Читаем без скачивания Большая Советская Энциклопедия (ОК) - БСЭ БСЭ

  V. Гидрологический режим

  Тепловой баланс О. Его главные составляющие: радиационный баланс (суммарная солнечная радиация минус обратное излучение О.); потеря тепла на испарение; турбулентный теплообмен между поверхностью О. и атмосферой и внутренний теплообмен (между поверхностью О. и нижележащими слоями). Кроме того, в общий тепловой баланс О. входят передача О. внутреннего тепла Земли, нагревание и охлаждение О. происходящими в нём химическими процессами, переход кинетической энергии в тепловую и выделение тепла при конденсации водяных паров на поверхности О. Величина их крайне незначительная (каждая из них менее одной тысячной доли солнечной радиации). Поэтому при рассмотрении общего теплового баланса О. они обычно не учитываются. В таблице 3 приведены средние значения основных составляющих теплового баланса О. в ккал/см2/год по широтным поясам.

Табл. 3. – Средние значения основных составляющих теплового баланса (по М. И. Будыко)

Широта Суммарная радиация Радиацион- ный баланс Потеря тепла на испарение Турбулент-ный теплообмен Внутренний теплообмен 70–60° с. ш. 60–50 50–40 40–30 30–20 20–10 10–0 0–10° ю. ш. 10–20 20–30 30–40 40–50 50–60 69 68 90 126 156 164 157 160 160 149 128 93 67 23 29 51 83 113 119 115 115 113 101 82 57 28 33 39 53 86 105 99 80 84 104 100 80 55 31 16 16 14 13 9 6 4 4 5 7 9 9 8 –26 –26 –16 –16 –1 14 31 27 4 –5 –7 –7 –11 70° с. ш. – 60° ю. ш. 127 82 74 8 0

  Суммарная радиация увеличивается от высоких широт к низким, имея максимум около 20° с. ш. и 20° ю. ш., что объясняется малой облачностью в этих областях, характеризующихся высоким давлением атмосферы. Наибольшая затрата тепла на испарение отмечается также в районах высокого атмосферного давления. Турбулентный теплообмен в тропических и умеренных широтах меньше других основных составляющих теплового баланса. Нарастание его с широтой связано с увеличением разности температур воды и воздуха. О. поглощает тепло в поясе 30° с. ш. — 30° ю. ш. и постепенно отдаёт его атмосфере в более высоких широтах. Это важный фактор смягчения климата умеренных и полярных широт в холодную половину года. В результате испарения и турбулентного теплообмена с поверхности О. атмосфере передаётся 82 ккал/см2/год, в то время как с поверхности суши только 49 ккал/см2/год. Отсюда следует, что О. служит главным фактором в формировании климата и погоды на Земле (см. также Морской климат). Неравномерное поступление солнечного тепла на поверхность О. и изменчивость атмосферных процессов оказывают непосредственное влияние на температуру, солёность и др. характеристики О.

  Водный баланс О. складывается из расхода воды при испарении с его поверхности и поступления её за счёт осадков и речного стока (таблица 4).

Табл. 4 – Водный баланс (по М. И. Львовичу)

Элементы баланса Годовой объём, км2 Годовой слой, мм Осадки Приток речных вод Испарение 411000   41000 452000 1140   111 1251

  Соотношение составляющих водного баланса определяет режим и изменения солёности вод О. Годовые суммы составляющих водного баланса (в см слоя воды) для различных широт даны в таблице 5.

Табл. 5. — Годовые суммы составляющих водного баланса (по Л. И. Зубенок)

Широта Испарение Осадки Материковый сток 60–50° с. ш. 50–40 40–30 30–20 20–10 10–0 0–10° ю. ш. 10–20 20–30 30–40 40–50 50–60 105,0 114,0 96,2 81,5 124,7 193,0 119,3 98,6 83,5 87,5 105,6 91,5 57,4 86,3 121,2 141,1 148,8 127,0 134,2 162,1 144,2 128,4 95,1 62,2 47,6 27,7 25,0 59,6 24,1 66,0 14,9 63,5 60,7 40,9 10,5 29,3 60° с. ш. – 60° ю. ш. 102,4 112,7 10,3

  Материковая составляющая баланса имеет значение лишь в прибрежных районах О. В открытом О. определяющим является соотношение осадков и испарения. В Северном полушарии испарение равно 111,9 см/год, осадки — 116,7 см/год, в Южном — 113,0 см/год и 91,6 см/год соответственно. В умеренных и полярных широтах, кроме того, большое значение в водном балансе имеют приход и расход пресной воды при таянии и образовании льдов.

  Температура. Верхним тонким слоем воды толщиной в 1 см поглощается 94% поступающей на поверхность О. солнечной энергии. Вследствие перемешивания происходит передача тепла всей толще воды О. Различия теплового баланса определяют региональные и зональные особенности распределения температуры, что можно проследить по данным табл. 6.

Табл. 6. – Средняя температура воды на поверхности океана

Широта 70°–60° с. ш. 60–50 50–40 40–30 30–20 20–10 10–0 0°–10° с. ш. 10–20 20–30 30–40 40–50 50–60 70°с.ш. – 60° ю. ш. Темпера- тура, °С 2,9 6,1 11,2 19,1 23,6 26,4 27,3 26,7 25,2 22,1 17,1 9,8 3,1 19,32

  Среднегодовая температура поверхностных вод О. равна 17,5 °С, в то время как температура воздуха над О. равна 14,4 °С. При этом в Северном полушарии температура воды выше, чем в Южном (за счёт влияния материков). Термический экватор (линия наибольших температур) располагается к С. от экватора. Здесь среднегодовая температура достигает 28 °С, в замкнутых тропических морях 32 °С. По мере удаления от экватора к полюсам она постепенно понижается до ‑1,5, –1,9 °С в полярных районах. Распределение температуры на поверхности и в верхнем слое О. происходит, в общем, зонально, однако в умеренных широтах под влиянием тёплых и холодных течений температура воды в вост. части О. на 5—8 °С выше, чем в западных, а в субтропических широтах, наоборот, на В. на 5—10 °С ниже, чем на 3. Сезонные колебания температуры наблюдаются до глубины 100—150 м. На поверхности О. их величина изменяется от 1 °С и менее у экватора до 10 °С и более в умеренных и субтропических широтах. На больших глубинах О. распределение температуры определяется глубинной циркуляцией, переносящей воды, погрузившиеся с поверхности. Чем в более высоких широтах происходит погружение воды, тем большие глубины они занимают (вследствие большей плотности) и тем более низкие температуры они имеют. В соответствии с этим температура с глубиной понижается и в придонном слое составляет 1,4—1,8 °С, а в полярных областях ниже 0 °С. Однако понижение температуры с глубиной не везде происходит равномерно. Существенные изменения температуры наблюдаются только до глубины 1000 м (в разных районах от 200 до 2000 м). В открытых районах О., кроме полярных областей, температура заметно изменяется от поверхности до глубины 300—400 м, а затем до 1500 м изменения весьма незначительны (на глубине 400—450 м — 10—12 °С, на 1000 м — 3—7 °С, на 2000 м — 2,5—3 °С), с 1500 м температура почти не изменяется. В умеренных и полярных широтах понижение температуры нарушается в некоторых случаях проникновением тёплых или холодных вод в глубинных течениях. Во впадинах, глубина которых более 7 тыс. м, температура не понижается, а, наоборот, повышается ко дну на несколько десятых долей градуса под влиянием адиабатических процессов.

  Солёность. В зависимости от соотношения составляющих водного баланса солёность в отдельных районах меняется почти от 0 (близ устьев крупных рек) до 39—42 ‰ (в тропических морях — Красное море, Персидский залив, Средиземное море). Широтная зональность в распределении солёности на поверхности О. нарушается также под влиянием течений, образования и таяния льда. В таблице 7 приведены средние величины солёности на поверхности о. для различных широт. В Северном полушарии солёность ниже, чем в Южном. Наибольшие величины её в открытом океане отмечаются в тропических широтах Атлантического океана, где она достигает 37,25‰. В полярных областях солёность падает до 31,4‰ на С. и 33,93‰ на Ю., у экватора — до 32—34‰. Сезонные колебания её наблюдаются до глубины 100—150 м, наиболее резко — в слое 10—25 м (превышают 2—3‰). Ниже глубины 150 м распределение солёности, так же как температуры, определяется глубинной циркуляцией и меняется слабо (от 34,6 до 34,9‰); между 40° с. ш. — 40° ю. ш. на глубине 400—800 м отмечается слой минимума (34,0—34,5‰), связанный с распространением погрузившихся с поверхности субполярных вод.

Табл. 7. – Средняя величина солёности на поверхности океана

Широта 80°–60° с. ш 60–50 50–40 40–30 30–20 20–10 10–0 0°–10° ю. ш 10–20 20–30 30–40 40–50 50–60 70° с. ш. – 60° ю. ш. Солёность, ‰' 32,87 33,03 33,91 35,30 35,71 34,95 34,58 35,16 35,52 35,71 35,25 34,34 33,95 34,89

  Циркуляция вод О. обусловливается целым рядом факторов (см. Морские течения). Под влиянием атмосферной циркуляции поверхностные течения до глубины 150—200 м образуют антициклональные круговороты в субтропических и тропических широтах и циклональные — в умеренных и высоких широтах. Первые из них образуются в тропических широтах мощными потоками пассатных течений, развивающихся под влиянием северо-восточных и юго-восточных пассатов. Эти течения пересекают О. с В. на 3. У восточных берегов материков они отклоняются к С. и Ю. соответственно в Северных и Южных полушариях и движутся вдоль материков приблизительно до широт 40—45°. Здесь под влиянием западных ветров поверхностные течения отклоняются на В. и вновь пересекают О., образуя в Южном полушарии непрерывный поток поверхностных вод — течение Западных Ветров, а в Северном полушарии — мощные Северо-Атлантическое и Северо-Тихоокеанское течения. У западных берегов материков от восточных поверхностных течений отклоняются ветви в сторону экватора, где они сливаются с пассатными течениями и замыкают субтропические антициклональные круговороты. В Северном полушарии восточные поверхностные течения отклоняются в более высокие широты, отделяя ветви в западном направлении. Эти ветви соединяются с поверхностными течениями, следующими из высоких широт в умеренные вдоль восточных берегов материков и замыкающими циклональные круговороты. В высоких южных широтах близ Антарктиды существует течение, направленное с В. на 3., между ним и восточным течением умеренных широт также образуются циклональные круговороты, обусловленные общей циклональной циркуляцией атмосферы в этих широтах. Системы течений Северного и Южного полушарий у экватора разделяются зоной межпассатных (экваториальных) противотечений (см. Межпассатные противотечения), движущихся с З. на В. Межпассатные противотечения имеют сезонный характер и только в Тихом океане существуют круглый год. В муссонных областях О. течения меняются по сезонам (северая часть Индийского океана и северо-западная часть Тихого океана). Перенос в указанных системах циркуляций вод из низких широт в высокие и из высоких в низкие определяет наличие в О. тёплых и холодных течений, отличающихся по своим температурам от окружающих вод. Особенно ярко выражены системы тёплых течений Гольфстрим и Куросио в северных частях Атлантического и Тихого океанов и холодные течения Лабрадорское, Бенгельское, Курильское, Перуанское и др. На глубине более 150—200 м циркуляция вод определяется главным образом разностями плотностей воды в толще О. Последние создаются тем, что погружающиеся с поверхности О. в зонах сходимости течений (конвергенции зона) и в результате зимнего охлаждения и сползания по материковому склону воды обладают различными температурными и солёностными характеристиками, соответствующими географической широте места их погружения. На глубине до 1000—1500 м погрузившиеся воды совершают, по-видимому, циркуляцию, подобную поверхностной. Но в ряде районов на эту циркуляцию накладываются мощные противотечения (например, подповерхностные течения Ломоносова и Кромвелла, которые развиваются в экваториальных широтах Атлантического и Тихого океанов). На больших глубинах в направлении течений преобладает меридиональная составляющая, что обусловливает водообмен между северными и южными частями О. Глубинные воды возвращаются на поверхность О. в зонах расхождения поверхностных течений (см. дивергенция морских вод) и в областях сгона поверхностных вод, таких как циклональные круговороты. Т. о. происходит постоянное обновление вод на всех глубинах О. и перенос их гидрологических и гидрохимических характеристик от поверхности ко дну и обратно.