Стратифікація поля солоності

Таблиця 4.2

Середні значення солоності (у ‰) поверхневого шару в океанах

(за В’юстом)

Широта (градуси)	Атлантичний океан	Індійський океан	Тихий океан	Світовий океан
90–80 пн.	30,5*	—	—	30,5*
80–70	31,7	—	—	31,7
70–60	33,03	—	31,0	32,90
60–50	33,73	—	32,50	33,03
50–40	34,85	—	33,25	33,91
40–30	36,69	—	34,24	35,31
30–20	36,75	38,24	34,92	35,71
20–10	36,06	35,24	34,40	34,95
10–0	35,09*	35,10	34,29*	34,58*
0–10 пд.	35,85	34,92	35,16	31,16*
10–20	36,66	34,77*	35,55	35,52
20–30	36,16	35,46	35,66	35,71
30–40	35,25	35,62	34,95	35,25
40–50	34,24	34,37	34,37	34,34
50–60	33,86	33,0	34,07	33,92
60–70	33,9	34,0	33,9	33,95
70–80	33,9*	33,9*	33,9*	33,95
70° пн. ш. — 0	35,45	35,38	34,17	34,71
0 — 60° пд. ш.	35,31	34,84*	35,03	35,03
90° пн. ш. — 80°пд. ш.	34,87	34,87	34,58*	34,73

Примітка. Зірочка — мінімум, підкреслено — максимум.

Течії в океанах у середніх широтах біля західних берегів направлені на північ і південь від пасатів. Ці течії переносять більш солоні (і теплі) води у напрямку високих широт. Уздовж східних берегів течії з півночі на південь з помірних широт направлені до пасатних течій і несуть вони менш солоні води. Ці два елементи загальної циркуляції вод порушують зональний розподіл солоності, тому біля західних і східних берегів океанів спостерігається майже меридіональний напрямок ізогалин.

Широтний розподіл солоності води на поверхні Світового океану порушують течії, річки, лід (табл. 4.3).

Таблиця 4.3

Процеси, що сприяють зміні солоності (за В’юстом, 1961 р.)

Процеси, що приводять до підвищення солоності	Процеси, що приводять до зменшення солоності
Випаровування	Опади
Замерзання морської води	Танення морського льоду
Адвекція солоної води течіями	Адвекція опрісненої води течіями
Вертикальне перемішування з більш солоними глибинними водами (процеси турбулентності й динамічної конвекції)	Вертикальне перемішування з менш солоними глибинними водами (процеси турбулентної конвекції)
Розчинення твердих солей біля дна (Суецький канал, Аденська затока)	Материковий стік (річковий, льодовиковий, ґрунтові води)

Річки опріснюють пригирлові частини океанів і, особливо, морів. Так, опріснюючий вплив Амазонки відчувається на відстані 500–1000 км від гирла. Істотно опріснюють арктичні моря такі річки, як Об, Єнісей, Лена.

У період замерзання води відбувається осолонення води, а навесні, навпаки, внаслідок танення льоду солоність води помітно знижується.

Із загальної схеми розподілу солоності води на поверхні Світового океану випадають внутрішні моря, де дуже великий опріснюючий вплив річок. Так, солоність вод Азовського моря (10–12‰), Чорного (16–18‰) значно менша, ніж солоність вод океанів. Проте буває солоність морів, вища за солоність океанів: Середземне — на заході 37–38‰, на сході — 38–39‰;Червоне — на півдні 37‰, на півночі — до 42‰; у Перській затоці на півночі солоність 40‰, у східній частині — від 37 до 38‰. Солоність морів СНД дуже різноманітна: Балтійське море — під час східних вітрів — 10‰, під час західних і південно-західних — від 10 до 22‰; у Фінській затоці біля острова Котлін — 2‰; у Білому морі на межі з Баренцовим 34–34,5‰; у Каспійському і Аральському морях середня солоність дорівнює відповідно 12,8 і 10,3‰ .

Вертикальна структура вод океану дуже неоднорідна. У Світовому океані виділяють вісім типів зміни солоності по вертикалі. Для двох типів — полярного й субполярного — властиве збільшення солоності від поверхні до дна. Для трьох типів — помірного тропічного, тропічного і екваторіального — характерна наявність прошарків зі зниженою солоністю, пов’язаною з поширенням проміжних водних мас субполярного походження; вище і нижче цього прошарку солоність збільшується. Останні три типи зустрічаються в окремих районах, що пов’язано зі специфічним впливом факторів, що визначають солоність вод. Оскільки солоність значно змінюється у верхній частині океану, в шарі товщиною близько 1500–2000 м, проміжний прошарок зі зниженими чи підвищеними її значеннями відмічається в усіх типах, окрім полярного і субполярного.

Для полярного типу характерна однорідна солоність при значному опрісненні поверхневих вод. У високих широтах, особливо в полярних районах, солоність з глибиною спочатку зростає досить швидко, а далі цей процес уповільнюється, і з глибини 400–500 м до дна солоність практично не змінюється .

Помірно-тропічний тип зустрічається в широтах, де висока солоність біля поверхні океану пов’язана з перевищенням випаровування над опадами, а опріснені прошарки створюються проміжними масами субполярного походження. Максимальна величина солоності спостерігається в поверхневому шарі товщиною близько 200 м, нижче якого вона швидко знижується, досягаючи мінімуму на глибині 600–1000 м. З переходом до глибинних вод відбувається поступове підвищення солоності, а потім — ледве помітне зменшення до дна в менш солоних придонних водах арктичного походження. Таким чином, для помірно-тропічного типу характерні другий максимум (на глибині 3000 м) і мінімум (біля дна), які незрівнянно менші за величиною, ніж основний максимум на поверхні океану і мінімум в проміжному шарі (на глибині 600–1000 м).

Тропічний пояс має також опріснений прошарок. Відрізняється він від помірно тропічного під поверхневим шаром високої солоності. Утворення цього шару пов’язане з опусканням у низьких широтах з поверхні океану більш солоних вод, які потім переміщуються в горизонтальній площині. Такий високосолоний прошарок просліджується в тій частині тропічних областей, де на поверхні океанів відмічається зменшення солоності, що пов’язане з перевищенням опадів над випаровуванням.

Екваторіальний тип формується завдяки великим атмосферним опадам; опріснення відбувається тільки у верхньому шарі води, тому солоність з віддаленням від поверхні океану збільшується і на глибині 150–200 м досягає свого максимального значення.

Останні три типи солоності зустрічаються тільки в окремих районах. Так, Індо-Малайський тип характерний лише для північно-східної частини Індійського океану, і його можна розглядати як модифікацію екваторіального типу. Він також формується в області перевищення опадів над випаровуванням. На проміжних глибинах замість зменшення солоності, що спостерігається в екваторіальному типі, характерна максимальна солоність. Другий тип — присередземноморський — зустрічається також в низьких широтах і має на проміжних глибинах високосолоні води, що виносяться із середземноморських морів, однак, в областях з високою солоністю на поверхні океану. Вісь високосолоного прошарку в Індійському океані розташована на глибині близько 500 м, а в Атлантичному океані приблизно на 1000 м. Останній тип — північноатлантичний— зустрічається в тих широтах, де зазвичай спостерігаються помірно - тропічний і субполярний типи. Ця своєрідна стратифікація в Північній Атлантиці відзначається високою солоністю на поверхні океану і відсутністю опріснених проміжних вод субполярного походження.

Читайте також:

<== попередня сторінка	\|	наступна сторінка ==>
Солоність морської води	\|	Водний баланс Світового океану

Не знайшли потрібну інформацію? Скористайтесь пошуком google:

Генерація сторінки за: 0.014 сек.