Солоність морської води

Солоність— це кількість розчинених твердих мінеральних речовин (солей), виражених в грамах, в 1 кг морської води. Тисячна частка величини називається проміле і позначається знаком ‰. Наприклад, якщо солоність океанічної води 35‰, то виходить, що в 1 кг цієї води міститься 35 г розчинених речовин.

Величина солоності в одному і тому ж районі Світового океану залежить від ряду факторів: притоку прісних вод, кількості атмосферних опадів, інтенсивності випаровування води, утворення і танення льоду і процесів перемішування вод.

Прибуткову частину водного балансу складають атмосферні опади, які випадають на поверхню моря, прісні води, що приносяться річками, води, які утворюються внаслідок танення морського льоду і, нарешті, притік води з сусідньої водойми. Витратну частину водного балансу складають витрати води на випаровування, на утворення льоду і відтік води до сусідніх водойм. Для деяких морів враховується витрата води на проникнення через дно.

Рівнянні водного балансу можна записати у такому вигляді:

O + S + F_пр = I + F_від,

де O – кількість опадів, що випадають на поверхню водойми; S – кількість вод берегового стоку; F_пр – притік вод із сусіднього басейну; I – кількість вологи, що витрачається на випаровування; F_від – відтік води в сусідній басейн за рахунок водообміну.

Рівняння O + S = I умовно називають прісною складовою водного балансу чи прісним балансом.

Якщо O + S > I , то прісний баланс додатній, тобто величина опадів і вод берегового стоку перевищує витрати на випаровування. Якщо I >O + S - прісний баланс від’ємний. У першому випадку виникає зниження солоності води в морі, а в другому – підвищення. Ось чому, наприклад, в екваторіальній зоні, де кількість опадів перевищує випаровування, солоність дещо знижена у порівнянні з пасатними зонами. У пасатних зонах високе випаровування не лімітується випадінням опадів, тому солоність тут висока.

Солоність в різних місцях, як на поверхні, так і в глибинах океанів і морів, неоднакова. Середня солоність вод Світового океану 35‰. На відміну від температури, вміст солей у водах відкритого океану змінюється незначно — від 33 до 37 г на 1 кг води або від 33 до 37‰, в морях значно більше — від 2 (у Фінській затоці Балтійського моря) до 42‰ (у Червоному морі). Проте вплив солоності на зміну густини істотний. Так, зміна солоності на 0,1‰ приводить до зміни густини приблизно на таку саму величину, що і зміна температури на 1°С.

Загальна закономірність зміни солоності по широтах під впливом режиму атмосферних опадів і випаровування характерна для всіх океанів: солоність збільшується в напрямку від полюсів до тропіків, досягаючи максимального значення на широті 30° північної півкулі і на широті 20–30° у південній півкулі, а потім знову зменшується до екватора (рис. 3 ).

В екваторіальному кліматичному поясі між 0 і 10° північної та південної широти, де вітри дуже рідкі (зона штилю) і, незважаючи на високу температуру повітря, випаровування відносно незначне (за рік випаровується шар води

близько 1 м), а опадів випадає багато, солоність трохи знижена — від 34 до 33‰.

Рис. 3. Середня річна солоність води поверхні Світового океану

(за В. М. Степановим)

У зоні пасатів (приблизно від 35° до 10° північної широти і від 35° до

10° південної широти) переважає ясна погода без опадів, а постійні сильні вітри при достатньо високій температурі повітря викликають інтенсивне випаровування, до 3 м за рік. В результаті цього солоність в цій зоні змінюється від 36 до 37‰.

У помірних широтах в умовах перевищення опадів над випаровуванням солоність близько 35‰.

У полярних областях солоність змінюється під впливом танення та утворення криги і становить біля 34–35,5‰. Зменшує солоність і приплив річкових вод.

Відносно більш солоні поверхневі води Атлантичного океану (35,3‰) на північ та південь від екватора; Тихого — 34,9‰, Індійського — 34,8‰, Північного Льодовитого океану — 29–39‰, біля берегів — 1–10‰.

Підвищена солоність Атлантичного океану пояснюється більшою сухістю повітря над Атлантичним океаном, його “більшою континентальністю”, що є результатом впливу материків. Підвищена солоність приводить до ущільнення поверхневих вод і сприяє конвективному перемішуванню. Більш значний темп вертикального перемішування приводить до того, що води Атлантичного океану мають більш високу середню температуру і більш низьку температуру поверхневих вод, ніж у Тихому океані.

Причини більш низької солоності в Тихому океані, згідно Дитріху, такі:

1) пояс північноатлантичних пасатів у Тихому океані проходить через Панамський перешийок; пасати супроводжуються більшою кількістю опадів (близько 7000 мм/рік) у районі Панамської затоки;

2) західні вітри з Тихого океану втрачають свою вологу у вигляді орографічних опадів, проходячи над Кордильєрами, завдяки чому повертають всю вологу до Тихого океану. Такого потужного гірського бар’єру не існує ані в Європі, ані в Африці, а отже, вплив водяної пари, що приноситься з Атлантики, набагато більший, ніж парів, що приносяться з Тихого океану. Отже, для кожного океану існують різні рівноваги поміж океанічною циркуляцією (переміщуванням) і водообміном між атмосферою і океаном, що і приводить до існуючого розподілу солоності;

3) у північній частині Тихого океану немає замкнутих морів, таких як Середземне, Карибське, які поставляють дуже солону воду на проміжні глибини Атлантичного океану.

У табл. 4.2 наведені середні значення солоності морської води поверхневого шару для всіх океанів і для Світового океану. Найбільш високі значення солоності морської води спостерігаються в північній півкулі, де середня величина солоності — 35,45‰, в той час як середня величина солоності поверхневих вод дорівнює 34,73‰

Таблиця 4.2

Середні значення солоності (у ‰) поверхневого шару в океанах

(за В’юстом)

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.)

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‰ .