Слава Кан - Океан и атмосфера

Если же взглянуть на изменения солености с исторических позиций, то выясняется, что большое значение имели ледниковые периоды — во время оледенений соленость Мирового океана постепенно возрастала, максимум наступал в конце этих периодов. В послеледниковые периоды из-за таяния льдов соленость уменьшалась. Очень медленные изменения солености океанических вод связаны с поступлением и потерей солей, приходящих в океан из рек, недр Земли, атмосферы. Это все пополнение. Убыль же солей происходит от выпадения в осадок на дно (например, в районах Кара-Богаз-Гол или Сиваш), испарения, выноса на сушу ветром, пропитывания грунтов и др. Следует заметить, что в океан из атмосферы солей поступает всего в 2,5–3 раза меньше, чем приносят воды суши.

Соленость океана различна на глубине и на поверхности и может сильно отклоняться от средней величины, особенно в морях (в Красном — от 8 до 42‰). В открытых же частях океана пределы колебания невелики — от 32 до 37‰. Можно заметить общие черты в распределении солености на поверхности Мирового океана, связанные с географической широтой, т. е. с общим распределением испарения и осадков. Минимум солености приходится на высокие широты (малое испарение, обильные осадки, таяние приносных льдов). Чем ближе к пассатным зонам, тем соленость выше, и у тропиков (25° с. ш. и 20° ю. ш.) она максимальна (большое испарение из-за постоянных ветров, ясная погода). В направлении к экватору соленость несколько уменьшается.

Из океанов самый соленый Атлантический, его соленость достигает 37,5‰ — абсолютный максимум на поверхности открытого океана. Немного ниже соленость Тихого океана, предельно она равна 36,5‰. Это общее зональное распределение солености нарушают мощные океанические течения.

Распределение солености в глубинах океана отличается от поверхностного по ряду причин, одна из которых состоит в том, что распределение солености на глубине определяется ее плотностью. Например, распресненные, менее плотные поверхностные воды в высоких широтах создают устойчивость, а это значит, что на глубинах может и не быть малой соленость. Различная соленость на поверхности и на глубине связана также с глубинными течениями. Известно, что на горизонте 75—150 м в экваториальной зоне Тихого и Атлантического океанов поверхностные воды подстилаются слоем очень соленой воды (более 36‰), принесенной с запада глубинными экваториальными противотечениями Кромвелла и Ломоносова, открытыми сравнительно недавно. Следовательно, по современным представлениям, соленость на глубинах открытого океана изменяется по-разному. Однако удалось установить некоторые общие черты. Так, заметные колебания обнаруживаются лишь в верхнем слое — до глубин 1500 м. А ниже, в слое «стратосферы» океана, колебания солености чрезвычайно малы. Часто нижний предел находится значительно выше, например в полярных областях он равен всего 200 м. При всем разнообразии вертикального распределения солености ученым удалось выделить несколько характерных типов.

Колебания солености в открытых частях океанов во времени невелики — годовые не превышают 1‰. В глубине соленость почти постоянна и лежит в пределах точности измерений.

Таким образом, соленость — одна из консервативных характеристик режима всех океанов, и наблюдения ее позволяют распознавать природу различных процессов. В частности, благодаря измерениям солености в Тихом океане сделан вывод о движении вод течения Кромвелла. Подобные же исследования были проведены в 1963 г. при изучении движения средиземноморских вод в Атлантическом океане от Гибралтара до Британских островов. Обнаружилось, что соленые средиземноморские воды создают слой от 800 до 1500 м, простирающийся до юга Англии.

Существенную роль играют также газы и взвешенные вещества, растворенные в морской воде, хотя содержание их незначительно. Это кислород, азот, углекислота, иногда водород. Значение их велико для организмов, населяющих толщу вод. Кислород, захваченный из воздуха поверхностным слоем воды, проникая на глубину, указывает на интенсивную вертикальную циркуляцию. Кислород появляется в морской воде и в результате фотосинтеза морских растений, главным образом фитопланктона. Кислород расходуется на дыхание морских организмов, окисляется и частично возвращается в атмосферу при пересыщении. Известен случай, когда вода Азовского моря была пересыщена кислородом до 350 %. В целом кислород, несколько уменьшаясь с глубиной, распространен в океане довольно равномерно, и лишь в некоторых областях на глубинах 400–500 м его почти нет.