Это уравнение справедливо для любого промежутка времени.

В среднем за год количество льда и теплосодержание Мирового океана в целом не изменяются, т. е. LКМ = 0, В = 0, и уравнение теплового баланса для поверхности Мирового океана имеет вид: R+LЕ+Ф = 0 (2)

Баланс за год достигается тем, что радиационный приход тепла в океан уравновешивается испарением и турбулентным теплообменом с атмосферой, т. е. в последнем уравнении R положительно, LE и Ф отрицательны.

Составим уравнение теплового баланса для толщи воды от поверхности океана до дна или до глубины h. Учитывая наиболее существенные потоки тепла, имеем: В+А+ФГ+D = С (3)

где С - скорость изменения теплосодержания в столбе воды в результате того, что сумма в левой части уравнения в общем случае не сбалансирована. С учетом предыдущих уравнений, последнее уравнение запишется так: R+LЕ+Ф+LкМ+А+Фг+D = С (4)

Уравнение справедливо и для столба воды, нижняя граница которого может быть выбрана на любой глубине h. В этом случае D выражает турбулентный теплообмен через нижнюю границу столба с глубже лежащими водами.

В среднем за год теплосодержание столба воды постоянно, С = 0, и уравнение принимает вид: R+LЕ+Ф+А+Фг+D = 0 (5)

Если рассматривать весь Мировой океан в целом, то вследствие замкнутости общей циркуляции А = 0, а также Фг = 0, и последнее уравнение принимает вид: R+LЕ+Ф+D = 0 (6)

Здесь D положительно, следовательно, сумма R+LE+Ф отрицательна, т. е. Мировой океан отдает поток тепла D в атмосферу. Это указывает на то, что океан в целом практически не имеет источников тепла, кроме турбулентного теплообмена через поверхность.

Уравнение теплового баланса для атмосферы во многом аналогично уравнению для океана и имеет вид: R0+R+Lr+Ф+Ав+Фв = СВ (7)

Где СВ - изменение теплосодержания столба воздуха в единицу времени. Положительные знаки теперь придаются потокам тепла, направленным в атмосферу.

В среднем за год теплосодержание атмосферы, как и океана, не меняется, т. е. Св= 0, и уравнение принимает вид: Rо+R+ Lr +Ф+Ав+Фв = 0 (8)

6. стр.359 по синему учебнику.

Распределение солености по вертикали имеет сложный характер. Значительные изменения солености происходят в поверхностном слое океана до глубины 1500-2000 м. Ниже 2000 м изменения солености заключены в диапазоне 34.6-35.8, а в придонном слое соленость сохраняется в пределах 34.7-34.9.

В Мировом океане В. Н. Степанов и В. А. Шагин выделили семь наиболее характерных типов распределения солености с глубиной (рис. 3).

Рис. 3. Типы вертикального распределения солености в Мировом океане

1. Полярный тип.Изменение солености с глубиной характеризуется сильным опреснением поверхностного слоя (50-100 м), увеличением солености до глубины 300-500 м и малой изменчивостью ее с дальнейшим увеличением глубины.

2. Субполярный тип.Отличается от полярного меньшим опреснением, но большей глубиной (1000-1500 м) погружения поверхностных вод.

3. Умеренно-тропический тип.Встречается в тропических и субтропических широтах, где высокая соленость на поверхности океана связана с отрицательным пресным балансом. Опресненная прослойка на глубине 800-1000 м создается водными массами полярного и субполярного происхождения.

4. Экваториально-тропический тип.Характеризуется сложным изменением солености по глубине. Поверхностный слой распреснен вследствие положительного пресного баланса, а на глубине 800-1000 м прослеживается распресненная прослойка, обусловленная водными массами полярного и субполярного происхождения. Между ними на глубине 100-200 м располагается под поверхностный слой высокой солености, образование которого связано с опусканием в низких широтах поверхностных вод высокой солености и перемещением их глубинными течениями.

5. Североатлантический тип.Характеризуется высокой соленостью на поверхности и отсутствием промежуточных опресненных вод.

6. Присредиземноморский тип.Имеет прослойку высокосоленых вод, поступающих из Средиземного, Красного морей и Персидского залива. В Атлантическом океане высокосоленая прослойка располагается на глубине 1000 м, а в Индийском - на глубине 500 м.

Индомалайский тип. На поверхности имеет низкую соленость вследствие превышения осадков над испарением, а на глубине 200-500 м соленую прослойку, обусловленную глубинными течениями.

В целом, в изменении солености по вертикали имеются большие различия, как между океанами, так и между отдельными их частями.

Слой в океане (море), в котором вертикальные градиенты солености повышены по сравнению с градиентами выше- или нижележащих слоев, называется галоклином. Резко выраженный постоянный слой скачка солености наблюдается в таких морях, как Черное и Балтийское, где он обусловлен распреснением поверхностных вод речным стоком и поступлением в придонные слои более соленых вод из соседних бассейнов.

В высоких широтах Мирового океана наблюдается хорошо выраженный сезонный слой скачка солености, образование которого связано с периодом интенсивного таяния льда.

Колебания солености в течение года (годовые амплитуды, под которыми понимается разность максимальных и минимальных значений солености за год) в открытом океане незначительны и не превышают 0.2. Исключение составляют полярные области, где в летнее время наблюдается уменьшение солености вследствие таяния льдов. Годовые амплитуды солености здесь могут превышать 0.7.

В морях и прибрежных районах океанов, где отмечается интенсивный береговой сток, колебания солености, могут составлять нескольких промилле.

Суточные изменения солености могут достигать еще больших величин, особенно в прибрежных районах после выпадения интенсивных осадков и усиленного выноса пресных вод.

7. Морской лёд — лёд, образовавшийся в море (океане) при замерзании воды. Так как морская вода солёная, замерзание воды с солёностью, равной средней солёности Мирового океана происходит при температуре около − 1, 8 °C.

В океане встречаются льды ( по происхождению ) морские, речные и материковые, или глетчерные. Морские — слабосоленые, они образуются из морской воды, в Северном полушарии занимают основную часть площади Мирового океана. Речные — пресноводные, выносятся в море реками. Также пресны и материковые льды, которые находятся на плаву части покровных шельфовых ледников, спускающихся в море или их обломках.

По подвижности в Мировом океане различают неподвижные и дрейфующие льды. Неподвижный лед - сплошной покров, примерзший к берегу или ко дну на мелководьях - банках. Припай — основная его форма, достигающая в ширину несколько десятков километров. Под влиянием ветров и течений перемешаются дрейфующие льды. К ним относятся айсберги и ледяные острова. Айсберги, или ледяные горы, — это обломки водных ледников пирамидальной или куполовидной формы, 80-90 % их объема находится под водой, высота надводной части — до 100 м. Ледяные острова — столбообразные обломки шельфовых ледников до десятков километров в длину и ширину (максимальная длина такого острова в Антарктиде — 280 км).

 

 

В целом для всей атмосферы Ав = 0 (общая циркуляция воздушных масс замкнута) и Фв = 0, что приводит к упрощению уравнения:

Rо+R+ Lr +Ф = 0 (9)

Для столба, заключенного между верхней границей атмосферы и дном океана, считая положительными входящие в него потоки тепла, уравнение теплового баланса для небольших промежутков времени будет:

Ro+L (r-Е)+А+Ав+Фг+Фв+D+LкМ = С+Св (10)

В среднем многолетнем для системы в целом за год:

r =Е, А=0, Ав=0, Фг=0, Фв=0, С=0, Св=0 (10)

и уравнение принимает вид:

Ro + D = 0 (12)

Это уравнение теплового баланса для земного шара в целом. При этом поток тепла D имеет место и в районах материков.

Уравнение констатирует, что внутреннее тепло Земли отдается в конце концов излучением через верхнюю границу атмосферы. При этом атмосфера и океан остаются в среднем в тепловом равновесии.

Если бы поток тепла D отсутствовал или из-за малости им пренебречь, то последнее уравнение примет простой вид:

Ro = Q0+I0 = 0 (13)

Это означает, что на верхней границе нашей планеты имеет место лучистое равновесие - сколько тепла приходит на верхнюю границу атмосферы, столько же его уходит обратно в космическое пространство.

Таким образом, вследствие большой прозрачности атмосферы значительная часть приходящей на ее верхнюю границу радиации проходит к поверхности Земли и поглощается океаном или сушей. В последующем это тепло атмосфера получает в трансформированном виде в результате конденсации водяных паров Lr и теплообмена Ф. Тепловой поток Земли, поступающий в океан и атмосферу, в конечном итоге оказывается излученным в пространство.

8. Уровенной поверхностью называют поверхность, нормальную (т.е. перпендикулярную) к направлению силы тяжести, которая есть геометрическая сумма силы притяжения Земли, направленной к центру массы планеты, и центробежной силы, возникающей из-за суточного вращения Земли. Центробежная сила имеет наибольшие значения на экваторе, постепенно уменьшается с ростом широты и отсутствует на географических полюсах. Соответственно, на полюсах сила тяжести равна силе притяжения и уменьшается в направлении экватора, где становится примерно на 0, 5% меньше. Под действием силы тяжести частица получает ускорение, называемое ускорением свободного падения.
Уровенная поверхность всюду имеет одинаковое значение потенциала силы тяжести (является изопотенциальной). Из-за неравномерного распределения масс внутри Земли уровенная поверхность не совпадает с поверхностью эллипсоида вращения; эта «неправильная» форма получила название геоида. Максимальный перепад высот между самыми высокими и самыми низкими точками геоида составляет около 170 м. Самое высокое место в рельефе геои­да возвышается над поверхностью эллипсоида вращения на 75 м и находится к востоку от Новой Гвинеи; самое низкое, с отметкой около –95 м, расположено к югу от полуострова Индостан.
Наиболее крупные неровности рельефа поверхности Мирового океана, как отличие от поверхности правильного эллипсоида вращения, в среднем составляют десятки метров. Изменения высоты поверхности геоида происходят очень медленно и становятся заметными только в геологических масштабах времени. Это обстоятельство позволяет принять топографию геоида в качестве отсчетной уровенной поверхности Мирового океана, на которую накладываются и от которой отсчитываются все регистрируемые изменения уровня воды разных масштабов. Процессы, приводящие к изменениям уровня, сильно разнятся по времени (периодичность и продолжительность), месту и масштабам воздействия, приводя в одних случаях к местным и кратковременным колебаниям, в других — проявляются на всей акватории Мирового океана на протяжении многих сотен и тысяч лет. Кратковременные колебания уровня происходят при сохранении общего объема воды в Мировом океане и отражают периодические перераспределения воды от одних районов к другим. Такие колебания происходят под влиянием ветра, атмосферного давления, осадков, испарения, приливов, пресного стока, колебаний плотности воды, подводного вулканизма, сейсмических подвижек океанической земной коры (волны цунами). Временные масштабы таких изменений — от десятков секунд и минут до года и нескольких лет.
Долгосрочные (несколько десятков лет) колебания уровня происходят при изменениях статей водного баланса. Характерный пример — замкнутое Каспийское море, уровень которого в прошлом столетии при сокращении пресного стока понижался более чем на три метра. Уровень всего Мирового океана заметно понижается во время длительных сильных похолоданий климата, сопровождающихся образованием обширных массивов материкового льда. Уровень меняется и при деформации океаниче­ских впадин. Периодичность таких изменений исчисляется в геологических масштабах времени и составляет многие тысячи (продолжительность материковых оледенений) и миллионы лет (изменение формы и объема океанических впадин).
Специалистов в первую очередь интересуют кратко­временные изменения уровня, затрагивающие разные стороны хозяйственной деятельности в приморских районах. Наиболее регулярные и широко распространенные перио­дические колебания уровня происходят из-за приливов, вызываемых приливообразующими силами Луны и Солнца. Размах приливных колебаний изменяется от нескольких сантиметров во внутренних морях до полутора десятков метров в узких заливах, открытых к океану. Приливные колебания уровня достаточно хорошо поддаются предварительному расчету и потому предсказуемы, в отличие от всех остальных, которые не имеют столь правильной периодичности.
Сильные устойчивые ветры способны вызывать значительные подъемы уровня в виде ветровых нагонов, особенно на отмелых прибрежных участках морских акваторий. Ветровые нагоны в отдельных случаях могут приводить к повышению уровня до 2—3 м и более, приводя к затоплению низменных участков берега. Ветер в сочетании с морским волнением создает небольшие повышения уровня в виде волновых нагонов у берегов, которые быстро спадают после прекращения действия вынуждающей силы.
Колебания атмосферного давления вызывают подъемы и спады уровня по принципу так называемого обратного барометра. Повышение (понижение) давления на 1 гПа* приводит к понижению (повышению) уровня на 1 см. Так, при прохождении циклона, в центре которого атмосферное давление на 15—20 гПа ниже среднего, будет наблюдаться соответствующее повышение уровня на 15—20 см, причем это возвышение над средним уровнем воды перемещается вместе с циклоном. Соответственно, аналогичное явление, только с понижением уровня, можно наблюдать при прохождении антициклона.
В процессах сезонного нагревания—охлаждения и осолонения—опреснения верхнего слоя моря изменяется плотность морской воды. Величина этих изменений сравнительно невелика, но происходящие при этом изменения объема имеют результатом подъемы и спады уровня с годовой периодичностью и величиной в десятки сантиметров. Такие колебания в океанологии называются стерическими**. Существующие разности уровней океанов имеют своей причиной именно неравенства в плотности морской воды, влекущие за собой объемные, то есть стерические изменения.
Заметные повышения уровня регулярно отмечаются в устьевых районах крупных рек, особенно в периоды половодий. Они также носят сезонный характер, а их размах зависит от величины пресного стока, который, в свою очередь, подвержен еще и межгодовой изменчивости. Резкие изменения атмосферного давления в сочетании с ветровыми нагонами в некоторых случаях вызывают появление стоячих волн. Это сейши. Они представляют собой затухающие колебания всей массы воды какого-либо отдельного водоема (обычно внутреннего моря или его части). Место, в котором размах сейшевых колебаний самый большой, называется пучностью, а там, где колебания отсутствуют, располагается узел. В зависимости от формы и размера водоема сейши могут иметь один, два и более узлов. Периоды сейшевых колебаний зависят от периодов вынуждающих сил, размеров и глубины водоема. Так, на Каспийском море наблюдаются ветровые сейши (с периодами от четырех до восьми часов), приливные (с периодом полусуточного прилива) и бризовые (с суточной периодичностью). Размах сейшевых колебаний обычно составляет десятки сантиметров. Периодические колебания уровня — колебания, которые повторяются систематически через определенный период времени (приливные колебания, сейши, ветровые волны). Наиболее правильные по времени периодические колебания уровня обусловлены приливными явлениями. Непериодические колебания уровня возникают под влиянием изменяющегося ветра, резких изменений атмосферного давления, осадков, речного стока, землетрясений, извержения вулканов и т. д. Непериодические колебания уровня могут достигать довольно больших значений и сопровождаться катастрофическими последствиями (цунами, тайфуны, сгонно-нагонные явления). Гидрократические – связанные с изменением количества воды в бассейне Мирового океана и параметров ее состояния; они выделяются в группу гидрометеорологических, а обусловленные ими колебания уровня подразделяются на эвстатические (вызванные изменениями водного баланса), анемобарические (вызванные изменениями атмосферного давления) и стерические (вызванные изменениями плотности воды); Геократические – обусловленные изменениями емкости океанических впадин вследствие движений дна и континентальных блоков; это геолого-геодинамические факторы: землетрясения, извержения вулканов, тектонические движения земной коры, накопление донных осадков, а также водообмен через дно океанов и морей с глубинными водами.

9. Динамика океанических вод

Одна из главных особенностей Мирового океана — непрерывное движение его вод. Движение вод происходит не только на поверхности, но и в глубинах, вплоть до придонных слоев; перемещение водных масс наблюдается как в горизонтальном, так и в вертикальном направлениях. Это обеспечивает постоянное перемешивание воды, перераспределение тепла, солей и газов. Формы движения в океане очень разнообразны: волны и зыбь, течения и приливы, конвективные токи и т. д. Сейсмические волны (цунами). Цунами образуются в результате подводных землетрясений или извержений вулканов. Поэтому волны цунами называют морскими сейсмическими волнами. Непосредственной причиной образования цунами являются изменения рельефа дна, происходящие в результате землетрясения: | оползни, провалы, сбросы, поднятия и другие подобные явления, возникающие практически мгновенно на огромных участках океана. Причем механизм возникновения цунами зависит от характера изменения рельефа дна. Так, при образовании цунами в момент возникновения провала на дне океана вода устремляется к центру образовавшейся впадины, заполняет ее, затем под действием инерционных сил переполняет, формируя невысокий, но громадный по объему холм воды на поверхности океана. Под действием тяжести эта выпуклость начинает совершать колебательные движения относительно уровня океана, соответствующего состоянию покоя — образуется цунами. При резком поднятии дна на поверхности океана сразу же образуется выпуклость, которая под действием силы тяжести приходит в колебательное движение, и это тоже приводит к возникновению цунами и т.д. Наступлению волн цунами на берег обычно предшествует понижение уровня моря. В течение нескольких минут вода отступает от берега на сотни метров, а при небольшой глубине и на километры. После этого приходят волны цунами. За первой крупной волной, как правило, приходит еще несколько волн с интервалом от 20 до мин 1—2 час. Скорость распространения цунами колеблется от 150 км/ч до 900 км/ч. Приближаясь к берегу, волны замедляют свое движение и резко увеличивают высоту (до 20—30 м). Особенно высокие волны образуются в узких, воронкообразных ивах с крутыми берегами. Наступление цунами иногда сопровождается свечением воды и производимым планктоном. Свечение бывает иногда настолько сильным, что напоминает вспышку прожектора. За 2500 лет было отмечено 355 цунами, из них 308 — в Тихом океане, 26 — в Атлантическом, 21 — в Средиземном море. Обрушиваясь на берег, волны цунами наносят большой ущерб, разрушая -.населенные пункты, затопляя корабли в бухтах, унося человеческие жизни. В настоящее время появление цунами у побережий можно предсказать. Прогнозы цунами основываются на регистрации происходящих в океане процессов во время землетрясения тремя способами: сейсмическими наблюдениями на ряде станций, наблюдениями над уровнем с помощью мареографов и акустическими наблюдениями. Заблаговременность предупреждения обеспечивается тем, что сейсмические волны от землетрясений, порождающих цунами, распространяются гораздо быстрее, чем морские волны, и могут быть зафиксированы сейсмическими станциями раньше, чем подойдет волна цунами. Это позволяет своевременно принять меры безопасности.

10. Приливы и отливы — периодические колебания уровня воды (подъемы и спады) в океанах и морях. Особенно они заметны на низких побережьях. Дважды в сутки вода то заходит далеко в сторону суши — прилив, то, наоборот, отступает, обнажая широкую полосу дна, — отлив. Максимальный уровень подъема воды при приливе называется полной водой. Минимальный (во время отлива) — малой водой. Высота прилива — это разница в метрах между высшим уровнем воды при приливе и низшим уровнем при отливе. Высота приливов в открытом океане составляют

в среднем 1, 2 м. Возникновение приливов и отливов обусловлено притяжением Луны (и в меньшей степени Солнца), действующим на вращающуюся Землю. Приливообразующая сила действует по всей поверхности Земли (даже на суше). Однако, наиболее заметны результаты ее действия — приливы и отливы — на побережьях океанов и открытых морей. Благодаря регулярности возникновения приливы и отливы не причиняют вреда человеку. Люди приспособились к этому явлению и даже используют его в своей хозяйственной деятельности: собирают продукты, принесённые морем, получают электроэнергию при помощи приливных электростанций.

Сейши (фр. Seiche) — стоячие волны, возникающие в замкнутых или частично замкнутых водоемах. Сейши являются результатом резонансных явлений в водоеме при интерференции волн, отраженных от границ водоема. Причиной возникновения сейшей является воздействие внешних сил — изменение атмосферного давления, ветер, сейсмические явления. Сейши характеризуются большим периодом (от нескольких минут до десятков часов) и большой амплитудой (от единиц миллиметров до нескольких метров).

Термин введен в 1890 г. швейцарским естествоиспытателем Франсуа-Альфонсом Форелем, осуществившим первое научное наблюдение данного явления на Женевском озере в Швейцарии. Амплитуда сейш на этом озере достигает 2 м с периодом более 1 ч; в Алжирской бухте регистрировались сейши с амплитудой до 1 м и периодом немногим более 1 мин, в Азовском море период наблюдавшихся сейшей составлял до 23 ч, амплитуда — 10—25 см.

Сейши, вместе с приливами и сгонно-нагонными явлениями, являются причиной изменений уровня в водоемах.

Внутренние волны. Толща морской воды неоднородна. Она имеет в общем слоистое строение, поскольку вертикальный перенос воды — очень медленный процесс, и в каждый данный момент мы не наблюдаем выравнивания свойств воды во всей толще. Менее плотные слои лежат на более плотных. Слои разной плотности отличаются разной степенью вязкости, скорости их горизонтального движения относительно друг друга различны. Все это неизбежно должно вызывать на граничных между слоями поверхностях волновые возмущения (внутренние воды), подобные тем, которые возникают на граничной поверхности между воздухом и морем. Внутренние волны, как показывают наблюдения, имеют амплитуду, обычно значительно большую, чем поверхностные ветровые волны. Даже в приповерхностных слоях их “высота” весьма велика. Правда, скорость их распространения и орбитальные скорости гораздо меньше, чем у поверхностных вод, и. следовательно, энергия внутренних волн гораздо меньше, чем у поверхностных волн той же амплитуды. Наблюдения показывают, что высота внутренних волк может достигать 20—30 м. Отмечались случаи, когда поплавок, уравновешенный в слое скачка на глубине 30—35 м, появлялся на поверхности моря. Некоторые исследователи (например, Нансен) указывают на высоты внутренних волн порядка 100 м. Внутренним волнам в при поверхностном слое обычно приписывают образование бликов на поверхности моря. Замечено, что блики— полосы совершенно спокойной водной поверхности— приурочены к ложбинам внутренних волн. Внутренние волны возникают под действием приливообразуюших сил Луны и Солнца, ветра и атмосферного давления, т. е. действием причин, вызывающих поверхностные волны. Поэтому поверхностные волны можно рассматривать как частный случай внутренних волн. Внутренние волны могут быть короткими и длинными, стоячими и поступательными. Внутренние волны привлекают к себе внимание не только океанографов, но и ученых других специальностей. Это объясняется тем, что внутренние волны переносят питательные вещества, оказывавают влияние на распространение звука в воде, воздействуют на гидротехнические сооружения в открытом океане, на судовождение кораблей с глубокой осадкой и подводных аппаратов.

11. Океанические, или морские, течения — это поступательное движение водных масс в океанах и морях, вызванное различными силами. Течения океана создаются ветрами, притяжением водных масс солнцем и луной, неравномерностью и переменой атмосферного давления, впадением с материков потоков речной воды и различием в плотности водных масс.

генетическая классификация , т.е. классификация по факторам или силам, вызывающим морские течения. В соответствии с ними различают:

1. Градиентные течения, обусловленные горизонтальным градиентом гидростатического давления, возникающим при наклоне поверхности моря относительно изопотенциальной поверхности, то есть поверхности, где сила тяжести везде перпендикулярна.

В зависимости от причин, создающих наклон поверхности моря, в группе градиентных течений выделяют:

а) Сгонно-нагонные течения, обусловленные сгоном и нагоном вод под действием ветра;

б) Бароградиентные, связанные с изменениями атмосферного давления;

в) Стоковые, вызванные повышениями уровня у берегов и в устьевых участках рек береговым стоком;

г) Плотностные (конвекционные), обусловленные горизонтальным градиентом плотности воды.

Все градиентные течения, кроме плотностных, рассчитываются и обосновываются идентично.

2. Ветровые , обусловленные совместным воздействием влекущего действия ветра и наклона уровня, вызванного непосредственным действием ветра и перераспределением плотности, и дрейфовые, обусловленные только влекущим действием ветра.

3. Приливные , вызванные приливными волнами.

По происхождению течения делятся на фрикционные, гравитационно-градиентные и приливо-отливные. Во фрикционных течениях выделяются дрейфовые, вызванные постоянными или господствующими ветрами; они имеют наибольшее значение в циркуляции вод Мирового океана. Гравитационно-градиентные течения подразделяются на стоковые (сточные) и плотностные. Стоковые возникают в случае устойчивого поднятия уровня воды, вызванного ее притоком (например приток волжской воды в Каспийское море) и обилием осадков, или в случае опускания уровня, обусловленного оттоком воды и потерей ее на испарение (например, в Красном море). Плотностные течения — результат неодинаковой плотности воды на одной и той же глубине. Они возникают, например, в проливах, соединяющих моря с разной соленостью (например между Средиземным морем и Атлантическим океаном). Приливо-отливные течения создаются горизонтальной составляющей приливообразующей силы. В зависимости от расположения в толще воды выделяются течения поверхностные, глубинные и придонные. По продолжительности существования можно выделить течения постоянные, периодические и временные. Постоянные течения из года в год сохраняют направление и скорость течения. Их могут вызвать постоянные ветры, например пассаты. Направление и скорость периодических течений изменяются в соответствии с изменением вызвавших их причин, например муссонов, приливов. Временные течения вызываются случайными причинами.

Течения могут быть теплыми, холодными и нейтральными . Первые теплее, чем вода в том районе океана, по которому они проходят; вторые холоднее окружающей их воды. Как правило, течения, направляющиеся от экватора, теплые, а течения, идущие к экватору, холодные. Холодные течения обычно менее соленые, чем теплые. Это объясняется тем, что они текут из областей с большим количеством осадков и меньшим испарением или из областей, где вода распреснена таянием льдов.

Закономерности распространения поверхностных течений. Картина поверхностных течений Мирового океана была установлена в основных чертах к XXвеку. Определение направления и скорости течения производилось главным образом из наблюдений за движением естественных и искусственных поплавков (плавника, бутылок, дрейфа кораблей и льдин и др.) и по разности в определении места корабля способом счисления пути и способом наблюдения за небесными светилами. Современная задача океанологии состоит в детальном изучении течений во всей толще океанической воды. Это производится различными инструментальными способами, в частности радиолокационными. Сущность последнего состоит в том, что спускают в воду отражатель радиоволн, и, фиксируя на радиолокаторе его передвижение, определяют

направление и скорость течения.

Изучение дрейфовых течений позволило вывести следующие закономерности их:

1) скорость дрейфового течения увеличивается с усилением вызвавшего его ветра и уменьшается с увеличением широты по формуле

где А — ветровой коэффициент, равный 0, 013, W — скорость ветра, φ — широта места;

2) направление течения не совпадает с направлением ветра: оно подчиняется силе Кориолиса. При условии достаточной глубины и удаленности от берега величина отклонения теоретически равна 45°, но практически она несколько меньше.

3) на направление течения сильно влияет конфигурация берегов. Течение, направляющееся к берегу под углом, раздваивается, причем большая его ветвь идет в сторону тупого угла. Там, где к берегу подходят два течения, между ними за счет соединения их ветвей возникает сточно-компенсационное противотечение.

Распределение поверхностных течений Мирового океана можно представить в виде следующей принципиальной схемы.

По обеим сторонам экватора пассатные ветры вызывают северное и южное пассатные течения, отклоняющиеся от направления ветра под влиянием силы Кориолиса и двигающиеся с востока на запад. Встречая на своем пути восточный берег материка, пассатные течения раздваиваются. Ветви их, направляющиеся к экватору, встречаясь, образуют сточно-компенсационные противотечения, следующие на восток между пассатными течениями. Ветвь северного пассатного течения, отклонившаяся к северу, двигается вдоль восточных берегов материка, постепенно отходя от него под влиянием силы Кориолиса. К северу от 30° с. ш. это течение попадает под действие господствующих здесь западных ветров и двигается с запада на восток. У западных берегов материка (около 50° с. ш.) это течение делится на две ветви, расходящиеся в противоположные стороны. Одна ветвь идет к экватору, компенсируя убыль воды, вызванную северным пассатным течением, и присоединяется к нему, замыкая субтропическое кольцо течений. Вторая ветвь следует на север вдоль берегов материка. Одна часть ее проникает в Северный Ледовитый океан, другая присоединяется к течению из Северного Ледовитого океана, завершая еще одно кольцо течений. В южном полушарии так же, как и в северном, возникает субтропическое кольцо течений. Второго кольца течений не образуется, а вместо него существует мощное дрейфовое течение западных ветров, соединяющее воды трех океанов.

Действительное распределение поверхностных течений в каждом океане отклоняется от принципиальной схемы, так как на направление течений влияют очертания материков.

Распространение океанических течений в глубину. Движение воды, вызванное ветром на поверхности, постепенно передается нижерасположенным слоям вследствие трения. Скорость течения при этом убывает в геометрической прогрессии, а направление течения под влиянием силы Кориолиса все более отклоняется от первоначального и на некоторой глубине оказывается противоположным поверхностному. Глубину, на которой течение поворачивает на 180°, называют глубиной трения. На этой глубине влияние дрейфового течения практически заканчивается. Эта глубина равна около 200 м. Однако действие силы Кориолиса, изменяющее направление течения, приводит к тому, что на некоторой глубине струи воды или нагоняются к берегам или отгоняются от них, и тогда у берегов возникает угол поверхности равных давлений, приводящий всю толщу воды в движение. Это движение распространяется далеко от берега. В связи с разными условиями нагревания поверхности океана на разных широтах существует конвекция океанической воды. В экваториальной области господствует восходящее движение относительно более теплой воды, в полярных областях нисходящее движение относительно более холодной воды. Это должно привести к перемещению воды в поверхностных слоях от экватора к полюсам, а в придонных слоях от полюсов к экватору.

В областях повышенной солености вода стремится опуститься, в областях пониженной солености, наоборот, подняться. Опускание и подъем воды вызываются также нагоном и сгоном воды на поверхности (например, в области действия пассатов).

В глубоководных океанических ложбинах температура воды повышается на несколько десятых градуса под действием внутреннего тепла Земли. Это приводит к возникновению вертикальных токов воды. На дне материковых склонов наблюдаются мощные течения со скоростью до 30 м/сек, вызываемые землетрясениями и другими причинами. Они несут большое количество взвешенных частиц и называются мутъевыми потоками.

Существование систем поверхностных течений с общим направлением движения к центру или от центра системы приводит к тому, что в первом случае возникает нисходящее движение воды, во втором — восходящее. Примером таких областей могут быть субтропические кольцевые системы течений.

Весьма малые изменения солености с глубиной и постоянством солевого состава на больших глубинах свидетельствуют о перемешивании всей толщи вод Мирового океана. Однако точная картина распространения глубинных и придонных течений пока что еще не установлена. Благодаря непрерывному перемешиванию воды осуществляется постоянный перенос не только тепла и холода, но и питательных веществ, необходимых организмам. В зонах опускания воды глубинные слои обогащаются кислородом, в зонах поднятия воды биогенные вещества (соли фосфора и азота) выносятся с глубин на поверхность.

Общая схема течений поверхностных вод Мирового океана — это основные направления перемещения водных масс, усредненные за многолетний период наблюдений.

Основная причина возникновения поверхностных течений в открытом океане — ветер. Поэтому существует тесная связь между направлениями и скоростью течений и преобладающими ветрами. Считается, что скорость океанских течений примерно в 10 раз меньше скорости создающего их ветра.

⇐ Предыдущая123

Поделиться: