В Г Клименко - Загальна гідрологія - страница 21

Страницы:
1  2  3  4  5  6  7  8  9  10  11  12  13  14  15  16  17  18  19  20  21  22  23 

-    надходження тепла від Сонця;

-    теплообмін з атмосферою (0,38 млрд Дж/м );

-    вертикальний теплообмін (надходження тепла з вище і нижче розміще­них шарів води);

-    приплив тепла в результаті горизонтального переміщення повітряних і водних мас, або адвекції.

Тепловий баланс моря - це сума тепла, яка надходить у воду або витра­чається нею в результаті всіх теплових процесів.

Річний хід температури залежить від співвідношення прибуткової і ви­тратної частини теплового балансу протягом року.

Рівняння теплового балансу:

Q ± Оеф ± Ов ± От.т + Ол + Ост + Оо + Оадв = ±Q t,

де Q - сумарна сонячна радіація;

Оеф - тепло, яке надходить або витрачається при ефективному випромі­нюванні;

Qu - тепло, яке витрачається на випаровування або надходить при конденсації;

Отт - тепло, яке надходить або віддається під час турбулентного те­плообміну з повітрям; Ол - тепло на льодоутворення або танення;

QCT -тепло вод материкового стоку;

Qo - тепло атмосферних опадів;

Оадв - тепло внаслідок теплообміну; ±Q t - різниця між притоком та витратами тепла.

Середня температура води на поверхні Світового океану - 17,5 °С, Тихо­го - 19,4°С, Індійського - 17,3°С, Атлантичного - 16,5 °С, а у Північному Льо­довитому - мінус 0.8°С. Максимальну температуру на поверхні Світового оке­ану має вода в Перській затоці (35,6° С) (рис. 22).

У північній півкулі температура води на поверхні вища, ніж на відповід­них широтах південної півкулі.

Найбільші річні амплітуди (до 3-5° С) спостерігаються біля 40° пн. ш і 30° пд. ш, а найменші - у приекваторіальній зоні до (1 ° С).
Найбільш висока температура води на поверхні Світового океану спостерігається в екваторіальному поясі, декілька на північ від екватора. Лінія найвищої температури води (27-28°С) називається термічним екватором.

Загальний зональний розподіл температури порушується течіями, річка­ми та льодом. З глибиною температура води в океанах і морях знижується. То­му, глибинні води Світового океану мають температуру значно нижчу ніж по­верхневі, за винятком полярних областей і районів океанів, де існує приплив глибинних вод ззовні.

В реальному розподілі температури води в товщі вод океану виділяють кілька типів (табл. 10.5).води з температурою від -1 до + 2°С. Між верхнім шаром перемішування з найбільш високою температурою і глибинною холодною водою лежить шар скачка температури, шар з найбільшими вертикальними градієнтами. Шари скачка створюються переважно сезонним літнім прогрівом поверхневого шару. Шар найбільших градієнтів температури називається головним термоклином. Сезонні коливання температури в морях зростають із віддаленням від океану. Так, у Чорному морі різниця літньої і зимової температури становить 14-200 С, в Азовському - 25-28° С.

Надходження води з більш глибоких шарів до поверхні моря - дуже по­ширене явище у Світовому океані. Воно називається апвелінгом. В районах ап-велінгу утворюються області зниженої температури на поверхні - від'ємні тем­пературні аномалії, в яких температура води нижче, причому інколи на декілька градусів, ніж середня температура на цій широті. Аномалії пов'язані також і з районами притоку більш холодних вод (із більш високих широт у більш низь­кі). Райони апвелінгу існують біля західних берегів материків: Перуансько-Чилійський, - біля Південної Америки, Каліфорнійський - біля Північної Аме­рики, Бенгальський - біля Південно-Західної Африки, Канарський - біля Захід­ної Африки.

Існують аномалії й позитивні. У таких районах температура води вище середньої для тієї же широти. Позитивні аномалії пов'язані з припливом теплих вод, що приносять теплі течії із низьких широт в більш високі. Найбільш значні аномалії температури в районі Гольфстріму в Атлантичному океані, Куросіо - у Тихому, Шпіцбергена - у Північному Льодовитому. Аномалії мають відносне, а не абсолютне значення. Так, тепла аномалія біля Шпіцбергена (біля 80° пн.ш.) має температуру 3°С, а холодна біля берегів Перу (біля 5°пд.ш.) - 22-24°С.

Температура води на поверхні океанів і морів вимірюється звичайним ртутним термометром або дистанційними термографами, які безперервно фік­сують температуру води в будь-якій точці. Для вимірювання температури води на глибинах використовують глибоководні (перекидні) термометри. Ці термо­метри вставляють у спеціальну рамку й опускають на задану глибину, де три­мають 5-7 хв., а потім посилають по тросу важок і перекидають їх, ртуть при цьому розривається. Висота розриву відповідає заміряній температурі, яка від­лічується по шкалі термометра.

 

10.9. Лід в океанах і морях

Площа, яка зайнята кригою в Арктиці досягає майже 11 млн км (квітень), в Антарктиці - майже 20 млн км (вересень).

У процесі замерзання морської води велику роль відіграє солоність. Для морської води солоністю більше 24,7 температура найбільшої густини ниж­ча, ніж температура замерзання і тому до самого замерзання поверхневий шар води завдяки охолодженню стає все більш важким, що спричиняє перемішу­вання і піднімання тепліших вод на поверхню. Ця вертикальна циркуляція про­тікає до тих пір, поки уся товща води не охолодиться до точки замерзання. У відкритому океані з глибинами у декілька тисяч метрів навіть у високих широ­тах уся маса води за зимовий період не може охолодитися до точки замерзання,тому і утворення льоду в океанах ускладнено. Іншою причиною, через яку спо­вільнюється замерзання морської води - низька температура її замерзання. Так, при солоності 24,7 температура замерзання складає - 1,330 С, а при солоності 35 вона дорівнює - 1,90 С. Крім того, при льодоутворенні, внаслідок випа­діння солей осолонюється поверхневий шар моря, що приводить до нового пе­ремішування, а отже, й до уповільненого наростання льоду. Початкові стадії утворення льоду такі:

Льодові голки - кристали чистого льоду завдовжки від 0,5 - 2 см до 10

см.

Сало - змерзання льодових голок між собою і утворення плямки плівок сіруватого кольору.

Внутрішньоводна крига - накопичення льодових кристалів у товщі во­ди або на дні океану.

Сніжура - сніг, що випадає на поверхню моря, ущільнюється і перетво­рюється в кашоподібну масу.

Нілас - якщо море спокійне, із сала утворюється суцільний тонкий льо­довий покрив завтовшки до 5 см , він еластичний, має матову поверхню.

Склянка - у розпріснених водах льодовий покрив має вигляд прозорої блискучої кірки.

Млинчастий лід - під час невеликого хвилювання утворюються невеликі крижини у вигляді дисків діаметром 30 - 50 см.

Шуга - під час сильного хвилювання шар сала разом із внутрішньовод-ною кригою утворюють не моноліт, а кашоподібну кригу.

Молодий лід - рівний лід сірого кольору утворюється з наростанням склянки і ніласу, а також при замерзанні сніжури і млинчастого льоду.

Пак - багаторічна крига у високих широтах Арктики. Для нього характе­рний блакитний колір.

 

Класифікація морської криги

1.    За походженням лід океанів і морів поділяється на морський, який безпосередньо утворюється з морської води; річковий, який виноситься в море річковими водами і материковий чи глетчерний, який з'являється в результаті сповзання льодовиків із суші (айсберги) або при відколюванні великих масивів від шельфового льоду узбережжя полярних країн (льодові острови).

2.    В залежності від різної стадії розвитку льоду (за віком): початкові фо­рми (льодові голки, сало, сніжура тощо); ніласовий (молодий) лід, сірий, білий, однорідний, дворічний, багаторічний (арктичний пак).

За характером рухомості лід поділяється на нерухомий (прикріплений до берега, острова - припай) і плавучий або дрейфуючий - не зв'язаний з бере­гами лід, який рухається під дією вітру й течії і поділяється на битий лід і льо­дові поля. До битого льоду належить крупнобитий (у поперечнику -20 - 100 м) і дрібнобитий (2 - 20 м). Льодові поля за площею бувають гігантські (у попереч­нику більше 10 км), великі (2 - 10 км) і дрібні (0,5 - 2 км). Часто на рівній льо­довій поверхні внаслідок поштовхів або стискування льоду утворюються на­громадження з уламків крижин, які називаються торосами.Кількість льоду на поверхні моря оцінюється в балах: 10 балів - поверх­ня, яка повністю покрита льодом; 0 балів - чиста вода; 1 бал - 10 % акваторії зайнято льодом; 5 балів - 50 %.

3. За класифікацією Назарова В. С., Істошина Ю. І. за характером льоду моря поділяються на:

- моря з епізодичним льодом - лід у морях буває не щороку, може з'явитись і зникати кілька разів узимку (Північне і Чорне моря);

-    моря із сезонним льодом (Охотське, Японське, Біле, Балтійське);

-    моря, в яких завжди є лід. Цю групу можна розділити на дві підгру­пи: а) моря, в яких більша частина льоду тане влітку, а частина залишається (Карське, Баренцове); б) моря, в яких лід існує цілий рік (Східносибірське, Чу­котське, Центральна частина Північного Льодовитого океану, більшість морів Антарктики).

Фізичні властивості морського льоду Солоність морського льоду - це кількість солей у грамах на 1 кг води, одержаної при його розтоплюванні. Солоність морського льоду залежить від солоності морської води та швидкості льодоутворення. Чим старіший лід, тим менша його солоність. Солоність морського льоду коливається від 0 до 18 0/00, а середні значення - 3 - 8 0/00.

Солоність морського льоду залежить від умов, за яких відбувається льо­доутворення. Чим нижча температура повітря, при якій утворюється лід, тим вища його солоність, тому що при швидкому наростанні льоду в товщу розсолу не встигає стікати, а залишається всередині льоду.

Солоність льоду з віком зменшується, тому що розсіл із часом поступово стікає. Тому багаторічний лід частіш за все прісний; особливо сильно опрісню­ється лід під час танення внаслідок того, що розсіл стікає по капілярах униз. У помірних широтах, до кінця весни, а в полярних областях наприкінці літа вода, що одержана з розтопленого льоду може бути використаною для питних і тех­нічних потреб.

Другою важливою властивістю морського льоду є щільність. Щільність і плавучість морського льоду залежить від температури, солоності, умов льодо­утворення і пористості, а також від кількості пухирців повітря, що включені в

лід.

Щільність морського льоду коливається від 0.85 до 0.94 г/см . Чим ста­ріший лід, тим щільність менша. Щільність чистого прісного льоду дорівнює 0.9176 г/ см при температурі ОС і 0.9377 при -25°С. Чим більший вік льоду, тим менша щільність.

У зв'язку з різною щільністю і структурою підвищення льоду над повер­хнею води (плавучість) може коливатись в межах від 1/6 до 1/15 його загальної товщини. Плавучість льоду тим більша, чим більша його товщина , і щільність води і чим менша щільність льоду.

Теплове розширення морського і прісного льоду різні. Прісний лід при підвищенні температури розширюється, а морський, навпаки, збільшується в об'ємі при зниженні температури від 0 до -23°С.Пояснити це можна так, в ме­жах вказаного температурного інтервалу одночасно діють два взаємнопротиле­жних процеси: процес нормального зменшення об'єму за рахунок зниження те­мператури і процес збільшення об'єму за рахунок виморожування із сольового розсолу додаткових порцій льоду, що утримуються в льоді.

З заступанням тепла відбувається термічне розширення льодового покри­ву. Тиск, що виникає внаслідок термічного розширення, поширюється в гори­зонтальному напрямі, супроводжується сильним зміщенням льоду і може ви­кликати великі пошкодження причалів, пірсів та інших портових гідротехніч­них споруд, а також суден, що стоять у порту або дрейфуючих у кригах.

Механічні властивості морського льоду: пружність, твердість і пласти­чність. Механічні властивості морського льоду залежать від його солоності, те­мператури і густини. Морський лід менш міцний, ніж річковий.

 

Рух льоду

 

Лід рухається під дією вітру та течій. Закономірність руху льоду (за Ф. Нансеном):

1.    Швидкість льоду менша швидкості вітру в 50 разів, тобто

Ул = 0,02 W,

де Ул - швидкість льоду; W - швидкість вітру.

2.    Лід рухається не за напрямком вітру, а відхилюється праворуч від ньо­го на 300 у північній півкулі у зв'язку з дією сили Коріоліса.

Правило Зубова М. М.:

1. Лід рухається вздовж ізобари (лінії однакового атмосферного тиску) так, що високий тиск лежить праворуч відносно руху льоду (у північній півку­лі).

3.    Швидкість руху льоду пропорційна горизонтальному градієнту атмос­ферного тиску.

 

10.10. Водні маси океану

Водна маса - порівняно великий об'єм води, що відрізняється від оточу­ючої водної товщі індивідуальними фізичними, хімічними і біологічними озна­ками, які набули у визначених районах океанів і морів і котрі зберігаються при переміщенні за межі області свого формування. В кожній водній масі виділяють її ядро з найбільш чітко вираженими показниками. Зміна значень характеристик водної маси, її трансформація відбувається з трьох причин: переходу з однієї кліматичної зони в іншу, зміни зовнішніх умов у районі розміщення водної ма­си і змішування із сусідніми водними масами.

Зональна трансформація - перехід водної маси з однієї кліматичної зо­ни в іншу ( холодні й теплі течії).

Сезонна трансформація - водна маса пов'язана із сезонною зміною гід­рометеорологічних характеристик на місці і тому новоутворену водну масу мо­жна назвати модифікацією першої, наприклад, літня модифікація.

Трансформація змішування - в результаті перемішування двох водних мас утворюється третя з проміжними значеннями характеристик.Суміжна область двох мас називається фронтальною зоною чи фронтом.

У Світовому океані виділяють основні й вторинні водні маси. Основні водні маси займають великі простори і мають однорідну будову на великій протяжності. Центри формування цих мас зв'язані з головними рисами клімату земної кулі, океанічною і атмосферною циркуляцією. Тому виділяють такі ос­новні водні маси: екваторіальні, тропічні, субтропічні, помірних широт, субпо­лярні і полярні (табл. 10.6, рис. 23).

Таблиця 10.6

Характеристики поверхневих водних мас Світового океану

(за В. Степановим)

 

Водні маси

Товщина шару, м

Темпера тура, С

Солоність

%

Густи на,ум. од.

Вміст

кисню,

мг/л

Вміст фосфа -тів, мг/л

Екваторіаль­ні

150-300

+26, +28

33 - 35

22 - 23

3-4

0,5-0

Тропічні

300-400

+18, +27

34,5 - 35,5

24 - 26

2-4

1,0-2,0

Субтропіч­ні

400-500

+15, +28

35 - 37

23 - 26

4-5

0,5

Субполярні

300-400

+15, +20

34 - 35

25 - 27

4,6 - 6,0

0,5 - 1,5

Полярні

100 - 200

+5, -1,8

32 - 34

27 - 28

5 - 7

1,5 -2,0

 

Оскільки водні маси у різних океанах за умовами формування неоднакові, їх виділяють і по кожному океану. У вертикальному напрямі розрізняють чоти­ри структурні водні зони: поверхневу, проміжну, глибинну і придонну.

Поверхнева зона (на глибині 100-400 м) - надзвичайно динамічна. Мінли­вість властивостей вод зумовлена сезонними коливаннями температури і вітро­вим хвилюванням. Об'єм води у поверхневій зоні 68,4 млн км , або 5,1 % від загального об'єму Світового океану.

У проміжній зоні (200-2000 м) поверхнева циркуляція води змінюється глибинною, в якій переважає меридіональне переміщення водних мас. Об'єм води в цій зоні 414,2 млн км , або 31 %.

Глибинна зона (2000-4000 м) - це зона меридіонального перенесення води та енергії, водообміну між океанами. У глибинній зоні зосереджено понад по­ловини (50,7 %) усієї водної маси океанів - 680,0 млн км .

Придонна зона (понад 4000 м) утворюється водами полярного походжен­ня. Найпотужніша вона в Антарктиці через високе положення її верхньої межі. Об'єм води в придонній зоні - 176,3 млн км3, або 13,2 %.

Страницы:
1  2  3  4  5  6  7  8  9  10  11  12  13  14  15  16  17  18  19  20  21  22  23 


Похожие статьи

В Г Клименко - Загальна гідрологія

В Г Клименко - Формування v студентів знань і вмінь про хімічний склад та оцінку якості поверхневих вод