря на более южное положение по сравне­ нию с Белым, имеет более низкую соленость вследствие затруднен­ ного водообмена с Атлантическим океаном, значительного коли­ чества выпадающих осадков (около 119 км3) и притока материко­ вых вод (460 км3). В открытой части моря соленость изменяется от 17,5 до 18,0%о, а в прибрежной полосе, особенно в северо-запад­ ном районе, от 9 до 0%0.

Воды внутренних морей, расположенных в тропических широтах, где осадков выпадает мало, рек немного, а испарение велико, отли­ чаются большей соленостью, чем океанические воды. Таковы моря Средиземное, Красное и Персидский залив. Средиземное море, ха­ рактеризующееся отрицательным пресным балансом и затруднен­ ным водообменом с океаном через узкий Гибралтарский пролив, имеет соленость поверхностных вод выше океанической. От Гиб­ ралтарского пролива до о. Сицилия она составляет 37—38%о, в во­ сточной части моря 39%о и более.

Красное море расположено между странами с сухим и жарким климатом. В него не впадает ни одной реки. Водообмен с океаном происходит через узкий Баб-эль-Мандебский пролив. Соленость Красного моря очень велика и возрастает с юга на север; в южной части она равна 37%0, в северной — до 41—42%0.

Соленость поверхностных вод Персидского залива в северной и средней частях достигает 39%о, в южной — больше 37%0.

Распределение солености по глубине в морях различно в зави­ симости от величины пресного баланса, интенсивности вертикаль­ ного перемешивания и водообмена с океаном и соседними морями.

Колебания солености во времени незначительны. Годовые коле­ бания в открытых частях океанов не превышают 1%0, на глубине 1500—2000 м соленость почти неизменна (различия в 0,02—0,04%0). Значительные колебания солености наблюдаются в прибрежных районах, где весной интенсивнее приток пресных вод, а также

вполярных районах за счет процессов замерзания и таяния льдов.

§27. Газы в морской воде

Вморской воде, кроме минеральных веществ, растворены азот, кислород, углекислота, сероводород, аммиак, метан и другие газы. Содержание газов, растворенных в морской воде, крайне незначи­

тельно и заметно изменяется во времени и в пространстве. Однако его достаточно для развития органической жизни и биохимических процессов.

Кислород встречается в морской воде повсюду на различных глубинах. Он поступает в воду из атмосферы и в результате фотосинтезической деятельности растений. Расходуется кислород путем отдачи в атмосферу при избытке его в поверхностных слоях воды, а также на дыхание морских организмов и окисление различных

в относительных (в процентах к количеству кислорода, насыщаю­ щего воду при данных солености и температуре ее и данном дав­ лении воздуха).

Наиболее быстро обмениваются кислородом с воздухом поверх­ ностные слои воды при волнении и притом тем быстрее, чем силь­ нее волнение. При штиле этот обмен замедляется.

Процесс фотосинтеза растений начинается с рассветом и пре­ кращается с наступлением темноты. Интенсивность этого процесса зависит от степени освещения и уменьшается с глубиной. Поэтому наиболее энергично этот процесс происходит в поверхностных слоях (до 70 м — горизонта распространения сине-зеленых водорослей). Эти слои обычно богаче кислородом, причем максимум его нахо­ дится нередко не на самой поверхности, а на некоторой глубине. Глубже 200 м света проникает в воду весьма мало, и раститель­ ность здесь отсутствует, а следовательно, нет и поступления кисло­ рода за счет фотосинтеза.

Ниже 200 м содержание кислорода с глубиной уменьшается, но при этом во всей толще океана его достаточно для поддержания жизни.

В поверхностном, наиболее богатом кислородом (конвекцион­ ном) слое воды (до 100—300 м) содержание его увеличивается от экватора к полюсам, несколько уменьшаясь в теплых течениях и возрастая в холодных. В среднем близ экватора в поверхностных слоях кислорода содержится 5 мл/л, на 60° ю. ш. — 6—7 мл/л, а на 50° с. ш.— даже более 8 мл/л. Поверхностные слои почти всюду насыщены, а вне тропического пояса даже перенасыщены кисло­ родом.

С глубиной степень насыщенности кислородом сначала умень­ шается в связи с расходованием его на окисление органических ве­ ществ, а глубже 1500 м вновь возрастает за счет горизонтального переноса. В северных полярных областях на глубинах 1500—2000 м насыщенность кислородом достигает 88—97%, у экватора 30—40%, в южных полярных областях 60—70%. Такое распределение насы­ щенности кислородом вод океанов обусловливается, помимо дея­ тельности растений и животных, глубинной циркуляцией водных масс.

В морях на содержание газов в воде большое влияние оказы­ вают местные условия: интенсивность волнения и вертикального перемешивания, водообмен с соседними морями и океаном. Вот почему в некоторых морях создается совершенно своеобразное рас­ пределение газов, отличное от океанического. В некоторых морях, водообмен которых с океаном затруднен, воды очень слабо венти­ лируются и застаиваются. Примером может служить Черное море, где интенсивное вертикальное перемешивание распространяется до глубины 150—200 м. Даже зимой, когда поверхностные слои наи­ более охлаждены и богаты кислородом, они не могут опускаться на большую глубину. По этой причине глубокие слои вод Черного моря лишены кислорода. В средней части он исчезает на глубине 150 м, у берегов — несколько глубже (около 200 м). Начиная с этих горизонтов в водах Черного моря появляется сероводород, содержание которого с глубиной увеличивается, достигая у дна 6 мл/л. В глубинных слоях Черного моря жизнь, кроме анаэробной, бактериальной, невозможна.

В Балтийском море, где верхний слой воды сильно опреснен, глубинные слои заполнены более соленой водой, поступающей из пролива Каттегат. Содержание кислорода с глубиной падает, но сероводород не образуется, так как перемешивание дастаточно интенсивно.

В Азовском море в иловых грунтах происходит интенсивное об­ разование сероводорода (H2S). Во время штормов воды моря пе­ ремешиваются. В тихую же погоду, особенно в жаркую, при интен­ сивном образовании H2S в придонных слоях исчезает кислород, что приводит к массовой гибели рыб (явление замора).

Азот, растворенный в морской воде, находится почти в полном равновесии с азотом атмосферы. Содержание свободного азота в глубинных водах связано с образованием и распадом органичес­ кого вещества и деятельностью бактерий. Растворенный в воде азот, особенно в прибрежных районах, усваивается особыми бакте­ риями, перерабатывающими его в азотистые соединения, которые затем поглощаются растениями. Большое значение для жизни рас­ тений и живых организмов, для биохимических процессов, проте­ кающих в море, имеет азот в связанном виде, т. е. в виде нитра­ тов— солей азотной кислоты (НЫОз), нитритов — солей азотистой кислоты (HNO2) и солей аммония (NH4).

В морской воде растворено некоторое количество свободной и связанной углекислоты.

Двуокись углерода С 02 присутствует в морской воде в малых количествах, причем меньшая часть ее падает на долю растворен­ ного газа, большая же часть находится в воде в виде углекислых соединений. Углекислота попадает в воду в результате поглощения из воздуха, путем выделения организмами при дыхании и обра­ зуется при разложении органических веществ. Некоторое количе­ ство С 02 выделяется при вулканических извержениях. Расходуется углекислота путем отдачи в атмосферу при повышении темпера­ туры, часть — при фотосинтезе растениями. Если реакция морской

воды немного щелочная, то часть СО2 связывается в нейтральные и кислые карбонаты СаСОз и Са(НСОз)2, что вызывает новое по­ ступление газа из воздуха.

Углекислота играет большую роль в биологических процессах, так как это единственный источник углерода, который использу­ ется растениями для построения органического вещества.

ГЛ А В А 8. ТЕПЛОВОЙ РЕЖИМ ОКЕАНОВ И МОРЕЙ

§28. Процессы нагревания и охлаждения морской воды

Основной источник тепла, получаемого поверхностью Мирового океана,— это прямая и рассеянная солнечная радиация. Часть ее отражается водной поверхностью, часть излучается в атмосферу и межпланетное пространство.

Морские воды, соприкасаясь с атмосферой, обмениваются с ней теплом. Если вода теплее воздуха, то происходит отдача тепла в атмосферу, если же вода холоднее, она получает некоторое коли­ чество тепла в процессе теплообмена.

Большое количество тепла море теряет на испарение. Известно,

большое количество тепла теряют поверхностные слои океана, на­ пример, в области пассатов, где испарение очень велико.

В высоких широтах нагревание и охлаждение морской воды связано с ледовыми явлениями. В осенне-зимний период при обра­ зовании льда всегда выделяется скрытая теплота ледообразования, которая затрачивается на нагревание воды и воздуха над ней. Вес­ ной при таянии льда происходит, наоборот, охлаждение воды и

воздуха.

Дополнительным источником тепла могут служить речные воды. Наконец, большая роль в распределении и изменении температуры вод океанов и морей принадлежит материкам, господствующим вет­

рам и особенно течениям.

Тепло, поступающее от Солнца, поглощается тонким поверхност­ ным слоем и идет на нагревание воды, но благодаря малой тепло­ проводности воды почти не передается на глубину. Проникновение тепла от поверхности к нижележащим слоям происходит главным образом путем вертикального перемешивания (см. § 36), а также за счет адвекции тепла глубинными течениями. В результате вер­ тикального перемешивания в летнее время к поверхности под­ нимаются более холодные воды и понижают температуру поверх­ ностных слоев, а глубинные воды отепляются. В зимнее время, когда поверхностные воды охлаждены, с глубин в процессе верти­ кального обмена происходит подток более теплых вод, задержи­ вающих начало ледообразования. Изучение тепловых процессов, изменений температуры воды во времени, в пространстве и по глу­ бине основано на непосредственных наблюдениях. Измерения тем­

пературы воды в различных районах океанов и морей осуществля­ ются на гидрологических станциях при помощи глубоководных опрокидывающихся термометров.

В последние годы в практику океанологических наблюдений ши­ роко внедряются самописцы температуры — термографы, батитер­ мографы и термозонды, которые позволяют получить непрерывный ход температуры во времени и по глубине. Методы измерений тем­ пературы воды и основных элементов теплового баланса излага­ ются в специальной литературе и методических руководствах.

§ 29. Тепловой баланс моря

На поверхности раздела океан—атмосфера, а также в толще воды непрерывно происходят процессы, изменяющие тепловое со­ стояние вод. Некоторые из этих процессов сопровождаются выде­ лением тепла и приводят к повышению температуры воды, другие приводят к потере тепла и понижению температуры. Соотношение количеств тепла, поступающего в воду и теряемого ею в резуль­ тате взаимодействия различных тепловых и динамических процес­ сов, называют т е п л о в ы м б а л а н с о м (иногда бюджетом). Со­ отношение между приходной и расходной частями теплового ба­ ланса различно в отдельных частях Мирового океана и значительно' меняется с течением времени.

Уравнение теплового баланса с учетом основных факторов, определяющих приход и расход тепла в океанах и морях, можно записать в следующем виде:

(2эф — тепло, теряемое или получаемое морем в результате эффек­

отдаваемое морем в результате турбулентного (контактного) теп­ лообмена с воздухом; Qu — тепло процессов ледообразования и тая­ ния; QCT — тепло вод материкового стока; Q0 — тепло атмосферных осадков; QaÄB— тепло, получаемое в результате водообмена (тече­ ний); Qt — разность между приходом и расходом тепла, пошедшая на изменение температуры в деятельном слое моря.

Слой воды, в котором проявляются сезонные (годовые) колеба­ ния океанологических характеристик, называется д е я т е л ь н ы м

сл о е м моря . За нижнюю границу этого слоя принимается глу­ бина, на которой еще заметен годовой ход температуры. В морях

сбольшими годовыми амплитудами температуры иногда за нижнюю

1Эффективное излучение представляет собой разность между длинноволно­ вым (тепловым) излучением поверхности моря и встречным длинноволновым1 излучением атмосферы. Излучение с поверхности моря почти всегда больше излу­ чения атмосферы, поэтому море теряет тепло. В уравнение теплового баланса <38ф почти всегда входит с отрицательным знаком.

счет процессов ледообразования и таяния, приток материковых вод, имеющий значение в прибрежной полосе, и выпадение осадков. Следовательно, приход тепла в Мировой океан определяется глав­ ным образом количеством суммарной солнечной радиации, т. е. теплом, получаемым от Солнца. Расходуется это тепло на излуче­ ние в атмосферу, на испарение и турбулентный (контактный) по­ догрев нижних слоев атмосферы. Так происходит круговорот энер­ гии в системе океан—атмосфера, а уравнение теплового баланса (16) представляет собой одну из частных форм основного физичес­ кого закона — закона сохранения энергии.

Изучение баланса тепла отдельных морей, одеанов и Мировогб океана в целом — это важная проблема в исследовании термичес­ кого режима Земли, ее климата и погодных условий, с которыми связаны природные ресурсы.

Существует несколько методов определения теплового баланса, основными из которых являются полуэмпирические методы, бази­ рующиеся на непосредственных иструментальных измерениях, спе­ циальные теоретические и эмпирические формулы, изложенные в специальных работах. Определение элементов теплового баланса осуществляется обычно для годового цикла, т. е. определяют сред­ ние суточные и средние месячные их значения в калориях с 1 см2 поверхности моря за год. Можно рассчитать и многолетние значе­ ния элементов теплового баланса. Результаты этих расчетов сво­ дят в таблицы, графики и схемы распределения элементов в пре­ делах моря или океана. На рис. 11, заимствованном у В. В. Шу­ лейкина, изображен ход элементов теплового баланса Черного моря, из которого видно, как с марта начинается нагревание, про­ должающееся до начала сентября, когда приход тепла превосходит расход, а с сентября начинается остывание — теплоотдача в атмо­ сферу увеличивается, и количество тепла, поступающего в одну часть года, расходуется деятельным слоем в другую часть года.

§ 30. Распределение температуры воды на поверхности Мирового океана и морей

Распределение температуры поверхностных вод тесно связано с распределением солнечной радиации и расходом тепла на испаре­ ние и в соответствии с этим носит в значительной мере зональный характер. Но эта зональность под влиянием местных причин (оке­ анических течений, ветров, близости материков) во многих райо нах значительно нарушается.

Наглядное изображение распределения температуры на поверх­ ности Мирового океана дают карты изотерм — линий, соединяющих точки с одинаковыми значениями температуры (средними годо­ выми, сезонными, средними месячными). Такие карты для февраля

щена к югу по сравнению с картой августа. Система изотерм средних годовых температур занимает промежуточное положение. Пояс наивысших температур (выше 26° С) охватывает на обеих картах широкую полосу севернее экватора. В этой полосе лежит т е р м и ­ ч е с к и й э к в а т о р (линия наивысших температур), положение которого незначительно меняется от сезона к сезону. Термический экватор то удаляется, то приближается к географическому эква­ тору в пределах 7— 10° северной и в отдельных местах южной широты.

В тропическом поясе широтное распределение температуры воды нарушается под влиянием пассатных течений, идущих вдоль эква­ тора с востока на запад. Воды этих течений, проходя вдоль эква­ тора, успевают нагреться и, встретив на западе берега материков, отклоняются к северу и югу. Перемещение теплых вод в умеренные широты отражается на картах в отклонении изотерм к северу и югу от экватора. В восточных же частях тропического пояса течения, спускающиеся с севера в северном полушарии и с юга в южном, приносят холодные воды. Таким образом, в тропическом поясе на одной и той же широте температура поверхностных вод у за­ падных берегов выше, чем у восточных. Охлаждению поверхност­ ных вод в этой части океана способствуют, кроме того, холодные воды, поднимающиеся из глубин под влиянием сгона поверхност­ ных вод пассатными ветрами. В результате аномалии темпера­ туры, или отклонения от средней для данной широты, достигают —8° С.

Вюжном полушарии к югу от 40° ю. ш. изотермы располага­ ются почти параллельно широтам. Здесь земной шар с 58° ю. ш. опоясан сплошным кольцом воды, не разделенной материками.

Всеверном же полушарии севернее 35° с. ш. зональное распре­ деление температуры резко нарушается. В этой части земного шара сосредоточены основные массы суши. Кроме того, здесь у западных берегов на 35—40° с. ш. встречаются теплые и холодные течения: Гольфстрим, Лабрадорское и Восточно-Гренландское в Атлантиче­

ском океане, Куросио и Камчатско-Курильское в Тихом океане. В связи с этим изотермы в этих районах резко отклоняются от па­ раллелей, а в Атлантическом океане наблюдаются аномалии тем­ пературы до 5° С.

Самые высокие температуры на поверхности Мирового океана наблюдаются в августе. Они достигают 32° С близ берегов Америки и-- Азии в Тихом океане. В феврале в южном полушарии такие высокие температуры не наблюдаются. На этот месяц приходятся самые низкие температуры (—1,8°С), наблюдающиеся в Северном Ледовитом океане к северу от Америки и Азии, в Атлантическом океане около Ньюфаундленда и в южных полярных водах вблизи берегов Антарктиды.

По картам изотерм можно подсчитать средние годовые темпе­ ратуры поверхностных вод для отдельных широт (табл. 11).

Поверхностные воды Мирового океана в северном полушарии теплее, чем в южном, вследствие большей изоляции вод умеренных

Таблица 11

Средние годовые температуры поверхности вод океанов

и низких широт от холодных полярных вод по сравнению с южным полушарием. Под влиянием холодных воздушных масс, поступаю­ щих с континентов, зимой значительно понижается поверхностная температура в северо-западных районах Тихого и Атлантического океанов. Годовые колебания температуры воды на поверхности до­ стигают здесь 18° С.

Средняя годовая температура поверхностных вод в различных океанах неодинакова: в Атлантическом 16,9° С, в Тихом 19,1° С и Индийском 17,1° С. Самый теплый океан Тихий, значительно хо­ лоднее Атлантический, так как в Тихом океане площадь, заключен­ ная между тропиками и наиболее сильно нагреваемая, составляет большую часть площади всего океана, чем в Атлантическом, где к тому же сильно влияние холодных вод Северного Ледовитого океана.

Средняя годовая температура поверхностных вод Мирового оке­ ана 17,4° С, т. е. на 3° выше средней годовой температуры воздуха. Отсюда ясно, какое громадное значение имеет тепло, накопленное водами Мирового океана, в тепловом балансе системы атмосфера—

океан.

Температура поверхностных вод морей может значительно отли­ чаться от температуры вод океанов в тех же широтах, что объяс­ няется влиянием местных причин — близостью материков, характе­ ром водообмена с океаном, притоком речных вод и т. д.

Наиболее низкие температуры поверхностных вод в северных