Найважливіша особливість морів та океанів - тісний зв'язок теплових явищ у воді та у повітрі.
Жителі сіл міста, розташованих далеко від морського узбережжя, часто забувають про море, забувають у тому, що вони мають морю. Тим часом роль морів та океанів у житті кожної людини величезна.
Могутній вплив океанів відчувається не лише на його березі, а й у глибині материка, за тисячі кілометрів від узбережжя.
Клімат Землі залежить від багатьох причин, але головні з них – дія сонця та океанів. Від того, що суша та океани розподілені нерівномірно, на земній кулі відбуваються потужні переноси повітряних мас, дмуть стійкі вітри. Вода – дуже хороший зберігач сонячного тепла. Суша – правда, не вся однаково – набагато гірше зберігає тепло. Вона швидко втрачає значну частину благодатного сонячного тепла на відображення та зворотне випромінювання і цим відрізняється від моря.
Море, навпаки, забирає майже все тепло і ховає його углиб. Та частка сонячного тепла, що утримана сушею, зберігається лише у верхньому шарі. Кожен може відчувати це тепло в погожий сонячний день, - достатньо доторкнутися до жару, що палахкотить, майже розжарився піску. Але варто зайти сонцю - і суша швидко остигає. Отоді й стає помітним тепло, приховане морем. У нічний час вода виявляється теплішою за повітря. Залежно від того, де холодніше, вітер дме з суші на море (вночі), або з моря на сушу (вдень). Вода хвилюється та перемішується. Частки, що нагрілися від сонця, замінюються холодними, ті в свою чергу нагріваються і поступаються місцем іншим. В результаті тепло поширюється на глибину кількох десятків метрів. Швидко зникнути з такої глибини при похолоданні воно не може, адже вода має малу теплопровідність. Питома теплоємність води приблизно вдвічі більша, ніж суші, і майже вчетверо більше, ніж повітря. Беручи до уваги, крім того, малу щільність повітря (майже сімсот сімдесят разів менше щільності води), отримуємо, що кожен кубічний сантиметр води, охолодившись на 1°, нагріє на цю ж величину понад 3100 кубічних сантиметрів повітря. Саме тому море повільно та рівномірно обігріває сушу в період холодів.
Щоправда, влітку подих моря видається суворим та холодним. Тяжкі, напоєні вологою хмари повільно піднімаються з-за обрію. Вони насуваються на берег, закривають яскраве веселе небо та йдуть за сотні та тисячі кілометрів на сушу. Дощі, нерідко з блискавкою та громом, проливаються не лише над прибережними районами, а й над висохлими степами та пустельми. І кожен зелений лист, що пишно розростається після благодатного душу, по суті, кажучи, свідчить про велику роль морів та океанів у розвитку життя на Землі. Взимку в Західному Сибіру стоять тріскучі морози та дим лінивими, сірими стовпами висить над трубами будинків, а квапливі перехожі пробігають вулицями, розтираючи носи та щоки. Але варто подути вітерець із заходу, як все змінюється. Температура різко підвищується, небо затягується пеленою, з якої час від часу мчать мільйони сніжинок. Ще день - і потепління може перетворитися на відлигу. Можна грати у сніжки. Все це результат роботи повітряних мас, принесених циклоном із заходу і нагрітих теплом Атлантичного океану. Загалом моря та океани «пом'якшують» клімат земної кулі, тобто роблять коливання його менш різкими. Вони зволожують повітря, припиняють посухи, зменшують морози взимку і приносять прохолоду в спекотні дні. Моря та океани регулюють клімат. І в цьому - їхнє найбільше значення в явищах, що відбуваються на нашій планеті.
Здатність накопичувати тепло і потім поступово віддавати його повітрю - одна з найцікавіших рис морів. Вивчення цієї особливості значно посунулося вперед останніми роками в результаті досліджень академіка В. В. Шулейкіна.
У той самий час самі моря і океани своєї поверхні й у глибинах швидко відгукуються явища, які у атмосфері. Хочеш знати море, - дізнайся насамперед те, що відбувається над ним.
Чи утворюється лід у морі, чи посилюється випаровування, чи перемішується вода зверху до низу, чи хвилюється море, чи виникають сильні течії, - все це результат дії повітря на воду.
Теплі течії – труби водяного опалення земної кулі.
А. І. Воєйков
Світовий океан, або гідросфера Землі, поєднує майже всі океанічні та морські води, що мають єдину поверхню. Він займає майже три чверті поверхні земної кулі – 361 млн. км 2 , тоді як суша – лише 149 млн. (рис. 14).
Середня глибина відносно невелика – 3,8 км. Таку тонку гідросферу можна уподібнити плівці завтовшки 1 мм на глобусі діаметром 3 м. Але вона відіграє величезну роль в органічному житті та кліматах Землі.
Океан – колиска життя. У далекому минулому у теплих і тихих морських лагунах виникли та розвивалися перші живі клітини, а потім і найпростіші організми. Якби рідка плівка випарувалася, то на обсохлій Землі не знайшлося б жодного куточка для високорозвиненого сучасного органічного світу. Та й тепловий режим став би іншим – у січні на Північному полюсі замість сучасної середньої температури –30° стало б –80°.
Океанічна поверхня з усіх природних поверхонь Землі є найкращим поглиначем сонячної радіації. Але та сама поверхня в іншому агрегатному стані (лід і сніг) є найбільш досконалим відбивачем. Хоча температурна гама поверхні океану та приземного шару атмосфери невелика, але вода у цьому тісному діапазоні досить часто та швидко змінює свій стан. Така мінливість різко позначається на кліматі.
Океан – величезний дистилятор. Він щорічно випаровує 448 000 км 3 води, а континенти - лише 71 000. Чим тепліше океан, тим більше він випаровує вологи. Вологе повітря, вкриваючи планету, знижує витік тепла в космічний простір, краще зрошує землі і полегшує землеробу вирощування рясних урожаїв. Океан – потужний терморегулятор планети. Завдяки великій масі води та її високій теплоємності (у 3200 разів більшій, ніж у повітря) він влітку акумулює сонячне тепло та витрачає його взимку на обігрів атмосфери, вирівнюючи міжсезонну мінливість клімату. У ряді випадків океан вирівнює і міжрічні коливання. Материки не здатні акумулювати тепло, тому континентальність клімату зазвичай зростає з віддаленням від кордонів з океаном.
Води океану перебувають у безперервному русі. Вони більше, ніж суша, поглинають сонячне тепло і є генеральним постачальником енергії у глобальні вітрові системи. Урагани та штормові вітри енергійно перемішують та переміщують водні маси. Так, протягом Західних вітрів у Південній півкулі щорічно переносить навколо Землі близько 6 млн. км 3 води, що дорівнює двом обсягам Середземного моря. Особливо активним є поверхневий 100-200-метровий шар. Але й підповерхневі і навіть придонні верстви океану перебувають у вічному русі. Морські течії приносять великі маси тепла та холоду. Частка води може здійснити у Світовому океані будь-які навколосвітні подорожі, змінюючи свій стан, нагріваючись під екватором та звертаючись у лід у полярних водах обох півкуль.
Морські течії разом із повітряними вирівнюють температуру між полярними та тропічними широтами і повністю виконують роль, зазначену в епіграфі словами А. І. Воєйкова.
У табл. 4 наведені температури по широтних поясах, обчислені та спостерігаються. Різниця є результатом теплообміну, що визначається циркуляційними процесами в атмосферній та гідросферній оболонках Землі. Легко бачити, як сильно дається взнаки міжширотний теплообмін на температурне поле Землі. Якби його не було, то в екваторіальному поясі температура піднялася б на 13 °, а в широтах від 60 ° північної широти до полюса температура в середньому знизилася б на 22 °. На широтах Москви та Ленінграда панував би клімат сучасної Центральної Арктики, тобто зовсім непридатний для рослинного світу.
Кількісне уявлення про міжширотне перенесення тепла морськими та повітряними циркуляційними процесами дає табл. 5.
Як видно з таблиці, прихід сонячної короткохвильової радіації швидко зменшується від екватора до полюса, що знаходить пояснення в кулястості Землі. Втрати через довгохвильову радіацію, навпаки, залишаються майже незмінними у всіх широтних поясах, оскільки куляста поверхня Землі тут не має значення. Звідси виникає відносний надлишок тепла в широтах нижче 40 ° і недолік вище за цей кордон, що породжує контрасти температур, наведених у табл. 4. У реальних умовах, як ми бачили, надлишок та нестача тепла врівноважуються за рахунок міжширотного теплообміну, що здійснюється через механізми водо- та повітрообміну.
Практичний інтерес представляє питання – кому ж належить визначальна роль у транспортуванні тепла від планетарного котла до планетарного холодильника, тобто від екваторіальних та тропічних широт до полярних? Морський чи повітряної адвекції?
У різний час вклад кожної з цих адвекцій різний. У сучасних умовах і в більш холодних у минулому, коли Арктичний басейн у значній своїй частині цілий рік покритий льодами, що дрейфують, морська адвекція відносно невелика, але в міру того, як в Арктичний басейн наздоганяються атлантичні води, її роль зростає. Сучасне співвідношення морської та повітряної адвекцій окремими дослідниками визначається по-різному: від 1:2 на користь повітрообміну до 1:1,5 на користь морської адвекції. Ми ж у своїх розрахунках повітряну адвекцію в рахунок приймати не будемо, оскільки її відносна та абсолютна значимість в акріогенних умовах природно падає. Той відносно невеликий внесок тепла, який вносить повітряна адвекція, ми резервуватимемо в запас міцності.
А. І. Воєйков, називаючи морські течії регуляторами температури, вважав, що «повітряні течії далеко не настільки сприяють рівнянню температур між екватором і полюсом, як морські течії, і за своїм прямим впливом у цьому відношенні не можуть зрівнятися останніми. Але опосередкований вплив їх дуже великий».
П. П. Лазарєв у 1927 р. побудував модель океанічних та атмосферних циркуляцій. Ця модель показала, що океанічні течії, проходячи через Північний полюс і приносячи в полярну область велику кількість тепла, її отеплюють. Віддаючи належне радянському експериментатору, англієць Брукс зазначав: «Коли модель відображала сучасний розподіл суші і моря, течії до дрібниць, що виникали в басейні, виявлялися подібними до нині існуючих течій... У моделях, що відтворювали умови теплих періодів, океанічні течії проходили через полюс, моделях холодних періодів жодна течія не перетинала полюса».
Брукс відкидав: самодостатню роль атмосферної циркуляції і вважав, що її зміни не здатні власними силами, без залучення інших чинників, викликати великі кліматичні зміни. "Роль атмосферної циркуляції, - писав він, - слід розглядати як регулюючу, іноді, можливо, посилюючу, але не породжує найбільші кліматичні коливання". Якщо морські течії, за влучним визначенням А. І. Воєйкова, служать терморегуляторами клімату, цього не можна сказати про макроциркуляціях атмосфери. З усіх кліматоутворюючих факторів, як зазначав Б. Л. Дзердзеєвський, вони за своєї динамічності є найменш постійним фактором.
Аналіз донних відкладень в Арктичному басейні також підтвердив, що саме морські течії, порівняно з повітряними, відіграють визначальну роль у формуванні клімату. У тих випадках, коли теплі атлантичні води слабо проникали до Арктичного басейну, температура в полярних широтах падала. Низька температура призводила не тільки до відновлення крижаного покриву басейну, а й відродження льодовикових щитів на континентах.
Надаючи великого значення напрямам морських течій у формуванні клімату, А. І. Воєйков писав: «Чи не вправі ми сказати, зваживши основні умови, що впливають на клімат: без будь-якої зміни маси нинішніх течій, без змін середньої температури повітря на земній кулі знову можлива температура у Гренландії, подібна до колишньої там у міоценовий період, і знову можливі льодовики в Бразилії. Для цього потрібні лише відомі зміни, що спрямовують течії іншим чином, ніж тепер». Через багато років академік Є. К. Федоров вказав на необхідність ретельного вивчення можливих змін клімату у зв'язку з відхиленням деяких морських течій, вважаючи, що воно має стати одним із найважливіших напрямів у наших дослідженнях.
Тому буде корисним нагадати короткі характеристики сучасних океанічних течій (рис. 15).
Найбільш потужною теплою течією Світового океану, що надає вирішальний вплив на клімат Північної півкулі, є система течій Північної Атлантики під загальною назвою Гольфстрім. Система охоплює величезний простір від Мексиканської затоки до берегів Шпіцбергена та Кольського півострова. Власне Гольфстрімом називається ділянка від місця злиття Флоридського течії з Антильським (30° північної широти) до острова Ньюфаундленд. На широті 38 ° потужність досягає 82 млн. км 3 / сек, або 2585 тис. км 3 / рік.
У районі Нової Шотландії та південного краю Ньюфаундлендської банки Гольфстрім стикається з холодними розпресованими водами течії Кабота, а потім водами холодної течії Лабрадор. Потужність Лабрадора становить приблизно 4 млн. м3/сек. Воно разом із холодними водами виносить у район Великої Банки морські льоди та айсберги.
Льоди морського походження зазвичай тримаються над самою банкою і, потрапляючи у води Гольфстріму, швидко тануть. Айсберги мають більш тривале життя. Потрапивши у води Гольфстріму, вони дрейфують на північний схід і навіть знову на північ, а нерідко здійснюють тривале плавання по всій Північній Атлантиці. У виняткових випадках вони заносяться на південь майже до 30° північної широти, а на схід майже до Гібралтару.
Значна частина айсбергів розповсюджується по околицях Великої Банки, особливо по північних, де, сідаючи на мілину, вони залишаються доти, доки не розтануть настільки, що їх зменшене осадження дозволяє їм продовжувати свій дрейф далі.
Крім морських льодів і айсбергів у районі Ньюфаундленду, як і біля берегів Лабрадора, зустрічається і донний лід, що у міру утворення спливає на поверхню і бере участь у загальному дрейфі льоду. Оскільки температурна різниця контакту Гольфстріму та Лабрадору дуже велика, води Гольфстріму сильно охолоджуються.
Пройшовши Велику Ньюфаундлендську банку, Гольфстрім під назвою Північно-Атлантичної течії рухається на схід із середньою швидкістю 20-25 км/добу і в міру просування до берегів Європи приймає північно-східний напрямок. За банками Ньюфаундленда воно відокремлює гілки-рукави, що губляться у вирі. Близько 25° західної довготи від південного краю відходить велика гілка Канарського течії до Піренейському півострову.
При підході до Британських островів від Північно-Атлантичного течії відокремлюється з лівого боку велика гілка - течія Ірмінгер, що прямує північ у бік Ісландії; основна маса, перетинаючи поріг Уайвілла-Томсона, проходить у протоці між Шетландськими та Фарерськими островами і входить у Норвезьке море.
Лінія порогів Уайвілла-Томсона, а потім Гренландсько-Ісландський поріг є чіткою межею між Атлантичним та Льодовитим океанами. На глибині 1000 м на південь від Фареро-Шетландського порогу, що має глибину менше 500 м, температура води майже на 8 ° вище, ніж на північ. Солоність на тій же глибині з південного боку порога більша на 0,3 проміле. Пояснення цієї виняткової контрастності криється у відхиленні на захід глибинних шарів теплих вод на південній стороні, тоді як на північній стороні порога холодні води відхиляються на схід. У результаті північ від порогу вся глибоководна частина Гренландського і Норвезького морів заповнена дуже холодною і щільною водою. Ця система порогів також розмежовує області з величезним переважанням лежить на поверхні атлантичних і арктичних вод.
Північно-Атлантична течія, минаючи протоку між Фарерськими та Шетландськими островами, під назвою Норвезької теплої течії проходить вздовж західного узбережжя Скандинавського півострова. У районі перетину Північного полярного кола з лівого боку від нього відходить гілка самостійного потоку теплих вод, що має у всі сезони року стійкий напрямок на північ.
На захід від мису Нордкап, від Норвезької течії з правого боку відходить на схід у Баренцеве море Нордкапська течія. Схід 35 меридіана воно хоч і розбивається на дрібні струмені, але відіграє помітну роль у терміні Баренцева моря. Так, мала за потужністю Мурманська гілка робить Мурманський порт відкритим цілий рік для вільного плавання кораблів будь-якого типу.
Внаслідок більшої щільності атлантичні води на значній частині акваторії Баренцевого моря занурюються під легкі шари місцевої води. Частина атлантичних вод проникає у Карське море. Водночас тепла атлантична вода під шаром місцевої полярної води заходить у Баренцеве море також і з півночі, з боку Арктичного басейну за глибокими жолобами на захід і схід від Землі Франца-Йосифа, куди вона потрапляє як відгалуження від уже глибинної Шпіцбергенської течії.
Ліва гілка Норвезької течії після відходу від неї Нордкапської гілки йде на північ під назвою Шпіцбергенської. Основний потік його при вході в протоку Шпіцберген-Гренландія втрачає частину своєї кінетичної та теплової енергії за рахунок того, що протока відображає частину водних мас і за рахунок бічного змішування з водами зустрічної холодної Східно-Гренландської течії. Відбиті водні маси рухаються спочатку у західному, та був у південному напрямі, вклинюються в холодні струмені Східно-Гренландського течії і, змішуючись із нею, утворюють кругові течії у районі нульового меридіана і 74-78° північної широти.
Шпіцбергенська течія проходить вздовж Західних берегів Шпіцбергена зі швидкістю близько 6 км на добу, із середньою температурою води 1,9° та солоністю 35 проміле. На північ від Шпіцбергена внаслідок різниці щільностей воно опускається під арктичні води і продовжує свій шлях у Центральній Арктиці вже у вигляді глибинної теплої течії. Але це не єдине місце, де шпіцбергенські теплі води поринають під холодні арктичні. На Гренландському східному мілководді всюди на глибинах понад 200 м панують їхні високі позитивні температури. Ці теплі води можуть проникати глибоко у затоки та фіорди. Зрозуміло, таке глибоке проникнення під зустрічні розпресовані води, що швидко просуваються на південь, несуть з собою не тільки пакові льоди з глибоким осадом, але і айсберги, не може відбуватися без великої втрати кінетичної енергії і тепла. Роботами станції «Північний полюс-1» встановлено дуже активну роль атлантичних вод в отепленні верхнього холодного шару. Навіть узимку, незважаючи на низькі зимові температури повітря, атлантичні води, діючи на льоди знизу, постійно їх послаблюють. Це стосується і місцевих льодів, і льодів, що виносять із Центральної Арктики в Гренландське море.
Пробіг вод Гольфстріму від Флоридської протоки до Томсонового порога займає 11 місяців, а від Томсонового порога до Шпіцбергена близько 13 місяців.
Течія Ірмінгера, відокремившись при підході до північних берегів Британських островів від Північної Атлантичної течії, набуває напряму на північ у бік Ісландії. Приблизно на 63° північної широти перебіг роздвоюється. Права його частина сягає Данської протоки і своїми теплими водами омиває не тільки західні береги Ісландії, а й північні. У цьому районі воно входить у зіткнення з ісландською гілкою Східно-Гренландської течії і, поєднуючись з її водами, охолоджується і рухається на південний схід. Ліва, більш потужна частина Ірмінгера після розгалуження повертає на південний захід, а потім на південь, під косим перетином зустрічається з потоком вод і льодів Східно-Гренландської течії. На стику вод температура з відривом від 20 до 36 км знижується з 10 до 3°.
У районі південного краю Гренландії течії Ірмінгер і Східно-Гренландське концентрично огинають мис Фарвель і всю південно-західну частину острова і під назвою Західно-Гренландської течії проходять через протоку Девіса в Баффінову затоку.
Східно-гренландська холодна течія, що служить основним трактом для стоку вод і виносу льоду з Арктичного басейну, отримує свій початок на материковій мілини Азії. При поступовому переміщенні від материка північ протягом у районі Полюса роздвоюється: одна гілка прямує в американський сектор Арктики, інша - у бік Гренландського моря. Біля північно-східного узбережжя Гренландії до Східно-Гренландського течії вливаються води холодної течії, що йде із заходу вздовж північного узбережжя Гренландії. Ширина Східно-Гренландської течії у 75-76 ° північної широти - 175 - 220 км, швидкість зростає від двох миль на добу під широтою 80 ° до 8 миль під 75 °, до 9 миль під 70 ° і до 16 - 18 миль під 65 -66 ° північної широти; температура води усюди нижче 0°. Пройшовши Датську затоку, вона стикається з теплим Ірмінгеромі разом із нею огинає мис Фарвель. У цьому районі морські льоди та айсберги, потрапляючи у струмені теплих вод, швидко тануть. У мису Фарвель ширина пояса плавучих льодів в окремі місяці досягає 250-300 км, але завдяки теплим водам Ірмінгера, на північ від мису Дезолейшн (62 ° північної широти), льоди ніколи не утворюють тут зімкнутого покриву, а ширина їх пояса не перевищує декількох десятків.
Лабрадорська течія є продовженням холодної течії Бафінової Землі, що бере початок біля протоки Сміта. Воно проходить вздовж берегів півострова Лабрадор і далі на південь вздовж східного берега Ньюфаундленду; потужність його приблизно 130 000 км3/рік. Воно несе морські льоди та айсберги і, як зазначалося, сильно охолоджує води Гольфстріму. Води Лабрадора залишаються холодними весь рік, охолоджуючи і все узбережжя, що омивається ним. Тундрова рослинність на Ньюфаундленді завдячує своїм існуванням холодним водам Лабрадора. Примітно, що майже на тій самій широті, але з іншого боку Атлантики, у Франції, виростають найкращі сорти винограду.
Розглядаючи траси течій Північної Атлантики, ми переконуємося, наскільки правий був А. І. Воєйков, коли говорив, що напрямок морських течій грає величезну роль формуванні клімату. На тому самому меридіані розташований далеко за полярним колом незамерзаючий порт Мурманськ, а азовські порти, що лежать на 2500 км південніше, щорічно замерзають на кілька місяців. І, нарешті, північ Атлантичного басейну можна уподібнити до ванни, в яку через два крани вливається холодна вода (Лабрадор і Східно-Гренландська течія) і через один - тепла вода Гольфстріму. Регулюючи крани, ми можемо змінювати термін Атлантики, а з нею і клімат навколишніх континентів. Визнання великої ролі морських течій у формуванні клімату визначило з кінця минулого століття шляхи регіональних покращень кліматичного режиму, змінюючи напрямки теплих та холодних течій. Поряд із цим розвивалися проекти великих гідротехнічних заходів щодо регулювання та перекидання річкового стоку. Зупинимося на головних гідротехнічних проектах із меліорації природних умов.
Клімат – це статистичний ансамбль станів, які проходить система океан – суша – атмосфера протягом кількох десятиліть. Статистичним ансамблем називається і визначається безліч, що складається з відомих елементів, із зазначенням, як часто зустрічається кожен із них. У цьому випадку для будь-якої кількісної характеристики елементів можна знайти середнє значення всієї множини.
У аналізованій глобальній системі океан - суша - атмосфера і космос кліматоутворюючі чинники можна визначити як астрономічні, геофізичні та метеорологічні.
Перша група - зовнішні, чи астрономічні кліматоутворюючі чинники - це світність Сонця, становище і рух Землі у Сонячній системі, нахил її осі обертання до площині орбіти і швидкість обертання. Ці фактори визначають впливу на Землю з боку інших тіл Сонячної системи, насамперед її інсоляцію та гравітаційні впливи зовнішніх тіл і, крім того, коливання у розподілі інсоляції на зовнішній межі атмосфери.
Друга група кліматоутворюючих факторів включає так звані геофізичні фактори. Вони пов'язані з властивостями Землі як планети. Деякі їх впливають на кліматичну систему загалом (у кожній її точці), інші визначають умови (потоки властивостей і субстанцій) нижньому кордоні. До цих факторів відносяться розміри та маса планети, швидкість обертання навколо осі, власне гравітаційне та магнітне поле, внутрішні джерела тепла, властивості поверхні планети, що визначають її взаємодію з атмосферою.
Істотним кліматоутворюючим фактором цієї групи є швидкість обертання Землі навколо осі, що надає вирішальний вплив на характер усієї атмосферної циркуляції. Внаслідок обертання Землі багато метеорологічних елементів зазнають добових коливань завдяки зміні припливу сонячного тепла. Якби швидкість власного обертання Землі була дуже малою чи порівнянною з періодом обертання Землі навколо Сонця, то основні термічні контрасти, які створюють циркуляцію атмосфери, виникали б між нагрітою денною та охолодженою нічною півкулями. Коли швидкість обертання збільшується, переважаючими стають різницю між полярними і екваторіальними районами.
Велика частина теплової енергії, яку отримує атмосфера, надходить від поверхні, що підстилає, тепловий стан якої залежить від таких фізичних її властивостей, як відбивна здатність, або альбедо, випромінювальна здатність, теплоємність і теплопровідність, а також рухливість.
Важливу роль формуванні клімату грають звані термодинамічні активні домішки, тобто. Змінні компоненти атмосфери. До них відносяться водяна пара, вуглекислий газ, аерозоль та ін. Головним джерелом водяної пари в атмосфері є океани. Зміст атмосфері залежить від площі поверхні океанів і зажадав від температури. За сталості цих факторів велике значення має розподіл океанів і материків за широтними зонами. У той самий час океан служить переважно стоком для аерозолів, основним джерелом яких є материки.
Вуглекислий газ надходить в атмосферу при виверженні вулканів, розкладанні органічної речовини у верхньому шарі ґрунту (так зване дихання ґрунту) та при диханні рослин суші. У XX ст. став особливо помітним надходження вуглекислого газу в атмосферу в результаті антропогенної діяльності. Єдиним споживачем вуглекислого газу на суші є рослинність, яка асимілює його переважно шляхом фотосинтезу. Між океаном та атмосферою постійно відбувається інтенсивний обмін вуглекислим газом. Його розчинність суттєво залежить від температури океану та значно погіршується з підвищенням останньої. Тому холодний океан може бути стоком вуглекислого газу, а теплий, навпаки, його джерелом.
Відмінності властивостях поверхні океанів і суші призводять до такого явища, як циркумконтинентальність, тобто. зміна кліматичних показників у напрямі, поперечному кордонів материків. Особливо яскраво це проявляється над масивними та ізольованими блоками суші. З видаленням углиб материка посилюється континентальність клімату, тобто. збільшуються річні та добові амплітуди температури повітря, зменшуються відносна вологість та хмарність влітку та вдень, а також кількість опадів, та їх випадання стає нерегулярним тощо.
У деяких районах виникають так звані мусонні ефекти, що полягають у різкій сезонній зміні атмосферної циркуляції та пов'язаної з нею погоди. Зазвичай це спостерігається при формуванні над сушею термічного антициклону взимку та циклону влітку.
У багатьох випадках мусонні ефекти посилюються сезонними міграціями планетарних фронтальних зон. Більшість із них приурочено до прикордонних зон суші та океану.
Головними метеорологічними кліматоутворюючими факторами є маса та хімічний склад атмосфери.
Маса атмосфери дорівнює 5,3-1021 р. Вона визначає її механічну та теплову інерцію, її можливості як теплоносія, здатного передавати тепло від нагрітих областей до охолоджених.
Атмосферне повітря є сумішшю газів, одні з яких мають майже постійну концентрацію, інші - змінну. Крім того, в атмосфері містяться різні рідкі та тверді аерозолі, які також істотно впливають і мають важливе значення у формуванні клімату.
Океан, що є невід'ємною частиною кліматичної системи, відіграє у ній винятково важливу роль. Первинною властивістю океану є маса. Однак для клімату істотно і те, на якій частині Землі ця маса розміщується.
Середній атмосферний тиск на рівні моря приймається рівним 1013,25 мбар (гПа). Температура атмосфери є досить низькою. Приведена до рівня моря середня кліматична температура повітря біля Землі у північній півкулі середньому протягом року становить 15,2°С, у південному -- 13,3 °С. Різниця температур між екватором та Північним полюсом у січні дорівнює 59,7 °С, у липні – 28,2 °С. Між екватором та Південним полюсом, відповідно, у січні 40,2 °С та у липні 74,2 °С.
Температурне поле Світового океану таке, що середня температура поверхні дорівнює 17,82 °С. Середня температура всієї товщі вод, без Арктичного басейну, дорівнює 57 °С.
Середня солоність усієї товщі вод Світового океану (без Арктичного басейну) дорівнює 34,71%0.
Таким чином, володіючи різними властивостями та характеристиками у своїх геосферах океани, атмосфера та материки формують клімат Землі та Світового океану.
Особливе значення для формування та зміни клімату має взаємодія між океаном та атмосферою, що виявляється в обміні теплом, вологою та кількістю руху. Океан знаходиться в безперервній взаємодії з атмосферою та земною корою. Він є величезним акумулятором сонячного тепла і вологи, згладжує різкі коливання температури і зволожує віддалені райони суші (за допомогою повітряних течій).
Зворотний вплив атмосфери на океан проявляється головним чином через циркуляцію вод шляхом ослаблення або посилення поверхневих (а побічно і глибинних) течій через вітровий режим. Нерівномірне надходження сонячного тепла на поверхню океану та мінливість атмосферних процесів безпосередньо впливають на температуру, солоність та інші характеристики Світового океану.
Особливий інтерес представляє пояс Світового океану, де поглинається величезна кількість сонячної радіації (зона між 30 ° пн.ш. і 30 ° пд.ш.). Тепло, що накопичилося там, переноситься в більш високі широти, стаючи важливим фактором пом'якшення клімату помірних і полярних широт в холодну половину року. В результаті випаровування та турбулентного теплообміну з акваторії океану атмосфері за рік передається приблизно в 2 рази більше тепла, ніж із поверхні суші. Звідси випливає, що Світовий океан є одним із головних факторів формування клімату та погоди на Землі.
Кліматично значущими властивостями Світового океану є такі: температура поверхні океану, солоність і властивості товщі води, тепломіст діяльного шару океану, морські течії і льоди.
Істотний вплив на клімат надають морські (океанічні) течії, які є поступальним рухом водних мас у морях і океанах, на поверхні яких вони поширюються широкою смугою, захоплюючи шар води різної глибини. Морські течії викликаються дією сили тертя між водою і повітрям, що рухається над поверхнею моря, градієнтами тиску, що виникають у воді, а також силами Місяця і Сонця. На напрям течій великий вплив має сила обертання Землі, під впливом якої потоки вод відхиляються у Північній півкулі вправо, а Південному – вліво.
Морські (океанічні) течії відіграють у процесі міжширотного перенесення тепла. Встановлено, що близько половини адвективного перенесення тепла з низьких широт у високі здійснюється з морськими течіями, а решта – через атмосферну циркуляцію. Відповідно, у зворотному напрямку з холодними течіями відбувається адвекція холоду. Тому морські течії впливають насамперед на температуру повітря та її розподіл.
Стійкість течій призводить до того, що їхній вплив на атмосферу має кліматичне значення. Гребінь ізотерм на картах середньої температури чітко показує опалювальний вплив Гольфстрімуна клімат східної частини північної Атлантики та Західної Європи.
Води системи Гольфстрім проникають на 10 тис. км. – від Флориди до Шпіцбергена та Нової Землі. Ця течія транспортує величезні маси води різної солоності та щільності. Маючи найбільшу ширину потоку до 120 км і товщину 2 км, Гольфстрім переносить води у 22 рази більше, ніж усі річки земної кулі. Перетинаючи Атлантичний океан, Гольфстрім прямує на північний схід (у своїй дельті він поділяється на кілька потоків). Тут його правильніше називати Північно-Атлантичною течією; воно значно розширюється і його швидкість зменшується до 0,26– 0,32 м/с. Гольфстрім приносить величезну кількість тепла до берегів Західної Європи, де він має температуру влітку 13–15 °С, а взимку 8 °С. Обмиваючи береги Норвегії, Північно-Атлантична течія проникає далі в Баренцеве море до Шпіцбергена і частково навіть у Карське море, значно утеплюючи клімат західного сектора Арктики. Схід через велику щільність води ця течія опускається в більш глибокі шари океану.