10.6. Солоність морської води

Солоність морської води– це сумарне утримання твердих мінеральних розчинених речовин, які утримуються в 1 л морської води (г/кг, ‰).

Солоність морської води визначають за вмістом хлору або за електропровідністю води. Хлорність– це сумарний уміст (у грамах на 1 кг морської води) галогенів (хлору, брому, фтору та йоду) при перерахунку на еквівалентний уміст хлору. Визначається за формулою:

S = 1,80655 Cl (‰).

Солоність зменшується в напрямку від низьких до високих широт. Це можна пояснити незначним випаровуванням, значною кількістю опадів, великим річковим стоком (у північній півкулі), таненням льоду. З наближенням до тропіків солоність помітно збільшується і досягає максимальних величин у зоні поміж 20 і 25° широти. Підвищена солоність у тропічному поясі обумовлена великим випаровуванням і малою кількістю опадів. Широтний розподіл солоності води на поверхні Світового океану порушують течії, річки та лід (рис. 33).

Середня солоність водСвітового океану – 35 ‰. До більш солоних відносяться поверхневі води Атлантичного океану (35,4 ‰). Менш солона вода в Тихому (34,9 ‰) та Індійському (34,8 ‰) океанах. Значно опріснена вода верхніх шарів у Північному Льодовитому океані (29–32 ‰,а біля берегів 1–10 ‰). Із загальної схеми розподілу солоності води на поверхні Світового океану випадають внутрішні моря. В одних морях дуже великий опріснюючий вплив річок, тому солоність вод незначна – Чорного моря (16–18 ‰), Азовського (10–12 ‰), Балтійського (10–12 ‰). В інших прісна складова водного балансу невелика, а випаровування води значне, тому солоність вод може досягати 38–39 ‰ (Середземне море, Перська затока) і навіть 40–42 ‰ (Червоне море) (рис. 34).

З глибиною солоність зростає, але існує дуже складна картина вертикального розподілу солоності.

У високих широтах, особливо в полярних районах, солоність із глибиною (до 200 м) спочатку зростає досить швидко, а далі цей процес сповільнюється, і з глибини 400–500 м до дна солоність практично не змінюється.

У помірних широтахспочатку солоність із глибиною (до 100 м) зростає, потім зменшується, досягаючи мінімуму в певному шарі, нижче якого знову збільшується. Такий винятковий мінімум солоності відзначений по всій широті Атлантичного океану між 45º пн. ш. і 20º пд. ш. на глибині 700–800 м. У Тихому та Індійському океанах також є шар зниженої солоності, але він не так різко виражений, як в Атлантичному.В екваторіальних широтахспочатку солоність із глибиною (до 100 м) збільшується, а потім із глибиною (до 1 500 м) зменшується, досягаючи мінімуму.

Рис 34. Середня річна солоність води поверхні Світового океану

(за В. М. Степановим)

10.7. Водний баланс Світового океану

Загальне рівняння водного балансу Світового океану має вигляд:

x₀+ y₀= Z₀±W,

де x₀ – середня багаторічна сума опадів, що випали на поверхню океану;

y₀ – середній багаторічний стік із суші;

Z₀– середнє багаторічне випаровування з поверхні океану;

± W – зміна рівня, чи об’єму океану.

Атмосферні опади становлять 90.7 % прибуткової частини водного балансу Світового океану, а випаровування – усі 100 % його витратної частини.

Особливості розподілу опадів, випаровування та різниці між ними такі: збільшення опадів і випаровування від полярних до низьких широт; існування перевищення опадів над випаровуванням: у високих широтах Північної півкулі (арктичний, субарктичний і частково помірний кліматичний пояси), у високих широтах Південної півкулі (антарктичний, субантарктичний і частково помірний кліматичний пояси) та в екваторіальних і субекваторіальних кліматичних поясах Північної півкулі; існування двох зон перевищення випаровування над опадами в обох півкулях (тропічний і субтропічний кліматичні пояси).

Таким чином, у зонах, де х – у > 0, спостерігається розведення морської води прісною, зменшення її солоності, причому надлишок води має викликати відтік поверхневих вод з цих районів океану; у зонах, де х – у < 0, відбувається осолонення води, втрата води повинна приводити до її компенсації шляхом притоку води ззовні.