Глава 4

КЛИМАТ И ВОДНЫЕ МАССЫ МИРОВОГО ОКЕАНА

4.1. КЛИМАТ

сновными климатообразующими факторами в МиО ровом океане являются зональное распределение

солнечной радиации и однородность поверхности океана, выраженные в размещении климатических поясов (рис. 10). Здесь отсутствуют орографические препятствия, вносящие большие осложнения в климатические условия отдельных частей материков.

Поглощенная солнечная радиация в Мировом океане в целом составляет 334 кДж/см2 в год, тогда как для всей суши только

209 кДж/см2 в год. В одних и тех же широтах океан поглощает на 25—50 % больше тепла, чем суша. Это объясняется высокой теплоемкостью воды и ее интенсивным перемешиванием, в процессе которого происходит сложное перераспределение тепла в толще Мирового океана. Океан — мощный аккумулятор солнечного тепла, оказывающий весьма большое влияние на температурный режим прилегающих слоев атмосферы и климат материков. Океан медленнее, чем поверхность суши, поглощает тепло и медленнее отдает его в атмосферу, поэтому суточный ход температуры воздуха над поверхностью океана характеризуется не

Глава 4. Климат и водные массы Мирового океана

47

большими колебаниями, обычно в пределах нескольких градусов. Годовые амплитуды температуры здесь также значительно меньшие, чем над материками. Например, разность летних и зимних температур воздуха от экватора к полюсам возрастает от 1 до 15—20 , тогда как на суше она может быть в 2—2,5 раза больше. Характерно также запаздывание максимальных и минимальных температур воздуха над океаном по сравнению с сушей на 1—1,5 месяца. Большое влияние на климатические условия отдельных акваторий океанов и их термический режим оказывают теплые и холодные морские течения.

Циркуляция атмосферы над Мировым океаном обусловлена барическими системами, термическим режимом и отклоняющим воздействием суточного вращения Земли. В умеренных широтах в зимнее время температура воздуха над океаном выше, чем над сушей. Поэтому здесь устанавливается низкое атмосферное давление — Исландский и Алеутский барические минимумы. Летом они выражены менее резко в связи с прогреванием материков. В субтропических широтах воздух над сушей всегда теплее, чем над океаном, и охладившиеся в верхних слоях атмосферы массы воздуха, пришедшие за счет восходящих движений из экваториальных областей, также опускаются. Поэтому в субтропиках и динамические, и температурные условия обусловливают существование устойчивых антициклонов: Азорского, Гавайского, Южно-Атлантического, Южно-Индийского, Южно-Тихоокеанского. В экваториальных широтах в результате активной солнечной инсоляции и усиленных восходящих воздушных потоков возникает зона пониженного атмосферного давления. Над полюсами, наоборот, холодные воздушные массы обеспечивают повышенное атмосферное давление.

Такое распределение атмосферного давления и барических систем определяет направление господствующих и постоянных ветров, их силу и устойчивость в различных широтах. В циклонах (циклоническая циркуляция) воздух движется к центру области низкого давления против часовой стрелки в Северном полушарии и по часовой в Южном. В антициклонах (антициклоническая циркуляция) движение воздуха противоположное: от центра антициклона к его периферии по часовой стрелке в Северном полушарии, против часовой стрелки в Южном. Взаимодействие областей низкого давления в умеренных широтах и высокого давления в субтропических обусловливает преобладание западных ветров в умеренных поясах. В Северном полушарии западный перенос ос

Глава 4. Климат и водные массы Мирового океана

49

ложняется влиянием материков, в Южном он выражен особенно ярко: непрерывное водное кольцо океана и сплошная зона устойчивых западных ветров опоясывают земной шар в пределах 40—50 ю. ш.

Экваториальная область пониженного атмосферного давления определяет приток воздушных масс из субтропических областей повышенного давления. Возникают постоянные тропические ветры — пассаты: северо-восточные в Северном полушарии, юго-восточные в Южном. В летние и осенние месяцы этот устойчивый режим постоянных умеренных ветров может иногда нарушаться разрушительными тропическими циклонами (ураганами).

Общая схема циркуляции атмосферы над Мировым океаном осложняется в Индийском океане и частично в Тихом в результате возникновения сезонных барических систем над Азией. Интенсивное нагревание поверхности Азии летом создает здесь область пониженного атмосферного давления (Южно-Азиатский барический минимум), в то время как северная часть Индийского и юго-западная часть Тихого океана имеют более низкую температуру и более высокое давление, чем прилегающие пространства суши. Поэтому воздух с океана перемещается в область пониженного давления, возникает летний муссон — ветры, направленные с океана на сушу и несущие с собой обильные осадки. В зимнее время поверхность суши оказывается охлажденной, образуется область высокого давления (Сибирский, или Центральноазиатский, антициклон) и плотные массы воздуха растекаются в сторону Индийского и Тихого океанов, образуя зимний муссон — сухие ветры, направленные с суши на океан.

Рассмотренная общая циркуляция атмосферы над океаном имеет определяющее значение для циркуляции вод Мирового океана.

4.2. ТЕМПЕРАТУРА И ТЕПЛОВОЙ БАЛАНС МОРСКОЙ ВОДЫ

РИС. 10. Климатические пояса Мирового океана (по Атласу океанов, 1977). 1 - экваториальный, 2 - субэкваториальный, 3 - тропические, 4 - субтропические, 5 - умеренные, 6 - субарктический и субантарктический, 7 - арктический и

антарктический

50	Глава 4. Климат и водные массы Мирового океана

Температура. Важнейшей характеристикой морской воды является ее температура. Нагревание поверхности океана происходит в основном прямой и рассеянной солнечной радиацией, а также в результате конденсации влаги, выпадения осадков, теплопередачи из воздуха.

Кроме нагревания, происходит и охлаждение воды при испарении, излучении теплоты в атмосферу, а также при конвективном теплообмене между океаном и атмосферой. Изменение температуры может происходить и в результате горизонтальных и вертикальных перемещений водных масс.

При отсутствии материков температура на поверхности океана зависела бы только от широты, а линии равных температур — “изотермы” — совпадали бы с параллелями. В действительности же, за исключением южной части Мирового океана, картина распределения температуры резко отличается из-за расчлененности океанов, влияния океанических течений и вертикальной циркуляции.

Изотермы расходятся от экватора в западных частях океанов и сгущаются у экватора в восточных. В западных частях океанов теплые течения, встречая материки, поворачивают на юг и на север вдоль берегов и переносят теплые воды в более высокие широты, а у восточных берегов течения всегда направлены к экватору. Кроме того, в результате сгона воды, вызванного постоянно дующими пассатами, в восточных районах океанов к поверхности поднимаются холодные глубинные воды.

В северо-западных частях Атлантического и Тихого океанов под влиянием мощных теплых течений — Гольфстрим и Куросио — изотермы идут под углом в 45 к меридианам, а иногда и

вдоль меридианов, и сильно сгущаются в результате взаимодействия теплых течений с холодными (Лабродорским и Курильским). В среднем характер изменения температуры воды по широтам для Тихого, Атлантического и Индийского океанов примерно одинаков: максимальная температура наблюдается у экватора и монотонно убывает к полюсам. По абсолютным средним значениям температуры самый теплый океан — Тихий. Средняя температура воды на поверхности Мирового океана (+17,5 С) отличается от средней температуры воздуха (+14,4 С),

вследствие чего океан оказывает сильное влияние на тепловые процессы в атмосфере. Средние годовые значения температуры на поверхности океанов без выделения Южного океана: 1) Атлантиче

Глава 4. Климат и водные массы Мирового океана

51

ский — +16,9 С; 2) Индийский — +17,0 С; 3) Тихий — +19,1 С; 4) Мировой — +17,5 С.

Максимальная температура Мирового океана (+35,6 С) наблюдается в Персидском заливе и наиболее низкая (-2 С) в Северном Ледовитом океане. Температура на поверхности морей, находящихся в различных физико-географических условиях, колеблется в широких пределах: летом от +1,6 С в Чукотском море до +27 С в Аральском и Каспийском морях; зимой верхний предел резко понижается и максимальная положительная температура наблюдается в Аральском море (+9 С) и в Японском (+9, +12 С).

В умеренных, тропических и экваториальных широтах температура с глубиной убывает: до 300—500 м понижается очень быстро — здесь имеет место так называемый термоклин. Далее от 500 м глубины до 1200—1500 м понижается значительно медленнее и от 1500 м до дна или очень медленно, или совсем не изменяется. Термоклин (от греч. therme — тепло и “клино” наклоняюсь, опускаюсь) — слой воды в океане со значительным вертикальным отрицательным градиентом температуры, большим, чем в соседствующих верхних и нижних слоях воды.

Подразделяется на сезонный и главный. Сезонный термоклин обычно распространяется на глубинах менее 200 м, возникает и разрушается в течение годового хода температуры; главный термоклин существует постоянно, охватывая толщу вод до 1—2 км. В тропиках и экваториальных широтах температура воды в слое 0—500 м понижается наиболее интенсивно, так как ее значение на поверхности выше, чем в умеренных широтах. В полярных областях температура на поверхности равна +1,6 С

и снижается до -1,8 С на глубине 50 м, затем повышается до +2, +3 С на глубине 200—400 м вследствие поступления теплых вод Атлантического океана и далее опять уменьшается до самого дна, где температура оказывается ниже 0 C.

В целом в Мировом океане существенные изменения температуры происходят до глубины 1500 м, где она в среднем составляет 3—4 С; на глубине 4000 м понижается до 1—1,5 С и далее до дна изменяется весьма незначительно. В придонных слоях температура воды практически одинакова для всех океанов и изменяется в достаточно узких пределах, в среднем от +1,0 до -2 С. Температура придонных слоев воды в морях и заливах, а также и на поверхности зависит от физико-географических условий и изменя

52	Глава 4. Климат и водные массы Мирового океана

ется от максимального значения +22 С в Красном море до -2,2 С в Гудзоновом заливе.

Изменение температуры во времени соответствует изменению количества солнечной радиации, в связи с чем рассматривают суточный и годовой ход температуры воды. Суточные колебания температуры зависят от погодных условий и редко превышают 1 С. В среднем для тропиков эта величина составляет 0,5 С и для умеренных широт 0,1 С. Вблизи берегов температура воды в течение суток может иногда меняться на несколько градусов в результате ветрового сгона поверхностной теплой воды и поступления с глубины более холодной. Суточные колебания температуры быстро убывают с глубиной и затухают на горизонте 30—50 м. Максимальная температура на глубине наступает на 5—6 ч позднее, чем на поверхности. Изменение температуры в течение года на поверхности и по глубине зависит от колебаний солнечной радиации, турбулентной теплопроводности вертикальных и горизонтальных перемещений водных масс.

Годовой ход температуры отличается от суточного большими амплитудами и глубиной проникновения. Наименьшая амплитуда колебаний температуры на поверхности в тропиках и составляет 1—2 С; наибольшая — в широтах 40 с. ш. и 30 ю. ш. — дос

тигает 8—10 С, что объясняется преобладанием ясной погоды и

слабых ветров в этих областях. Особенно большие колебания амплитуды (до 20 С и больше) имеют место при сезонном смещении

границ теплых и холодных течений у берегов Америки и Азии. Глубина проникновения годовых колебаний температуры зависит от местных условий и изменяется в довольно широких пределах, но обычно не превосходит 300—500 м.

Удельная теплоемкость воды очень высокая, значительно выше, чем у других веществ на Земле, за исключением водорода и жидкого аммиака.

Испарение играет важную роль в тепловом балансе океана, а также в теплообмене между океаном и атмосферой и является одним из основных климатообразующих факторов. Величина испарения меняется в зависимости от широты места и времени года. С поверхности океана за сутки испаряется слой воды 3—4 мм в экваториальной зоне; 1—2 мм в умеренных широтах и менее 1 мм в высоких широтах. С поверхности Аральского моря испаряется в сутки слой воды толщиной 100 мм летом и 0,01 мм зимой. В среднем за год с поверхности земного шара испаряется 518 600 км2,

что эквивалентно слою толщиной в один метр.

Глава 4. Климат и водные массы Мирового океана

53

Тепловые свойства Мирового океана. Теплоемкость морской воды — это количество теплоты, необходимое для повышения температуры 1 г морской воды на 1 С. За единицу теплоемкости принята 1 калория, равная количеству тепла, необходимого для повышения температуры 1 г дистиллированной воды от 14,5 до 15,5 С.

Теплоемкость воды выше, чем у всех других веществ, за исключением водорода (3,4 кал) и жидкого аммиака (1,2 кал). Теплоемкость морской воды ниже, чем теплоемкость пресной воды, она уменьшается с увеличением температуры и солености воды. Вследствие большой теплоемкости морской воды Мировой океан медленно прогревается и медленно остывает. Под теплотой испарения понимается то количество теплоты, которое требуется для поддержания неизменной температуры при испарении (или, наоборот, при конденсации) 1 г жидкости. Теплота испарения у воды больше, чем у какого-либо другого вещества. Это обстоятельство имеет огромное значение для тепловых процессов в море и атмосфере, так как большая часть солнечной энергии расходуется на испарение воды в море. Считается, что в среднем за год с поверхности океана испаряется слой высотой около 1 м.

Температура кипения морской воды отличается от температуры кипения пресной воды. С увеличением солености температура кипения немного увеличивается. На температуру воды очень большое влияние оказывает давление. Если некоторый объем воды перенести с поверхности моря на некоторую глубину, то вследствие сжимаемости воды этот объем уменьшается, а температура повышается. Это повышение произойдет не за счет притока тепла со стороны, а исключительно за счет внутренней энергии вещества. Такое изменение температуры называется адиабатичес

êèì.

Тепловой баланс. На поверхности океанов и морей происходят сложные тепловые процессы. Некоторые их них приводят к потере тепла водой, другие же сопровождаются притоком тепла в воду. Основным источником прихода тепла является солнце. Тепло поступает от солнца в виде коротковолновой солнечной радиации, рассеянной атмосферой. Часть такой суммарной солнечной радиации не воспринимается водой, а отражается обратно в атмосферу (отраженная радиация). Значительную роль играет приход тепла в результате конденсации паров воды на водной поверхности. В некоторых морях существенное значение имеет поступле

54	Глава 4. Климат и водные массы Мирового океана

ние или расход тепла в процессе водообмена между соседними водоемами.

В полярных морях необходимо считаться с теплом, выделяемым при образовании льда, и теплом, затрачиваемым на его таяние. Некоторые небольшие изменения в общий приход-расход тепла моря вносят неодинаково нагретые материковые воды и поступающие на его акваторию атмосферные осадки.

Алгебраическая сумма количества тепла, поступающего в воду и испаряемого водой в итоге всех тепловых процессов, называется тепловым балансом моря.

Составляющие теплового баланса вычисляются обычно в калориях на 1 см в сутки (кал/см в сутки). Верхним тонким слоем воды толщиной в 1 см поглощается 94 % поступающей на поверхность океана солнечной энергии. Вследствие перемешивания происходит передача тепла всей толще воды океана.

Тепловой баланс океана преимущественно составляют: радиационный баланс (суммарная солнечная радиация минус обратное излучение океана);

потеря тепла на испарение;

турбулентный теплообмен между поверхностью океана и атмосферой;

внутренний теплообмен	(между поверхностью океана
и нижележащими слоями).

Кроме того, в общем тепловом балансе океана участвуют: внутреннее тепло, передаваемое океану Землей; нагревание и охлаждение океана, с происходящими в

нем химическими процессами;

переход кинетической энергии в тепловую;

выделение тепла при конденсации водяных паров на поверхности океана.

Величина последних четырех характеристик крайне незначительная (каждая из них менее одной тысячной доли солнечной радиации). Поэтому при рассмотрении общего теплового баланса океана они обычно не учитываются. Суммарная радиация увеличивается от высоких широт к низким, достигая максимума около 20 с. ш. и 20 ю. ш., что объясняется малой облачностью в этих широтах, характеризующихся высоким давлением атмосферы. Наибольшая затрата тепла на испарение отмечается также в районах высокого атмосферного давления. Турбулентный теплообмен в тропических и умеренных широтах меньше других основ

Глава 4. Климат и водные массы Мирового океана

55

ных составляющих теплового баланса. Нарастание его с широтой связано с увеличением разности температур воды и воздуха. Океан поглощает тепло в поясе 30 с. ш. — 30 ю. ш. и постепенно отдает его атмосфере в более высоких широтах. Это важный фактор смягчения климата умеренных и полярных широт в холодную половину года. В результате испарения и турбулентного теплообмена с поверхности океана атмосфере передается 82 ккал/см2 в год, в то время как с поверхности суши — только 49 ккал/см2 в год. Отсюда следует, что океан служит главным фактором в формировании климата и погоды на Земле. Неравномерное поступление солнечного тепла на поверхность океана и изменчивость атмосферных процессов оказывают непосредственное влияние на температуру, соленость и другие характеристики океана. Практическое значение изучения температуры воды. Температура, наряду с другими океанологическими характеристиками, в сильнейшей степени влияет на развитие животных и растительных организмов, обитающих в море. Теплолюбивые и холодоводные организмы приурочены к определенным ареалам, знание которых важно для рыбного промысла. Известны случаи, когда резкое падение температуры весной и летом после суровых зим в Японском море приводило к прекращению промысла теплолюбивой рыбы иваси. Знание распределения температуры и солености

с глубиной требуется для необходимых поправок к показаниям эхолотов при точных промерах морского дна. Велико научное значение знания режима температуры Мирового океана, без чего невозможны надежные долгосрочные гидрометеорологические прогнозы.

4.3. СОЛЕНОСТЬ ВОД МИРОВОГО ОКЕАНА

В водах Мирового океана растворено огромное количество химических элементов. Их достаточно, чтобы покрыть всю поверхность суши нашей планеты слоем в 240 м. Морская вода по массе состоит на 95 % из чистой воды и более 4 % из растворенных в ней солей, газов и взвешенных частиц. Поэтому морская вода отличается от воды пресных водоемов рядом особенностей: горько-соленым вкусом, удельным весом, прозрачностью, цветом, более агрессивным воздействием на строительные материалы. Все это объясняется содержанием в морской воде значитель

ного количества растворенных твердых веществ и газов, а также

56	Глава 4. Климат и водные массы Мирового океана

взвешенных частиц органического и неорганического происхождения.

Количество растворенных твердых минеральных веществ (солей), выраженное в граммах на килограмм (литр) морской воды называется ее соленостью.

Общее содержание растворенных солей в морской воде составляет в среднем для открытых частей Мирового океана 35 г/кг воды, или 0,035 долей килограмма. Тысячную долю целого называют промилле, записывают знаком ‰ и обозначают символом S. Следовательно, средняя соленость Мирового океана равна 35 ‰ (S = 35 ‰). В отдельных районах Мирового океана соленость может в широких пределах отклоняться от средней величины в зависимости от гидрологических и климатических условий.

В морской воде растворено много различных веществ, но представлены они неодинаково. Одни вещества содержатся в ней в сравнительно больших количествах (в граммах на 1 кг (литр) воды), другие — в количествах, исчисляемых лишь тысячными долями грамма на тонну воды. Эти вещества — микроэлементы, распространенные в морской воде.

Впервые состав морской воды был определен Дитмаром на основании исследования 77 проб, собранных в различных пунктах Мирового океана. Вся масса океанической воды представляет собой жидкое “рудное тело”. В ней содержатся практически все элементы таблицы Менделеева.

ХИМИЧЕСКИЙ СОСТАВ МОРСКОЙ ВОДЫ

Составная часть (соли)	Íà 1000 ã âîäû	Проценты
Хлористый натрий	27,2	77,8
Хлористый магний	3,8	10,9
Среднекислый магний	1,7	4,7
Среднекислый кальций	1,2	3,6
Среднекислый калий	0,9	2,5
Углекислый кальций	0,1	0,3
Бромистый магний	0,1	0,2

 ñ å ã î

35

100

Глава 4. Климат и водные массы Мирового океана

57

Теоретически в морской воде находятся все известные химические элементы, но весовое их содержание различно. Выделяют две группы элементов, содержащихся в морской воде. К первой группе относятся 11 основных элементов, которые, собственно, и определяют свойства морской воды, главнейшие из них мы уже называли; ко второй группе относятся все остальные элементы — их часто называют микроэлементами, общее содержание которых не превышает 3 мг/кг. Так, например, в 1 кг морской воды содержится 3х10—7 г серебра, 5х10—7 золота, а такие элементы, как кобальт, никель, олово, обнаруживают только в крови морских животных, улавливающих их из воды.

Основные элементы находятся в морской воде обычно в виде соединений (солей), главными из которых являются:

1) хлориды (NaCl и MgCl), составляющие 88,7 % от веса всех растворенных в морской воде твердых веществ;

2) сульфаты (MgSO4, CaSO4, К2SO4), составляющие

10,8 %;

3) карбонаты (CaCO3) — составляющие 0,3 %. Изменение солености поверхностных вод Мирового океана по

широтам. Соленость на поверхности океана в открытых его частях зависит главным образом от соотношения между количеством осадков и величиной испарения. Чем больше разность температуры воды и воздуха, скорости ветра, тем больше величина испарения.

Выпадение осадков уменьшает поверхностную соленость. Кроме того, существенное влияние на изменение солености оказывает перемешивание вод океанов и морей. В полярных областях соленость изменяется при таянии, образования льда. Вблизи устьев рек соленость зависит от стока пресной воды.

Все перечисленные факторы позволяют судить об изменении солености по широтам.

Колебания солености по широтам имеют примерно одинаковый характер для всех океанов. Соленость увеличивается в направлении от полюсов к тропикам, достигает максимального значения около 20—25 северных и южных широт и снова уменьшается на экваторе. Такая закономерность связана с режимом осадков и испарения.

В полосе пассатной циркуляции большую часть года сохраняется ясная, солнечная погода без осадков, постоянно дующие сильные ветры при достаточно высокой температуре воздуха, что вызывает интенсивное испарение, достигающее 3 м в год, в резу

58	Глава 4. Климат и водные массы Мирового океана

льтате чего соленость поверхностных вод в тропических широтах океанов постоянно самая высокая.

В экваториальной зоне, где ветры очень редки, несмотря на высокую температуру воздуха, а выпадающие осадки обильны, наблюдается некоторое понижение солености.

В умеренной полосе осадки преобладают над испарением и соленость в связи с этим понижается.

Равномерное изменение поверхностной солености нарушается благодаря наличию океанических и прибрежных течений, а также в результате выноса пресных вод крупными реками (Конго, Амазонка, Миссисипи, Брахмапутра, Меконг, Хуанхэ, Тигр, Евфрат и др.).

Область самой высокой солености Мирового океана (S = 37,9 ‰), не считая некоторых морей, лежит к западу от Азорских островов. Соленость морей тем больше отличается от солености океана, чем меньше моря сообщаются с океаном, и зависит от их географического положения. Соленость вод большую, чем воды океана, имеют моря: Средиземное — на западе 37—38 ‰, на востоке 38—39 ‰; Красное — на юге 37 ‰, на севере 41 ‰; Персидский залив — на севере 40 ‰, в восточной части 41 ‰. Соленость на поверхности морей Евразии колеблется в широких пределах. В Азовском море в средней его части составляет 10—12 ‰, а у берегов 9,5 ‰; в Черном море — в средней части 18,5 ‰, а в северо-западной части 17 ‰; в Балтийском море при восточных ветрах 10 ‰, при западных и юго-западных 20—22 ‰, а в Финском заливе, в отдельные дождливые годы, при восточных ветрах соленость уменьшается до 2—3 ‰. Соленость полярных морей в удаленных от берега районах составляет 29—35 ‰ и может несколько изменяться в зависимости от притока вод из других областей океана.

Бессточные моря (Каспийское и Аральское) имеют соответственно среднюю соленость 12,8 ‰ и 10 ‰.

Изменение солености по глубине. По глубине заметные колебания солености происходят лишь до 1500 м, а ниже этого горизонта соленость меняется незначительно. В ряде мест величина солености стабилизируется начиная с меньшей глубины.

В приполярных областях при таянии льда соленость с глубиной повышается, а при образовании льда — понижается.

В умеренных широтах соленость мало изменяется с глубиной.

Глава 4. Климат и водные массы Мирового океана

59

В субтропической зоне соленость быстро убывает до глубины 1000—1500 м.

В тропической зоне соленость нарастает до глубины 100 м, затем убывает до глубины 500 м, после чего незначительно увеличивается до глубины 1500 м и ниже остается неизменной. На распределение солености по глубине так же, как и на по

верхности, влияют горизонтальные перемещения и вертикальная циркуляция водных масс.

Распределение солености на поверхности Мирового океана на картах показано при помощи линий, называемых изогалины — т. е. линии равной солености.

В различные периоды года соленость тоже имеет свои колебания. Для анализа изменения солености во времени строится график — галиноизоплет, на котором по вертикальной оси выписывается величина солености, а по горизонтали — время наблюдения. Горизонтальное распределение солей на различных глубинах существенно отличается от распределения ее по поверхности. Это объясняется рядом причин. Одна из них состоит в том, что распределение воды в океане по слоям определяется ее плотностью, а так как температура воды с глубиной обычно понижается, то для устойчивого равновесия не требуется повышения солености по мере увеличения глубины. Соленость с глубиной может понижаться (анагалинность), возрастать (катагалинность) или

оставаться неизменной (гомогалинность).

Так, например, в высоких широтах обильные осадки распресняют поверхностную воду, делают ее менее плотной, что вызывает большую устойчивость вод и препятствует перемешиванию. Поэтому в районах минимальной поверхностной солености не обязательно ожидать аналогичного положения солености на глубине. Большую роль в нарушении согласованности в горизонтальном распределении солености на поверхности и на глубинах играют глубинные течения. Так, в горизонте 75—150 м у экватора в Тихом и Атлантическом океанах уже не прослеживается вторичный минимум солености, свойственный поверхностным горизонтам. Здесь поверхностные воды подстилаются горизонтом высокосоленой воды (36 ‰), глубинными экваториальными противотечениями Кромвела и Ломоносова.

Происхождение солей в Мировом океане. На вопрос о происхождении солей в Мировом океане ученые еще не дали определенного ответа. До недавнего времени имелись два предположения

60	Глава 4. Климат и водные массы Мирового океана

на этот счет. Согласно первому вода Мирового океана была соленой со времени его возникновения. Согласно второму океан осолонялся постепенно, вследствие выноса солей в океан реками и благодаря вулканической деятельности.

В подтверждение правильности первого предположения приводятся анализы состава древнейших отложений калийной соли, образовавшихся в отдаленные эры существования Земли. Эти отложения возникли вследствие усыхания морских бассейнов с соленой водой. Остатки древних морских организмов, сохранившихся в упомянутых отложениях, дают основания предполагать, что они существовали в соленых водах. К тому же вода является прекрасным растворителем, и невозможно предполагать, что воды первичного океана были пресными.

Очевидной является правильность второго предположения об изменчивости солености и солевого состава под влиянием речного стока и процессов дегазации Мантии Земли. И особенно справедливо это утверждение для периода, предшествовавшего появлению биологического регулятора солевого состава.

В последние годы выдвинута еще одна гипотеза по поводу происхождения солености Мирового океана, являющаяся как бы синтезом различных сторон рассмотренных только что предположений. Согласно этой гипотезе:

1. Воды первичного океана были солеными с момента его возникновения, но их соленость и солевой состав, безусловно, были иными, чем теперь.

2. Соленость Мирового океана и состав его солей по своему генезису являются результатом сложных и длительных процессов, связанных с историей развития Земли. Роль одного только речного стока хотя и может объяснить накопление всей массы солей по количеству, но недостаточна для объяснения существующего ныне состава. Поступление главнейших катионов в воды океана действительно обязано процессам выветривания горных пород и речному стоку, большинство же их, наверное, поступило из недр земных.

3. Соленость менялась в течение всего периода существования Мирового океана, как в сторону ее повышения, так и в сторо

ну понижения, а не односторонне, как это следует согласно второму предположению. К концу палеозоя, судя по составу солей существующих тогда морей и впоследствии высохших, химический состав океана был уже близок к современному.

Глава 4. Климат и водные массы Мирового океана

61

ÐÈÑ. 11

4. Соленость и состав воды меняются и в настоящее время, но этот процесс настолько медленный, что из-за недостаточной чувствительности методов химического анализа люди не могут заметить эти изменения. Смена геологических периодов, резко отличающихся характером горообразовательной, вулканической деятельности, а также климатическими условиями, появление жизни в океане — вехи, знаменующие направленность процесса изменчивости солевого состава и солености Мирового океана.

4.4. ОПТИЧЕСКИЕ И АКУСТИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА МИРОВОГО ОКЕАНА

Оптические свойства морской воды. Поверхность моря освещается непосредственно солнечными лучами (прямая радиация) и светом, рассеянным небесным сводом (рассеянная радиация), т. е. частью солнечных лучей, которые на своем пути к Земле оказались рассеянными атмосферой и облаками.

Средняя освещенность горизонтальной поверхности прямыми лучами Солнца, находящегося точно в зените, равна 140 тыс. люкс.

Падая на поверхность моря, солнечные лучи частично отражаются в атмосфере, а частично уходят в воду после преломления у поверхности воды (рис. 11). Ослабление света, проходящего че

62	Глава 4. Климат и водные массы Мирового океана

рез воду, происходит за счет совокупного действия процессов поглощения и рассеяния. При рассеянии происходит только изменение направления световых лучей и уход их в сторону, а при поглощении свет превращается в другую форму энергии — в основном в тепловую и в незначительной части в химическую.

Прозрачность морской воды зависит от характера процессов поглощения и рассеяния света, главным образом от размеров и количества взвешенных в воде частиц (взвесей) органического и неорганического происхождения. Прозрачность не зависит ни от температуры, ни от солености морской воды. Под прозрачностью понимают глубину погружения белого диска (диаметром 30 см), на которой он перестает быть видимым с поверхности моря. Самая большая прозрачность — 79 м — установлена в море Уэдделла (Антарктида).

Цвет и цветение морской воды. Цвет морской воды обусловливается совокупным действием поглощения и рассеяния света в воде. Основная роль при этом отводится рассеянному потоку световой энергии, исходящему из глубин моря.

Индивидуальные особенности цвета воды каждого моря, так же, как и величина его прозрачности, зависят в основном от процесса рассеяния света крупными включениями. Необходимо иметь в виду, что большое значение имеют количество и размеры взвешенных частиц органического и неорганического происхождения, содержание в воде растворенных газов и т. д.

Окраска поверхности моря зависит от разного рода внешних условий: от угла зрения, под которым наблюдатель смотрит на морскую поверхность, от цвета небесного свода, времени суток, наличия облаков, от состояния поверхности моря (зыбь, рябь, волнение, шторм), от размеров волн, наличия взвешенных частиц и т. д. Замечено, что при возникновении волн море начинает быстро синеть, а при сплошных облаках цвет моря кажется более темным.

Оказывается, что вода поглощает и рассеивает световые лучи разного цвета неодинаково.

Общей закономерностью, свойственной всем океанам и морям, является некоторое уменьшение прозрачности по мере приближения к берегам. Цвет воды при этом также меняется; вода зеленеет, а иногда приобретает желтоватые и даже коричневатые оттенки. Объясняется это тем, что прибрежные воды опресняются стоком рек, богатым различными взвесями. К тому же на при

Глава 4. Климат и водные массы Мирового океана

63

брежных мелководьях воды взмучиваются во время штормов. В открытом море прозрачность и цвет определяются в основном количеством частиц органического происхождения, главным образом количеством планктона. Весной и осенью, в период интенсивного развития фитопланктона, прозрачность моря уменьшается и цвет его вод становится зеленым.

В центральных частях океанов прозрачность обычно превышает 20 м, а цвет соответствует синему, темно-синему, темно-голубому.

Существует специальная шкала цветности моря. Свечение и цвет моря. Свечением моря (океана) называет

ся восприятие зрением ночью увеличения яркости морской поверхности, вызванного светом, излучаемым морскими организмами. Иначе это явление называется биолюминесценци

ей. Свет в этих случаях продуцируется химическими реакциями, происходящими в органах некоторых морских организмов. Способностью к свечению обладают тысячи видов морских организмов, главным образом низших (планктонных). Среди позвоночных такое явление встречается у некоторых видов рыб, лангустов и даже акул. Свечение наблюдается повсеместно в теплых поверхностных водах (например, Бенгальский залив — так называемые бенгальские огни). В сильно опресненных водах оно не встречается.

Хотя большинство светящихся организмов малы по размерам, но их так много, что судну, которое движется ночью, часто сопутствует настоящая иллюминация. Одни из этих организмов светятся непрерывно (бактерии), другие — под влиянием раздражения, третьи — произвольно.

Различают три типа свечения: а) разлитое, или бактериальное; б) искрящееся (точечное); в) свечение крупных организмов.

Первый тип свечения вызывается бактериями, это сплошное, как бы разлитое по поверхности моря свечение. Искрящееся (точечное) свечение вызывается планктоном (многими видами жгутиковых, моллюсками, рачками). Светятся также крупные рыбы (более 200 видов), некоторые виды акул и осьминогов. Святящиеся организмы обитают во всей толще вод, от поверхности до самого дна. Биологический смысл свечения еще полностью не изучен, свет позволяет животным одного вида отпугивать друг друга, а

64	Глава 4. Климат и водные массы Мирового океана

также служит для отпугивания хищников. Явление свечения моря представляет собой практический интерес для различных отраслей деятельности человека. Оно учитывается при рыбном промысле, а также при мореплавании. Свечение моря сигнализирует рыболовам о наличии косяков рыбы и в то же время отпугивает рыбные стада. Может предостерегать мореплавателей от подводных опасностей и от столкновения с соседствующими судами и плавающими предметами.

Цветение моря. Под цветением моря подразумевается необычное изменение окраски поверхности моря, вызванное биологическими причинами. Это явление — следствие бурного развития растительности и реже животных организмов. Массовое скопление обычно одного какого-либо организма окрашивает поверхность моря в разные цвета. В тропиках довольно часто встречаются скопления синезеленых водорослей, которые окрашивают воду в зеленый цвет; многочисленные жгутиковые воду в Желтом море — в желтый цвет. Осенью в Азовском море, во время развития кремневых одноклеточных диатомовых водорослей, вода принимает коричневую окраску.

Ночесветка, святящаяся ночью, днем вызывает цветение моря и окрашивает его воды в розовые, буро-красные, а иногда желтые и зеленые тона. При массовом развитии диатомовых водорослей у тихоокеанских берегов Северной Америки вода приобретает цвет крови, поэтому Калифорнийский залив за кровавый цвет воды носит название Багряного моря. Синезеленые водоросли окрашивают морскую воду в зеленый цвет. В тропических широтах происходят скопления синезеленых водорослей триходесмиум на сотни миль вокруг. Вода при этом зеленеет и имеет запах хлора. Зеленая окраска воды в результате скопления синезеленых водорослей в летнее время года — частое явление в Балтийском и Азовском морях. В арктических и антарктических водах розовый цвет воды обусловлен скоплением ракообразных организмов (капшака) и мелководных рачков — криля.

Вызывает изменение окраски моря также икра рыб и яйца морских червей. Так, яйца тропического червя палоло окрашивают воду в молочный и соломенно-желтые тона. Это явление характерно для центральных акваторий Индийского океана. С этим событием у жителей многих островов Индийского океана связано празднование Нового года.

Глава 4. Климат и водные массы Мирового океана

65

Акустические свойства морской воды. Звук в морской воде. Еще во времена Гомера заметили, что море полно звуков. Ле

генда о пении сирен не была лишена основания. Современники Аристотеля не сомневались в том, что рыбы могут петь, а сам великий мыслитель одним из первых сделал попытку обосновать происхождение звуков, издаваемых морем. О возможности слышать звуки под водой говорил и писал Леонардо да Винчи. Однако все эти наблюдения в течение столетий не имели практических последствий. В XIX веке измерили скорость распространения звука на Женевском озере и убедились, что звуковые колебания могут проходить в воде значительные расстояния. Первое практическое применение этого явления можно отнести к концу XIX века. Как известно, в туманную погоду маячные огни не просматриваются с приближающихся к берегу кораблей, поэтому решили применить подводную звуковую сигнализацию. Оказалось, что звук подводного колокола был слышен на значительно большем расстоянии, нежели колокола, установленного на берегу. Так гидроакустика впервые послужила безопасности мореходства.

После многочисленных опытов в гидроакустике начали широко использовать явление распространения звука в воде и установили, что звук представляет собой волнообразные распространяющиеся колебательные движения частиц упругой среды, какой и следует рассматривать морскую воду. При распространении акустических волн в морской воде происходят колебания ее плотности (или удельного объема на пути следования звука). Таким образом, в отличие от многих задач океанографии, при решении которых морскую воду можно считать практически несжимаемой, в акустике она рассматривается как сжимаемая среда. Слышимость звука в воде зависит от частоты колебаний. Если они происходят с частотой от 20 до 20 000 колебаний в секунду, то возникает звук, воспринимаемый человеческим ухом. Колебания с частотами ниже 200 Гц (1 Гц = 1 колебание в секунду) — это инфразвук, а выше 20 кГц — ультразвук; эти звуки не вызывают слуховых ощущений. Однако для практики важны как слышимые, так и неслышимые звуки. И в то же время ультразвуковые колебания представляют наибольший интерес для подводной связи, пеленгации и локации (для подводных лодок).

66	Глава 4. Климат и водные массы Мирового океана

Скорость звука в морях и океанах может колебаться от 1400 до 1500 м/с.

4.5. ВОДНЫЕ МАССЫ МИРОВОГО ОКЕАНА

Мировой океан, как водная оболочка Земли, в отличие от суши, представляет собой единое целостное природное тело. Морская вода, из которой он состоит, самое распространенное вещество на поверхности Земли. Вместе с тем это неповторимое природное образование характеризуется только ей присущими химическими и физическими свойствами. В результате динамических процессов, протекающих в толще океанических вод, в ней устанавливается более или менее подвижная стратификация вод, происходит обособление так называемых водных масс, т. е. вод, отличающихся присущими им консервативными свойствами, которые они приобретают в определенных районах и сохраняют их в пределах этого пространства. По В. Н. Степанову, различаются поверхностные, промежуточные, глубинные и

придонные водные массы.

Поверхностные водные массы характеризуются тем, что они формируются при непосредственном взаимодействии с атмосферой. Они в наибольшей степени подвержены перемешиванию волнением и изменениям температуры, солености и других свойств. Толщина поверхностных масс в среднем составляет 200—250 м. Нагревание поверхностных масс океана сопровождается накоплением тепла и увеличением испарения. Вследствие механического перемешивания нагретых и охлажденных масс под воздействием ветра тепло распространяется на большую глубину, до нескольких десятков метров. Как раз эта часть водных масс является важнейшим звеном в цепи получения и перераспределения солнечной энергии.

Промежуточные водные массы выделяются в полярных областях повышенной температурой, в умеренных широтах и тропических областях пониженной или повышенной соленостью. Верхняя их граница проходит с поверхностными водными массами, нижняя — лежит на глубине от 1000 до 2000 м. Выделяют субантарктические, субарктические, северо-антлантические, северо-индоокеанские, антарктические и арктические промежуточные водные массы. Основная часть промежуточных

Глава 4. Климат и водные массы Мирового океана

67

водных масс формируется за счет опускания поверхностных вод в зонах субполярной конвергенции. Эти водные массы направлены от субполярных областей к экватору. В Атлантическом океане субантарктические промежуточные водные массы проходят за экватор и распространены примерно до 20 с. ш., в Тихом — до экватора, а в Индийском примерно до 10 ю. ш. Су

барктические промежуточные водные массы в Тихом океане также достигают экватора, в Атлантическом они быстро погружаются и теряются. В северной части Атлантического и Индийского океанов промежуточные водные массы имеют иное происхождение. Они формируются еще на поверхности, в областях высокого испарения, в результате чего образуются избыточные соленые воды, испытывающие медленное погружение. К ним добавляются плотные соленые воды из Средиземного и Красного морей, Персидского и Оманского заливов (в Индийском океане). В Атлантическом океане промежуточные воды растекаются под поверхностным слоем на север и на юг от широты Гибралтарского пролива и распространяются в пределах между 20 и

60 с. ш. В Индийском океане распространение этих вод идет на юг и на юго-восток до 5—10 ю. ш.

Глубинные водные массы образуются в основном в высоких широтах при перемешивании поверхностных и промежуточных водных масс. Охлаждаясь и соответственно приобретая большую плотность, эти массы, образуясь в основном на шельфах, постепенно сползают по материковому склону и растекаются в направлении к экватору. Нижняя граница глубинных вод располагается на глубине порядка 4000 м. Различают циркумполярную (околополярную) глубинную водную массу Южного полушария, северо-атлантическую, северо-тихоокенскую, северо-индоокеанскую и арктическую водные массы. Северо-атлантические глубинные массы отличаются повышенной соленостью (до 34,95 ‰) и температурой (до 3 С) и несколько повышенной скоростью перемешивания. В их формировании, кроме охлажденных полярных шельфов и погружающихся при перемешивании поверхностных и промежуточных вод высоких широт, участвуют также тяжелые соленые воды Средиземноморья и достаточно соленые воды Гольфстрима. Циркумполярные глубинные воды формируются за счет охлаждения вод в приантарктических районах Мирового океана. Северные глубинные воды

68	Глава 4. Климат и водные массы Мирового океана

Индийского и Тихого океанов имеют местное происхождение за счет стока соленых вод из Красного моря, Персидского залива в Индийском океане и охлаждении вод на шельфе Берингова моря в Тихом океане.

Придонные водные массы отличаются наиболее низкими температурами и наибольшей плотностью. Они занимают всю остальную часть океанов глубже 4000 м и характеризуются очень медленным горизонтальным перемешиванием по сравнению с глубинными, в связи с притоком геотермического тепла со дна океанов. Среди этих водных масс наибольшим распространением пользуются придонные антарктические массы, которые хорошо прослеживаются по наиболее низким температурам и относительно высокому содержанию кислорода. Центр их образования — приантарктические районы Мирового океана, особенно шельф Антарктиды. Кроме этого, выделяются северо-атлантические и северо-тихоокеанские придонные водные массы.

Промежуточные, глубинные и придонные водные массы

также находятся в состоянии циркуляционных процессов. Для промежуточных вод характерно почти полное затухание ветровых циркуляций в тропической и экваториальной зонах с небольшим сдвигом субтропических круговоротов в сторону полюсов. В эту же систему циркуляции входят подповерхностные экваториальные противотечения типа течения Ломоносова. Интенсивность циркуляции глубинных вод ослабевает с глубиной. В горизонтальном перемешивании этих вод главную роль играют нижние антициклональные круговороты и циркумполярные глубинные течения в Южном полушарии, которые обеспечивают обмен глубинных вод между океанами.

Придонные водные массы характеризуются преимущественным меридиональным переносом в северном направлении. Кроме того, в северо-западной части Атлантики четко выражено течение южного направления, получающего питание за счет холодных вод Норвежско-Гренландского бассейна. Скорость движения придонных масс возрастает при приближении ко дну, что связано с геологическими структурами и их воздействием на перемещение придонных масс.