Происхождение океанических вод.Вода океанов и всей гидросферы возникла на планете в результате дегазации мантии. На начальных стадиях развития планеты этот процесс протекал очень активно. Выплавки базальтов сопровождались выделением водяного пара и газов из верхней мантии при вулканических процессах. Выделяющиеся газы должны были содержать пары воды, диоксид углерода, хлор, аммиак, метан и т.д.
Современные исследования показывают, что не менее 75 % общей массы вулканических газов составляют пары воды, вторым по значению является диоксид углерода (6-19 %). Водяные пары, поступающие в древнюю атмосферу при дегазации мантии, должны были конденсироваться, образовав уже на самых ранних этапах ее развития небольшую по объему водную оболочку. В ее состав переходили атмосферные газы и диоксид углерода, различные кислоты, сернистые соединения и аммиак.
До момента образования океанских впадин первичная гидросфера более или менее непрерывным слоем перекрывала поверхность планеты. На рубеже 3,8 млрд. лет, когда начался процесс конвективного движения мантийного вещества, на поверхности планеты раскрылись первые океанские впадины, и гидросфера частично заполнила их объем. Водный слой стал покрывать лишь самые глубокие абиссальные впадины.
Значительная часть первичной гидросферы поглощалась породами земной коры. Шёл процесс её гидратации и особенно активно в океанской коре при формировании габбро-серпентинитового слоя. В связи с этим прирост объема гидросферы временно приостановился. Начиная с 2 млрд. лет, после насыщения водой пород земной коры, началось новое увеличение объема гидросферы до ее современных размеров. Таким образом, вода Мирового океана является древним образованием, и по своему возрасту лишь немногим моложе Земли как планеты.
Вероятно, химический состав вод первичного океана определялся, прежде всего, растворением в нем атмосферных газов: диоксида углерода, аммиака, различных кислот и сернистых соединений. Значительно медленнее в ее состав переходили элементы из горных пород земной коры. На 1 кг морской воды приходится 600 грамм разрушенных горных пород, из которых в океан переходит 66 % содержащегося в них натрия, 10 % магния, 4 % стронция, 2,5 % калия и т.д. В то же время содержание хлора и брома (главных анионов) в воде во много раз больше того их количества, которое могло бы быть извлечено из 600 грамм горной породы. Отсюда следует, что все анионы морской воды возникли из продуктов дегазации мантии, а катионы – из разрушенных горных пород (Виноградов, 1967).
Общая соленость вод первичного океана несколько уступала современной. Она составляла 2,5 % (Страхов, 1960). Однако, к возрасту Земли в 2 млрд. лет солевой состав океанов уже не отличался от современного. Древние океаны характеризовались высоким температурным режимом. 3,8 млрд. лет назад температура океанических вод составляла порядка 100 оС; через 500 млн. лет снизилась до 70 оС, а к 2 млрд. лет – до +22 оС.
Таким образом, первичная гидросфера по своему объему, составу и температуре существенно отличалась от современной, но последние 2 млрд. лет эти параметры стабилизировались и в дальнейшем не изменялись.
Химический состав океанических вод, их солёность.От воды рек и озер морская вода отличается горько-соленым вкусом и большей плотностью, что объясняется растворенными в ней минеральными веществами. Морская вода является слабым (4 %) раствором и обладает всеми свойствами слабых растворов: пониженной температурой замерзания, повышенной точкой кипения и пониженной теплоёмкостью.
В ней растворены все известные химические элементы, встречающиеся на Земле. В 1 тонне морской воды содержится 999,989 грамм вещества, состоящего из 20-и первых элементов таблицы Д.И. Менделеева. Главную массу (99,9 %) составляют 11 ионов, включая Na, K, Mg, Ca, Cl, Br, F и др.
Из всего многообразия растворенных в океанической воде химических соединений преобладают хлористые соединения (88,7 %) – это хлористый натрий (77,8 %) и хлористый магний (10,9 %). В 1 км3 морской воды содержится 19,8 млн. тонн NaCl, 9,5 млн. т магния, 6,33 млн. т серы, 31 тыс. т брома, 3,9 тыс. т алюминия, 79,3 т марганца, 79,3 т меди, 11,1 т урана, 3,8 т молибдена, 2,5 т серебра, 0,05 т золота. Всего в водах океана в растворённом состоянии находится около 140 трлн. т диоксида углерода (в 1 л – 50 мг), что в 60 раз превышает его количество в атмосфере, а кислорода – 8 трлн. т. (в 1 л – 2,9 мг), что в 130 раз меньше его содержания в атмосфере. Вещества, входящие в состав морской воды, условно делят на следующие пять групп:
– главные ионы (соли) в виде ионов, комплексов и молекул (в наибольшем количестве);
– растворённые газы преимущественно в виде молекул и частично в виде гидратированных соединений (гидратация – присоединение воды к веществу);
– органические вещества в молекулярных, высокомолекулярных соединениях и в коллоидном состоянии;
– биогенные вещества;
– микроэлементы.
Азот в океане находится в виде свободных молекул N2, растворённых газообразных соединений NH3, ионов неорганических веществ NO2 и NO3, органического вещества. Таким образом, химический состав морской воды – это сложный комплекс минеральных и органических веществ, находящихся в разных формах ионно-молекулярного и коллоидного состояния.
Главные ионы (соли).Морская вода представляет собой раствор сложной смеси солей, причем состав солей сохраняется и не зависит от изменения общего их количества. Общая же солевая масса Мирового океана достигает 5.1016 т. Интересно, что если условно «рассыпать её» по поверхности континентов, то образуется слой толщиной более 200 метров.
Процесс поступления солей в Мировой океан и его расход определяют солевой баланс. Поступление солей в океан осуществляется за счет:
– материкового стока (3,2 млрд. т. в год);
– продуктов дегазации мантии (СО2, СО, SO3, SO2 и т.д.);
– атмосферных осадков (1,0-1,3 млрд. т солей в год);
– растворения пород и осадков на дне океана.
Солевой расход Мирового океана складывается из:
– выпадения солей в осадок (2,2 млрд. т. в год);
– уноса солей при сдувании морских брызг на берег (до 0,4 млрд. т/ год);
– из потери солей при испарении воды в лагунах, заливах и т.д. (не поддаётся оценке).
Природно-расходные процессы солевого баланса вод Мирового океана, в общем, уравновешивают друг друга, в связи с чем уже длительное время (сотни миллионов лет) солевой состав океанских вод постоянен. Состав солей вод океана близок к составу солей крови животных. По составу солей морская вода ближе всего к ювенильным водам, выделяющимся при вулканических извержениях, или к водам горячих источников. Отметим, что получить морскую воду лабораторным путем пока не удалось.
Растворённые газы в океане образуются за счёт обмена с атмосферой, биологических процессов в воде, речного стока и других процессов. В основном газы представлены кислородом, азотом, двуокисью углерода, сероводородом.
К и с л о р о д (О2) поступает из атмосферы и выделяется в процессе фотосинтеза, поэтому у поверхности океана вода насыщена кислородом. Насыщенность О2 зависит от температуры. В высоких широтах его содержание у поверхности составляет 8-9 мг/л и понижается к тропикам до 4-5 мг/л. В глубинах океана содержание кислорода меняется от большого пересыщения до почти полного отсутствия, что определяется скоростью его потребления, процессом перемешивания вод и переносом течениями.
А з о т (N2) поступает в процессе газообмена с атмосферой. Его содержание в 2 раза больше содержания кислорода. С глубиной содержание азота обычно убывает, но при большом распаде органического вещества его количество может увеличиться и повысить общий уровень содержания.
Д и о к с и д у г л е р о д а (СО2) образуется в результате газообмена с атмосферой, выделяется при дыхании организмов и поглощается при фотосинтезе. В свободном состоянии его содержание равно 0,5 мг/л или в 15-20 раз меньше, чем кислорода, но из-за соединения с водой растворимость СО2 в сотни раз превышает кислородную.
В о д о р о д (Н+) занимает особое место, так как имеет огромное значение для химических и биологических процессов. В водах океана показатель кислотности (рН) отклоняется от нейтральной в сторону слабощелочной и имеет наибольшее значение на поверхности (рН 8,0-8,35). Благодаря интенсивному потреблению СО2 в процессе фотосинтеза, происходит его диссоциация (от dissociatio- распад на частицы) на водородный и бикарбонатный ионы, и последнего на водородный и карбонатный. С увеличением глубины рН уменьшается.
С е р о в о д о р о д (Н2S) образуется в придонных слоях при слабом водообмене и отсутствии кислорода, который его окисляет. Постоянно он находится в Чёрном море (6 мг/л) на глубинах свыше 150 м из-за отсутствия обмена глубинных вод через мелководный пролив Босфор и чрезвычайно медленного обмена вод по вертикали. Постоянно образуется при гниении органических остатков животного происхождения. Временное образование сероводорода отмечается в Каспийском море, глубоких фиордах Норвегии, во впадинах Балтийского моря.
Органическое вещество в океане непрерывно продуцируется в виде первичной продукции – зелёной массы растений с одновременными процессами потребления, отмирания и разложения.
В результате биохимического распада остатки отмерших организмов находятся в океане в виде взвеси и являются источником растворённых органических веществ в молекулярных и коллоидных соединениях. В составе растворённых органических веществ содержатся основные органические соединения: пектиновые, гумусовые и белковые вещества, углеводы, различные жирные кислоты, ферменты, антибиотики, витамины.
К биогенным веществам относятся соединения углерода (карбонаты), фосфора (фосфаты), азота (нитраты, нитриты, аммиак), отчасти кремния (силикаты). Значение биогенов равносильно значению азотных и фосфорных удобрений для роста сельскохозяйственных культур. Количество неорганических соединений азота и фосфора в океане превышает количество органических. Для жизни организмов требуются в основном нитратные ионы, в меньшей степени нитритные и ионы аммония.
Биогенные вещества в океане находятся в состоянии постоянного круговорота. Они потребляются водными растениями, в основном фитопланктоном при фотосинтезе в верхнем, хорошо освещённом слое. Затем происходит регенерация биогенных веществ в процессе выделения животными (прямая регенерация), либо в процессе разложения отмерших организмов (непрямая регенерация).
В результате прямой регенерации возврат веществ происходит непосредственно в поверхностный продуктивный слой. При непрямой регенерации накопление происходит в глубинных слоях, а вынос их в поверхностный слой осуществляется за счёт турбулентного перемешивания и за счёт вертикальной циркуляции океанских вод, особенно в зонах подъёма вод (апвеллинга).
Именно благодаря этому процессу происходит обогащение зоны фотосинтеза органическим веществом и как результат – формирование в этих зонах промысловых районов (например, районы северо-западной и юго-западной Африки, в Калифорнийском течении, у побережья Перу). Концентрация биогенных веществ зависит от соотношения скорости их производства и потребления.
Микроэлементы в водах мирового океана представлены почти все. В наибольшем количестве представлен литий (Li) – 178 мкг/кг; рубидий (Rb) – 124 мкг/кг; йод (I) – 59 мкг/кг.
Многокомпонентность океанской воды и сложность связей между ее компонентами обуславливают ее своеобразие как сложной химической системы. Поэтому, морскую воду можно характеризовать как систему, образованную множеством составляющих элементов, из которых собственно вода (Н2О) имеет над остальными лишь то преимущество, что ее количественное содержание в этой системе наибольшее (Mak Arkthur, 1972).
Солёность –это количество растворенных минеральных веществ, выраженное в граммах на килограмм морской воды, при условии, что бром и йод заменены эквивалентным количеством хлора, все углекислые соли переведены в окислы, а все органические вещества сожжены при температуре 480 оС (замещение вызвано техническими требованиями химического анализа). Общее содержание растворенных солей составляет в среднем 35 г на 1 кг воды.
Тысячные доли целого называют промилле (‰), следовательно, средняя соленость воды Мирового океана равна 35 промилле (35 ‰). Такая соленость морской воды считается нормальной. Соленость морских вод колеблется от 8 (вблизи впадения крупных рек) до 310 ‰ (Красное море). Содержание солей в водах открытого океана изменяется незначительно – от 33 до 37 ‰ и колеблется как по площади, так и по вертикальному срезу. Распределение солености на поверхности Мирового океана обычно показывается на картах изохалин – линий равной солености.
Изменения солености поверхностных вод определяется обменом влаги и солей с атмосферой: в районах с преобладанием выпадения осадков над испарением соленость несколько понижена, а в районах с преобладанием испарения – повышена. Эту закономерность отражает меридиональное изменение среднеширотной солености в океанах. По картам изохалин хорошо прослеживается общая тенденция уменьшения солености от низких широт к высоким.
На этом фоне выделяются два максимума солености: на широте 30о в северном полушарии и на широте 20о в южном, приуроченные к пассатным зонам (причина – в смещении термического экватора к северу от истинного экватора). В первом случае снижение солености до 32 ‰ объясняется малым испарением, обилием осадков и частичным таянием льдов. Ближе к тропической области соленость возрастает до 37,5 ‰; непосредственно в экваториальной области она несколько снижается. Высокая соленость тропических зон океана – результат интенсивного испарения при преобладании ясной погоды.
Изменение солености океанских вод по вертикали прослеживается до глубины 1,5 км, ниже этого уровня ее колебания ничтожно малы. Соленость с глубиной может понижаться (анахалинность), возрастать (катахалинность) или оставаться неизменной (гомохалинность). Общая закономерность вертикального распределения солености – ее увеличение с глубиной. Это связано с перемещением и притоком вод из других районов океана.
Изменение солености вод в открытом океане с глубиной в разных районах качественно различается. В полярных районах она с глубиной возрастает на 1,5-2,5 ‰. При этом выделяется тонкий верхний, хорошо перемешанный слой однородной солености, а ниже, до глубины 1-1,5 км, наблюдается заметное повышение солености. В тропических районах, напротив, соленость с глубиной убывает, на глубине 0,8-1,0 км наступает ее минимум, после чего наблюдается ее увеличение.
Ниже 1 500 м колебания солёности ничтожно малы. В ряде мест Мирового океана солёность становится однообразной со значительно более высоких горизонтов. Так, в полярных областях солёность сильно изменяется только до глубины 200 м, а глубже до дна практически остаётся неизменной. В арктических и антарктических областях однообразное распределение солёности на глубинах нарушается горизонтальным движением глубинных и придонных вод.
В связи с большим разнообразием вертикального распределения солёности, выделяют следующие наиболее характерные типы этого распределения (Степанов, 1974): полярный, субполярный, умеренно-тропический, экваториально-тропи-ческий, североатлантический, средиземноморский, и индомалайский. В умеренно-тропическом типе распределения минимум солености на глубинах 600-1000 м создаётся водами полярного происхождения, а понижение солёности с глубиной в придонных горизонтах обусловлено перемещением антарктических вод.
Временные колебания солёности в верхнем слое воды в открытом океане незначительны, не превышая 1 ‰. Только в прибрежных частях океана, морях и заливах они могут достигать 3 ‰. В глубоководных частях океана солёность меняется только в пределах 0,02-0,04 ‰.
Температурный режим океана.Мировой океан является колоссальным аккумулятором тепла на нашей планете, и благодаря динамике вод и атмосферы это тепло перераспределяется по поверхности Земли.
Основным источником тепла для Океана служит коротковолновая солнечная радиация, состоящая из прямой радиации и радиации, рассеянной атмосферой. Дополнительное тепло Мировой океан получает в результате конденсации паров на поверхности моря, за счет теплового потока, идущего из недр, и энергии биологического вещества океана, теплового контраста вод, дифференциации плотности вод, вращения вод вместе с Землей и др. В тоже время океан теряет тепло при испарении, эффективном излучении и водообмене.
Алгебраическая сумма количества тепла, поступающего в воду и теряемого водой в итоге всех тепловых процессов, называется тепловым балансом моря. Все тепловые потоки в сумме равны нулю, поэтому средняя температура воды Океана за многолетний период наблюдений остается неизменной.
Температура воды Мирового океана изменяется в довольно широких пределах как по горизонтали и вертикали, так и во времени. Главными причинами пространственно-временной изменчивости являются: значительные различия подогрева и охлаждения воды в разных районах океана, перераспределение тепла течениями, перемешивание верхних и нижележащих слоев, образование и таяние льда в высоких широтах.
Для Мирового океана характерны следующие температурные различия:
– между водами северного и южного полушарий,
– между водами западных и восточных частей океанов в низких и средних широтах,
– необычайно высокие поверхностные температуры в северной части Атлантического океана,
– между водами Атлантико-Индийской и Тихоокеанской частями антарктического водного кольца.
Температурные различия вод северного и южного полушария более чем на 3 оС связаны в первую очередь с тем, что максимум солнечной радиации приходится на район севернее географического экватора и во вторую – с асимметричным расположением материков.
Различие в температуре между западными и восточными частями океанов в низких и средних широтах объясняется тем, что в восточных частях антициклональные движения вод переносят холодную воду из умеренных широт к экватору. Например, Бенгельское и Перуанское течения. В западных частях течения переносят теплую воду от экватора в более высокие широты. В южном полушарии температурные различия западных и восточных частей океанов под влиянием западного переноса поверхностных вод исчезают.
Необычайно высокие поверхностные температуры в северной части Атлантического океана вызваны приносом Гольфстримом и его ответвлениями теплых вод. В результате выноса огромного количества тепла южная часть Атлантического океана аномально холодная.
Различие между Атлантико-Индийской и Тихоокеанской частями антарктического водного кольца связано с эксцентрическим положением Антарктиды по отношению к Южному полюсу. Так как центр тяжести холодных материковых масс находится в восточной Антарктиде, приантарктические воды в Атлантико-Индийском секторе более холодные, чем в Тихоокеанском.
В Мировом океане температура воды изменяется от 29 оС в экваториальной зоне до -1,9 оС в полярных широтах. Но если рассматривать температурный режим не только открытых частей океана, то самые высокие температуры приурочены к внутриматериковым тропическим морям. Например, самая высокая температура поверхностных вод отмечена в Персидском заливе (35,6 оС), а самая высокая температура (62 оС) в глубинных водах зарегистрирована в Красном море и рассматривается как аномальное явление, связанное с глубинными процессами, происходящими в земной коре.
Многолетние наблюдения показывают, что средняя температура поверхностных вод Мирового океана равна 17,54 оС. Самый теплый – Тихий океан (19,37 оС), поскольку его поверхность поглощает наибольшее количество тепла, далее следует Индийский океан (17,27 оС), потом Атлантический (16,9 оС), самый холодный – Северный Ледовитый океан (-0,75 оС).
Поскольку наибольшее количество солнечного тепла поступающего на поверхность Земли приходится на зону экватора, то и самые высокие температуры поверхностных вод Мирового океана приходятся на экваториальные широты и отмечаются немного севернее экватора между 5о и 10о с.ш. Здесь проходит термический экватор Земли. Возле него средняя годовая температура воды 27-28 оС и по сезонам года она изменяется не более чем на 2-3 оС. В тропических широтах температура западных регионов 25-27 оС, а в восточных 14-16 оС. Эта разница в температурных параметрах объясняется притоком относительно холодных вод с севера в Северном полушарии и с юга в Южном.
В умеренных широтах поверхностная температура воды 14-15 оС в Северном полушарии и около 13 оС в Южном. На севере важную отепляющую роль играют теплые течения (Гольфстрим, Куросио) при слабом водообмене Тихого океана с Северным Ледовитым через Берингов пролив. В южном полушарии охлаждающее воздействие оказывают воды Антарктики. В полярных широтах температура воды на поверхности колеблется около нулевых значений.
С глубиной температура воды в Мировом океане понижается, но на разных широтах понижение происходит неодинаково, что объясняется различиями в проникновении солнечной радиации вглубь в разных зонах, а также адвективными факторами (адвекция – перенос, перемещение).
Перенос тепла на глубину молекулярной теплопроводностью имеет второстепенное значение, так как теплопроводность морской воды невелика, например, по сравнению с металлами (в 1000 раз меньше, чем у меди). Решающую роль в переносе тепла в глубокие слои играют конвективные и турбулентные процессы, при этом коэффициент теплопроводности увеличивается в тысячи раз и перемешивание осуществляется быстро и до больших глубин.
Наиболее интенсивное перераспределение теплых и холодных вод по вертикали происходит в зонах конвергенции и дивергенции. В зонах дивергенциипроисходит расхождение поверхностных течений, возникающие под влиянием неравномерного распределения скоростей ветровых потоков над океанами. Развитие этих зон сопровождается восходящими потоками, в которых более холодные глубинные воды, насыщенные питательными солями, выносятся к поверхности океана. В зонах конвергенциипроисходит схождение и погружение теплых поверхностных вод Мирового океана.
В открытых частях океана понижение температуры происходит быстро до глубины 300-500 м и значительно медленнее до глубины 1200-1500 м; ниже 1500 м температура снижается очень медленно. В придонных слоях океана, на глубинах ниже 3 км, температура держится между 2 и 0 оС, достигая -1 оСв Северном Ледовитом океане.
Глубже 4000 м температура воды повышается, либо за счет повышения давления (адиабатический прогрев), либо за счет поступления тепла из недр Земли (сверхадиабатический прогрев).За счет сверхадиабатического подогрева происходит придонная конвекция, препятствующая застою воды даже в желобах, что создает условия для глубоководной жизни.
Изменение гидрологических элементов (температуры, солености, плотности и т.д.) на единицу расстояния называется градиентом изменения величины данного элемента. Слой, в котором вертикальные градиенты этих элементов велики и резко отличаются от градиентов в других слоях, называется слоем скачка.
Слой воды с большим вертикальным градиентом температуры выделяется как слой скачка температуры илитермоклин. Для океанов принято считать слоем скачка тот, в котором градиент равен не менее 0,1 оС на 1 м глубины. Известны случаи, когда слои воды в океане, с температурой, отличающейся на несколько градусов, непосредственно соприкасаются друг с другом. К основным характеристикам термоклина относятся: глубина его залегания, толщина (мощность) и интенсивность (вертикальный градиент температуры).
Различают два типа термоклина: постоянный исезонный.Постоянный (главный) термоклин существует круглогодично и залегает на сравнительно больших глубинах. Сезонный слой скачка образуется весной и исчезает зимой. Он ярко выражен в умеренных и высоких широтах в летнее время и связан с сильным прогревом поверхностных вод в этот сезон. В умеренных климатических зонах могут встречаться оба типа термоклина. Так, в Саргассовом море интервал залегания сезонного термоклина фиксируется на глубине 50-150 м, а постоянного – на глубине от 500 до 1200 м.
Если температура воды с глубиной понижается, а затем вновь увеличивается,то слой холодной воды, лежащий между верхним и глубинным слоями теплой воды,называетсяхолодным промежуточным слоем,а глубинный слой с повышенной температурой –тёплым.
Промежуточный слой возникает в зонах конвергенции. Его возникновению способствует также обычная конвекция, вызванная зимним охлаждением, когда воды в весенний период успевают прогреваться только на самых верхних горизонтах, а ниже располагаются воды, охлаждённые за зиму и опустившиеся на глубину. Это явление ярко выражено в умеренном поясе и в полярных районах. Возникновению промежуточного слоя способствует и горизонтальное перемещение теплых и холодных масс воды. Например, средиземноморские воды, пройдя Гибралтарский пролив, распространяются в Атлантике в виде теплой и соленой прослойки на глубине 1000 м.
Верхний слой воды (в среднем до 20 м), подверженный суточным колебаниям температур, называют деятельным слоем. Сезонные колебания температуры проникают до глубины 400-500 м. Ниже этих глубин температуры разных слоев не подвержены ни суточным, ни сезонным колебаниям.
Плотность морской воды.Плотность любого вещества – это величина, измеряемая массой вещества в единице объема. За единицу плотности принимается плотность дистиллированной воды при 4 ºС и нормальном атмосферном давлении. Плотность морской воды – это масса воды (в г), заключенная в 1 см3. Для ее определения сравнивают плотность морской воды при температуре, которую она имела в природе в месте ее нахождения, с плотностью дистиллированной воды при 4ºС и нормальном атмосферном давлении.
В связи с тем, что отклонения в значениях плотности воды в зависимости от температуры и солености составляют тысячные доли единицы, в целях сокращения введено понятие условной плотности. Для этого у числового значения плотности отбрасывают единицу, а запятую переносят на три цифры вправо. Например, плотность морской воды при температуре 0 оС и солености 35 ‰ составляет 1,028126 г/см3. Это значит, что масса 1 м3 такой воды на 28,126 кг больше, чем масса дистиллированной воды того же объема. При этом условная плотность запишется как 28,126.
Средняя плотность поверхностных вод Мирового океана (с морями) – 1,02474 г/см3. Если рассматривать отдельные океаны, то самую низкую плотность вод имеет Тихий океан (24,27 или 1,02427 г/см3), а самую высокую – Атлантический (25,4 или 1,02543 г/см3).
Величина плотности зависит от температуры и в меньшей степени от солености, так как соленость изменяется в меньших пределах. На глубинах плотность зависит и от давления. Плотность изменяется на пространствах Мирового океана в соответствии со значениями температур и солености воды. Самая большая закономерность распределения плотности на поверхности океана – изменение ее величин от минимальных в экваториальной зоне (1,0210 г/см3) до максимальных в полярных областях (1,0275 г/см3).
Изменение плотности океана по горизонтали незначительно. Это связано с тем, что температура и соленость как факторы, меняющие плотность, друг друга компенсируют. Так, на поверхности океанов температура падает от низких широт к высоким, что повышает плотность вод в этом направлении, а соленость, наоборот, убывает от низких к высоким, понижая плотность в этом же направлении. Кроме того, такие относительно малые горизонтальные различия плотности обусловлены существованием мощной горизонтальной циркуляции вод.
С глубиной изменение плотности воды аналогично изменению температуры. В верхних слоях, примерно до горизонтов 1000-1500 м, идет достаточно быстрое повышение плотности с глубиной, достигая значений 27,5, а затем происходит очень медленное увеличение плотности и на очень малые величины 27,8-27,85. В экваториальных зонах, где на поверхности находятся распреснённые теплые воды, а внизу – более соленые и холодные, плотность до глубин 200 м увеличивается резко, а затем медленно.
В умеренных климатических зонах поверхность воды в зимний период сильно охлаждается, их плотность повышается и становится больше плотности нижележащих слоев, в результате чего воды постепенно опускаются вниз. Опустившись, холодные и плотные воды движутся в направлении экватора, а на смену им приходят новые, более теплые и менее плотные. Возникает замкнутая циркуляция вод в вертикальной плоскости, вследствие чего, глубинные воды в океанах все время остаются холодными и плотными. Ниже 4 км плотность морской воды изменяется еще более незначительно, достигая 1,0282 г/см.2
На картах, линии, соединяющие точки с одинаковыми значениями плотности называются изопикны. Слой скачка плотности называетсяпикноклином. Иногда выделяют несколько слоев скачка плотности. Например, в Балтийском море известны два пикноклина: в интервале глубин 20-30 и 65-100 м. Слой скачка плотности, вызванный сильным распреснением поверхностного слоя моря, связан с понятием «мертвой воды» – плотностной стратификации слоев, при которой пикноклин находится близко к поверхности моря. В этом случае при входе судна в слой мертвой воды, его ход резко замедляется.
На поверхности «мертвой воды» концентрируется и удерживается легчайший детрит, аккумулируется пассивный планктон, происходит скопление рыб, моллюсков и креветок. Пикноклин используется иногда моряками в качестве «живого грунта», позволяющего подводным лодкам лежать на нем, не работая винтами.
Давление и сжимаемость морской воды. В связи с тем, что вода гораздо плотнее воздуха, изменение давления с глубиной происходит в океане во много раз быстрее, чем его изменение в атмосфере. Давление в морях и океанах возрастает на каждые 100 м глубины на 1 МПа или на 1 атм. (1 бар) на каждые 10 м глубины. Его величина зависит от плотности воды. Под действием давления вышележащих слоев удельный объем морской воды уменьшается, она сжимается.
Сжимаемость морской воды незначительна: при нормальной солености (35 ‰) и температуре 15 оС она равна 0,0000442, поэтому воздействие давления воды на глубоководные организмы не так велико, как может казаться. В случае абсолютной несжимаемости воды, объем Мирового океана увеличился бы на 11 млн. км3, а его уровень поднялся бы на 30 м.
К основным физическим свойствам воды относятся также оптические, акустические, электрические и радиоактивность.
Оптическими свойствами являются: проникновение света в воду, поглощение и рассеивание света в воде, прозрачность и цвет. Поверхность моря освещается непосредственно солнечными лучами (прямая радиация) и светом, рассеянным атмосферой и облаками (рассеянная радиация). Проникновение света находится в прямой зависимости от высоты Солнца над горизонтом. Так, при отвесном падении лучей в воду проникает 98 % световой энергии и только 2 % отражается, а при высоте солнца 10о над горизонтом отражается уже 34,5 %.
В связи с тем, что морская вода является полупрозрачной средой, свет на большие глубины не проникает, а рассеивается и поглощается.Степень этих процессов также зависит от высоты солнца над горизонтом. Это связано с увеличением длины пути прохождения солнечных лучей, так при высоте солнца 10о лучи проходят путь до некоторого заданного горизонта в 1,5 раза больший, чем при отвесном падении лучей.
При рассеянии происходит только изменение траектории световых лучей и уход их в сторону, при поглощении свет превращается в другую форму энергии (тепловую, химическую). Рассеяние бывает молекулярное и от содержащихся в морской воде взвешенных частиц. Процесс ослабления светового потока с глубиной называется экстинкцией.
Прозрачностьморской воды зависит главным образом от размеров и количества взвешенных в воде частиц. Под прозрачностью понимают глубину погружения белого диска диаметром 30 см, на которой он перестает быть видимым. Прозрачность измеряется при определенных условиях, так как ее величина зависит от времени суток, облачности, волнения моря и высоты наблюдения. Обычно измерения проводятся в полдень, при спокойной и ясной погоде, с высоты 3-7 м над поверхностью воды.
Цветморской воды обусловлен совокупностью действий поглощения и рассеяния света, причем основную роль при этом играет диффузионный (рассеянный) поток световой энергии, идущий из глубин моря. Поток света, образованный молекулярным рассеянием, вызывает чисто голубой цвет, который и является собственным цветом абсолютно чистой (без примесей) морской воды. Окраска поверхности моря также зависит и от ряда внешних условий: угла зрения, цвета неба, наличия облаков, ветровых волн и т.д.
В открытом море цвет и прозрачность определяются взвешенными частицами органического происхождения, планктоном. Весной и осенью, в период бурного развития фитопланктона прозрачность моря уменьшается, а море приобретает зеленоватый цвет. В центральных частях океана прозрачность обычно превышает 20 м, а цвет находится в пределах синих тонов. Наибольшая прозрачность зарегистрирована в Саргассовом море (65,5 м).
Воды умеренных и полярных широт, богатые планктоном, имеют зеленовато-голубой цвет, а прозрачность воды здесь составляет 15-20 м. По мере приближения к берегам прозрачность уменьшается, вода зеленеет, иногда приобретая желтоватые и коричневые оттенки. Например, в местах впадения крупных рек цвет морской воды мутно-коричнево-желтый с прозрачностью до 4 м. Особенно резко изменяется окраска моря под влиянием растительных и животных организмов.
Массовое скопление какого-либо одного организма может окрасить поверхность моря в желтый, розовый, молочный, красный, коричневый и зеленый цвета. Это явление называется цветением моря. В некоторых случаях в ночное время происходит свечение моря (биолюминесценция), связанное с излучением биологического света морскими организмами.
Главную роль в этом играют планктонные виды, вызывающие искристое свечение. «Разлитое» по поверхности моря свечение вызывается бактериями (бактериальное свечение). Свечение крупных организмов: акул, осьминогов, рыб, особенно глубоководных, называют «внезапным» свечением. Чаще всего свечение наблюдается в теплых водах.
Акустические свойства(от греч. аkustikos – слуховой) –это возможность распространения в морской воде звука – волнообразно распространяющихся колебательных движений частиц упругой среды. Сила звука зависит от частоты упругих колебаний в секунду, поэтому в эхолотировании используют ультразвук.
Скорость распространения звука в морской воде зависит от плотности воды, которая в свою очередь определяется соленостью, температурой, давлением и удельным объемом воды. Скорость звука в морской воде колеблется от 1400 до 1550 м/с, что в 4-5 раз превышает скорость распространения звука в воздухе. По мере продвижения звука в воде происходит преломление и отражение звуковых волн, а также его затухание вследствие поглощения и рассеивания.
В толще океанской воды на некоторой глубине имеется зона, где скорость звука минимальна. Здесь звуковые лучи, претерпевая многократное внутреннее отражение, распространяются на сверхдальние расстояния (максимально зарегистрированное 19 200 км). Этот слой с минимальной скоростью распространения получил название звукового канала. В Мировом океане канал расположен в среднем на глубине 1 км, а в полярных морях на глубине 50-100 м.
Электрические свойства – это способность морской воды проводить электрический ток. Морская вода хорошо проводит электрический ток в связи с тем, что в отличие от пресной воды почти полностью представляет собой ионизированный раствор. Электропроводность морской воды зависит от солености и температуры: чем они выше, тем выше электропроводность. Причем более существенную роль играет соленость.
Радиоактивные свойства. Поскольку в морской воде растворены радиоактивные элементы, она обладает радиоактивностью. Основная доля приходится на изотоп 40К, значительно меньше содержание изотопов Th, Rb, C, U и Ra. Естественная радиоактивность воды в 180 раз меньше радиоактивности гранита и в 40 раз меньше радиоактивности осадочных пород континентов.
Льды и льдообразование. Льды на поверхности морей и океанов могут образовываться только в условиях длительного зимнего периода в высоких широтах. Температура замерзания у соленой воды ниже, чем у пресной воды на 1,5о-2,0 оС. Чем выше соленость, тем ниже температура замерзания. Например, при солености 35 ‰ замерзание происходит при -1,9оС, а при солености 40 ‰ – при температуре -2,2оС. В открытом океане, с глубинами в несколько километров, даже в высоких широтах вся масса воды за зимний период не может охладиться до точки замерзания, поэтому образование льда в океанах затруднено.
Для замерзания морской воды необходимы следующие условия: большая потеря тепла, переохлаждение воды относительно точки замерзания и присутствие ядер кристаллизации (пыль, снежинки). Наиболее благоприятные условия для образования льда имеют шельфовые моря полярной части Мирового океана: здесь наиболее низкие зимние температуры, сравнительно малые глубины, способствующие быстрому перемешиванию всей толщи воды и наиболее быстрое охлаждение воды у берегов, так как зимой суша холоднее, чем море.
Первоначально вокруг ядер кристаллизации образуются мельчайшие диски льда. Срастаясь между собой, они превращаются в иглы. На спокойной воде иглы достигают длины 10 см, а на взволнованной – от 0,5 до 2 м. Ледяные иглы скапливаются, смерзаются и образуют так называемое сало, которое в виде пятен или налета серовато-свинцового цвета покрывает море. Если на поверхность воды выпадает снег, то образуется снежура.
Скопление снежуры и ледяного сала называется шугой. Если во время льдообразования происходит волнение, то лед образуется на дне водного бассейна – это внутриводный (глубинный) и донный лед. При спокойном море сало переходит в сплошной тонкий и эластичный слой – нилас, с толщиной не более 10 см. Блинчатый лед представляет собой небольшие диски диаметром 30-50 см, образующиеся при слабом волнении.
Постепенно лед срастается, образуя сплошной покров. С этого времени морская вода начинает терять тепла значительно меньше и нарастание льда снизу идет очень медленно. Лед становится практически прозрачным и имеет правильную кристаллическую структуру. Соленость льда значительно ниже солености воды, из которой он образовался. С течением времени льды все более опресняются, а поверхностный льдообразующий слой воды осолоняется.
В зависимости от возраста различают: однолетние льды, просуществовавшие не более одной зимы, и многолетние. Лед, просуществовавший более двух лет, называется паковым. Он имеет холмистую форму и толщину 2,5 м. Толщина пакового льда может достигать 4 м, это зависит от числа морозных дней и стабильности снежного покрова. В Атлантике средняя толщина льда – 1 м, в Арктике – 2 м. Вдоль берегов мощность льда достигает 15 м, процесс льдообразования проходит здесь более активно.
Морской лед может быть неподвижным и плавучим. Неподвижные льды, связанные с берегом называются припаем. Они образуются главным образом за счет накопления выпадающего снега и водяных брызг, и могут разрастаться на сотни километров от берега (в море Лаптевых – 500 км).Многолетний припай, возвышающийся над уровнем моря более чем на 2 м, называетсяшельфовым льдом.
Плавучие льды, не связанные с берегом, называются дрейфующими. Сбиваясь вместе, плавучие льды образуют мощные ледяные торосы, высотой от 6 до 20 метров. Средняя толщина такого льда в 2 раза больше толщины нормального льда. В большинстве морей Арктики в зимний период плавучие льды практически полностью покрывают поверхность, формируя огромные ледяные поля, находящиеся в постоянном движении. Средняя скорость дрейфа – 2-3 км/сутки, а у северо-восточного мыса Гренландии и южнее она достигает 10-23 км/сутки. Динамическое напряжение, возникающее в результате дрейфа ледяных полей, раскалывает их на более мелкие фрагменты.
В Северном Ледовитом океане лед держится круглый год. Южная граница подвижных льдов проходит от мыса Святой Нос к западным берегам Шпицбергена, к Ян-Майену, по средней части Датского пролива и далее к Юго-Западной Гренландии. Граница морских льдов в южном полушарии заходит в умеренные широты значительно дальше. В Атлантике льды встречаются у мыса Горн, около 50о ю.ш., в Тихом океане граница льдов проходит возле 60о ю.ш.
Встречаются еще две разновидности льда – речнойи глетчерный – это пресноводные льды, приносимые в море с материка. Речной лед, приносимый из устьев крупных рек, не играет большой роли, более значимы глетчерные льды, накапливающиеся на континенте тысячелетиями и имеющие наибольшую мощность (например, антарктические).
В результате воздействия различных факторов от спускающихся в море долинных глетчеров откалывается и уносится в океан ледяная глыба – айсберг– так называемая «плавающая ледяная гора». Размер айсбергов иногда достигает 100 × 400 км (в среднем 1,5 км), при высоте надводной части до 137 м. Подводная часть айсберга составляет 90% от его общего объёма.
Основной источник айсбергов в северном полушарии – Гренландия (пирамидальные айсберги), в южном полушарии – Антарктида (столообразные). Продолжительность существования арктических айсбергов – 1-2 года, антарктических – 10-13 лет. В Мировом океане находится около 250 тыс. айсбергов: 200 тыс. – в Антарктиде и 50 тыс. – в Арктике.
Айсберги играют ведущую роль в ледовом транспорте осадочного материала, особенно в Антарктиде. Морские льды при этом не имеют практически никакого значения, так как широкое распространение шельфовых ледников исключает возможность попадания в них терригенного материала.
Ежегодный сток льда только с ледникового щита Антарктиды составляет около 1 450км3, при этом, бóльшая часть льда (около 60 %) идёт на построение шельфовых ледников. В айсбергах содержится до 1,6% (по объёму) осадочного материала. Однако предполагается, что в настоящее время ледники Антарктиды скорее предохраняют континент, чем эродируют его.
Движения воды и особенности циркуляции вод Мирового океана.Основными динамическими процессами океана являются: волновые движения, приливно-отливные течения и все виды движений, определяющие циркуляцию океана. Все физические и химические океанологические характеристики и все определяемые ими параметры состояния океана непрерывно изменяются как в пространстве, так и во времени.
Всю совокупность динамических процессов и их изменений рассматривают в пространственных и временных масштабах. На основе пространственно-временного принципа была разработана классификация движений океанских вод. В соответствии с этим принципом всё многообразие движений вод Мирового океана условно делят на 3 основные группы:микро-, мезо- и макромасштабные пространственные и временные движения (по Буркову и др., 1973).
К микромасштабным движениям относятся поверхностные и внутренние волны, турбулентность и быстрые изменения вертикальной микроструктуры океана, с временными периодами действия от долей секунд до десятков минут.
К мезомасштабным движениям относят короткие и длинные волны, приливы и инерционные течения с периодами от часов до суток; меандры и вихри (ринги) с диаметрами в несколько сотен километров и периодами изменчивости от нескольких суток до месяцев. В отличие от волновых и приливных движений, вызванных суточным ходом солнечной радиации, главным фактором управления меандрами и рингами является атмосферное влияние на океан в виде теплового воздействия и переменного ветра. Кроме того, к мезомасштабным системам принадлежат зоны подъёма (апвеллинга) и зоны опускания (даунвеллинга) океанских вод.
Макромасштабные движения (макроциркуляционные системы)формируются в местах основных направлений движения атмосферы и имеют близкие к ним горизонтальные масштабы (до 5 тыс. км по меридианам и до 15 тыс. км по параллелям). Под общей циркуляцией Мирового океана понимают крупномасштабные многолетние движения его вод в важнейших по площади и глубине слоях водных масс: поверхностной, подповерхностной, промежуточной, глубинной и придонной.
Мгновенная картина общей циркуляции океана мало отличается от средней многолетней схемы циркуляции. Временной масштаб изменений, происходящих в общей циркуляции вод настолько велик, что на протяжении человеческой цивилизации общую циркуляцию океана можно считать стационарной, а в пространственном масштабе циркуляционные движения ограничены только берегами океанов, т.е. оцениваются тысячами километров.
Энергию для движения Мировой океан получает в результате своего взаимодействия с атмосферой, поэтому главными факторами, возбуждающими общую циркуляцию его вод считают климатические факторы. Климатические факторы делят на механические и термохалинные.
К механическим климатическим факторам относят касательное напряжение ветра на поверхность океана и воздействие неравномерно распределённого над океаном атмосферного давления, к термохалинным – неравномерное распределение по поверхности океана тепла, осадков и испарения. Механические факторы являются внешними факторами, а термохалинные – внутренними. Таким образом, по физической природе общую циркуляцию океанских вод можно разделить на две составляющие: ветровую циркуляцию и термохалинную.
Основное отличие этих двух факторов заключается в том, что механические, приводящие океанские воды в движение, не воздействуют на изменение свойств воды, в первую очередь плотности; в то время как термохалинные, действуя на поверхности, формируют характеристики главнейших водных масс, а те в свою очередь из-за различий в плотности не могут оставаться в состоянии покоя и вовлекаются в циркуляцию.
Первый вид воздействия обуславливает ветровые (дрейфовые) течения, а второй – термохалинные (градиентные) течения. Эти виды течений взаимодействуют между собой: ветровые течения, перенося неоднородную воду из одних областей Мирового океана в другие, ещё более обостряют неравномерность в распределении плотности, а это как следствие вызывает дополнительное движение в Мировом океане.
Механические и термохалинные климатические факторы являются активными факторами, формирующими общую циркуляцию вод. К пассивным факторам (не климатическим), влияющим не на содержание, а на форму элементов общей циркуляции, относят: конфигурацию самого Мирового океана, чрезвычайно сложный рельеф дна Мирового океана, очертания берегов и отклоняющее действие силы Кориолиса.
Глобальная система ветров в нижней атмосфере, через касательное напряжение на поверхности и отклоняющее действие силы Кориолиса, приводит к формированию огромных круговоротов. Подобно тому, как в областях высокого атмосферного давления в Северном полушарии воздух движется по часовой стрелке, а в Южном – против, так и движение вод в океанических круговоротах осуществляется по часовой стрелке в Северном полушарии и против – в Южном. Сила Кориолиса является одной из важнейших факторов, обуславливающих основную закономерность океанской циркуляции – океанических круговоротов.
В слое до 150-200 м циркуляция определяется, главным образом господствующими ветрами. Под влиянием атмосферной циркуляции поверхностные течения образуют антициклональные круговороты воды в тропических и субтропических широтах и циклональные – в умеренных и высоких.
Северо-восточные и юго-восточные пассаты гонят поверхностные воды океана в западном направлении, образуя Южное и Северное пассатное течения, разделенные зоной компенсационных межпассатных противотечений. Достигая восточных берегов, они поворачивают на север (в Северном полушарии) и на юг (в Южном) и движутся вдоль материков приблизительно до широты 40-45°.
У восточных побережий Южной Америки, Африки и Австралии под влиянием западных ветров поверхностные течения (Бразильское, Мозамбикское и Восточно-Австралийское) отклоняются на восток и, смешиваясь с холодными водами Антарктиды, образуют пересекающее Мировой океан холодное Течение Западных ветров. Достигнув материков, холодные воды наполняют его ветви – Перуанское течение у западных берегов Южной Америки, Бенгельское – у Африки и Западно-Австралийское – у Австралии.
В области пассатов уже нагретые воды вовлекаются в южные пассатные течения и замыкают субтропический антициклональный круговорот воды в океанах Южного полушария. Вблизи Антарктиды существует течение, ориентированное с востока на запад, которое с южными ветвями Течения западных ветров образует циклональный круговорот поверхностных океанических вод.
С периодичностью четырех и более лет сформировавшаяся система течений в Южном полушарии приходит в возмущенное состояние в результате проникновения теплых вод сезонного течения Эль-Ниньо вдоль западных берегов Эквадора до 15 ° ю.ш. (южное ответвление тихоокеанского межпассатного противотечения). Тонкий слой теплых вод оттесняет холодные воды Перуанского течения, вызывая серьезные метеорологические изменения во многих регионах планеты и порождая значительные экологические проблемы на акватории (гибель рыбы и др.) и на суше (погодные аномалии, ураганы, наводнения и др.).
Круговорот воды в океанах Северного полушария определяется не только общей циркуляцией атмосферы, но и географическим положением и размерами материков Евразии и Северной Америки. Пассатные ветры формируют северные пассатные течения в Тихом и Атлантическом океанах, которые, достигнув восточных берегов этих материков, отклоняются на северо-восток и образуют мощные теплые течения Куросио – Северо-Тихоокеанское и Гольфстрим – Северо-Атлан-тическое. Их южные ветви переходят в течения Калифорнийское у западных берегов Северной Америки и Канарское – у западных берегов Африки, откуда северо-восточный пассат отгоняет нагретую поверхностную воду. Эти холодные течения замыкают антициклональный круговорот океанических вод в Северном полушарии.
Восточно-Гренландское, Лабрадорское (у восточных берегов Северной Америки), Оясио-Камчатское и Приморское (у восточных берегов Азии) холодные течения замыкают круговорот океанических вод в умеренных широтах. Общая схема поверхностных течений определяет наиболее характерные черты их следующих крупномасштабных систем.
Экваториальная антициклоническая система в Атлантике прослеживается между экватором и 10-15° с.ш., в Тихом океане она формируется из небольших антициклонических круговоротов в пределах пятиградусной экваториальной полосы, а в Индийском океане такие круговороты имеются по обе стороны от экватора. Для этой системы характерна высокая интенсивность циркуляции. Скорости течений в верхнем слое (до 200 м) превышают 20-30 см/с. Южную периферию экваториальной системы образуют ветви Южного Пассатного течения, а северную – Экваториальное противотечение, устойчивость которого достигает 75%, а скорость потока 30-60 см/с.
Под ветровыми поверхностными течениями экваториальной зоны расположены течения подповерхностного слоя воды(Ломоносова – в Атлантическом океане, Кромвеля – в Тихом океане и Тареева – в Индийском), состоящие из нескольких струй, направленных на восток. Они прослеживаются на глубинах 50-300 м, а их скорости достигают 1,0-1,5 м/с.
Тропические циклонические системы образуются из ветвей холодных течений Канарского и Бенгельского в Атлантическом океане и Перуанского в Тихом океане, которые, отходя от восточных берегов, направляются в открытый океан. Эти системы оказывают существенное влияние на тепло- и водообмен океана с атмосферой.
В результате сгона больших объёмов воды в прибрежных акваториях восточных частей океанов возникают восходящие компенсационные движения (апвеллинги), которые выносит к поверхности богатые биогенными веществами холодные глубинные воды, вследствие чего температура океана здесь оказывается на 5-10˚ ниже, чем на тех же широтах западнее.
Субтропические антициклонические системы являются одними из наиболее крупных круговоротов воды в океане. Они прослеживаются от одного берега океана до другого на протяжении от 6-7 тыс. км в Атлантическом океане до 14-15 тыс. км в Тихом океане, а по меридиану их протяженность составляет 3-5 тыс. км. Течения, составляющие эти системы, отличаются большой устойчивостью и высокими скоростями. Начало им дают пассатные течения, скорости в которых с приближением к экватору повышаются, благодаря увеличению силы пассатов до 0,5-1,0 м/с. и более.
Достигая западных берегов, пассатные течения разветвляются. Меньшая часть их вод поворачивает к экватору и даёт начало межпассатному противотечению, а большая часть следует в высокие широты, образуя мощные тепловые течения, являющиеся наиболее устойчивыми потоками океана. В Атлантическом океане к ним относятся течения: Гвианское, Антильское, Гольфстрим и Бразильское, в Индийском океане – Мадагаскарское и Сомалийское, в Тихом – Минданао и Куросио. Скорости в них составляют в среднем 25-50 см/с.
Достигая умеренных широт, они вовлекаются в общие потоки, переносящие воды с запада на восток в зоне преобладания западных ветров. В северном полушарии к ним относятся Северо-Атлантическое и Северо-Тихоокеанское течения, в южном полушарии – Южно-Атлантическое, Южно-Индоокеанское и Южно-Тихоокеанское течения. С приближением к восточным берегам океанов значительная часть переносимых ими вод поворачивает в сторону экватора, образуя холодные течения, замыкающие антициклонические системы.
Антарктическая циркумполярная система формируется одним мощным течением, которое перемещает огромные массы воды с запада на восток вокруг Антарктиды. Оно пополняется водами течений южных частей океанов и прибрежных течений Антарктики, но в то же время теряет часть вод, замыкая субтропические круговороты южного полушария и отделяя верви при встрече с южными оконечностями материков Америки, Африки и Австралии. Антарктическая циркумполярная система является самым мощным в океане: ширина его достигает 1000-1500 км.
Высокоширотные циклонические системы различаются между собой размерами и интенсивностью обращения вод. Северные циклонические системы образуются в областях Исландского и Алеутского барических минимумов под влиянием северных ветвей Северо-Атлантического и Северо-Тихоокеанских течений. Пройдя вдоль восточных берегов океанов и достигнув северных проливов, эти ветви делятся ещё на две части.
Одна из них проникает в арктический бассейн, а другая поворачивает к западу и затем следует на юг, давая начало холодным течениям – Восточно-Гренландскому, Лабрадорскому, Камчатскому, Ойясио (Ойя-сио). Благодаря активному водообмену с Северным Ледовитым океаном эти системы в Атлантическом и тихом океанах хорошо развиты и делятся на ряд отдельных циклонических круговоротов – в морях Лабрадорском, Баффина, Норвежском, Баренцевом, Беринговом.
Южноциклонические системы образуются по прибрежной периферии Антарктического циркумполярного течения и отличаются большой интенсивностью. Особенно активен и обширен циклонический круговорот в Тихоокеанском секторе Антарктики, несколько слабее – в море Уэдделла.
Антициклоническая система Арктического бассейна. Сюда поступают тихоокеанские воды через Берингов пролив и атлантические воды вдоль Западного Шпицбергена, а арктические воды выносятся через пролив Нансена вдоль Восточной Гренландии и через проливы Канарского архипелага. Огибает бассейн Западное Арктическое течение.
Горизонтальное обращение масс возбуждает сложную систему вертикальных движений, охватывающих не только верхнюю сферу, а всю толщу вод океана. В центральных частях антициклонов в соответствии с гидродинамическим эффектом создаются нисходящие вертикальные движения, а по их периферии – восходящие. В циклонических системах наблюдается обратная картина. В конечном счёте, создаётся сложное взаимообусловленное обращение водных масс, которое осуществляется в горизонтальном и вертикальном направлениях.
В Мировом океане, кроме поверхностных и подповерхностных течений, существует глубинная и придонная циркуляция вод. Общность черт глубинной и придонной циркуляции позволило объединить их в единую циркуляцию нижней сферы океана. Характер этой циркуляции коренным образом отличается от циркуляции верхней сферы.
Особенно велики различия между поверхностной циркуляцией и придонной, однако на горизонтах вблизи границы верхней и нижней сфер существуют некоторые сходные особенности. Таким образом, переход от циркуляции верхней сферы к циркуляции нижней происходит не скачком, а постепенно, в слое 1000 – 2000 м, причём этот переход для разных точек Мирового океана происходит на разных глубинах. Средняя скорость циркуляционных потоков нижней сферы примерно в пять раз ниже скорости течений на поверхности океана.
Основное направление движения вод нижней сферы – меридиональное, главным структурным элементом здесь являются западные пограничные течения, которые существуют только в западных частях океанов (Стомель, Аронс, 1960). Западные пограничные глубинные течения в Атлантическом океане идут на юг параллельно побережью Северной и Южной Америк от высоких северных широт до высоких южных, а в Индийском и Тихом также в западной части, но, наоборот, на север от Антарктического циркумполярного течения до экватора и далее в северное полушарие. Западные пограничные придонные течения во всех трёх океанах направляются из южных высокоширотных источников к экватору, пересекают его и приникают в северное полушарие примерно до 40° с.ш.
Источники глубинных и придонных вод Мирового океана находятся в шельфовых зонах полярных морей. Главной движущей силой глубоководной циркуляции вод служит погружение холодных полярных вод. Придонные холодные воды Северного Ледовитого океана заперты сушей (острова Шетландские и Исландия) и мелководьем (Фарерско-Исландский порог) Северной Атлантики. Только между юго-восточным склоном Гренландии и хребтом Рейкъянес происходит опускание холодных вод Арктики под теплое течение Ирмингера.
Основная масса глубинных и придонных вод, как в Северном, так и в Южном полушарии, берет начало у Антарктиды. Согласно теории термохалинной циркуляции, холодные воды, основным центром формирования которых является море Уэдделла, по материковому склону Антарктиды опускаются вниз между 40 и 60° ю.ш. Из Атлантического океана часть холодных вод поступает в Индийский океан. В Тихом и других океанах, вероятно, существует дополнительный источник холодных вод.
В 1969 году был открыт новый тип формирования глубинных вод – в открытом море. Суть его заключается в том, что в локальной области открытого океана, где глубины велики, при охлаждении поверхностного слоя воды в зимнее время увеличивается его плотность. В результате в циклоническом круговороте происходит подъём и наклон пикноклина. Пикноклин приобретает свойства твёрдого шельфа, вдоль которого охлаждённые поверхностные воды стекают вниз, образуя холодный подповерхностный слой.
За счёт вихревого перемешивания перепад плотности и устойчивость слоёв исчезает, образуется единый однородный слой от поверхности до дна. При последующем интенсивном штормовом воздействии возникает сильное конвективное перемешивание этого слоя. В результате образуются «молодые» глубинные воды, которые по своим термодинамическим характеристикам сильно отличаются от характеристик «старых» глубинных вод, образованных в традиционных источниках.
Осуществляя непосредственную связь верхней и нижней сфер океана, глубокая конвенция производит «вентиляцию» последних. Такие области глубокой конвекции, расположенные внутри устойчиво стратифицированной воды находятся лишь непродолжительный период времени и поддерживаются только мощным атмосферным воздействием (штормом).
С его затуханием воды из верхних горизонтов опускаются вниз и растекаются, а их место занимают лёгкие и тёплые воды с периферии этой области, восстанавливая нарушенную стратификацию. Температура верхнего однородного холодного слоя воды в период конвективного перемешивания повышается, что имеет серьёзные последствия для ледовых морей (например, гигантская полынья в море Уэдделла). Длительность этого процесса занимает несколько недель.
Большую роль в развитии глубинной и особенно придонной циркуляции играет рельеф, который выступает как пассивный фактор, видоизменяя, смещая и ограничивая циркуляцию, вызванную активными факторами, т.е. силами, действующими во всей толще океана.
Прежде всего, рельеф сильно влияет на поведение придонных потоков. Они движутся вдоль изобат и, благодаря стратифицированности водной толщи, течения не переваливают через поднятия дна. Например, движение антарктической придонной воды на север ограничено Западно-Индийским хребтом, Австралио-Антарктическим, Южно-Тихоокеанским и Восточно-Тихоокеанским поднятиями на дне двух океанов. Кроме того, замедляя и ограничивая водообмен между котловинами, рельеф способствует возникновению изолированный систем циркуляции глубинных и придонных вод.
Волны и волновые движения в Мировом океане.Воды Мирового океана реагируют на воздействие различных сил, как внутренних, так и внешних, возникновением волн и волновых движения. Волнение в морях и океанах является одним из видов движения воды. Волнение представляет собой совокупность волн, а волны – это периодические колебания частиц воды около положения их равновесия, совершаемые по замкнутым или почти замкнутым орбитам в вертикальном и в меньшей мере в горизонтальном направлениях, при котором само движение остается потенциальным, так как отсутствует вращательное движения самих частиц относительно любой своей оси. Внешне этот процесс проявляется в виде следующих один за другим валов и углублений между ними.
Выделяют следующие причины волнообразования: ветер, приливы, изменения атмосферного давления, землетрясения и вулканизм, воздействие движущихся тел. В зависимости от причин происхождения волны делят на 5 генетических типов: трения (фрикционные или ветровые), приливные, анемобарические, цунами и корабельные волны.
Кроме того, по расположению относительно уровненной поверхности, различают поверхностные волны, возникающие на поверхности и в приповерхностном слое моря, и внутренние, проявляющиеся на некоторой глубине и незаметные на поверхности. Существует также поступательные волны, у которых наблюдается видимое перемещение формы волны, и стоячие, видимая форма которых в пространстве не перемещается – это деление по характеру движения волны.
В зависимости от формы волны и скорости ее распространения различают короткие волны,у которых длина волны меньше глубины моря и длинные с длиной волны большей, чем г
Встречаются еще две разновидности льда – речнойи глетчерный – это пресноводные льды, приносимые в море с материка. Речной лед, приносимый из устьев крупных рек, не играет большой роли, более значимы глетчерные льды, накапливающиеся на континенте тысячелетиями и имеющие наибольшую мощность (например, антарктические).