Мировой океан

Океаны и моря отождествляют с гидросферой неслучайно — они образуют ее основную массу или более 90 %. Водный годовой баланс Мирового океана приведен в табл. 2.5.

Таблица 2.5. Годовой баланс воды в Мировом океане

Элементы прихода	Количество, км3	Элементы расхода	Количество, км3
Атмосферные осадки	407 200	Испарения	452 600
Сток рек
Подземный сток (минуя реки)
Талые воды полярных областей
И т о г о		И т о г о

Рельеф дна. В середине XX в. с помощью эхолотов, автоматически измерявших глубину океана, составлена подробная карта рельефа дна. Она начинается с полой материковой отмели или шельфа (от англ. shelf — полка), где глубина медленно увеличивается до 200 м. В среднем мелководная область вокруг материков простирается на 80 км. Далее дно имеет крутой континентальный склон с уклоном 3—5°, доходящий до глубин 2 500 м. У побережья Цейлона средний уклон достигает 30°. В конце концов, дно переходит в океаническое ложе — абиссаль с узкими глубоководными желобами, широкими трещинами — рифтами, срединно- океаническими и иными хребтами и обширными котлованами.

Почти гладкие равнины ложа с глубинами 3,7—6 км занимают около 76 % площади Мирового океана. Высота горных хребтов измеряется от сотен до нескольких тысяч метров, местами они выступают над водой в виде островов. Самые высокие из них — Азорские острова в Северной Атлантике высотой 2 500 м над водной поверхностью и около 9 000 м относительно дна океана. Высокие горы и глубокие впадины океанского дна занимают всего около 1 % земной поверхности.

Рельеф поверхности. Поверхность океана совсем не идеально гладкая, и местами на ней есть горы и впадины. Так, к югу от острова Шри-Ланка уровень воды опущен на 100 м, а у острова Новая Гвинея поднят почти на 80 м относительно земного эллипсоида. Северная часть Атлантики представляет собой плато высотой 67 м, а знаменитый Бермудский треугольник — нечто вроде котла глубиной в несколько десятков метров.

Кроме такого постоянного «рельефа», обусловленного гравитационными силами, на поверхности океана все время возникает и разрушается переменный «рельеф» в виде волн той или иной высоты и длины. Волны генерируют в основном ветры, хотя волнение наблюдается и без них. Они докатываются в зоны штиля из районов, где бушует буря, и называются зыбью. Причинами волн также являются приливы, изменения атмосферного давления, извержения подводных вулканов, землетрясения и др.

Температура и вертикальная структура океана. Вода наиболее сильно поглощает солнечную энергию среди всех прочих разновидностей поверхности Земли. Способность Мирового океана улавливать теплоту в несколько раз больше, чем у суши. От поверхности океана отражается только 8 % солнечной радиации. Из-за особых тепловых свойств воды, включая уникально высокую теплоемкость, океан является накопителем солнечной энергии на планете. Нагрев происходит в основном в экваториальном поясе примерно от 15° ю. ш. до 30° с. ш., а в более высоких широтах обоих полушарий теплота отдается. Основные переносчики накопленной солнечной теплоты — поверхностные течения океана.

Средняя температура поверхности океана составляет +17,8°С, самая «горячая» поверхность — у Тихого океана, +19,4 °С, а самая холодная — подо льдом Северного Ледовитого океана, -0,75 °С. В среднем температуру поверхности Мирового океана оценивают примерно на 3,6 °С выше, чем температуру воздуха у поверхности Земли. Если бы можно было равномерно перемешать океан, то его средняя температура составляла бы всего 5,7 °С, однако быстро это сделать невозможно, и в этом заключается одна из причин стабильности температуры у поверхности Земли. Ветры, волнения и бури в течение года перемешивают слой воды в океане лишь до глубин 100—200 м. Таким образом формируется верхний относительно тонкий слой — слой перемешивания, имеющий достаточно однородные характеристики температуры и солености по глубине.

Согласно наиболее поздним экспериментальным данным сам перемешиваемый верхний слой оказался прикрыт тончайшей пленкой, отличающейся от остальной массы воды температурой и соленостью. Эта пленка непрерывно разрушается и создается вновь.

Под слоем перемешивания в сравнительно тонком слое воды температура резко, почти скачком, падает на несколько градусов, поэтому он назван слоем скачка или сезонным термоклином. Ниже слоя скачка температура воды плавно опускается до глубины 1500 м, а соответствующий слой называют главным термоклином. В нем также происходит перемешивание, но очень медленно. Ниже 1500 м в слое, называемом глубинным, температура почти постоянна и меняется в пределах от 3 до 1 °С.

Продвижение вертикально вниз от слоя перемешивания, через сезонный и главный термоклины к глубинному слою сопровождается постоянным падением температуры и увеличением плотности воды, что обеспечивает большую устойчивость системы. Перемешивание нигде не прекращается, оно лишь сильно замедляется с глубиной.

Солевой состав. Суммарную массу растворенных солей Мирового океана оценивают в 48 000 000 млрд т, и если бы соли осели на дно, то образовался бы слой толщиной 30 м.

Плотность соленой воды больше плотности пресной. Океанская вода средней солености имеет плотность 1,028 г/см³ при температуре 0 °С и 1,026 г/см³ при 15 °С. С повышением давления плотность воды растет незначительно. Так, на глубине 5 км при давлении около 50 МПа (500 атм) плотность морской воды при 0 °С равна 1,051 г/см³.

Однако при таянии ледников, айсбергов и морского льда океанская вода становится менее плотной, несмотря на то что она при этом охлаждается: опреснение сильнее уменьшает плотность, чем охлаждение увеличивает ее. Поэтому айсберги — глыбы льда, отколовшиеся от ледников Антарктиды и Гренландии, плавают как бы на подушках из почти пресной, легкой воды, которая с окружающей соленой водой перемешивается довольно медленно. В разнонагретой воде температура выравнивается в 100 с лишним раз быстрее, чем в разносоленой воде. Поэтому если над холодной пресной водой расположен теплый слой соленой воды, то возникает неустойчивое состояние, приводящее к перемешиванию (рис. 2.7).

Рис. 2.7. Рост солевых пальцев в расслоенной воде по стадиям (а — г)

развития процесса

В океане разность температур и солености невелика, но описанный процесс усиливает вертикальное перемешивание.

Газы в океане. Для воды характерно наличие растворенных газов. В океане «растворенная атмосфера» формируется как результат газообмена с земной атмосферой при участии биогеохимических процессов в толще воды и на дне, а также при дегазации мантии в районах рифтовых долин и подводных вулканов.

Течения. Атмосферная циркуляция, неравномерный нагрев поверхности, контрасты солености, возникающие в связи с изменчивостью испарения и осадков по акватории, температурные контрасты, силы притяжения Луны и Солнца и другие явления вызывают и поддерживают активное движение водных масс в Мировом океане.

Рис. 2.8. Главные течения Мирового океана: 1 — Гольфстрим;

2 — Бразильское; 3 — Куросио; 4 — Восточно-Австралийское

Наиболее изучены поверхностные течения (рис. 2.8), представляющие собой систему гигантских круговоротов, движущихся в Северном полушарии по часовой стрелке, а в Южном — против.

Между ними существует несколько меньших по масштабу круговоротов с движением в противоположных направлениях. Кроме более или менее постоянных, в океане возникают различные непостоянные и периодические течения.

Средняя скорость поверхностных течений лежит в пределах 0,1—0,2 м/с, хотя местами она достигает 1 м/с, а в течении Гольфстрим отмечены скорости до 3 м/с. Расход воды в гигантских поверхностных течениях составляет 10⁷—10⁸ м³/с, что почти в 100 раз больше расхода самой крупной реки мира Амазонки. Эти течения представляют собой как бы сравнительно тонкую пленку на поверхности океана, так как ширина их обычно в 100—1000 раз больше глубины. Основной движущей силой поверхностных течений океана является ветер.

Поверхностные течения быстро затухают с глубиной уже на первых сотнях метров; на больших глубинах или у дна заметны лишь очень мощные течения. Так, в Гольфстриме или Куросио (от япон. Курошива — черный поток (по цвету вод)) движение воды сохраняется лишь до глубины 750—1 500 м, а Антарктическое циркумполярное течение достигает дна.

Во многих случаях выявлены подповерхностные течения, расположенные ниже поверхностных и движущиеся в противоположном направлении. Глубинные течения океана изучены мало. Схема глубинной циркуляции построена с помощью расчетных методов и не очень точна. Тем не менее течения воды на больших глубинах зафиксированы экспериментально.

В конце XIX в. норвежский исследователь Арктики Ф. Нансен во время дрейфа в Северном Ледовитом океане заметил, что при постоянном ветре дрейф судна происходит не в направлении ветра, а под углом 20—40° направо от него. В 1905 г. шведский ученый В. Экман создал теорию ветрового течения в открытом глубоком океане, учитывающую возникающую из-за вращения Земли силу Кориолиса.

Согласно этой теории поверхностная скорость течения глубокой воды примерно равняется значению, получаемому для мелкой воды, но под углом 45° по направлению ветра (направо в Северном полушарии и налево в Южном). При углублении вектор скорости постепенно поворачивается и на некоторой глубине, зависящей от географической широты места, он ориентирован уже в сторону, противоположную ветру, а еще несколько глубже — в сторону, прямо противоположную направлению поверхностного течения.

Расчеты показывают, что при средней скорости ветра на Земле, равной 10 м/с, и средней скорости поверхностного течения, равной 0,1 м/с, глубина, на которой течение поворачивает вспять, составляет около 100 м. Таким образом, водные массы в основном переносятся течениями в верхнем стометровом слое, а возникающее при этом явление турбулентности активно перемешивает этот слой.

В полярных широтах у кромки льдов происходит охлаждение и осолонение воды океана, наиболее характерное для приантарктических вод. Образующаяся более тяжелая вода, максимально насыщенная кислородом, погружается на дно и придонным потоком с незначительной скоростью (1—10 мм/с) стекает в сторону экватора во всех океанах. Этому процессу препятствует естественная стратификация (расслоение) морской воды, и тяжелая вода погружается через описанную систему ячеек (или провалов), обусловленную рельефом дна и динамикой вод.

Обратный процесс — подъем глубинных вод, насыщенных биогенными элементами, осуществляется преимущественно через систему особых ячеек. Медленный подъем океанских вод в специальной литературе называют апвеллингом

Рис. 2.9. Схема течений в прибрежной зоне в Северном полушарии:

а — апвеллинг — подъем вод, б — даунвеллинг — опускание

( up - вверх, vеlling — источник, родник, течение воды), а их опускание — даунвеллинг (от англ. daun — вниз).

Поскольку на глубине вода холодная, то температура поверхностных вод на экваторе на 2—3 °С ниже, чем в соседних тропиках. Таким образом, экваториальная область океанов — относительно холодное место планеты.

Помимо экваториальной зоны апвеллинга, подъем глубинных вод возникает там, где сильный постоянный ветер отгоняет поверхностные слои от берега больших водоемов. Можно констатировать, что апвеллинг происходит при касательном к берегу направлении ветра (рис. 2.9). Смена направления ветра на противоположное ведет к смене апвеллинга на даунвеллинг или наоборот. На зоны апвеллинга приходится всего 0,1 % площади Мирового океана.