Тепловий режим океанів і морів - Гідрологія - Теорія географії - Каталог статей

Головна » Статті » Теорія географії » Гідрологія

Тепловий режим океанів і морів

Розподіл температури води у Світовому океані. Розподіл температури поверхневих вод тісно пов’язаний із розподілом сонячної радіації і витратою тепла на випаровування, внаслідок чого він має в значній мірі зональний характер. Хоча ця зональність під впливом місцевих чинників (океанічних течій, вітрів, близькість материків) у багатьох районах значно порушується. Найвищі температури спостерігаються північніше екватора. Тут знаходиться термічний екватор (лінія найвищих температур), положення якого змінюється в залежності від сезонів. Термічний екватор знаходиться приблизно в межах 7-10° північної, а в окремих місцях південної широти. Найвищі температури спостерігаються на поверхні Світового океану в серпні (32°С) поблизу берегів Америки і Азії в Тихому океані. Поверхневі води Світового океану в Північній півкулі тепліші ніж в Південній внаслідок ізоляції вод помірних і низьких широт від холодних полярних вод у порівнянні з Південною півкулею. Середня річна температура поверхневих вод Світового океану – 17,4°С, в Атлантичному океані – 16,9°С, в Тихому – 19,1°С, Індійському – 17,1°С.

Добові коливання температури поверхневих вод не перевищують 0,2-0,3°С, а у високих широтах – 0,1°С. найбільші добові коливання спостерігаються в тропіках, де вони досягають 1°С. Добові коливання температури влітку вищі ніж взимку.

Річні коливання температури поверхневих вод значно вищі ніж добові і залежать від географічної широти. Найбільші ці коливання в помірному поясі між 30° і 40°, що пояснюється впливом материкових вод. Добові коливання температури спостерігаються до глибини 25-30 м, в окремих районах до 50 м. Річні коливання можуть спостерігатися до глибини 300-400 м.

Лід в океанах. Лід в океанах і морях існує завдяки сприятливим кліматичним умовам. Великі площі зайняті льодом в Арктичній і Антарктичній областях.
Із зниженням температури до точки замерзання деяким переохолодженням вода та наявністю в ній центрів кристалізації стає можливим утворення льоду. І при видаленні теплоти льодоутворення починають з’являтися кристалики чистого льоду, завислі у порівняно тонкому поверхневому шарі води. Це льодяні голки, що ростуть у довжину. При більшій концентрації льодяні голки зіштовхуються, обламуються, змерзаються докупи і утворюють своєрідну льодяну сітку, а пізніше – суцільний шар або плями, подібні до застиглого сало, так зване льодяне сало. Скупчення льодяного сала при вітрі й хвилюванні та внутрішньо-водного льоду, що спливає, називається шугою. Потім відбувається утворення ніласового льоду, еластичного, товщиною до 10 см, що вигинається на хвилі. З часом нілас перетворюється на молодик товщиною 10-30 см світло-сірого кольору, менш еластичний, що під впливом вітру ламається. Лід товщиною понад ЗО см, що проіснував більше однієї зими, називається однолітнім. Лід, що не встиг розтанути протягом літа, переходить в розряд старого, а той, в свою чергу, поділяється на дворічний і багаторічний. Товщина льодяного покриву в Північному океані досягає 2-5 м.

Лід не завжди утворюється на поверхні. При перемішуванні замерзаючої води сильними течіями або хвилюванням лід утворюється у водній товщі або навіть на дні. На неглибоких місцях лід може примерзати до дна і утворювати донний лід. З часом донний лід підіймається на поверхню і примерзає до поверхневого.

Солоність льоду. Неоднорідність орієнтування кристалів, різна швидкість їх росту приводять до утворення між ними пустот, заповнених морською водою /розсолом/. Солоність льоду залежить від температури повітря, швидкості вітру в період його формування тощо. При низькій температурі швидкість росту кристалів більша, а розміри менші. Вітер і хвилювання сприяють хаотичному перемішуванню кристалів, при цьому швидкість витікання розсолу менша, ніж при впорядкованій орієнтації. Солоність буває підвищеною тоді, коли лід утворюється із снігу, який випав на поверхню моря і утримує велику кількість води. Зі збільшенням товщини льоду розміщення кристалів стає впорядкованішим, розміри більшими, що сприяє витіканню розсолу через капіляри, дрібні тріщини й пустоти, тому морський лід поступово прісніє, і чим він старіший, тим прісніший. Середня солоність багаторічного льоду становить 1-2‰.
Щільність чистого льоду менша від щільності води і становить приблизно 900 кг/м3.

Дрейф льоду. Морський лід перебуває в постійному русі. Цей рух необхідно враховувати при плаванні у високих широтах. Рух льоду зумовлений вітрами і течіями. Закономірності руху льоду під впливом вітру, тобто дрейф льоду, встановив відомий норвезький вчений Ф. Нансен. Опрацювавши матеріали дрейфу судна "Фрам" /1893-1896 рр./ у Північному Льодовитому океані. Він емпірично з’ясував, що у відкритому морі швидкість дрейфу льоду становить 1/50 швидкості вітру, а напрям руху льоду відхиляється від напряму вітру праворуч на 28° під дією сили Коріоліса. Пізніше М.М.Зубов зазначив, що дрейф судна "Седов" у Північному Льодовитому океані відбувався вздовж ізобар атмосферного тиску, де область підвищеного тиску була ліворуч, а пониженого – праворуч. Швидкість такого ізобаричного дрейфу визначалась Зубовим з умов рівноваги прискорення Коріоліса і баричного градієнта. Прийнявши швидкість приземного вітру за 0,5 швидкості геострофічного, а швидкість дрейфу льоду 1/50 швидкості приземного вітру або 0,01 геострофічного М.М. Зубов отримав співвідношення міх швидкістю дрейфу льоду і баричним градієнтом. Це співвідношення застосовується і донині /з 1938 р.7 при орієнтовній оцінці переміщення льоду далеко від берегів.
Поширення льоду. У Центральній частині Арктики, в антарктичних морях льодовий покрив існує цілий рік. Наступна зона включає акваторії. де лід щорічно змінюється. Зона з сезонним льодяним покривом утворюється щорічно в холодний період і повністю зникає влітку, наприклад, в Охотському, Балтійському, Японському та інших морях. У деяких акваторіях Світового океану лід утворюється лише в дуже холодні зими, наприклад, в Чорному, Північному та інших морях.

Суцільного льодяного покриву однакової товщини не буває, здебільшого це крижини різної товщини, що змерзлися між собою. Площа льодяного покриву у Північному Льодовитому океані в березні становить II млн. км2, а у вересні - 7 мли. км2 /Жуков Л.О.. 1976/. Внаслідок дрейфу лід з Арктичного басейну виноситься в Гренландське море і ще далі на південь з швидкістю від 1 до кількох десятків кілометрів за добу залежно від пори року і погоди.
Лід антарктичних морів дрейфує на захід. У теплу пору року більша частина антарктичного льодяного покриву зникає. В Антарктиці часто трапляються айсберги досить великих розмірів. Зафіксовано айсберги довжиною від десятків до 150-160 км і висотою над рівнем моря 40-50, навіть 90 м. Утворюються айсберги під час відламування країв шельфових льодовиків Антарктиди та Гренландії й можуть запливати навіть у тропічні широти, де швидко тануть.

Фото:
Джерело: