Властивості вод світового океану
Рух вод Світового океану
Зміст
За своїм фізичним станом вода - дуже рухлива середу, тому в пріродеона знаходиться в безперервному русі. Цей рух викликають різні причини, перш за все вітер. Впливаючи на води океану, він збуджує поверхностниетеченія, які переносять величезні маси води їх одного району океану в другой.Енергія поступального руху поверхневих вод внаслідок внутрішнього треніяпередается в нижні шари, які також залучаються до рух. Однаконепосредственное вплив вітру поширюється на порівняно невелику (до300 м) відстань від поверхні. Нижче в товщі води і в придонних горізонтахперемещеніе відбувається повільно і має напрямку, пов`язані з рельєфом дна.
Поверхневі течії утворюють два великих круговороту, разделеннихпротівотеченіем в районі екватора. Вир північної півкулі обертається погодинної стрілкою, а південного - проти. При зіставленні цієї схеми з теченіяміреального океану можна побачити значну схожість між ними дляАтлантіческого і Тихого океанів. У той же час не можна не помітити, що реальнийокеан має більш складну систему протитечій біля кордонів континентів, де, наприклад, розташовуються Лабрадорское протягом (Північна Атлантика) і Аляскінскоевозвратное протягом (Тихий океан). Крім того, течії у західних околиць океановотлічаются великими швидкостями переміщення води, ніж у східних. Ветрипрілагают до поверхні океану пару сил, що обертають воду в північній півкулі погодинної стрілкою, а в південному - проти неї. Великі вири океанічних теченійвознікают в результаті дії цієї пари обертаючих сил. Важливо підкреслити, чтоветри і течії не відносяться «один до одного». Наприклад, наявність швидкого теченіяГольфстрім у західних берегів Північної Атлантики не означає, що в цьому районедуют особливо сильні вітри. Баланс між обертає парою сил середнього поляветра і результуючими течіями складається на площі всього океану. Крімтого, течії акумулюють величезну кількість енергії. Тому зрушення в полесреднего вітру не призводить автоматично до зсуву великих океаніческіхводоворотов.
На вири, приводяться в рух вітром, накладається інша циркуляція, термохалінная ( «Халіна» - солоність). Разом температура і солоність определяютплотность води. Океан переносить тепло з тропічних широт в полярні. Етотперенос здійснюється за участю таких великих течій, як Гольфстрім, носуществует також і поворотний сток холодної води в напрямку тропіків. Онпроісходіт в основному на глибинах, розташованих нижче шару порушуваних ветромводоворотов. Вітрова та термохалінная циркуляції представляють собою составниечасті загальної циркуляції океану і взаємодіють один з одним. Так, еслітермохалінние умови пояснюють в основному конвективні руху води (опусканіехолодной важкої води в полярних районах і її подальший сток до тропіків), тоіменно вітри викликають розбіжності (дивергенцію) поверхневих вод і фактично «викачують» холодну воду назад до поверхні, завершуючи цикл.
Уявлення про термохалінної циркуляції менш повні, ніж про вітрової, нонекоторие особливості цього процесу більш-менш відомі. Вважається, чтообразованіе морських льодів в морі Уедделла і в Норвезькому морі має важливезначення для формування холодної щільної води, що поширюється у дна вюжном і Північній Атлантиці. В обидва району надходить вода підвищеної солоності, яка охолоджується взимку до температури замерзання. При замерзанні водизначітельная частина які в ній солей не включається в новообразующійсялед. В результаті солоність і щільність залишається незамерзаючих водиувелічіваются. Ця важка вода опускається на дно. Зазвичай її соответственноназивают антарктичної донної і північноатлантичної глибинної водою.
Інша важлива особливість термохалінної циркуляції пов`язана з плотностнойстратіфікаціей океану і її впливом на перемішування. Щільність води в океані сглубіной зростає і лінії постійної щільності йдуть майже горизонтально. Водус різними характеристиками значно легше перемішати в напрямку лінійпостоянной щільності, ніж поперек них.
Термохалінної циркуляцію важко з певністю охарактеризувати. По суті, ігорізонтальний адвекція (перенесення води морськими течіями), і дифузія должниіграть важливу роль в термохалінної циркуляції. Визначення относітельногозначенія цих двох процесів в будь-якому районі або ситуації представляетважную завдання.
I. Хвилі і припливи
Хвилі регулярні і мають деякі загальні характеристики - довжину, амплітуду іперіод. Також зазначається швидкість поширення хвиль.
Довжина хвилі є відстань між вершинами або підошвами хвиль, висота хвилі - вертикальна відстань від підошви до вершини, воно равноудвоенной амплітуді, період дорівнює часу між моментами проходження двухпоследовательних вершин (або підошов) через одну і ту ж точку.
Висота ряби вимірюється приблизно сантиметром, а період становить околоодной секунди і менше. Хвилі прибою досягають декількох метрів у висоту пріперіодах від 4 до 12 с.
Океанічні хвилі мають різні обриси і форми.
Хвилі, викликані місцевим вітром, називають вітровими. Інший тип хвиль - волнизибі, які повільно качають судно і при безвітряної погоди. Брижі образуютволни, які зберігаються після того, як вони вийдуть їх області дії вітру.
Відео: Температура води світового океану
При будь-якій швидкості вітру досягається якесь рівноважний стан, що виражається вявленіі повністю розвиненого хвилювання, коли енергія, що передається вітром хвилях, дорівнює енергії, що передається вітром хвилях, дорівнює енергії, що втрачається пріразрушеніі хвиль. Але для того, щоб утворилося повністю розвинене хвилювання, вітер має дути тривалий час і на великому просторі. Простір, що піддається впливу вітру, називається область розгону.
II. цунамі
Цунамі поширюються хвилями від епіцентру підводних землетрусів. Районвоздействія хвиль цунамі величезний.
Цунамі пов`язані безпосередньо з рухами земної кори. Мелкофокусноеземлетрясеніе, яке викликає значні зсуви кори на дні океанів, викличе і цунамі. Але настільки ж сильний землетрус, що не сопровождающеесясколько-небудь помітними переміщеннями кори, цунамі не викличе.
Цунамі виникає у вигляді одиночного імпульсу, передній фронт которогораспространяется зі швидкістю мілководній хвилі. Вихідний імпульс далеко не завжди забезпечує концентричне поширення енергії, а з нею і хвилі.
III. припливи
Припливи - повільні підйоми і спади рівня води і переміщення її кромкі.Прілівообразующіе сили - результат притягання Сонця і Місяця. Коли Сонце і Лунанаходятся приблизно на одній лінії із Землею, тобто в періоди повного місяця іноволунія, припливи виявляються найбільшими. Оскільки площині обертання Сонця іЛуни не паралельні, дія сил Місяця і Сонця змінюється по сезонах, а також в залежності від фази Місяця. Приливоутворюючої сила Місяця приблизно вдвічі большепрілівообразующей сили Сонця. Великі відмінності в амплітуді припливів на разнихучастках узбережжя визначаються головним чином формою океанічних басейнів.
Властивості вод Світового океану
Вода - «універсальний розчинник»: в ній, хоча б в малому ступені, способенрастворіться будь-який з елементів. Вода має найбільшу серед всіх обичнихжідкостей теплоємність, тобто для її нагрівання на один градус требуетсязатратіть більше тепла в порівнянні з іншими рідинами. Більше тепла требуетсяО на її випаровування. Ці та інші особливості води мають величезне біологіческоезначеніе. Так, завдяки високій теплоємності води сезонні колебаніятемператури повітря виявляються менше, ніж це було б в іншому випадку.
Температура всієї маси океанської води близько 4градусов за Цельсієм. Океанихолодние. Вода в них прогрівається тільки біля самої поверхні, а з глибиною онастановітся холодніше. Тільки 8% вод океану тепліше 10 град., Більш половінихолоднее 2.3 град. З глибиною температура змінюється нерівномірно.
Вода - найбільш теплоємність тіло на Землі. Тому океан повільно нагрівається імедленно віддає тепло, служить акумулятором тепла. На його частку припадає більше2 / 3 поглиненої сонячної радіації. Вона витрачається на випаровування, на нагреваніеверхнего шару води до глибини приблизно 300 м, а також на нагрівання повітря.
Середня температура поверхневих вод океану більше +17 град., Причому в северномполушаріі вона на 3 град. вище, ніж в південному. Найбільші температури води у Північній півкулі спостерігаються в серпні, найменші - в лютому, в южномполушаріі - навпаки. Добові і річні коливання температури водинезначітельние: добові не перевищують 1 град., Річні становлять не більше 5..10град. в помірних широтах.
Температура поверхневих вод зональна. У пріекваторіальних широтах температуравесь рік 27 ... 28 град., В тропічних районах на заході океанів 20 ... 25 град., На сході 15 ... 20 град. (Через течій). У помірних широтах температура водиплавно знижується від 10 до 0 град. в південній півкулі, в північній півкулі Разом із тим і тенденції у західних берегів материків тепліше, ніж у східних, тожеіз через течій. У приполярних районах температура води весь рік 0 ...- 2 град., Вцентре Арктики характерні багаторічні льоди потужністю до 5-7 м.
Максимальні температури поверхневих вод спостерігаються в тропічних морях ізалівах: в Перській затоці більш 35 град, в Червоному морі 32 град. У прідоннихслоях Світового океану (М.О.) температури на всіх широтах низькі: від +2 наекваторе до -2 в Арктиці й Антарктиці.
При охолодженні морської води нижче точки замерзання утворюється морський лід.
Льодом постійно покрито 3 - 4% площі океану. Морський лід відрізняється отпресноводного в ряді відносин. У солоної води температура замерзання поніжаетсяпо міру збільшення солоності. У діапазоні солоності від 30 до 35 проміле точказамерзанія змінюється від -1.6 до -1.9 град.
Відео: Акули
Освіта морського льоду можна розглядати як замерзання прісної води свитесненіем солей в осередку морської води усередині товщі льоду. Коли температурадостігает точки замерзання, утворюються крижані кристали, які «оточують» незамерзаючих воду. Незамерзаючих вода збагачується солями, витісненими крісталламільда, що призводить до подальшого зниження точки замерзання води в цих ячейках.Еслі кристали льоду не повністю оточать збагачену солями незамерзаючих воду, вона буде опускатися і змішуватися з нижележащий морською водою. Якщо процессзамерзанія розтягнутий в часі, майже весь збагачений солями розсіл піде ізльда і його солоність виявиться близькою до нуля. При швидкому замерзанні великачастина розсолу захопити льодом і його солоність буде майже такою ж, як ісоленость навколишнього води.
Зазвичай міцність морського льоду становить одну третину міцності пресноводногольда тієї ж товщини. Однак старий морський лід (з дуже низькою солоністю) ілілед, що утворився при температурі нижче точки кристалізації хлористого натрію, не поступається по міцності прісноводним кригами.
Замерзання морської води відбувається при негативних температурах: при среднейсоленості - близько -2 град. Чим вище солоність, тим нижче температура замерзання.
Для замерзання морської води необхідно, щоб або глибина була невелика, лібоніже поверхневого шару на невеликих глибинах розташовувалася вода з більшевисоку солоністю. При наявності мілководного галокліна поверхнева вода, дажеохладівшісь до точки замерзання, буде легше, ніж більш тепла, але більш соленаяподстілающая вода.
Коли поверхневий шар води охолоне до точки замерзання і перестанетуглубляться, почнеться льодоутворення. Поверхня моря набуває маслянистий, з особливим свинцевим відтінком вид. У міру зростання крижані кристали становятсявідімимі і набувають форму голок. Ці кристали або голки змерзаються один з одним і утворюють тонкий шар льоду. Цей шар легко згинається під действіемволн. Зі збільшенням товщини лід втрачає еластичність, а потім крижаний покровразламивается на окремі шматки, дрейфуючі самостійно. Стикаючись междусобой під час хвилювання, шматки льоду набувають округлі форми. Ці округлиекускі льоду від 50 см до 1 м в діаметрі називаються блінчатие льодом. На следующеметапе замерзання шматки блінчатого льоду змерзаються і утворюють поля дрейфующегольда. Хвилі і припливи знову розламують поля льоду, формуючи гряди торосів, мають в багато разів більшу товщину в порівнянні з початковим ледянимпокровом. У крижаному покриві утворюються ділянки чистої води - ополонки, коториепозволяют підводним човнам спливати на поверхню навіть у Центральній Арктиці.
Освіта льоду значною мірою зменшує взаємодію океану сатмосферой, затримуючи поширення конвекції в глиб океану. Перенесення тепладолжен здійснюватися вже через лід - дуже поганий провідник тепла.
Товщина арктичного льоду близько 2 м, а температура повітря взимку в районеСеверного полюса опускається до - 40 град. Лід діє як ізолятор, оберігаючи океан від вихолоджування.
Морський лід грає і іншу важливу роль в енергетичному бюджеті океану. Вода-хороший поглинач сонячної енергії. Навпаки, лід, особливо прісний, існег - дуже хороші відбивачі. Якщо чиста вода поглинає близько 80% падающейрадіаціі, то морський лід може відображати до 80%. Так присутність льдазначітельно зменшує нагрівання земної поверхні.
Льоди ускладнюють судноплавство, з айсбергами пов`язані катастрофи судів.
Айсберги поширюються набагато далі кордону морських льодів. Вони форміруютсяна суші. Хоча лід являє собою тверде тіло, він все ж повільно течет.Снег, накопичуючись в Гренландії, Антарктиді і горах високих широт, дає началоледнікам, сповзаючим вниз. На лінії берега величезні блоки льоду відколюються отледніка, народжуючи айсберги. Оскільки щільність льоду становить близько 90% щільність морської води, айсберги залишаються на плаву. Приблизно 80 - 90% об`єму айсберга знаходиться під водою. Цей обсяг залежить також від колічествавоздушних включень. Після свого утворення айсберги захоплюються океаніческімітеченіямі і, потрапляючи в більш низькі широти, поступово тануть.
Велика частина айсбергів, які становлять небезпеку для судноводіння, зарождаетсяна західному узбережжі Гренландії, на північ від 68 30 с.ш. Тут близько сотні ледніковпродуціруют близько 15000 айсбергів в рік. Спочатку ці айсберги дрейфують до северувместе з Західно-Гренландским плином, а потім повертають на південь, увлекаемиеЛабрадорскім плином. Найбільше враження справляють айсберги, отколовшіесяот шельфового льодовика Росса - одного з унікальних явищ Антарктики. Онпредставляет собою дуже потужний по товщині шар льоду, що спускається з материка інаходящегося на плаву. Від льодовика Росса відколюються величезні антарктіческіеайсбергі.
Морський лід солонуватий, але солоність його в кілька разів менше соленостіплощаді М.О. Крім слабосоленим морських льодів в океанах є пресноводниеречние і материкові (айсберги) льоди. Під впливом вітрів і течій льоди ізполярних районів виносяться в помірні широти і там тануть. розчиненими в нейхлорідамі (більше 88%) і сульфатами (близько 11%). Солоний смак воді прідаетповаренная сіль, гіркий - солі магнію. Для океанської води характерно постоянноепроцентное співвідношення різних солей, незважаючи на різну солоність. Солі, як і сама вода океанів, надходили на земну поверхню насамперед з недрЗемлі, особливо на зорі її формування. Солі приносяться в океан і речниміводамі, багатими карбонатами (більше 60%). Однак, кількість карбонатів вокеанской воді не збільшується і становить всього 0.3%. Це пояснюється тим, що вони випадають в осад, а також витрачаються на скелети і раковини тварин, споживаються водоростями, які після відмирання занурюються на дно.
У розподілі солоності поверхневих вод простежується зональність, обумовлена насамперед співвідношенням випадають атмосферних опадів ііспаренія. Зменшують солоність стік річкових вод і тануть айсберги. Впріекваторіальних широтах, де опадів випадає більше, ніж випаровується, і велікречной стік, солоність 34-35 проміле. У тропічних широтах мало опадів, новеліко випаровування, тому солоність становить 37 проміле. У помірних шіротахсоленость близька до 35, а в приполярних - найменша (32-33 проміле), т.к.колічество опадів тут більше випаровування, великий річковий стік, особливо сібірскіхрек, багато айсбергів, головним чином навколо Антарктиди і Гренландії.
Широтну закономірність солоності порушують морські течії. Наприклад, вумеренних широтах солоність більше у західних узбереж материків, кудапоступают тропічні води, менше - у східних берегів, що омиваються полярниміводамі. Найменшою солоністю мають прибережні води поблизу гирла рек.Максімальная солоність спостерігається в тропічних внутрішніх морях, окруженнихпустинямі. Солоність впливає на інші властивості води, такі, як щільність, температура замерзання і т.д.
Щільність морської води залежить від тиску, температури і солоності. Плотностьморской води близька до 1.025 г / см куб. Охолоджуючись, вода стає ще болеетяжелой. Тиск також збільшує щільність морської води. Тому на глубіне5000 м щільність морської води зростає до 1.050 г / см куб. Як правило, океанографи виміряти щільність безпосередньо, вважаючи за краще обчислювати її поданням про температуру, солоність і тиску. Часто їх цікавить завісімостьплотності морської води тільки від температури і солоності.
Зазвичай щільність, при обчисленні якої тиск не враховується, зростає сглубіной. У цьому випадку говорять, що вода стійко стратифікована. Встратіфіцірованном океані важко переміщати воду поперек ліній постояннойплотності, це значно легше зробити вздовж таких ліній. Говорячи язикомфізікі, для переміщення води поперек ліній постійної щільності потрібно совершітьработу - збільшити потенційну енергію. Для переміщення води уздовж лінійпостоянной щільності потрібно лише подолати тертя води, а морська вода обладаетповишенной «плинністю».
Відео: Щільність поверхневих вод світового океану
В океані не тільки холодно, а й темно. На глибині понад 100 м невозможноувідеть днем нічого, крім рідкісних біолюмінісцентних спалахів світла отпропливающіх риб і зоопланктону. На відміну від атмосфери, сравнітельнопрозрачной для всіх хвиль електромагнітного спектру, океан непроникний для ніх.Ні довгі радіохвилі, ні короткохвильове ультрафіолетове випромінювання не могутпронікнуть в його глибини.
У будь-текучої середовищі, включаючи морську воду, втрати сонячного ізлученіядовольно добре описуються так званим законом Беера, який говорить, чтоколічество енергії, поглиненої на деякій відстані, пропорціональноісходному її кількості. Це дає можливість охарактеризувати морську воду з допомогою коефіцієнта відносного пропускання. Коефіцієнт пропусканіяменяется у води в залежності від довжини хвилі випромінювання, і зокрема відімаячасть спектра сонячного світла пропускається водою значно краще, чемізлученіе з більш короткими або більш довгими хвилями. Різниця між прісної ісоленой морською водою в цьому відношенні не грає ролі.
Встановлено, що на 100-метрову глибину в океан проникає менше 1% солнечнойенергіі, що досягла поверхні води.
Через непрозорість океану для електромагнітного випромінювання ми лішенивозможності використовувати радіохвилі і радари для вивчення океану. Погрузівшаясяподводная човен може прийняти радіоповідомлення тільки через плаваючу наповерхні антену або за допомогою радіо пристроїв, що працюють на хвилях такойдліни, при якій закон Беера вже не виконується. З іншого боку, длязвукових хвиль океан набагато більш проникний, ніж атмосфера, і по прічінесвоеобразного зміни швидкості звуку у водній товщі він може распространятьсяв океані на надзвичайно великі відстані.
Швидкість звуку в океані змінюється в залежності від тиску, температури ісоленості - 1500 м / с, що в 4 - 5 разів перевищує швидкість звуку в атмосфері. Ззбільшенням температури, солоності і тиску швидкість звуку возрастает.Скорость звуку в воді не залежить від його висоти або частоти.
Звук в океані поширюється не по прямій лінії, він завжди відхиляється вбік, де швидкість менше.
Відповідно до збільшення тиску швидкість звуку зростає з глубіной.Совместное вплив температури і тиску зазвичай призводить до того, що десь впромежуточном шарі між поверхнею і дном океану швидкість звуку прінімаетмінімальное значення. Цей шар мінімуму швидкості називають звуковим каналом.Із те, що шлях звуку завжди викривляється в сторону шару води з меньшейскоростью поширення, шар мінімуму швидкості каналізує звук.
Звуковий канал в океані має властивість безперервності. Він простягається почтіот поверхні океанічних вод в полярних широтах до глибини близько 2000 м вберіг Португалії, при середній глибині близько 700 м. Сверхдальнеераспространеніе звуку в океані пояснюється тим, що і джерело звуку, іулавліватель знаходяться біля осі звукового каналу.
Океанська вода містить солі, гази, тверді частинки органічного інеорганіческого походження. По масі вони складають всього 3.5%, але від ніхзавісят певні властивості води.
Таблиця 1. Составморской води
компонент | Концентрац.г / кг | компонент | Концентрація г / кг |
хлор | 19.353 | бікарбонат | 0.142 |
натрій | 10.760 | бром | 0.067 |
сульфат | 2.712 | стронцій | 0.008 |
магній | 1.294 | Бор | 0.004 |
кальцій | 0.413 | фтор | 0.001 |
калій | 0.387 |
Таблиця 2. Хіміческійсостав планктону (в мікрограмах елемента на грам сухої ваги планктону)
фітопланктон | зоопланктон | фітопланктон | зоопланктон | ||
Si | 58000 | - | Ti | 30 | --- |
Na | 11000 | 68000 | Cr | 4 | --- |
K | 12000 | 11000 | Cu | 8.5 | 14 |
Mg | 14000 | 8500 | Ni | 4 | 6 |
Ca | 6100 | 15000 | Zn | 54 | 120 |
Sr | 320 | 440 | Ag | 0.4 | 0.1 |
Ba | 110 | 25 | Cd | 2 | 2 |
Al | 200 | 23 | Pb | 8 | 2 |
Fe | 650 | 96 | Hg | 0.2 | 0.1 |
Mn | 9 | 4 |
Більшість з металів в водах океану присутній в морській воді в крайнемалих кількостях. Як показує таблиця, живі організми витягають метали ізморской води. Найчастіше концентрація металів в живих організмах у порівнянні цих вмістом в морській воді не перевищує концентрації фосфору.
Занурюється з поверхні океану речовина включає безліч частинок з большойреакціонной поверхнею. Частинки з кічі марганцю і заліза також обладаютобшірнимі активними поверхнями. Деякі з них осідають з верхніх слоевокеана, а інші утворюються при окисленні відновленого заліза і марганцю, диффундирующих з донних відкладень або приносяться гарячими водами з областіраздвігающіхся серединно-океанічних хребтів. Такі сполуки захвативаютметалли. Найяскравіше підтвердження цього - залізомарганцевих конкреції на днеокеанов, в яких міститься до 1% нікелю і міді, а також багато другіеметалли.
Подібне загарбання металів ще ефективніше відбувається в прибережних водах, де постійне взмучіваніе наносів і біологічна переробка товщі отложенійобеспечівают безперервний потік окисляющегося заліза і марганцю в розчині іздонних відкладень.
Після потрапляння металів в донні відкладення, ймовірність їх повторного появленіяіі вишерасположенной товщі води дуже мала, хоча деякий перераспределеніевнутрі самих відкладень і спостерігається.
