Світовий океан – основне вмістилище гідросфери. Морська вода – сама поширена речовина на поверхні Землі, дуже складний хімічний розчин, в якому є близько 60 компонентів, причому співвідношення цих компонентів відрізняється дивовижною постійністю
Сумарний вміст твердих розчинених речовин в 1 кг морської води, виражений в промілях (‰), називається солоністю води.
Тільки 13 елементів Таблиці Менделєєва (Cl, S, C, Sr, Na, K, Mg, Br, B, Si, F, Rb, N) знаходяться у воді в кількості більше 0,1 мг/л. Виділяється дуже великий вміст окремих компонентів (CI – 19 500 мг/л, Na – 10 833, Mg – 1 311, S – 910 мг/л). Окрім мінеральних елементів у морській воді присутня також органічна речовина – близько 2 мг/л. У цілому солоність – достатньо стабільна характеристика вод океану. Середня солоність Світового океану коливається від 32 до 37 ‰ на поверхні і від 34 до 35 ‰ у придонних шарах води.
Солоність і температура води визначають щільність води. Середня щільність морської води більше одиниці, найвища характерна для поверхневого шару в тропіках і придонних вод на великих глибинах. Остання обставина пов’язана не стільки з солоністю, скільки з температурою води, яка в придонних шарах у відкритому океані дуже низька – біля 2 – 4°С, а в арктичних та антарктичних водах має навіть від’ємні температури.
По теплоємкості вода поступається тільки рідкому аміаку та водню. Завдяки високій теплоємкості вона довго зберігає свої температурні характеристики. А так як температура найбільшої щільності солоної води нижче нуля, конвекційний процес безмежний, відбувається широкий обмін газами та розчиненими речовинами між поверхневими та глибинними водами.
Водний баланс Світового океану
Щорічно з поверхні океану випаровується 505 тис. км3 води. Прибуткову частину балансу складають атмосферні опади – 458 тис. км3 і річковий стік з материків – 47 тис. км3, а також підземний стік. При загальному об’ємі гідросфери, близькому до 1420 млн. км3, лише дуже невелика частина (близько 0, 04%) приймає участь у кругообігу води, але й цього достатньо, щоб здійснювати величезний вплив на всі фізико-географічні процеси на планеті.
У геологічному минулому рівень Світового океану багаторазово мінявся. Це знайшло своє відображення в трансгресивних та регресивних серіях відкладів, залишених океаном на материках. Саме ці відклади в основному і утворюють осадовий чохол материкових платформ.
У четвертинний час за рахунок зледенінь та дегляціацій рівень води мінявся в межах від -100 до +10 м. У регресивні фази стояння рівня води океану, що співпадали в цілому з льодовиковими епохами, шельф ставав у більшості своїй суходолом, і на ньому формувались комплекси субаеральних форм рельєфу.
Рівень океану, близький до сучасного нульового рівня, досяг близько 6 тис. років тому в результаті післяльодовикової трансгресії. Інструментальні спостереження (період порядку 200 років) показують, що рівень Світового океану щорічно підвищується, причому в біжучому столітті швидкість підйому рівня океану – близько 1,2 мм/рік. Це свідчить про незбалансованість бюджету прибутку і видатку води в океані.
Термічний режим океану
Як відомо, хід температури повітря над океаном відрізняється значно меншими амплітудами температур, ніж над суходолом. Добові зміни температури води на більшій частині поверхні океану складає 0,5 – 1°С, річна амплітуда – декілька градусів (5 – 10°С, в залежності від широти).
Найбільш теплі води – в екваторіальній зоні, де максимальні річні температури 26 – 28°С. У цілому екваторіальні та тропічні води чітко окреслюються ізотермою 25°С і лише східні окраїни Атлантичного і Тихого океанів виділяються більш низькими температурами.
Середня температура води океану – 17,5°С. Самий теплий по цьому показнику – Тихий океан (19,4°С), самий холодний – Північний Льодовитий (-0,75°С). Східні райони океанів у екваторіально-тропічній зоні холодніші західних. У помірному поясі в Атлантиці співвідношення зворотнє: більш тепла вода у східної окраїни.
З глибиною температура води падає, причому на деякій глибині (від 100 до 700 м) виразно виділяється шар з дуже різким градієнтом температур, так званий головний термоклин. Нижче головного термоклину температура води знижується дуже повільно, досягаючи у придонних шарах 1 -2,5°С. В арктичних і приантарктичних водах придонні температури від’ємні: від -0,2°С до -1,3°С.
Льодовий режим Світового океану визначається тим, що на більшій частині його поверхні температура води на протязі всього року вище точки замерзання солоної води, тому кригоутворення можливе лише в полярних широтах. У помірних широтах сезонний льодовий покрив установлюється лише в небагатьох, переважно мілководних морях.
В Антарктиці характерно широке розповсюдження шельфових льодовиків. Відламування краю цього льодовика призводить до утворення плаваючих “крижаних гір” – айсбергів. В Арктиці утворення айсбергів пов’язано з відламуванням країв вивідних льодовиків. Завдяки величезній масі і великій теплоємності води айсберги можуть зберігатись дуже довго і здатні досягати в Північній півкулі – 50°, а в південній – навіть 30°широти.
Поверхнева циркуляція вод Світового океану
У головних рисах поверхнева циркуляція визначається загальними законами циркуляції атмосфери, які в свою чергу в значній мірі обумовлені обертанням Землі навколо своєї осі. У зв’язку з цим так звані постійні течії Світового океану називають геострофічними (від ge – Земля, strophe – обертання).
Пасатна атмосферна циркуляція викликає в обох півкулях у субекваторіальних зонах утворення пасатних течій, що перетинають океан зі сходу на захід. При підході пасатної течії до суходолу вона розгалужується. Гілки, що спрямовуються на південь у Північній півкулі і на північ у Південній, живлять екваторіальні течії, які на протилежність пасатним спрямовані із заходу на схід.
Гілка північної пасатної течії, що прямує на північ, живить самостійну течію, яка також поступово під дією сили Коріоліса і західних потоків повітря перетворюється в течію, що перетинає океан із заходу на схід (наприклад, Північноатлантична течія).
При підході до східної окраїни океану пасатна течія також роздвоюється, даючи початок теплій течії, яка спрямовується вздовж краю океану на північ, і холодній течії, скерованій на південь.
У південній півкулі південна гілка утворюється при роздвоєнні пасатної течії і формує потік теплих вод, спрямованих на південь.
Ще південніше, в поясі суцільного водного простору, що оперізує Землю в межах 40 – 50° південної широти, під дією притаманній цим широтам західної повітряної циркуляції виникає потужна транс-океанічна течія Західних Вітрів, яка поблизу закінчень південних материків утворює відгалуження у вигляді холодних течій – Перуанської, Бенгальської та Західно-Австралійської.
У цілому течії створюють систему кругообігів циклонічного та антициклонічного характеру, що закономірно з півночі на південь змінюють один одного. В північній частині Атлантичного океану в одному з таких кругообігів приймає також участь стік холодних вод із Північного Льодовитого океану, в південній – циркуляційний кругообіг утворюють антарктичні води під впливом місцевої циклонічної циркуляції повітряних мас.
Межі між кругообігами утворені так званими гідрологічними фронтами, які являють собою зони розподілу з різко вираженими градієнтами гідрологічних характеристик. Розподіл течій на поверхні океану обумовлюють в одних зонах збігання потоків, а в інших – їх розбігання. Перші називаються зонами конвергенції, другі – зонами дивергенції.
В зонах конвергенції створюється надлишок води, який викликає занурення вод на глибину. В зонах же дивергенції розбігання поверхневих потоків створює сприятливі умови для висхідних рухів глибинних вод. Ці зони підіймання глибинних вод на поверхню називаються зонами апвелінгу, а сам процес – апвелінгом. Зони апвелінгу виникають також у результаті дії потужних згінних вітрів, які систематично видаляють прогріті поверхневі води і створюють умови для здіймання холодних глибинних вод.
Завдяки пасатам і пасатним течіям західні периферійні райони океанів отримують більше води, ніж східні. Екваторіальна течія не в змозі вирівняти ці розбіжності. В результаті в підповерхневому шарі глибин виникає відтік надлишків води, направлений з заходу на схід. Утворюються своєрідні підповерхневі течії. Вони існують в Індійському, Тихому і Атлантичному океанах. Це течії Кромвелла, Тареєва і Ломоносова.
Хвильові рухи в океані
Серед різноманітних рухів, яким підпорядкована водна товща океану, важливе місце займають хвильові рухи, а серед них – вітрове хвилювання та припливно-відпливні рухи.
Під впливом повітряних потоків на поверхневому шарі морської води виникають коливальні хвильові рухи. Це і є вітрове хвилювання. Інтенсивність хвильового руху оцінюється енергією хвиль, яка знаходиться в прямій квадратичній залежності від висоти хвилі. Чим більш сильний і усталений вітер, тим значніше хвилювання.
У відкритому морі хвилювання може бути уподібнене руху часток по кругових замкнутих орбітах, особливо тоді, коли вітер уже стих, а коливальний рух води ще продовжується, але в більш упорядкованому вигляді. Такі хвилі називаються хвилями брижів, або просто брижі.
Інтенсивність хвилювання визначається інтенсивністю вітру, отже відмінності в інтенсивності та характері вітрового хвилювання мають зональні риси. Найбільш буремними є зони західної циркуляції і тут же вплив вітрового хвилювання на береги найбільш значний.
Зони дії пасатів характеризуються помірним вітровим хвилюванням, але і в них досить широко представлені хвилі брижів, джерелами яких є сильні вітрові хвилювання зон західної повітряної циркуляції. Екваторіальна зона відрізняється найбільш слабким вітровим хвилюванням.
Періодичні припливно-відпливні рухи води в океані, обумовлені силами тяжіння Місяця та Сонця, також представляють собою хвильові рухи. Ці хвилі дуже великої довжини і великого періоду. В залежності від ряду умов у різних районах узбережжя Світового океану відзначаються напівдобові та добові припливи. Крім того, розрізняються правильні та неправильні припливи. Найбільш поширені неправильні припливи, тобто такі, при яких тривалість припливу та відпливу неоднакова. Як за звичай, тривалість припливу менше, ніж відпливу. Це визначається нерівністю швидкостей припливних та відпливних течій.
Енергія припливної хвилі, як і вітрової, визначається квадратом висоти хвилі. Висота припливу в різних районах океану неоднакова. У відкритому океані вона дещо більша 1 м, а в узбережній смузі, де на висоту припливу величезний вплив мають зміни глибин моря та конфігурація берега. Вона від місця до місця виявляє великі розбіжності. Самий високий приплив у внутрішній затоці Фанді (18 м) великої затоки Мен у Північній Америці, в Євразії висота припливів більше 10 м досягає в Мезенській губі (Біле море), а також у Пенжинській губі в Охотському морі.
Вертикальне перемішування океанічних вод
У динаміці вод і житті океану величезна роль належить вертикальній циркуляції. Головними чинниками перемішування океанічних вод є хвилі, припливно-відпливні рухи, постійні течії, а також чинник щільності води. Щільна холодна вода, вода з підвищеною солоністю мають тенденцію до опускання на глибину. При цьому вони витісняють глибинні води і ті починають підійматися догори. Води опускаються також у зонах конвергенції і здіймаються в зонах дивергенції. Апвелінгу сприяє також ефект вітрового згону поверхневих вод.
Опускання поверхневих вод на глибину, а також підйом глибинних вод на поверхню океану має величезне значення. При зануренні поверхневих вод забезпечується аерація глибинних шарів водної товщі. Це сприяє розвитку життя в океані на будь-якій глибині. Разом з тим аерація обумовлює розвиток окислювальних процесів на дні океану.
Підйом глибинних вод обумовлює притік біогенних речовин до поверхні, стимулюючи пишний розквіт життя в зоні апвелінгу. При опусканні сильно вихолоджених арктичних і особливо антарктичних вод утворюється система донних течій, які грають дуже важливу роль у переносі осадів, побудові акумулятивних форм рельєфу на великих глибинах, а інколи і в ерозії дна. Ці ж води формують донні водні маси в океані.
Вертикальне перемішування морських вод відбувається в процесі конвективного обміну між шарами води, що мають різні характеристики по щільності та температурі. Горизонтальне і вертикальне перемішування – це основний механізм перерозподілу в океані температури і солоності.
Течії, що йдуть з областей океану, де вода добре прогрівається, не тільки теплі, а й більш солоні. Загальновідомий вплив теплих течій на клімат поверхні океану та прилеглі райони суходолу. Холодні течії викликають негативні кліматичні аномалії.
Підповерхневі течії в екваторіальній зоні Атлантичного, Тихого та Індійського океанів можуть розглядатися як приклад взаємозумовлених горизонтальних та вертикальних циркуляцій океанічних вод: конвергенція забезпечує занурення надлишків вод на глибину, а сила Коріоліса та стоковий ефект викликають латеральний (бічний) рух у східному напрямку.
Поняття про водні маси
У результаті динамічних процесів, що протікають в товщі океанічних вод, встановлюється більш-менш усталена стратифікація, відбувається відокремлення так званих водних мас. Водна маса – це води, що відрізняються притаманними тільки їм консервативними властивостями (температура, щільність, солоність), які вони отримали в певних районах земної кулі і які зберігаються в межах усього простору, який вони займають.
Водні маси поділяються на поверхневі, проміжні, глибинні та придонні. Основні типи водних мас діляться на підтипи. Так, поверхневі водні маси діляться на екваторіальні (Е), тропічні (ПнТ і ПдТ), помірні (ПнП і ПдП) субарктичні (СбАр), субантарктичні (СбАн), арктичні (Ар), антарктичні (Ан).
Поверхневі водні маси найбільш мінливі по своїх характеристиках і найбільш рухливі, тому що весь час знаходяться в контакті з атмосферою. Товщина шару поверхневих водних мас коливається в межах 200 – 250 м.
Проміжні маси відзначаються в полярних областях підвищеною температурою, а в помірних і тропічних широтах – зниженою або підвищеною солоністю. Нижня їх межа коливається між глибинами 1000 – 2000 м. У них також виділяється ряд підтипів. Основна частина проміжних вод формується шляхом трансформації поверхневих вод, що опускаються в зоні субполярної конвергенції. Вони переміщуються з меншими швидкостями, ніж поверхневі води, і головним чином у напрямку від субполярних областей до екватора.
У північних частинах Атлантичного та Індійського океанів проміжні води утворюються на поверхні в областях високого випаровування. Завдяки цьому випаровуванню поверхневі води робляться надмірно солоними і більш щільними. У результаті вони занурюються і стають проміжними водними масами. У цих районах проміжні водні маси формуються також у результаті стоку в океан надмірно солоних вод із Середземного і Червоного морів.
Глибинні водні маси утворюються у високих широтах в результаті перемішування поверхневих і проміжних водних мас і охолодження їх на шельфах. По причині низької температури вони дуже щільні, тому сповзають по шельфу, потім по материковому схилу і розтікаються в улоговинах у напрямку до екватора. Нижня межа глибинних вод лежить на глибині 4 – 4,5 тис. м. Температури глибинних вод 3 – 5°С, солоність до 35 ‰.
Придонні водні маси відрізняються найбільш низькими температурами і найбільшою щільністю. Вони утворюються за рахунок подальшого опускання глибинних вод і головним чином завдяки охолодженню вод на шельфах Арктики та Антарктики. Ці води випробовують значні горизонтальні пересування, утворюючи на дні систему донних абісальних течій, загальний напрямок яких у більшій мірі контролюється рельєфом дна.
Таким чином, води океану знаходяться у безперервному русі, основним джерелом енергії якого є притік цієї енергії від руху атмосфери, сонячного випромінювання та ротаційна сила Землі. У самих крупних рисах динаміка поверхневих вод має зональний характер, але з глибиною вплив зональності згладжується. Динаміка вод океану – найважливіша умова, яка забезпечує розвиток життя і визначає геологічні процеси в океані.
Джерела
- Волошин І. І., Чирва В. Г. Географія Світового океану: Навч. посібник для вчителів серед. загальноосвіт. шк. – К.: Перун, 1996. – 224 с.
- Географія світу: Підручн. Для 7 кл. серед. шк. / В. Ю. Пестушко, В. О. Сасиков, Г. Є. Уварова. – К.: Абрис, 1995. – 288 с.
- Степанов В. Н. Природа Мирового океана. Пособие для учителей. – М.: Просвещение, 1982. – 192 с.
- Физическая география материков и океанов: Учеб. для геогр. спец. ун-тов / Под общей ред. А. М. Рябчикова. – М.: Высшая школа, 1988. -592 с.
Нашли опечатку? Выделите и нажмите CTRL+Enter
