Zasolenie wód powierzchniowychwody powierzchniowe oceanuwód powierzchniowych we wszechoceanie wyraźnie zmienia się wraz z szerokością geograficzną. Średnie zasolenie wód wynosi 35 promilipromilpromili, ale na otwartym oceanie nie zmienia się w większym stopniu. Minimalne wartości wynoszą około 32 promili, natomiast maksymalnie wartości dochodzą do 38 promili. Dzieje się tak z kilku powodów. Wody we wszechoceanie ulegają ciągłemu mieszaniu, więc nawet gdy dojdzie do gwałtownych zmian zasolenia, różnice dość szybko się wyrównają. Doskonałym przykładem takiej sytuacji będzie gwałtowna burza. Taki krótkotrwały, ale intensywny opad deszczu jest w stanie dostarczyć pewną ilość wody słodkiej w krótkim czasie, co doprowadzi do zmniejszenia się zasolenia przypowierzchniowej warstwy wód oceanu. Jednak w wyniku ruchów, którym podlega woda morska, wkrótce nie pozostanie ślad po tym wydarzeniu. Co w takim razie powoduje, że zasolenie jednak ulega zmianom wraz z szerokością geograficzną? Decydują o tym dwa czynniki.

Pierwszy z nich już znasz – to opady atmosferyczne. Nie chodzi jednak o jednorazowy deszcz na niewielkiej powierzchni, a o opady, które dotyczą dużego obszaru (strefy). Dostarczają one wodę słodką. Jeżeli pamiętasz cechy poszczególnych stref klimatycznych, to zdajesz sprawę z tego, że na pewnych szerokościach geograficznych (np. w strefie klimatów równikowych) opady są większe i będą powodować spadek zasolenia wód powierzchniowych, podczas gdy na innych będą mniejsze, a zasolenie w tych obszarach będzie większe (np. w zdecydowanej większości strefa klimatów zwrotnikowych).

Drugim czynnikiem, który wpływa na zasolenie wód na otwartym oceanie, jest parowanie. W wyniku tego procesu paruje wyłącznie woda, natomiast sól, która jest w niej rozpuszczona, pozostaje w oceanie, przez co podnosi się jego zasolenie. Pamiętaj, że intensywność parowania zależy od temperatury powietrza – im wyższa temperatura (np. strefa zwrotnikowa), tym większe parowanie, a więc stopień zasolenia wód powierzchniowych będzie większy.

Oczywiście w strefie okołobiegunowej, gdzie występują niskie temperatury, parowanie będzie przebiegać z mniejszą intensywnością, w związku z tym zasolenie będzie mniejsze.

Dodatkowo, jako trzeci czynnik można wskazać prądy morskie, które transportują wodę w kierunku wyższych lub niższych szerokości geograficznych i w takiej sytuacji mogą przenosić wodę o mniejszym zasoleniu na obszary cechujące się większym zasoleniem i odwrotnie.

To wszystkie czynniki, które mogą wpływać na zasolenie wszechoceanu z dala od wybrzeży morskich.

Duże zróżnicowanie zasolenia wód wszechoceanu można zauważyć na obszarze wybrzeży, gdzie na taki stan rzeczy oddziałuje wiele czynników, tj.: mieszanie się wody słodkiej z ujścia rzek wraz z wodą oceaniczną, topnienie lodowców, większa suma opadów atmosferycznych, które są spowodowane występowaniem przybrzeżnych ciepłych prądów morskich (ogrzewają powietrze i dostarczają do niego wilgoci, zwiększając przez to ilość opadów nad pobliskimi lądami, zaś zimne ochładzają i osuszają znajdujące się nad nimi powietrze). O wiele mniejsze zasolenie będzie w pobliżu ujścia rzek, które niosą ze sobą ogromne ilości wody, np. ujście Amazonki, Kongo czy Gangesu i Brahmaputry. Wpływ topniejącego lodu będzie szczególnie zauważalny w okolicach obszarów okołobiegunowych, np. w pobliżu Grenlandii czy w pobliżu granicy lodu pływającego Arktyki. Tam zasolenie może spadać nawet do około 30 promili.

Warto także zwrócić uwagę, że zasolenie może ulegać zmianom w cyklu rocznym. Będzie ono mieć mniejsze wartości w czasie wzmożonego topnienia pokrywy śnieżnej lub lodowca, a więc w pobliżu Grenlandii mniejsze zasolenie wystąpi wiosną i latem. Podobne zmiany w zasoleniu mogą zostać wywołane okresami występowania opadów. Najlepszym przykładem będzie zestawienie ze sobą Morza Arabskiego (36‰) i Zatoki Bengalskiej (30–34‰). Oba akweny leżą w tej samej szerokości geograficznej, ale to do Zatoki Bengalskiej trafia słodka woda z Azji, nad którą w okresie letnim padają ulewne deszcze monsunowe.

Do jeszcze większych różnic dochodzi w przypadku zbiorników połączonych z wszechoceanem przez wąskie cieśniny, a więc zatok lub mórz śródlądowych. Jeżeli do takiej zatoki lub morza wpływa duża ilość rzek niosących słodką wodę, to wielkość zasolenia zmniejszy się, a mała wymiana wód przez cieśninę zatrzyma napływ bardziej słonej wody z oceanu. Jako przykład możemy tu wskazać Morze Bałtyckie, które jest najmniej zasolonym zbiornikiem morskim na świecie. Sąsiadujące z nim Morze Północne ma zasolenie na poziomie około 30 promili. W Cieśninach Duńskich oddzielających Bałtyk od Morza Północnego wartość ta spada do 14‑16 promili, w Zatoce Gdańskiej do około 7,5, w Zatoce Botnickiej wynosi już zaledwie 2 promile, a w okresie wiosennych roztopów jeszcze mniej.

Z kolei najwyższe wartości zasolenia występują w Morzu Czerwonym. Wysoka temperatura powietrza powodująca duże parowanie, praktycznie brak opadów oraz mała ilość rzek uchodzących do tego zbiornika sprawia, że zasolenie w nim jest większe niż na obszarach sąsiednich zbiorników i przekracza 40 promili. Możliwe jest to dzięki niewielkiej wymianie wód z oceanem światowym przez wąskie cieśniny.

Pionowe zmiany zasolenia wody zachodzą do głębokości 400 m, a ich wartości zmieniają się wraz z szerokością geograficzną i zależą od czynników opisanych wcześniej. Wody te nazywamy powierzchniowymi. Poniżej 400 m zmiany zasolenia są bardzo nieznaczne i niezależnie od szerokości geograficznej zasolenie ma stałą wartość wynoszącą około 34 promili.

Słownik