2.1.3. Розподіл основних гідрологічних характеристик та водні маси океану. Процеси перемішування

Солоність, температура та густина — найважливіші фізико-хімічні і, одночасно, гідрологічні, характеристики морських вод. Їх розподіл у просторі та зміни в часі визначають не тільки основні риси загального гідрологічного стану (режиму) вод Світового океану, але і їх динаміку. У свою чергу формування характерних їх значень залежить не тільки від внутрішніх процесів, але і від зовнішніх факторів: теплового балансу, взаємодії з атмосферою, особливостями акваторій та іншими.

В межах відкритих просторів океанів розподіл середньорічної солоності поверхневих вод по широтних зонах відносно рівномірний.

Мінімум солоності спостерігається біля екватора, а максимум у тропіках, в районі двадцятих широт. У напрямку полюсів солоність знову зменшується. Мінімуми у субполярних районах пов’язані з таненням прісного льоду. Основним фактором солоності виступає так-званий прісноводний баланс:

W = E — X

де W — результуюча балансу; E — випаровування; X — опади.

У деяких районах цей зв’язок порушується за рахунок впливу течій, або значного притоку вод з суходолу.

Розподіл солоності у приповерхневих водах необхідно доповнити розглядом розподілу по глибині. Він також залежить від фізико-географічних умов. Його особливості проявляються до глибин приблизно 1,5 км.

ааааааааааааааааааааааааааааааааааааааааааааааааааааааааааааааааааа

Коливання солоності по сезонах (у заданій точці) як правило не перевищують 0,2 %. Виключення складають приполярні райони, де влітку, за рахунок танення льоду, солоність поверхневого шару може змінюватися на 0,7 %. Особливостями є також райони великого впливу вод річок. Тут, у зв’язку з гідрологічним режимом річок, коливання солоності можуть досягати декілька промілле.

Коливання солоності за менші відрізки часу можуть бути відносно більші (тому що тут враховують не осередненні величини). Середньодобові значення солоності можуть змінюватись на декілька промілле, особливо при значних опадах, або принесенні річкових вод.

Для основних океанів максимум середньорічних значень температури води на поверхні відмічається північніше географічного екватора, у зоні 0-10^о пн. широти. Для Атлантики він складає +26, 88^оС, для Тихого океану +27,20^оС, а для Індійського +27, 88^оС. Термічний екватор змінює своє положення протягом року.

Характер розподілу температур тісно пов’язаний з тепловим балансом та циркуляцією атмосфери і океану. Розподіл середньорічних температур поверхневих вод показано на рис. 2.8.

Очевидно, що він підкоряється закону широтної зональності. Від зони термічного екватора температури поступово понижуються у напрямку до полюсів (до -1,0 ; -1,8^оС). На мілководдях (біля берегів, у затоках) влітку температура води в деяких районах може досягати +30; +32^оС.

Закономірності широтного розподілу температур (як і солоності) можуть порушуватись течіями, льодами, річками. Відносна температура течій підкоряється закономірностям загальної циркуляції вод океану.

Сезонні коливання температур води на поверхні визначаються змінами теплового балансу. Найбільші коливання (до 6-9^оС) спостерігаються у помірних та субтропічних широтах. Амплітуда коливань збільшується для закритих акваторій і по мірі віддалення від океану (вплив континентальності клімату). Так, у Середземному морі, сезонні зміни температур досягають 12-13^оС, у Чорному 18-20^оС, а у Азовському 25-28^оС. Добові коливання температур приверхневих вод не перевищують 1-2^оС.

Значний вплив можуть здійснювати нагони та згони води. В останньому випадку з глибин піднімаються холодні води. Влітку такі зміни можуть відбуватись за лічені години з пониженням температури на 10^оС.

Підйом глибинних вод називають апвеллінгом. Це досить розповсюджене явище не тільки в океанах та морях, але і в озерах. Особливим явищем є також Ель — Ніньйо, що спостерігається біля берегів Перу в районі 6^о південної широти. Тут води теплої екваторіальної протитечії періодично відтискають від берега холодні, багаті поживою, води Перуанської течії. Одночасно відбувається послаблення вітрів, згонів води та апвеллінгу. Пониження продуктивності вод викликає масову загибель планктону, риби, морських птахів. Середня періодичність Ель — Ніньйо — один раз на сім років.

З глибиною температура води, як правило, понижується. Найбільш активно процеси змін відбуваються біля поверхні океану. Значно менше у перехідних вод. Нижче 1500-2000 м (глибинні та придонні води) відмічаються умови близькі до гомотермії. На рис. 2.9. та 2.10 показано характерні типи вертикального розподілу температури і їх розповсюдження в океані.

У верхньому шарі відбувається інтенсивне турбулентне перемішування вод. Його потужність складає до 200-400 м. Нижче розташована перехідна зона називається «шаром стрибка». Він створюється переважно сезонним ходом температур. Але і за вікові періоди досить чітко виражена різниця між приповерхневими та глибинними водами. Тому на переході між ними спостерігаються найбільші градієнти температур. Цей перехідний шар називають також «головним термолином».

Густина морської води нелінійно залежить від температури та солоності, і частково від тиску (див. 1.2.3). Тому поле густини в океані дещо відрізняється від полів солоності та температур. Основним є вплив температури. У високих широтах густина досягає значень 1,0275 г/см³.

В області термічного екватора вона зменшується до 1,0220 г/см³. Вплив солоності відчутний лише там, де існують значні її градієнти.

Нерівномірність розподілу густини вод по горизонталі викликає рух мас вод у напрямку, що сприяє її вирівнюванню. Тому поверхневі води високих широт опускаються і рухаються в напрямку екватора, а глибинні і придонні води всього океану є холодними. З глибиною, при пониженні температури густина наростає, що створює загальну стійкість шарів води і заважає розвитку вертикальних рухів. Особливо великих значень стійкість досягає у шарі стрибка (стійкість та перемішування морських вод більш детально розглянуті в 1.2.20). У шарі стрибка часто зосереджена велика кількість планктону, що навіть затрудняє проникнення світла. Вивченню його характеристик та розповсюдження в океанології приділяють велику увагу.

Мінливість поля густини найбільш відповідає мінливості температур води.

При дослідженнях характеристик морських вод виявилось, що вони взаємопов’язані, і доцільно вивчати їх комплекси, які вказують на загальні процеси в океані. Методи дослідження комплексів характеристик мас повітря знайшли широке застосування в синоптичній метеорології. Пізніше (ближче до середини 20 століття) вони почали розвиватися і в океанології. Під водними масами розуміють: великі, співмірні з розмірами океану або моря, об’єми води, що тривалий час зберігають відносну однорядність основних фізичних, хімічних або біологічних характеристик, сформованих у певних географічних районах океану. До основних характеристик відносять солоність та температуру. Інші вважають додатковими. Відповідно, основним методом виділення водних мас став метод ТS — кривих. Він був запропонований норвежцем Хеланд — Хансеном у 1916 році. Значний внесок в його розвиток зробив В. Штокман. ТS — криві відображають спільні умови формування температури та солоності, і водної маси в цілому. Їх будують в полі ТS — діаграм (див. рис. 2.11). Вони відносяться до вимірювань на різних горизонтах певної гідрологічної станції (вертикалі).

Горизонти підписують біля точок кривої. Точки П та Д позначають поверхню і дно. Точки Пр та А — проміжну верхню воду Арктичного басейну та Атлантичну. Для визначення вертикальних меж між водними масами достатньо поділити прямі відрізки П — Пр, Пр — А, А — Д навпіл. У наведеному прикладі ці межі такі: полярна водна маса 0-23 м, проміжна 23-200 м, атлантична 200-386 м, донна 386-1500 м. Метод ТS — кривих дозволяє аналізувати не тільки розповсюдження водних мас, але і їх змішування. Крім того його застосовують для аналізу існування та розвитку водних мас в часі і в просторі (так звані узагальненні ТS — співвідношення вод океану).

Існують досить багато досліджень та класифікацій водних мас океану. Наведемо тут лише основні, достатньо розповсюджені, погляди. За солоністю виділяють дві елементарні водні маси: прісну та морську. Прісна вода присутня лише поблизу гирл великих річок. Її дуже мало. Область розповсюдження солоних мор-ських вод називають галосферою. В її межах виділяють первинні та вторинні водні маси. Первинні є основними і займають величезні простори. Осередки їх формування пов’язані з головними рисами клімату, з циркуляцією атмосфери та океану. Тому основні водні маси: екваторіальні, тропічні, субтропічні, помірних широт, субполярні та полярні. Їх виділяють в різних океанах у зв’язку зі специфікою останніх. Додатково їх розрізняють за півкулями (північною та південною), а також за розташуванням у різних частинах океану (західні та східні). Крім горизонтального розподілу надзвичайно важливим є розподіл по вертикалі (глибині). Тут можна виділити океанічну тропосферу (води вище шару стрибка) та океанічну стратосферу. В.М. Степанов запропонував виділяти вертикальні структурні зони океану — шари води в яких розташовані однотипні водні маси. Він виділив: поверхневу структурну зону (до 200-400 м), проміжну зону (до 1200-2000 м), глибинну зону (до 4000-4500 м) та придонну зону. Особливо виділено Арктичний басейн у зв’язку з невеликими розмірами та специфікою умов.

До вторинних водних мас відносять води змішування. Особливими є водні маси відносно відокремлених від океану морів. Водні маси рухаються, контактують, взаємодіють. Деколи їх визначають за назвами потужних течій. Зони зустрічі течій та опускання вод називають зонами конвергенції (сходження). Вони тісно пов’язані з океанографічними фронтами — зонами розділу між крупними водними масами. Виділяють такі основні фронти: арктичний, субарктичний, північний тропічний, екваторіальний, субекваторіальний, південний тропічний, субантарктичний та антарктичний. Їх положення дещо різні в різних океанах, або навіть в їх частинах.

Мінливість основних гідрологічних характеристик може сприяти розвитку процесів конвективного перемішування (див. 1.2.20). Воно виникає у випадках коли густина вище розташованих шарів стає більшою ніж нижче розташованих (зворотна стратифікація, вертикальна нестійкість вод). Цьому сприяють підвищення солоності, або пониження температури. Але для вод з солоністю до 24,7% цей процес відбувається лише до температури найбільшої густини. Наступне пониження температури призводить до зменшення густини і підвищення стійкості шарів. У водах з солоністю більше 24,7% термічна конвенція продовжується аж до утворення льодового покриву.

Особливим є випадок змішування вод (по горизонталі). Завдяки нелінійності залежності густини від температури та солоності виникає явище ущільнення при змішуванні. Це можна показати на графіку ТS — кривих (рис. 2.12). Якщо змішати два рівних об’єму води, що характеризуються температурами та солоності точок a і b, то суміш буде мати показники точки с. Як бачимо, вона відхиляється від лінії залежності в сторону збільшення густини. Ще більш наочно це можна продемонструвати на такому прикладі: змішаємо рівні об’єми прісної води з температурами 0^оС та 8^оС, очевидно що при температурі 4^оС густина буде більшою (найбільшою). Ущільнення при змішуванні сприяє розвитку вертикального конвективного перемішування.

Вимушене турбулентне перемішування виникає під дією зовнішніх факторів. Якщо вони відносно постійно діючі, то це також може сприяти процесам формування певних типів водних мас.