Основными показателями, характеризующими морскую воду и водные массы в море являются температура (Т), соленость (S) и плотность (σ).
Распределение температуры
Энергетический и тепловой баланс морской поверхности (Рис. 5.25) характеризуется значительной изменчивостью многих своих составляющих во времени и в пространстве.
Временная изменчивость температуры поверхности моря.
Пределы изменений суточного хода температуры воды определяется суточным ходом теплового баланса морской поверхности и вертикальным водообменном. При учете радиации, составляющих в низких и средних широтах максимально около 7000 кал/см2 в сутки, повышение поверхностной температуры воды днем составило бы 7°С, если бы распределение этого количества тепла в результате обмена было ограничено самым верхним слоем воды толщиной 1 м, но оно оказалось бы равным только 0.28°С, если бы это количество тепла распределилось равномерно в верхних 25 м. Согласно наблюдениям среднее суточное колебание температуры поверхности океана составляет 0.2-0.3°С.
В условиях мелкой воды, где глубина вертикального обмена заметно ограничена, суточные изменения возрастают. К примеру, в южной части Северного моря при глубинах 50 м максимальное суточное колебание температуры 0.24°, при этом в финских шхерах при глубине 6 м суточные изменения поверхностной температуры могут достигать 1.9°.
Глубина, до которой проникает суточный ход температуры, редко может наблюдаться достаточно надежно, так как разного рода возмущения сглаживают незначительные суточные изменения. Глубина эта в значительной мере определяется силой ветра, а также вертикальной плотностной устойчивостью, зависящей от сезона.
Суточный ход температуры играет в море подчиненную роль и представляет собой самый короткий цикл.
В противоположность суточному ходу, годовой ход значительно сильнее сказывается на физических, химических и биологических процессах в море. Распределение годового колебания поверхностной температуры зависит от различных факторов и прежде всего от годового хода обмена излучением, от морских течений и преобладающих ветров.
В экваториальной и полярной областях годовые колебания сравнительно малы – ниже 2°. В широтах 30-40° они достигают 7°.
При этом в северных частях Атлантического и Тихого океанов, особенно их западных половинах колебания наиболее ощутимы. Преобладающие зимой ветры приносят на океан очень холодные воздушные массы с материков, под влиянием которых температура поверхностных вод сильно понижается и годовые колебания доходят до 18°.
В небольших средиземных и окраинных морях ход температуры воды согласуется с ходом температуры воздуха. В Балтийском, Черном морях, в Персидском заливе годовые колебания поверхностной температуры достигают 14°.
Годовая амплитуда температуры морской воды в мелководном Азовском море в 2 раза больше, чем в находящемся рядом глубоком Черном море (Рис. 5.26).
Годовой ход, а вместе с ним и средняя годовая поверхностная температура, подвержены многолетним изменениям (Рис. 5.27). Это относится как к геологическому прошлому, косвенным свидетелем чего является, например, меняющийся состав донных отложений, так и к ближайшему прошлому, что подтверждается непосредственными изменениями поверхностной температуры. Это связано с тенденциями общего изменения климата.
При рассмотрении пространственных изменений поверхностной температуры необходимо отметить три особенности термического состояния Мирового океана:
- противоположность режимов западной и восточной частей океанов в низких и средних широтах;
- различие между атлантическо-индийской и тихоокеанской частями антарктического водного кольца;
- необычно высокие поверхностные температуры в северной части Атлантического океана;
Каждое из этих трех явлений объясняется переносом тепла морскими течениями при одновременном нарушении континентами зональной циркуляции вод.
Первое явление объясняется развитием в океанах субтропического антициклонического движения вод, которое в восточных частях переносит прохладную воду средних широт к экватору, а в западных частях теплую воду низких широт к полюсу (Рис. 5.28). Эти контрасты между восточными и западными частями океанов усиливаются холодной водой, поднимающейся с глубин в восточных частях океанов.
Второе явление объясняется эксцентрическим положением антарктического континента относительно Южного полюса (Рис. 5.29).
Основная часть континента находится в восточной Антарктике, берега которой распространяются к северу до 66° ю.ш. Изотермы в антарктическом водном кольце подобно ветрам располагаются вдоль побережья континента. Поэтому тихоокеанские воды кольца оказываются теплее, чем атлантико-индийские.
Третье явление объясняется переносом тепла Гольфстримом. Гольфстрим переносит к полюсу не только субтропическую воду северной части Атлантического океана, но и тропическую воду южной части океана. Это объясняется тем, что Южное Экваториальное течение положением берегов Южной Америки отклоняется на север и переходит в северное полушарие. Вследствие такой отдачи тепла в северную часть Атлантического океана южная часть Атлантики является вообще аномально холодной.
Типичным для отдельных областей высоких широт являются температурные фронты. К ним относятся различия в температурах на левой стороне Гольфстрима (Рис. 5.31) и Куро-Сио, на границе между течением Ирмингера и Восточно-Гренландским течением, и у зоны антарктической конвекции в антарктическом водном кольце.
В этих местах граничат друг с другом два вида вод различного происхождения: холодная полярная и субполярная с одной стороны и теплая субтропическая, с другой. Здесь формируются зоны с высокими горизонтальными градиентами не только температуры, но и других свойств морских вод, которые создают зоны повышенной концентрации биомассы и биоразнообразия морских организмов.
Вертикальное распределение температуры связано с переносом тепла на глубину в результате конвекции. Конвекция вместе с теплопроводностью должна была бы привести в результате к полной изотермии водного слоя, если бы ей не противодействовали другие факторы.
Фактическое распределение температуры по вертикали следует считать, прежде всего, результатом океанической циркуляции.
В океанической воде между 50° с. ш. и 45° ю. ш. характерно деление на два слоя – верхний слой теплой воды толщиной около 500 м и нижележащий мощный слой холодной воды, простирающийся до дна. Переход от теплой воды к холодной осуществляется в сравнительно тонком слое. В открытом океане середина этого слоя совпадает приблизительно с изотермами 8-10°. Этот пограничный слой, расположенный в тропиках на глубинах 300-400 м и в субтропиках – на 500-1000, к северу от 40° поднимается к поверхности и пересекает ее на океаническом полярном фронте, который связан с конвергенцией (расхождением) поверхностных течений. Такая же зона есть и в Антарктике – зоны арктической и антарктической конвергенции (Рис. 5.32).
От океанического полярного фронта в сторону полюса область холодных вод располагается от поверхности до дна.
В своей совокупности Мировой океан со средней температурой 3.8° оказывается холодной сферой. Даже на экваторе температура всего водного столба составляет 4.9°, и только поверхностный слой в низких и средних широтах служит аккумулятором, вмещающим при большой теплоемкости воды огромные количества тепла. Оно используется в высоких широтах, куда переносятся как морскими, так и воздушными течениями при отдаче его в атмосферу, особенно в виде скрытой теплоты испарения в переносимом водяном паре.
Иначе обстоит дело с распределением температуры по вертикали в тех морях, которые отделены от открытого океана и изолированы вследствие этого от адвективного распространения полярных и субполярных водных масс. В этих случаях решающими являются конвективные процессы, подверженные, сильному влиянию стратификации вод по плотности, обусловленной соленостью.
При весеннем нагревании повышение температуры проявляется в тонком поверхностном слое, который благодаря этому делается легче, что приводит к более устойчивой стратификации и к появлению слоя скачка температуры (Рис. 5.33). При дальнейшем притоке тепла, которое скапливается в приповерхностном слое, слой скачка усиливается и несколько опускается вниз.
Слой скачка становится барьером для всех процессов вертикального обмена независимо от того, относится ли это к теплоте или химическим факторам. В этом заключается важное значение летнего слоя скачка для химико-биологических процессов море.
Положение слоя скачка по глубине зависит от годового хода теплообмена и от интенсивности перемешивания. Так как с увеличением годовых колебаний поверхностной температуры неизбежно возрастает быстрота весеннего нагревания, следует ожидать в областях со значительными годовыми колебаниями самых неглубоких положений летнего слоя скачка.
В северной части Тихого океана к северу от 35° с.ш., где годовые колебания температуры превышают 8° глубина слоя скачка - около 15 м. Около Гавайских островов годовые колебания температуры не превышают 2°, слой скачка опускается глубже 50 м.
Более сложным оказывается проникновение тепла в шельфовом море. Здесь помимо ветровой турбулентности в поверхностном слое возникают турбулентные трения у дна, в особенности при наличии сильных приливных течений. Это препятствует образованию устойчивой вертикальной стратификации вод и, следовательно, появлению слоя скачка температуры.
Если в море отсутствуют заметные приливные течения и поверхностное распреснение усиливает плотностную стратификацию, то годовой ход температуры даже в шельфовом море не достигает дна.
Осенью усиливается вертикальная плотностная конвекция. Она постепенно разрушает слой скачка. Зимняя гомотермия в шельфовых неглубоких морях распространяется до дна.
В открытом океане в умеренных широтах зимняя гомотермия распространяется до глубины 200 – 300 м. В отдельных областях высоких широт она развивается до больших глубин с образованием холодной арктической и антарктической придонной воды.
Распределение солености
Как общее количество воды в Мировом океане, общее количество растворенных в морской воде солей могут в настоящее время считаться постоянными. Средняя соленость морской воды, равная 35‰ также считается постоянной.
Однако повсеместно встречаются районы с различным характером трехмерного распределения солености (Рис. 5.34). Причина этого водообмен. При испарении и замерзании морской воды значительная часть солей остается в морской воде, что ведет к повышению солености в поверхностном слое моря.
В противоположном направлении действуют осадки, сток с материка и вода от таяния льдов, понижающие соленость на поверхности.
Превышению осадков в экваториальной зоне и в высоких широтах соответствует низкая соленость у поверхности, и наоборот, превышению испарения в субтропиках – высокая поверхностная соленость. Отклонение распределения солености от этих общих закономерностей определяется множеством факторов.
В качестве примера рассмотрим процессы, приводящие к тому, что поверхностная соленость в Атлантическом океане значительно выше, чем в Тихом, особенно в северной его половине:
1) в Центральной Америке северо-атлантический пассат распространяется на Тихий океан и приносит значительные осадки в Панамский залив. Следствием этого является снижение солености в заливе и на прилегающих акваториях;
2) в поясе западных ветров южного полушария южные Анды играют роль уловителя осадков, которого нет к югу от Африки. Следствием этой особенности выпадения осадков является аномалия распреснения в восточной части южной половины Тихого океана;
3) область распространения водяного пара атлантического происхождения на сушу намного больше, чем область распространения водяного пара тихоокеанского происхождения. Это объясняется тем, что Тихий океан окружен высокими горными массивами, ограничивающими вынос влаги с тихоокеанского бассейна;
4) в Тихом океане отсутствуют значительные внутренние моря, подобные атлантическому Средиземному морю. В этом море за счет испарения и вертикального перемешивания повышается соленость воды в придонных слоях, которая, попадая в Атлантический океан, повышает его соленость (Рис. 5.35).
Ввиду понижения с глубиной температуры для устойчивой плотностной стратификации вод нет необходимости в увеличении с глубиной солености. Иногда даже обнаруживается понижение солености с глубиной. Подобный исключительный минимум солености наблюдается по всей ширине Атлантического океана между 20° с. ш. и 45° ю. ш. на глубине 700-800 м. К югу от 50° ю. ш. эта прослойка с пониженной соленостью поднимается к поверхности, образуя океанический полярный фронт (Рис. 5.36). Аналогичные явления наблюдаются также в Индийском и Тихом океанах.
В открытом океане колебания солености незначительны, особенно на глубине. Суточный ход ее практически отсутствует, годовой ход составляет менее 0.2‰.
В субполярных областях понижение солености обусловливается летним процессом таяния. В этих районах годовые колебания превышают 0.7‰. В областях муссонов правильные сезонные изменения ветров приводят к изменениям течений и соответствующему сезонному изменению солености. По этой причине в Бенгальском заливе и в Австрало-Азиатском средиземном море годовое колебание солености равно 1-3‰. В районах, находящихся под влиянием материкового стока, таких как северо-запад Черного моря, годовые колебания солености достигают 5‰ (Рис. 5.37).
Глубина, на которую проникает годовой ход солености, зависит от плотностной и динамической конвекции.
Многолетние изменения поверхностной солености открытых вод океана очень малы. В прибрежных районах и внутренних морях среднегодовая соленость меняется от 0.1 до 3-4‰ как, к примеру, в Азовском море.
Многолетние изменения солености на больших глубинах еще меньше, чем на поверхности. Однако, при высокой чувствительности к изменениям солености, которая свойственна многим видам обитателей моря, такие изменения все же влияют на перераспределение областей комфортного обитания морских животных и растений.
Плотность морской воды
Распределение плотности морской воды определяется распределением ее температуры и солености (Рис. 5.38).
Плотность убывает при нагревании воды, при смешивании с осадками и талой водой, а также с водами материкового стока. При охлаждении, испарении и образовании льда плотность воды возрастает.
Как только плотность на поверхности под влиянием различных причин становится выше, чем плотность ниже лежащих слоев воды, наступает вертикальная плотностная конвекция.
В открытом океане решающее значение для распределения плотности имеет температура. Наибольшей плотностью обладает холодная вода в высоких широтах. Даже высокая поверхностная соленость не может повысить невысокую плотность поверхностных вод в субтропиках, обусловленную температурой.
Горизонтальные различия плотности вызывают в море крупномасштабные движения вод, протекающие в основном так, что вода перемещается в виде слоя по самому кротчайшему пути к тому слою в океане, который соответствует ее собственной плотности.
Литература
Гидрометеорологическое обеспечение судовождения - Панов Б.Н. [2020]
