Распределение температуры и солености в Мировом океане

Распределение температуры на поверхности Мирового океана зависит в первую очередь от прихода солнечного тепла в соответствии с его широтным поступлением, переносом (адвекцией) тепла и холода поверхностными течениями. Пределы изменений температуры на поверхности Мирового океана от -1.9^оС (температура замерзания морской воды с соленостью 35‰) до +36^оС.

Примерно 1/5 поверхности океана занимают воды экваториально-тропического пояса с температурой 26-28°С, а около 1/10 - холодные антарктические воды с температурой воды ниже +4°С. Наиболее теплым океаном является Тихий (средняя температура поверхностных вод 19.37°С), а наиболее холодным - Северный Ледовитый (-0.75°С) (табл.1).

Таблица 1 Температура и соленость на поверхности океанов

Средняя температура воды на поверхности Мирового океана составляет 17.82°С - на 3.6⁰С выше, чем средняя температура воздуха у поверхности Земли, а средняя температура всей его толщи 3.52°С. В северном полушарии средняя температура воды на поверхности океана примерно на 3⁰С выше, чем в южном. Воды с температурой ниже +4°С занимают почти 76 % объема вод океана. Только 8% вод океана теплее 10^оС, более половины холоднее 2.3^оС.

Таким образом, в целом все океаны холодные. Вода в них прогревается только у самой поверхности, а с глубиной она становится все холоднее. Можно сказать, что по особенностям температуры океан представляет собой холодную массу воды с тонким теплым слоем у поверхности.

Зона наиболее высоких температур - термический экватор - смещена к северу относительно географического экватора и находится между 5 и 10° с.ш. Это связано с неравномерным распределением суши и воды на Земле, их различной теплоемкостью и теплопроводностью. Максимальные температуры в районе термического экватора достигают 27-27.5°С. В Красном море и Персидском заливе отмечается еще более высокая температура - до 36⁰С. Самая низкая температура наблюдается в замерзающих морях Мирового океана. В морях Амундсена, Карском, Лаптевых отмечалась температура -1.8°С, а в бассейне Фокса и Гудзоновом заливе до -1.9°С.

Если бы весь земной шар был покрыт водой океана, в котором не было бы течений, то распределение температуры по поверхности совпало бы с астрономическим распределением нагревания земного шара солнечными лучами. Температура воды зависела бы только от широты, т. е. изотермы совпадали бы с параллелями.

Действительно, в южном полушарии, начиная с 40⁰ ю. ш. и далее к югу вплоть до Антарктиды, изотермы распределяются почти по параллелям. Здесь нет, если не считать южной оконечности Америки, больших массивов суши, а имеющиеся течения лишь в слабой степени искажают плавный ход изотерм.

Влияние материков, преобладающих ветров и океанических течений резко нарушают характер распределения температуры на поверхности океанов. Отклонение изотерм от зонального расположения отмечается в районах постоянной адвекции теплых или холодных вод, а также в районах выхода на поверхность холодных глубинных вод (апвеллинга). Пассатные течения в западных частях океанов расходятся к северу и к югу, что обусловливает удаление изотерм от экватора. В восточных частях океанов (между 30⁰ с.ш. и 30⁰ ю.ш.) изотермы приближаются к экватору, что связано с влиянием холодных течений. В умеренных широтах Северной Атлантики под влиянием теплого Северо-Атлантического течения изотермы располагаются к меридианам под углом до 45⁰.

В распределении температуры на поверхности океана можно выделить четыре особенности: 1) противоположность между западной и восточной частями Тихого, Индийского и Атлантического океанов в низких и средних широтах; 2) противоположность между западной и восточной частями Тихого и Атлантического океанов в высоких широтах; 3) различие между атлантическо-индийским и тихоокеанским секторами Антарктики; 4) сравнительно высокие температуры в Северной Атлантике.

Первая особенность объясняется развитием в трех океанах субтропических антициклонических круговоротов, благодаря которым западные части этих океанов (в низких и средних широтах) являются более теплыми, чем восточные. Кроме того, в восточных частях океанов в результате действия ветра происходит постоянный подъем холодных глубинных вод (апвеллинг).

Вторая особенность объясняется развитием в Тихом и Атлантическом океанах субполярных циклонических круговоротов, благодаря которым восточные части океанов (в высоких широтах) являются более теплыми, чем западные.

Третья особенность объясняется не симметричным положением Антарктиды по отношению к Южному полюсу. В Атлантическом и Индийском океанах берега Антарктиды располагаются примерно на 65-66 ю.ш., а в Тихом - на 73° ю.ш. Поэтому южная часть Тихого океана из-за большей акватории с высокой теплоемкостью воды является более теплой.

Четвертая особенность связана с переносом системой Гольфстрима громадного объема теплых вод в Северную Атлантику. При этом Южная Атлантика является более холодной, так как часть теплых вод Южного Пассатного течения отклоняется восточным выступом Южной Америки в северное полушарие.

Течения формируют аномалии в распределении температуры воды (отклонения от среднего широтного значения температуры в сторону уменьшения или увеличения).

Наибольшие постоянные отрицательные аномалии температуры наблюдаются в районах постоянного апвеллинга и холодных течений у западных берегов Америки и Африки (Калифорнийский и Перуанский, Канарский и Бенгельский), где температура ниже средней широтной на 8-9°С. Наибольшие постоянные положительные аномалии находятся в северо-восточных районах Атлантического и Тихого океанов (Фареро-Исландский и Аляскинский), где температура на 6-9С выше средней широтной.

В некоторых районах океана имеют место эпизодические аномалии температуры. Так, у тихоокеанского побережья Южной Америки (побережье Перу) при ослаблении юго-восточного пассата наблюдается аномальное продвижение теплых экваториальных вод (усиление течения Эль Ниньо) далеко на юг (до 35° ю.ш.). Это явление принадлежит к числу стихийных бедствий: прекращение подъема холодных глубинных вод приводит к массовой гибели промысловых рыб. Велико влияние явления Эль Ниньо и на атмосферные процессы

Поскольку океан в противоположность атмосфере нагревается сверху, температура в нем с глубиной обычно понижается. Однако благодаря интенсивному волновому перемешиванию верхний слой океана толщиной около 30-50 м оказывается однородным. Под ним располагается сезонный термоклин, т.е. слой, в котором вертикальные градиенты температуры повышены по сравнению с градиентами выше- и нижележащих слоев. Часть термоклина с особенно резким изменением температуры по вертикали называется слоем скачка температуры. Ниже слоя скачка температура заметно понижается в слое толщиной 1000-1500 м, называемом главным термоклином или просто термоклином. Границы этих поверхностных слоев в океане в течение года по глубине их расположения изменяются.

На больших глубинах температура понижается, достигая в придонных слоях океана 1-2°С.

Однако в отдельных районах Мирового океана в придонных слоях может наблюдаться аномально высокая температура, обусловленная поступлением внутреннего тепла Земли. Так, в центральной части Красного моря обнаружены две изолированные котловины глубиной более 2 км, у дна которых находится слой воды толщиной 200-300 м с температурой до 64,8°С и соленостью более 300‰ (так называемые «горячие рассолы»).

В океане В.Н.Степанов и В.А.Некрасова выделили пять наиболее распространенных типов вертикального распределения температуры воды: 1 - полярный, 2 - субантарктический, 3 - субарктический атлантический, 4 - субарктический тихоокеанский, 5 - умеренный тропический (рис. 1).

Наиболее отличается полярный тип, в котором вертикальное распределение температуры связано с сезонным ослабением тепла на поверхности океана в полярных областях, а главное, с практически постоянным выхолаживанием его поверхности, в результате чего возникает глубоко проникающая нисходящая конвекция.

Рис. 1. Типы вертикального распределения температуры воды в Мировом океане

Приведенные на рис. 27 кривые вертикального распределения температуры являются результатом осреднения и сглаживания, маскирующих детали изменений, существующих в действительности.

Годовые колебания температуры воды на поверхности океанов достигают больших величин. Годовая амплитуда определяется как разность средней месячной температуры воды в августе, когда средняя месячная температура наивысшая, и в феврале, когда она наинизшая. Максимум годовой амплитуды отмечается на 40⁰ с.ш. и 30-40⁰ ю.ш. При этом в северных частях Атлантического и Тихого океанов годовая амплитуда больше, чем в южных, и это особенно заметно в западных районах океанов. Преобладающие здесь западные ветры выносят в океан холодные воздушные массы, которые вызывают увеличение годовой амплитуды до 18⁰С. Вместе с тем в южных частях океанов отмечается более тесная связь между широтными изменениями годовой амплитуды температуры воды и суммами тепла по сравнению с северными частями, в которых на распределении температуры больше сказывается влияние континентов, а также циркуляция атмосферы и вод океана.

В экваториальных областях, так же как и в полярных, годовая амплитуда температуры наименьшая - около 2⁰С.

Суточные колебания температуры воды на поверхности в открытом океане не велики 0.2-0.3⁰С, увеличиваясь в тропической зоне океанов до 0.3-0.4⁰С. Амплитуда суточных колебаний изменяется в течение года, уменьшаясь зимой и увеличиваясь летом. Она зависит также от облачности и волнения, с увеличением которых суточные колебания уменьшаются.

Глубина проникновения суточных колебаний определяется глубиной ветрового перемешивания и обычно не превышает нескольких десятков метров. Одновременно амплитуда суточных колебании с глубиной уменьшается, достигая на горизонте 50 м примерно 20% амплитуды на поверхности, а время наступления максимума суточной температуры на этом горизонте смещается по отношению ко времени максимума на поверхности (14-15 часов) примерно на 5-6 часов.

Годовые колебания температуры распространяются на значительно большие глубины, чем суточные. При этом характер изменения температуры на различных глубинах зависит от годовых изменений количества солнечного тепла, турбулентной теплопроводности, вертикального движения вод, от горизонтальных перемещений холодных и теплых течений в районах их соприкосновения. Поверхностный слой в океане или море, находящийся в непосредственном взаимодействии с атмосферой, в котором заметна годовая изменчивость океанографических характеристик называется деятельным слоем. Толщина деятельного слоя обычно не превышает 200 метров.

Измерения температуры воды на буйковых станциях позволили выявить микромасштабные изменения температуры, определяемые часами и минутами - так называемую тонкую структуру океана.

В некоторых морях в вертикальном распределении температуры воды обнаруживаются теплые и холодные промежуточные слои адвективного и конвективного происхождения. В Черном море на глубине 75 м наблюдается холодный промежуточный слой с температурой 8^оС, который формируется в холодную половину года и существует в море примерно до середины лета.

Слои скачка температуры на границах промежуточных слоев служат своеобразными "тепловыми экранами", предохраняющими промежуточные слои от уничтожения. Чем резче верхний слой скачка, тем медленнее происходит уничтожение промежуточного слоя.

Промежуточные слои имеют большое биологическое значение. Так, холодный промежуточный слой, резко отделенный от теплого поверхностного слоя, играет существенную роль в биологических циклах. На его границах часто отмечается бурное развитие жизни, так как он насыщен кислородом и богат органическими веществами. Кроме этого, холодный промежуточный слой является естественной преградой для морских организмов, избегающих резкой смены температуры воды.

2. Распределение солености

Соленость на поверхности океана определяется соотношением осадков и испарения (пресным балансом), речным стоком, переносом солей морскими течениями, образованием и таянием льда.

На распределение солености в поверхностном слое Мирового океана оказывают влияние процессы, как уменьшающие, так и увеличивающие соленость. Речной сток оказывает значительное местное влияние на соленость морей (особенно внутренних) и приустьевых участков океанов. Таяние льда влияет на соленость лишь в высоких широтах в определенное время года. Поэтому ведущим процессом в формировании солености поверхностного слоя является соотношение значений испарения и осадков, интенсивность которых в отдельных районах и в разные сезоны не одинакова и зависит от климатических условий.

Средняя соленость на поверхности океанов без учета ледовых районов и морей близка к 35, и эту величину часто принимают как характерную среднюю соленость всего Мирового океана.

Соленость поверхностных вод колеблется, если не считать полярных и приустьевых районов, в сравнительно небольшом диапазоне (32-38) Однако даже самые незначительные изменения общего содержания солей (солености) оказывают большое влияние на процессы, протекающие в океане (перемешивание, градиентные течения, устойчивость слоев и др.)

В морях пределы колебания солености гораздо более широкие (примерно от 1 до 42), что существенно сказывается на их гидрологическом режиме.

Распределение солености на поверхности океанов в основных чертах симметрично относительно экваториальной области пониженной солености.

Пониженная соленость в экваториальных областях океанов объясняется значительным положительным пресным балансом. В этих областях встречаются пассаты обоих полушарий, что приводит к восходящим движениям, образованию мощной кучевой облачности и сильным ливням. В то же время, несмотря на высокую температуру, в условиях высокой влажности испаряется всего около 4 мм в сутки. Поэтому соленость в экваториальной зоне Мирового океана понижена и составляет в среднем 34.43‰. При этом она наиболее низка в Тихом океане (34.04‰), выше в Индийском (34.62‰) и еще выше в Атлантическом океане (35.01‰). В Индийском океане из-за смещения штилевой зоны в южное полушарие минимум солености также смещен и отмечается между 10 и 15° ю. ш.

Самой характерной особенностью поля солености являются тропические области максимальной солености, совпадающие с областями отрицательного пресного баланса. Воды с наиболее высокой соленостью формируются в районах максимумов атмосферного давления и пассатных ветров, где наиболее благоприятны условия для сильного испарения. Нисходящие движения в антициклонах препятствуют образованию облачности; прозрачная атмосфера способствует сильному прогреву воды солнцем, а устойчивые пассатные ветры постоянно выносят испарившуюся влагу. В результате в северной тропической области Атлантического океана летом испаряется слой до 8 мм в сутки, или до 3 м в год. Это приводит к повышению солености на поверхности до 37.9‰ (максимум на поверхности открытого океана).

Таким образом, соленость большей части океана находится под непосредственным влиянием пресного баланса.

В умеренных и полярных областях пресный баланс также положителен, и соленость в общем понижается с увеличением широты. Но здесь на поле солености сильный отпечаток накладывают течения. Система Гольфстрима и ее северные ветви выносят воды высокой солености в Норвежское море и Северный Ледовитый океан. Восточно-Гренландское и Лабрадорское течения, перенося распресненную таянием льдов и осадками воду, значительно понижают соленость в северо-западной части Атлантического океана. При встрече этих течений с Гольфстримом образуются большие горизонтальные градиенты солености - субарктический фронт.

Из других особенностей поля солености следует отметить хорошо выраженное у берегов распресняющее влияние таких крупных рек, как Амазонка и Конго, а также осолонение поверхностных вод в областях подъема глубинных вод у западного побережья Африки, Северной и Южной Америки.

Соленость поверхностных вод Северного Ледовитого океана понижена вследствие положительного пресного баланса, обусловленного стоком сибирских рек, и сильно зависит от образования и таяния морского льда. Летом между плавающими и тающими льдами в центральной части океана соленость снижается до 30‰ и менее. Зимой при ледообразовании соленость повышается до 34‰.

Вокруг Антарктиды преобладает зональный перенос вод, поэтому распределение солености имеет хорошо выраженный широтный характер с понижением значений к Антарктиде из-за таяния льдов и положительного пресного баланса.

Распределение солености на поверхности морей характеризуется большими контрастами и разнообразием, обусловленным влиянием речного стока и климатическими условиями окружающих материков. Так, вблизи устьев рек соленость падает до нескольких промилле, тогда как в условиях сильного осолонения при испарении соленость доходит до 42 (Красное море, Персидский залив). В Средиземном море высокая соленость (до 40) наблюдается в восточной части, в то время как сообщающееся с ним Черное море имеет соленость поверхностного слоя всего около 17, а Азовское - 12 из-за значительного речного стока в эти моря.

Еще большие контрасты солености наблюдаются в отдельных районах морей. Так, в заливе Акаба (Красное море) соленость достигает 46.5 (абсолютный максимум на поверхности Мирового океана).

Распределение солености по вертикали имеет сложный характер. Значительные изменения солености происходят в поверхностном слое океана до глубины 1500-2000 м. Ниже 2000 м изменения солености заключены в диапазоне 34.6-35.8, а в придонном слое соленость сохраняется в пределах 34.7-34.9.

В Мировом океане В. Н. Степанов и В. А. Шагин выделили семь наиболее характерных типов распределения солености с глубиной (рис. 3).

Рис. 3. Типы вертикального распределе-ния солености в Мировом океане

1. Полярный тип. Изменение солености с глубиной характеризуется сильным опреснением поверхностного слоя (50-100 м), увеличением солености до глубины 300-500 м и малой изменчивостью ее с дальнейшим увеличением глубины.

2. Субполярный тип. Отличается от полярного меньшим опреснением, но большей глубиной (1000-1500 м) погружения поверхностных вод.

3. Умеренно-тропический тип. Встречается в тропических и субтропических широтах, где высокая соленость на поверхности океана связана с отрицательным пресным балансом. Опресненная прослойка на глубине 800-1000 м создается водными массами полярного и субполярного происхождения.

4. Экваториально-тропический тип. Характеризуется сложным изменением солености по глубине. Поверхностный слой распреснен вследствие положительного пресного баланса, а на глубине 800-1000 м прослеживается распресненная прослойка, обусловленная водными массами полярного и субполярного происхождения. Между ними на глубине 100-200 м располагается подповерхностный слой высокой солености, образование которого связано с опусканием в низких широтах поверхностных вод высокой солености и перемещением их глубинными течениями.

5. Североатлантический тип. Характеризуется высокой соленостью на поверхности и отсутствием промежуточных опресненных вод.

6. Присредиземноморский тип. Имеет прослойку высокосоленых вод, поступающих из Средиземного, Красного морей и Персидского залива. В Атлантическом океане высокосоленая прослойка располагается на глубине 1000 м, а в Индийском - на глубине 500 м.

7. Индомалайский тип. На поверхности имеет низкую соленость вследствие превышения осадков над испарением, а на глубине 200-500 м соленую прослойку, обусловленную глубинными течениями.

В целом, в изменении солености по вертикали имеются большие различия как между океанами, так и между отдельными их частями.

Слой в океане (море), в котором вертикальные градиенты солености повышены по сравнению с градиентами выше- или нижележащих слоев, называется галоклином. Резко выраженный постоянный слой скачка солености наблюдается в таких морях, как Черное и Балтийское, где он обусловлен распреснением поверхностных вод речным стоком и поступлением в придонные слои более соленых вод из соседних бассейнов.

В высоких широтах Мирового океана наблюдается хорошо выраженный сезонный слой скачка солености, образование которого связано с периодом интенсивного таяния льда.

Колебания солености в течение года (годовые амплитуды, под которыми понимается разность максимальных и минимальных значений солености за год) в открытом океане незначительны и не превышают 0.2. Исключение составляют полярные области, где в летнее время наблюдается уменьшение солености вследствие таяния льдов. Годовые амплитуды солености здесь могут превышать 0.7.

В морях и прибрежных районах океанов, где отмечается интенсивный береговой сток, колебания солености могут составлять нескольких промилле.

Суточные изменения солености могут достигать еще больших величин, особенно в прибрежных районах после выпадения интенсивных осадков и усиленного выноса пресных вод.