Горизонтальный и вертикальный переносы масс воды в океан осуществляются циркуляционными системами различных размеров. Принято делить их на микро-, мезо- и макроциркуляционные. Обращение воды обычно происходит в форме системы вихрей, ко торые могут быть циклоническими (масса воды движется против хода часовой стрелки и поднимается) и антициклоническим (с движением воды по ходу часовой стрелки и вниз). Движения обоих родов соответствуют атмосферным и порождаются волновыми фронтальными возмущениями. Цикло-антициклоническая деятельность в тропосфере продолжается вниз, в океаносфере локализована она, как увидим ниже, в соответствии с атмосферными фронтами и центрами действия атмосферы.
При постоянном перемещении водных масс в одних местах он сходятся, в других расходятся. Сходимость называется конвергенцией, расходимость - дивергенцией. При конвергенции вода скапливается, уровень океана повышается, увеличивается давлени и плотность воды и она опускается. При дивергенции (наприме расхождении течений) происходит понижение уровня и под глубинной воды.
Схождения и расхождения могут быть между движущей водной массой (например, течением) и берегом. Если в результате действия силы Кориолиса течение подходит к берегу, возникает конвергенция и вода опускается. При удалении течения от берега наблюдается дивергенция, в результате которой поднимается глубинная вода.
Наконец, и вертикальная и горизонтальная циркуляция вызывается разностью плотностей волы. В среднем на поверхности она равна 1,02474; с увеличением солености и с понижением температуры воды она повышается, с понижением солености и потеплением- падает (вспомним, что 1%о=1 кг солей на 1 т воды).
Микроциркуляционные системы в океане имеют форму вихрей циклонического и антициклонического характера диаметром от 200 м до 30 км (Степанов, 1974). Образуются они обычно вдоль волновых возмущений фронта, в глубину проникают на 30-40 м. местами до 150 м и существуют несколько суток.
Мезоциркуляционные системы представляют собой круговороты воды также цикло- и антициклонического характера диаметром от 50 до 200 км и глубиной обычно 200-300 м, иногда до 1000 м. Они возникают на изгибах или меандрах фронтов. Замкнутые круговороты воды формируются и вне связи с фронтами. Их могут вызвать ветер, неровности океанского дна или конфигурация берегов.
Макроциркуляционные системы - это квазистационарные системы планетарного обмена вод, обычно называемые океанскими течениями. Они рассматриваются ниже.
Структура Мирового океана. Структурой Мирового океана называется его строение - вертикальная стратификация вод, горизонтальная (географическая) поясность, характер водных масс и океанских фронтов.
В процессе планетарного обмена веществами и энергией в атмо- и гидросфере формируются свойства вод Мирового океана. Энергия движения воды, приходящая с солнечной радиацией, в океан поступает сверху. Естественно поэтому, что в вертикальном разрезе толща воды распадается на большие слои, аналогичные слоям атмосферы; их надо также называть сферами.
Так как в геологическое время океан изменялся (а в планетарном обмене всегда соблюдается динамическое равновесие), то, очевидно, что и стратификация океана и горизонтальная циркуляция воды (течения) в каждую геологическую эпоху имели определенные черты.
Структурой Мирового океана называется его строение – вертикальная стратификация вод, горизонтальная (географическая) поясность, характер водных масс и океанических фронтов.
Вертикальная стратификация Мирового океана. В вертикальном разрезе толща воды распадается на большие слои, аналогичны слоям атмосферы. Их также называют сферами. Выделяются следующие четыре сферы (слоя):
Верхняя сфера формируется непосредственным обменом энергией и веществом с тропосферой в форме микроциркуляционных систем. Она охватывает слой в 200-300 м мощности. Эта верхняя сфера характеризуется интенсивным перемешиванием, проникновением света и значительными колебаниями температуры.
Верхняя сфера распадается на следующие частные слои:
а) самый верхний слой толщиной в несколько десятков сантиметров;
б) слой воздействия ветра глубиной 10-40 см; он участвует в волнении, реагирует на погоду;
в) слой скачка температур, в котором она резко падает от верхнего нагретого к нижнему, не затронутому волнением и не прогретому слою;
г) слой проникновения сезонной циркуляции и изменчивости температур.
Океанские течения обычно захватывают водные массы только верхней сферы.
Промежуточная сфера простирается до глубин 1 500 – 2000 м; ее воды образуются из поверхностных вод при их опускании. При этом они охлаждаются и уплотняются, а затем перемешиваются в горизонтальных направлениях, преимущественно с зональной составляющей. Преобладают горизонтальные переносы водных масс.
Глубинная сфера не доходит до дна примерно на 1 000 м. Этой сфере свойственна определенная однородность. Ее мощность составляет около 2 000 м и она концентрирует более 50 % всей воды Мирового океана.
Придонная сфера занимает самый нижний слой толщи океана и простирается на расстояние примерно 1 000 м от дна. Воды этой сферы образуются в холодных поясах, в Арктике и Антарктике и перемещаются на огромных пространствах по глубоким котловинам и желобам. Они воспринимают тепло из недр Земли и взаимодействуют с дном океана. Поэтому при своем движении они значительно трансформируются.
Водные массы и океанские фронты верхней сферы океана. Водной массой называется сравнительно большой объем воды, формирующийся в определенной акватории Мирового океана и обладающий в течение длительного времени почти постоянными физическими (температура, свет), химическими (газы) и биологическими (планктон) свойствами. Водная масса перемещается как единое целое. Одна масса от другой отделяется океанским фронтом.
Выделяются следующие типы водных масс:
1. Экваториальные водные массы ограничены экваториальным и субэкваториальным фронтами. Они характеризуются самой высокой в открытом океане температурой, пониженной соленостью (до 34-32 ‰), минимальной плотностью, большим содержанием кислорода и фосфатов.
2. Тропические и субтропические водные массы создаются в областях тропических атмосферных антициклонов и ограничены со стороны умеренных поясов тропическим северным и тропическим южным фронтами, а субтропические – северным умеренным и северным южным фронтами. Они характеризуются повышенной соленостью (до 37 ‰ и более), большой прозрачностью, бедностью питательными солями и планктоном. В экологическом отношении тропические водные массы представляет собой океанские пустыни.
3. Умеренные водные массы располагаются в умеренных широтах и ограничены со стороны полюсов арктическим и антарктическим фронтами. Они отличаются большой изменчивостью свойств как по географическим широтам, так и по сезонам года. Для умеренных водных масс характерен интенсивный обмен теплом и влагой с атмосферой.
4. Полярные водные массы Арктики и Антарктики характеризуются самой низкой температурой, наибольшей плотностью, повышенным содержанием кислорода. Воды Антарктики интенсивно погружаются в придонную сферу и снабжают ее кислородом.
Океанские течения. В соответствии с зональным распределением солнечной энергии по поверхности планеты как в океане, так и в атмосфере создаются однотипные и генетически связанные циркуляционные системы. Старое положение о том, что океанские течения вызываются исключительно ветрами, не подтверждается новейшими научными исследованиями. Перемещение и водных, и воздушных масс определяется общей для атмосферы и гидросферы зональностью: неравномерным нагреванием и охлаждением поверхности Земли. От этого в одних районах возникают восходящие токи и убыль массы, в других – нисходящие токи и увеличение массы (воздуха или воды). Таким образом рождается импульс движения. Перенос масс – приспособление их к полю силы тяжести, стремление к равномерному распределению.
Большинство макроциркуляционных систем держится весь год. Только в северной части Индийского океана течения меняются вслед за муссонами.
Всего на Земле имеется 10 крупных циркуляционных систем:
1) Североатлантическая (Азорская) система;
2) Северотихоокеанская (Гавайская) система;
3) Южноатлантическая система;
4) Южнотихоокеанская система;
5) Ижноиндийская система;
6) Экваториальная система;
7) Атлантическая (Исландская) система;
8) Тихоокеанская (Алеутская) система;
9) Индийская муссонная система;
10) Антарктическая и Арктическая система.
Главные циркуляционные системы совпадают с центрами действия атмосферы. Эта общность носит генетический характер.
Поверхностное течение отклоняется от направления ветра на угол до 45 0 вправо в Северном полушарии и влево в Южном полушарии. Так, пассатные течения идут с востока на запад, пассаты же дуют с северо-востока в Северном полушарии и с юго-востока в Южном полушарии. Верхний слой может следовать за ветром. Однако каждый нижележащий слой продолжает отклоняться вправо (влево) от направления движения вышележащего слоя. Скорость течения при этом уменьшается. На некоторой глубине течение принимает противоположное направление, что практически означает его прекращение. Многочисленные измерения показали, что течения оканчиваются на глубинах не более 300 м.
В географической оболочке как системе более высокого, чем океаносфера, уровня – океанские течения – это не только потоки воды, но и полосы переноса воздушных масс, направления обмена веществом и энергией, пути миграции животных и растений.
Тропические антициклонические системы океанских течений самые крупные. Они простираются от одного берега океана до другого на 6-7 тыс. км в Атлантическом океане и 14-15 тыс. км в Тихом океане, а по меридиану от экватора до 40 ° широты, на 4-5 тыс. км. Устойчивые и мощные течения, особенно в Северном полушарии, в основном замкнутые.
Как и в тропических атмосферных антициклонах, движение воды идет по часовой стрелке в Северном и против часовой стрелки в Южном полушарии. От восточных берегов океанов (западных берегов материка) поверхностная вода относится к экватору, на ее место поднимается из глубины (дивергенция) и компенсационно поступает из умеренных широт холодная. Так образуются холодные течения:
Канарское холодное течение;
Калифорнийское холодное течение;
Перуанское холодное течение;
Бенгельское холодное течение;
Западноавстралийское холодное течение и др.
Скорость течений относительно небольшая и составляет около 10 см/сек.
Струи компенсационных течений вливаются в Северное и Южное Пассатные (Экваториальные) теплые течения. Скорость этих течений достаточно большая: 25-50 см/сек на тропической периферии и до 150-200 см/сек близ экватора.
Подходя к берегам материков, пассатные течения, естественно, отклоняются. Образуются крупные сточные течения:
Бразильское течение;
Гвианское течение;
Антильское течение;
Восточноавстралийское течение;
Мадагаскарское течение и др.
Скорость этих течений составляет около 75-100 см/сек.
Благодаря отклоняющему действию вращения Земли центр антициклонической системы течений смещен к западу относительно центра атмосферного антициклона. Поэтому перенос водных масс в умеренные широты сосредоточен в узких полосах у западных берегов океанов.
Гвианское и Антильское течения омывают Антильские острова и большая часть воды заходит в Мексиканский залив. Из него начинается стоковое течение Гольфстрим. Начальный его участок во Флоридском проливе называется Флоридским течением , глубина которого составляет около 700 м, ширина - 75 км, мощность - 25 млн. м 3 /сек. Температура воды здесь достигает 26 0 С. Достигнув средних широт, водные массы частично возвращаются в эту же систему у западных берегов материков, частично вовлекаются в циклонические системы умеренного пояса.
Экваториальная система представлена Экваториальным противотечением. Экваториальное противотечение образуется как компенсационное между Пассатными течениями.
Циклонические системы умеренных широт различны в Северном и Южном полушариях и зависят от расположения материков. Северные циклонические системы – Исландская и Алеутская – весьма обширны: с запада на восток они протягиваются на 5-6 тыс. км и с севера на юг около 2 тыс. км. Система циркуляции в Северной Атлантике начинается теплым Североатлантическим течением. За ним нередко сохраняется название начального Гольфстрима . Однако собственно Гольфстрим как стоковое течение продолжается не далее Нью-Фаундлендской банки. Начиная от 40 0 с.ш. водные массы вовлекаются в циркуляцию умеренных широт и под действием западного переноса и кориолисовой силы от Берегов Америки направляются к Европе. Благодаря активному водообмену с Северным Ледовитым океаном, Североатлантическое течение проникает в полярные широты, где циклоническая деятельность формирует несколько круговоротов-течений Ирмингера, Норвежское, Шпицбергенское, Нордкапское .
Гольфстримом в узком смысле называется стоковое течение от Мексиканского залива до 40 0 с.ш., в широком смысле – система течений в северной Атлантике и западной части Северного Ледовитого океана.
Второй круговорот находится у северо-восточных берегов Америки и включает течения Восточногренландское и Лабрадорское . Они выносят в Атлантический океан основную массу арктических вод и льдов.
Циркуляция северной части Тихого океана аналогична северо-атлантической, но отличается от нее меньшим водообменном с Северным Ледовитым океаном. Стоковое течение Куросио переходит в Северотихоокеанское , идущее к Северо-Западной Америке. Очень часто эта система течений называется Куросио.
В Северный Ледовитый океан проникает относительно небольшая (36 тыс. км 3) масса океанской воды. Холодные течения Алеутское, Камчатское и Ойясио образуются из холодных вод Тихого океана вне связи с Ледовитым.
Циркумполярная антарктическая система Южного океана соответственно океаничности Южного полушария представлена одним течением Западных ветров . Это самое мощное течение в Мировом океане. Оно охватывает Землю сплошным кольцом в поясе от 35-40 до 50-60 0 ю.ш. Ширина его около 2 000 км, мощность 185-215 км3/сек, скорость 25-30 см/сек. В значительной степени это течение определяет самостоятельность Южного океана.
Циркумполярное течение Западных ветров незамкнутое: от него отходят ветви, вливающиеся в Перуанское, Бенгельское, Западноавстралийское течения, а с юга, от Антарктиды, в него впадают прибрежные антарктические течения – из морей Уэдделла и Росса.
Арктическая система в циркуляции вод Мирового океана занимает особое место из-за конфигурации Северного Ледовитого океана. Генетически она соответствует Арктическому барическому максимуму и ложбине Исландского минимума. Главное течение здесь – Западное арктическое . Оно перемещает воды и льды с востока на запад по всему Северному Ледовитому океану к проливу Нансена (между Шпицбергеном и Гренландией). Дальше оно продолжается Восточногренландским и Лабрадорским . На востоке в Чукотском море от Западного арктического течения отделяется Полярное течение , идущее через полюс к Гренландии и далее - в пролив Нансена.
Циркуляция вод Мирового океана диссимметрична относительно экватора. Диссимметрия течений пока не получила должного научного объяснения. Причина ее, вероятно, заключается в том, что к северу от экватора господствует меридиональный перенос, а в Южном полушарии – зональный. Объясняется это также положением и формой материков.
Во внутренних морях циркуляция воды всегда индивидуальна.
54. Воды суши. Виды вод суши
Атмосферные осадки после выпадения их на поверхности материков и островов делятся на четыре неравных и изменчивых части: одна испаряется и переносится дальше вглубь континента атмосферным стоком; вторая просачивается в почву и в грунт и на некоторое время задерживается в виде почвенной и подземной воды, стекающей в реки и в моря в форме грунтового стока; третья в ручьях и в реках стекает в моря и океаны, образуя поверхностный сток; четвертая превращается в горные или материковые ледники, которые тают и стекают в океан. Соответственно этому на суше выделяют четыре типа скопления воды: подземные воды, реки, озера и ледники.
55. Сток вод с суши. Величины, характеризующие сток. Факторы стока
Стекание дождевой и талой воды небольшими струйками по склонам называется плоскостным или склоновым стоком. Струи склонового стока собираются в ручьи и реки, образуя русловой , или линейный , называемым речным , сток . Грунтовые воды стекают в реки в виде грунтового или подземного стока.
Полный речной сток R образуется из поверхностного S и подземного U: R = S + U . (см. табл. 1). Полный речной сток равен 38800 км 3 , поверхностный сток – 26900 км 3 , подземный сток – 11900 км 3 , ледниковый сток (2500-3000 км 3)и сток подземных вод прямо в моря вдоль береговой линии 2000-4000 км 3 .
Таблица 1 – Водный баланс суши без полярных ледников
Поверхностный сток зависит от погоды. Он неустойчивый, временный, почву питает слабо, часто нуждается в регулировании (пруды, водохранилища).
Грунтовый сток возникает в грунтах. Во влажное время года грунт принимает избыток воды на поверхности и в реках, а в сухие месяцы грунтовые воды питают реки. Они обеспечивают постоянство течения воды в реках и нормальный водный режим почвы.
Общий объем и соотношение поверхностного и подземного стока меняются по зонам и регионам. В одних частях материков рек много и они полноводные, густота речной сети большая, в других – речная сеть редкая, реки маловодные или пересыхают вообще.
Густота речной сети и многоводность рек – функция стока или водного баланса территории. Сток в целом определяется физико-географическими условиями местности, на учете которых и основан гидролого-географический метод изучения вод суши.
Величины, характеризующие сток. Сток с суши измеряется следующими величинами: слоем стока, модулем стока, коэффициентом стока и объемом стока.
Наиболее наглядно сток выражен слоем , который измеряется в мм. Например, на Кольском полуострове слой стока равен 382 мм.
Модуль стока – количество воды в литрах, стекающее с 1 км 2 в секунду. Например, в бассейне Невы модуль стока равен 9, на Кольском полуострове – 8, а в Нижнем Поволжье – 1 л/км 2 х с.
Коэффициент стока – показывает, какая доля (%) атмосферных осадков стекает в реки (остальная испаряется). Например, на Кольском полуострове К= 60%, в Калмыкии только 2 %. Для всей суши средний многолетний коэффициент стока (К) равен 35%. Другими словами, 35 % годовой суммы осадков стекает в моря и океаны.
Объем стекающей воды измеряется в кубических километрах. На Кольском полуострове в год осадки приносят 92,6 км 3 воды, а стекает 55,2 км 3 .
Сток зависит от климата, характера почвенного покрова, рельефа, растительности, выветривания, наличия озер и других факторов.
Зависимость стока от климата. Роль климата в гидрологическом режиме суши огромна: чем больше осадков и меньше испарение, тем больше сток, и наоборот. При увлажнении больше 100 % сток следует за количеством осадков независимо от величины испарения. При увлажнении меньше 100 % сток уменьшается вслед за испарением.
Однако роль климата не следует переоценивать в ущерб влиянию других факторов. Если признать климатические факторы решающими, а остальные малозначащими, то мы лишимся возможности регулировать сток.
Зависимость стока от почвенного покрова. Почва и грунты впитывают и накапливают (аккумулируют) влагу. Почвенный покров преобразует атмосферные осадки в элемент водного режима и служит средой, в которой формируется речной сток. Если инфильтрационные свойства и водопроницаемость почвогрунтов невелики, то в них мало попадает воды, больше расходуется на испарение и поверхностный сток. Хорошо обработанная почва в метровом слое может запасать до 200 мм осадков, а потом медленно отдавать их растениям и рекам.
Зависимость стока от рельефа. Нужно различать значение для стока макро-, мезо- и микрорельефа.
Уже с незначительных возвышенностей сток больше, чем с прилегающих к ним равнин. Так, на Валдайской возвышенности модуль стока 12, а на соседних равнинах только 6 м/км 2 /с. Еще больший сток в горах. На северном склоне Кавказа он достигает 50, а в западном Закавказье – 75 л/км 2 /с. Если на пустынных равнинах Средней Азии стока нет, то в Памиро-Алае и Тянь-Шане он достигает 25 и 50 л/км 2 /с. В целом гидрологический режим и водный баланс горных стран иной, чем равнин.
В равнинах проявляется действие на сток мезо- и микрорельефа. Они перераспределяют сток и влияют на его темп. На плоских участках равнин сток медленный, почвогрунты насыщены влагой, возможно заболачивание. На склонах плоскостный сток превращается в линейный. Возникают овраги и речные долины. Они в свою очередь ускоряют сток и дренируют местность.
Долины и другие понижения в рельефе, в которых скапливается вода, снабжают грунт водой. Это особенно существенно в зонах недостаточного увлажнения, где почво-грунты не промачиваются и грунтовые воды образуются только при питании за счет речных долин.
Влияние растительности на сток. Растения увеличивают испарение (транспирация) и осушают тем самым местность. Вместе с тем они уменьшают нагревание почвы и на 50-70% сокращают испарение с нее. Лесная подстилка обладает большой влагоемкостью и повышенной водопроницаемостью. Она увеличивает инфильтрацию осадков в грунт и этим регулирует сток. Растительность содействует накоплению снега и замедляет его таянье, поэтому в грунт просачивается воды больше, чем с поверхности. С другой стороны, часть дождя задерживается листвой и испаряется, не достигнув почвы. Растительный покров противодействует эрозии, замедляет сток и переводит его из поверхностного в подземный. Растительность поддерживает влажность воздуха и этим усиливает внутриматериковые влагообороты и увеличивает количество осадков. Она влияет на влагооборот путем изменения почвы и ее водоприемных свойств.
Влияние растительности различно в разных зонах. В. В. Докучаев (1892) считал, что степные леса - надежные и верные регуляторы водного режима степной зоны. В таежной зоне леса осушают местность путем большего, чем на полях, испарения. В степях лесные полосы содействуют накоплению влаги путем снегозадержания и уменьшения стока и испарения с почвы.
Различно влияние на сток болот в зонах избыточного и недостаточного увлажнения. В лесной зоне они являются регуляторами стока. В лесостепи и степях их влияние отрицательное, они всасывают поверхностные и грунтовые воды и испаряют их в атмосферу.
Кора выветривания и сток. Песчаные и галечные отложения аккумулируют воду. Нередко по ним фильтруются потоки из отдаленных мест, например, в пустынях с гор. На массивно-кристаллических породах вся поверхностная вода стекает; на щитах подземные воды циркулируют только в трещинах.
Значение озер для регулирования стока. Одним из наиболее мощных регуляторов стока являются крупные проточные озера. Большие озерно-речные системы, подобные Невской или Святого Лаврентия, имеют весьма зарегулированный сток и этим существенно отличаются от всех остальных речных систем.
Комплекс физико-географических факторов стока. Все перечисленные выше факторы действуют совокупно, влияя один на другой в целостной системе географической оболочки, определяют валовое увлажнение территории . Так называется та часть атмосферных осадков, которая за вычетом быстро стекающего поверхностного стока просачивается в почву и аккумулируется в почвенном покрове и в грунте, а затем медленно расходуется. Очевидно, что именно валовое увлажнение имеет наибольшее биологическое (произрастание растений) и сельскохозяйственное (земледелие) значение. Это наиболее существенная часть водного баланса.
Пространственные изменения гидрохимических характеристик вод, прослеживаемые в горизонтальном и вертикальном направлениях, тесно связаны с циркуляцией и гидрологической структурой вод Мирового океана. Эта связь находит выражение в том, что поверхностные, промежуточные и глубинные воды, различаясь гидрологическими характеристиками, отличаются также (и иногда достаточно резко) содержанием биогенных и других элементов, кислородным режимом, рН, щелочностью и другими гидрохимическими показателями. Использование гидрохимических данных при анализе происхождения и распределения различных типов вод, как известно, широко применяется в практике океанографических исследований.
Факторы, определяющие формирование гидрологической структуры океана в зависимости от широтных климатических зон, общей циркуляции вод и особенностей вертикального распределения вод, одновременно являются и факторами, под действием которых создается гидрохимическая структура океана. В то же время, надо учитывать, что в формировании гидрохимической структуры большое значение принадлежит биологическим процессам (например, развитие фитопланктона). Их воздействие, особенно в поверхностных слоях, усложняет зависимости гидрохимических характеристик от общих гидрологических условий.
В вертикальной гидрохимической структуре вод океана, как и при гидрологическом подразделении обычно выделяются три зоны (или слоя): поверхностная, промежуточная и глубинная. Трехслойная вертикальная гидрохимическая структура обусловловлена значительным изменением всех гидрохимических характеристик по вертикали и их однонаправленным ходом в каждой из зон. Обобщенно эти три зоны можно охарактеризовать:
1. Поверхностный слой - в его пределах находится фотосинтетическая зона и происходит образование органического вещества и наиболее интенсивные процессы минерализации. Выделяется пониженными и изменчивыми концентрациями биогенных элементов, иногда и растворенного СО 2 , высоким содержанием кислорода, максимальными значениями рН. Роль поверхностного слоя в формировании гидрохимических особенностей вод и, следовательно, гидрохимической структуры исключительно велика. Здесь закладывается основа гидрохимического состава, который, видоизменяясь в ходе процессов циркуляции, перемешивания, подъема и опускания вод, биохимических процессов, обусловливает многие типичные гидрохимические показатели вод разного происхождения.
2. Промежуточный слой , наоборот, характеризуется увеличением концентраций биогенных элементов и растворенной СО 2 , снижением содержания кислорода до минимума и понижением рН. Промежуточный слой важен тем, что в нем происходит перемещение отдельных типов вод, которое приводит к перераспределению гидрохимических свойств вод океана, переносу биогенных элементов, кислорода и других компонентов химического состава. Воды промежуточного слоя способствуют обмену веществом в океане.
3. Глубинный слой - изменения всех гидрохимических характеристик сравнительно невелики, несколько возрастает концентрация растворенного кислорода, содержание биогенных элементов меняется по-разному - азота и фосфора слегка снижается или остается неизменным, а кремния возрастает, увеличивается рН.
Вертикальная гидрохимическая структура, сохраняя свою принципиальную основу, по-разному проявляется в широтных зонах каждого из океанов. Во всех зонах отмечаются изменения количественного содержания и вертикального распределения кислорода и биогенных элементов.
1. В субарктической зоне гидрохимические различия по слоям наиболее слабо выражены, здесь очень высокое содержание растворенного кислорода и минимальное биогенных элементов. Воды этой зоны, проникая к югу на глубинах, обогащают промежуточные и глубинные слои других зон кислородом.
2. В северной субтропической зоне более выражено распределение гидрологических показателей, в том числе растворенного кислорода и кремния по слоям.
3. В водах тропических и экваториальной зон прослеживается дальнейшее обострение границ между слоями, усложняется распределение растворенного кислорода в поверхностном слое, четко выделяется слой кислородного минимума. В промежуточном слое заметно возрастает содержание кремния и фосфора.
Как уже отмечалось, усложнение гидрохимической структуры вод связано с активизацией биологических и биохимических процессов в поверхностном слое и проникновением водных масс с иными свойствами в промежуточном слое.
Региональные особенности вертикальной гидрохимической структуры вод
В Атлантическом океане сказываются следующие факторы:
а) Влияние апвеллинга (подъема вод) на распределение биогенных элементов и кислорода в поверхностном слое у Северо-Западной и Юго-Западной Африки.
б) Внедрение промежуточных субарктических и субантарктических вод, что создает дополнительные слои минимума и максимума растворенного кислорода на различных глубинах в тропических широтах.
в) Пониженная концентрация кремния в промежуточном слое связана с проникновением обедненных кремнием субарктических и средиземноморских вод.
г) Воды глубинного слоя Атлантического океана менее богаты биогенными элементами, чем в других океанах, поскольку интенсивный горизонтальный и вертикальный обмен благоприятствует выравниванию их концентраций.
В Индийском океане гидрохимическая структура вод во многом отличается от структуры вод Атлантического океана. Наиболее четко это проявляется в экваториальных, тропических и субтропических широтах.
а) На юге Индийского океана прослеживаются только некоторые количественные различия в концентрациях биогеных элементов.
б) В муссонной области Индийского океана очень четко выражен поверхностный слой. Наблюдается резкое увеличение содержания фосфора во многом определяют высокую продуктивность в пределах верхних 50-100 м. Смена более мощного летнего на зимний муссон приводит к уменьшению содержания фосфора в фотосинтетической зоне. Изменения концентраций растворенного кислорода и биогенных элементов прослеживаются почти до 3000 м (иногда даже более), что определяет нижнюю границу промежуточного слоя. Особенностью Индийского океана является также то, что воды промежуточного слоя богаты кремнием как в северных, так и в южных широтах.
В Тихом океане основные зональные особенности гидрохимической структуры выдерживаются в большинстве его районов.
а) Наиболее значительные отклонения наблюдаются в восточных частях океана. Они связаны с проникновением более холодных вод под действием восточных пограничных течений в субтропические и тропические широты, с процессами прибрежного апвеллинга, приводящими к повышенным содержаниям биогенных элементов, и как следствие, формированию весьма продуктивных районов. Здесь в поверхностном и частично в промежуточном слоях увеличиваются градиенты гидрохимических характеристик. На востоке экваториальной зоны система подповерхностных течений, поднимающихся на относительно небольшие глубины и усиливающих плотностное разделение вод, создает заметные различия в кислородном режиме биогенных элементов уже в пределах верхнего 50-метрового слоя. Проникновение в этот район вод различного происхождения, в том числе и поднимающихся с глубины, приводит к высокому содержанию биогенных элементов, особенно фосфора, концентрация которого на глубине 100 м может превышать 2 мкг-ат/л. С подъемом вод связано также и уменьшение мощности поверхностного слоя по направлению к берегу до 75-100 м. В удалении от берега она может превышать 150 м.
б) Субантарктическая зона ограничивается положением зон субтропической и экваториальной конвергенции. Опускание вод в зонах конвергенции создает определенные различия в распределении плотностных и гидрохимических характеристик на севере и юге. На севере это опускание проникает до глубин 400-700 м, на юге - свыше 1000-1200 м.
в) Можно выделить различия между субантарктической и антарктической зонами. Если в субантарктической зоне промежуточный слой гидрохимической структуры выражен достаточно отчетливо и характеризуется, пожалуй, даже большей изменчивостью концентраций растворенного кислорода и биогенных элементов, чем поверхностный, то в антарктической зоне промежуточный слой выделяется крайне малыми изменениями концентраций и почти не отличается от глубинного.
Широтная зональность гидрохимической структуры Мирового океана вместе с тем не исключает значительных различий в распределении гидрохимических характеристик между центральными и периферическими областями океана, отражающими циркумконтинентальную зональность . Эти различия в наибольшей степени проявляются в поверхностном слое и сказываются как на абсолютных значениях гидрохимических характеристик, так и на их временной изменчивости.
Суточная изменчивость гидрохимических характеристик, на которую влияют биологические процессы, охватывает поверхностный слой фотосинтеза. В малопродуктивных районах сожержание кислорода и биогенных элементов может изменяться на порядок. Воздействие изменений синоптического масштаба (прохождение циклонов и антициклонов) оценивается в 20% измеряемых гидрохимических характеристик.
Сезонная изменчивость прослеживается не только во всем поверхностном слое, но и в верхней части (а иногда и глубже) промежуточного слоя. Она наиболее выражена в зонах интенсивного конвективного перемешивания (воды полярных и умеренных широт), в муссонных областях, в восточно-экваториальной зоне Тихого океана. Для условий обитания организмов и биопродукционного процесса роль сезонных изменений гидрохимических характеристик в поверхностном слое особенно велика. Отчетливо прослеживается связь этих изменений с широтными особенностями гидрохимической структуры в океане. В умеренных и высоких широтах сезонные изменения освещенности биогенных элементов, температуры и динамики вод ограничивают по времени развитие фитопланктона. Вегетационный период здесь продолжается от 1 до 7 месяцев. Основная масса фитопланктона в этот период обитает и продуцирует в относительно тонком верхнем слое воды (до 50-75 м), ограниченном снизу сезонным слоем скачка плотности, возникающем в результате прогрева поверхностных вод. В результате жизнедеятельности фитопланктона содержание биогенных элементов значительно снижается по сравнению с предвегетационным периодом. В отдельных районах оно становится настолько малым, что почти полностью лимитирует развитие фитопланктона. Однако в результате осенне-зимнего охлаждения поверхностных вод сезонный слой скачка разрушается, конвективное перемешивание захватывает более глубокие по сравнению с теплыми периодами года слои воды - до 200-500 м, характеризующиеся высоким содержанием биогенных элементов. Это обусловливает выравнивание концентраций биогенных элементов в пределах 200-260-метрового слоя и, следовательно, повышение их содержания в фотическом слое. К началу следующего вегетационного периода фитопланктон вновь оказывается достаточно хорошо снабженным питательными веществами. Так, в высокопродуктивном районе о. Ю. Георгия в море Скотия количество фосфора и кремния во время вегетационного периода в слое летнего прогрева (~50 м) составляет в среднем 1,4 и 2-3 мкг-ат/л соответственно. Низкое содержание кремния уже в первой половине вегетационного периода лимитирует развитие фитопланктона. Осенью и зимой конвективное перемешивание захватывает водную толщу примерно до 200 м, увеличивая содержание фосфора до 2,2, а кремния до 20 мкг-ат/л в верхнем слое. В глубоководной части Берингова моря, например, содержание биогенных элементов в фотическом слое за счет осенне-зимнего конвективного перемешивания увеличивается с 0,5 до 2,6 мкг-ат Р/л и с 7,14 до 35 мкг-ат Si/л.
В отличие от областей умеренных и высоких широт, в экваториально-тропических областях в связи с отсутствием четко выраженной смены сезонов вертикальная структура вод в пределах поверхностного слоя сохраняет основные свои черты в течение всего года. Динамические и световые условия здесь благоприятны для развития фитопланктона круглый год, вегетационный период охватывает 12 месяцев. Происходит постоянное потребление биогенных элементов, которое не компенсируется их регенерацией, хотя и достаточно быстрой. Такой же мощный фактор доставки биогенных элементов, как конвективное перемешивание, здесь отсутствует. Фотический слой оказывается обедненным питательными веществами; новообразование органического вещества резко ослабевает. Например, в западной части тропической зоны Атлантического океана к югу от экватора концентрация азота, фосфора и кремния остается на очень низком уровне в течение всего года - в среднем соответственно 0,5; 0,2 и 2,6 мкг-ат/л. И лишь в зонах прибрежного апвеллинга, частично экваториальной дивергенции, подъем поверхностных вод приводит к формированию районов, богатых биогенными веществами и, как следствие, высокопродуктивных.
Межгодовая изменчивость гидрохимических характеристик может достигать 10-20 и даже 50 % значений гидрохимических характеристик и связана с общим изменением режима океана под действием крупномасштабных колебаний океана и атмосферы.
