Студопедия

Главная страница Случайная страница

Разделы сайта

АвтомобилиАстрономияБиологияГеографияДом и садДругие языкиДругоеИнформатикаИсторияКультураЛитератураЛогикаМатематикаМедицинаМеталлургияМеханикаОбразованиеОхрана трудаПедагогикаПолитикаПравоПсихологияРелигияРиторикаСоциологияСпортСтроительствоТехнологияТуризмФизикаФилософияФинансыХимияЧерчениеЭкологияЭкономикаЭлектроника






Распределение плотности и температуры морской воды






Распределение плотности обусловлено распределением солености и в основном от температуры. Наибольшие значения плотности отмечаются в высоких широтах достигая 1, 0275 кг/м3, на экваторе, в области термического экватора значения минимальные – 1, 0220 кг/м3. Неравномерность распределения плотности по горизонтали вызывает движение водных масс воды в направлении, благоприятствующему выравниванию плотности. Поэтому поверхностные воды высоких широт опускаются и движутся в направлении экватора к глубинам, на которых плотность воды одинакова с поверхностной плотностью высоких широт. Вследствие этого глубинные и придонные воды во всем Мировом океане являются холодными. С глубиной плотность возрастает благодаря понижению температуры и увеличению давления, что создает устойчивость слоев воды и препятствует вертикальным движениям вод океана. Особенно больших значений устойчивость достигает в слоях резкого увеличения плотности с глубиной – слоях скачка плотности, которые обычно совпадают со слоями скачка температуры. Лишь в редких случаях слой скачка плотности создается благодаря образованию слоя скачка солености. Слой скачка плотности препятствует турбулентному перемешиванию, а следовательно, и переносу тепла, солей и газов по вертикали. В слое часто сосредоточивается большое количество мельчайших морских организмов и растений, что затрудняет проникновение света и звука сквозь этот слой.

Плотность воды не растет равномерно с глубиной, в ней в силу различных причин возникает более или менее резко выраженная слоистость. Между слоями воды разной плотности возникают внутренние волны. Наблюдения показывают, что высота внутренних волн может достигать 20–30 м.

Главным источником тепла Мирового океана является коротковолновая солнечная радиация. В системе океан-атмосфера энергия, поступающая от Солнца, около 75% поглощается океаном. Около 8 % всего количества радиации достигающей поверхности океана отражается назад в атмосферу, остальное количество поглощается океаном, причем около 60 % поглощается верхним метровым слоем и более 80 % – десятиметровым. Нагретые воды океана являются источником длинноволнового излучения. Океан – своеобразный терморегулятор планеты.

Средняя температура Мирового океана составляет 3, 8º С, 75 % его вод имеет температуру от 0 до 6º С. Средняя климатическая температура земного шара равна 14, 6º С – почти на 3º ниже, чем в поверхностном слое океана; для Мирового океана она равна 17, 3º (для Тихого океана – 19, 4, для Атлантического – 16, 5, для Индийского – 17, 3, для Северного Ледовитого – минус 0, 8º С).

Под температурой поверхностного слоя воды понимают осредненную за 1-2 мин температуру приповерхностного слоя воды толщиной не более 1 м в месте измерения. Крайние значения температуры этого слоя -2 и +30º С (в некоторых прогретых мелководных районах до 36º С). Самые высокие средние значения составляют 27, 4º С и отмечаются вблизи термического экватора Земли между 5 и 10º северной широты, самые низкие - у берегов Антарктиды.

Под температурой поверхности океана понимают температуру собственно поверхности океана - очень тонкого слоя толщиной от нескольких мкм до 1–2 см. Вследствие испарения температура поверхности может быть на 1–3º С ниже температуры поверхностного слоя воды.

Суточные и годовые колебания температуры определяются ходом составляющего теплового баланса (приход и расход солнечной энергии).

Суточные колебания в океане обычно не превышают 1º С в тропической зоне, 0, 2–0, 3º С в умеренных и 0, 1º С в высоких широтах. Глубина проникновения суточных колебаний определяется глубиной ветрового перемешивания и обычно не превышает нескольких десятков метров. Одновременно амплитуда суточных колебаний с глубиной уменьшается, достигая на глубине 50 м примерно 20 % на поверхности, а время наступления максимума суточной температуры на этой глубине смещается по отношению ко времени максимума на поверхности (14–15 часов) примерно на 5–6 часов.

Годовые колебания температуры воды следующие: 1–3º С в высоких и низких широтах, 8-100С в умеренных широтах (максимум на широте 40º сев.), 4-5º С вблизи 30º ю.ш. Наибольшие значения сезонных колебаний отмечены у восточных побережий материков в Северной Атлантике до 15–18º С и до 20–25º С – в северо-западной части Тихого океана. Глубина проникновения сезонных колебаний температуры достигает 200–400 м. В тех районах, где зимой происходит интенсивная конвекция, эта глубина значительно больше. Наибольший прогрев вод в Северном полушарии приходится на август – сентябрь, охлаждение – на февраль – март.

Вертикальное распределение температуры. Определяющим фактором распределения температуры по глубине являются процессы перемешивания. В общем виде термическая кривая характеризуется наличием более или менее четко выраженных слоев: верхнего квазиоднородного, сезонного термоклина, главного термоклина, основной массы в глубинной зоне.

Вертикальное распределение температуры воды неодинаково в различных районах Мирового океана, В Северном Ледовитом океане изменения температуры с глубиной лежат в среднем в пределах 3º С. Температура изменяется от -1, 7 до -1, 8º С на поверхности до 10 на глубине около 500 м, где отмечается максимум. С этой глубины температура вновь понижается, достигая на глубине порядка 1500 м значений -0, 8-0, 9º С. В умеренных и низких широтах характер вертикального распределения иной. В весенний период с увеличением притока тепла от солнца происходит повышение температуры тонкого слоя поверхности воды. Благодаря нагреву этот слой становится легче и поэтому создает препятствие вертикальному перемешиванию, но создает условия для образования слоя скачка температуры. Вначале этот слой залегает на небольшой глубине. С увеличением прогрева и переносом тепла в ниже лежащие слои под влиянием турбулентного перемешивания слой скачка опускается, а градиент температуры в нем возрастает. В умеренных широтах слой скачка располагается на глубинах от 10 до 50 м Процесс формирования слоя скачка продолжается до конца летнего периода, когда приток тепла начинает уменьшаться. С началом интенсивного охлаждения в осенний период возникает вертикальная конвекция за счет увеличения плотности поверхностных слоев. Вследствие этого происходит выравнивание температуры по глубине, и слой скачка разрушается (табл. 2.5).

Таблица 2.5

Степень интенсивности слоев скачка (изменение на 1 м глубины)

Слой скачка Слабо выраженный Умеренный Резко выраженный
Плотности 0, 015–0, 04 0, 05–0, 09 > 0, 1 усл.ед.
Температуры 0, 1–0, 9 1, 0–4, 9 > 50С
Солености 0, 05–0, 09 0, 1–0, 9 > 10/оо
Скорости звука 0, 3 - 2, 9 3, 0–14, 9 > 15 м/с

 

ВЫВОДЫ:

1. Распределение плотности морской воды обусловлено распределением солености и в основном от температуры. С глубиной плотность возрастает благодаря понижению температуры и увеличению давления, что создает устойчивость слоев воды и препятствует вертикальным движениям вод океана;

2. Суточные и годовые колебания температуры поверхностного слоя определяются ходом составляющего теплового баланса (приход и расход солнечной энергии);

3. Определяющим фактором распределения температуры по глубине являются процессы перемешивания. В общем виде термическая кривая характеризуется наличием более или менее четко выраженных слоев: верхнего квазиоднородного, сезонного термоклина, главного термоклина, основной массы в глубинной зоне.

 






© 2023 :: MyLektsii.ru :: Мои Лекции
Все материалы представленные на сайте исключительно с целью ознакомления читателями и не преследуют коммерческих целей или нарушение авторских прав.
Копирование текстов разрешено только с указанием индексируемой ссылки на источник.