Основні класифікації течій Світового океану

 

Підстава для класифікації	Класи течій	Види течій	Коротка характеристика
За факторами (силами), що викликають течії	Градієнтні		Виникають за умови нахилу моря відносно ізопотенціальної поверхні (сила: горизонтальний градієнт гідростатичного тиску). Причини можуть бути різні:
Згінно-нагінні	– вітер
Бароградієнтні	– атмосферний тиск
Стокові	– підвищення рівня в гирлах річок
Густинні (конвекційні)	– горизонтальний градієнт тиску
Вітрові та дрейфові		За М. М. Зубовим власне вітрові утворені тимчасовими вітрами, дрейфові – тривалими чи переважаючими вітрами
Припливні		Викликані припливною хвилею
За сталістю	Постійні		Основні показники мало змінюються протягом сезону або року (Гольфстрім, пасатні)
Періодичні		Зміни відбуваються з визначеним періодом (мусонні, припливні)
Тимчасові (неперіодичні)		Зміни мають неперіодичний характер (часто зумовлені вітром)
			Закінчення табл. 13
За глибиною розташування	Поверхневі		Спостерігаються в навігаційному шарі (шар осадки надводних кораблів), в середньому 0 – 10 м
Глибинні		На деякій глибині між поверхневими і придонними течіями
Придонні		В придонному шарі (важливо, що ці течії зазнають тертя о дно)
За характером руху	Меандруючі		Меандруюча траєкторія руху
Прямолінійні		Прямолінійна
Криволінійні	Циклонічні	Проти годинникової стрілки в Північній півкулі
Антициклонічні	За годинниковою стрілкою в Північній півкулі
За фізико-хімічними властивостями	За температурою	Теплі	Температура вод течії дещо вища температури оточуючих вод
Холодні	Температура вод течії дещо нижча температури оточуючих вод
Нейтральні	Немає помітної різниці
За солоністю	Солоні	Солоність вод течії вища за солоність оточуючих вод
Розпріснені	Солоність вод течії нища за солоність оточуючих вод

 

Особливо зупинимось на густинних і вітрових течіях.

Густинні течії зазвичай зумовлені нерівномірним розподілом температури і солоності вод, а отже, її густини в горизонтальному напрямку. Це може бути пов’язане з нерівномірним нагріванням вод, випаровуванням, опадами. Виникнення цих течій пов’язане зі взаємодією типів поверхонь: ізобаричної (поверхні рівного значення тиску), ізопікнічної (рівного значення густини), ізостеричної (рівного питомого об’єму). Такі течії виникають за умов бароклінного моря (бароклінний шар – ізобарична й ізопікнічна поверхні перетинаються; баротропний шар – ці поверхні паралельні) [15].

Вітрові течії найбільш розповсюджені в поверхневих шарах океану. Основним чинником цих течій є вітер. Тертя між повітрям і водою, дотична напруга вітру, яке виникає під час вітру, спричиняє викликає рух верхніх шарів води. Дотична напруга збільшується зі наростанням вітрового хвилювання завдяки додаткового тиску на тилову поверхню хвиль. Енергія руху передається через внутрішнє тертя пластам води, які залягають нижче, і вони теж починають брати участь у поступальному русі. У результаті формується дрейфова течія. Паралельно з описаним процесом просторова нерівномірність вітру та явища згону та нагону утворюють нахили водної поверхні, наслідком яких є формування градієнтної течії. Крім того, вітрова течія змінює розподіл густини, викликаючи або видозмінюючи густинні течії. У прибережній зоні формуються специфічні види течій – вздовжберегові і розривні (спрямовані від берега) – під дією самого вітру і вітрового хвилювання.

У 1905 р. В. Екман розробив теорію вітрових течій, яка отримала назву теорія Екмана. Для спрощення задачі вчений розглядав лише механізм дрейфової течії, не ускладненої іншими видами течій. Загальні висновки теорії Екмана: 1) поверхнева течія відхиляється від напрямку вітру в північній півкулі вправо, а в південній – вліво на 45º (рис. 14), незалежно від швидкості вітру і течії, географічної широти; 2) з глибиною течія змінюється як за величиною, так і за напрямком: швидкість течії зменшується, а напрямок все більше відхиляється доти, поки на певній глибині (глибина тертя D) не буде спрямована у протилежний щодо поверхневої течії бік; 3) повний (інтегральний) потік по всій товщі моря, яка охоплена дрейфовою течією, спрямована перпендикулярно до дії вітру (вправо в північній півкулі і вліво в південній). Явище „ вертушки Екмана ” різного масштабу можна прослідкувати в різних районах Світового океану. Наприклад, в Чорному морі на південному узбережжі Криму (у приглублих його ділянках, таких як берег близь Сімеїза, Кацивелі та ін.) коли встановлюється західний вітер, течія спрямована від берега зносячи теплі води в море і призводячи до апвелінгу; температура води біля берегу встановлюється близько 8 – 10ºС при денній температурі повітря більше 30ºС.

 

 

 

Рис. 14. Перспективне подання дрейфової течії на різних глибинах

 

Завдання

Завдання 1.

Заповнити легенду до карти (рис. 15) поверхневих течій Світового океану. Пояснити існування кругообігів течій в Світовому океані; до якого класу течій належать течії, що складають ці кругообіги; розкрити вплив існуючої поверхневої циркуляції вод на природу Землі. Пояснити вплив на природу течій, які не входять до складу кругообігів (29, 30, 31).

 

Рис. 15. Поверхневі течії Світового океану.

 

Легенда до карти

Центральний кругообіг північної частини Тихого океану:

1. ________

2. ________

3. ________

4. ________

Центральний кругообіг південної частини Тихого океану:

5. ________

6. ________

7. ________

8. ________

Центральний кругообіг північної частини Атлантичного океану:

9. ________

10. ________

11. ________

12. ________

Центральний кругообіг південної частини Атлантичного океану:

13. ________

14. ________

15. ________

16. ________

Центральний кругообіг Індійського океану:

17. ________

18. ________

19. ________

20. ________

Субарктичний кругообіг північної частини Тихого океану:

21. ________

22. ________

23. ________

24. ________

25. ________

Субарктичний кругообіг північної частини Атлантичного океану:

26. ________

27. ________

28. ________

 

Течії, які не входять до складу кругообігів:

29. ________

30. ________

31. ________

 

Питання для повторення:

1. Класифікація течій

2. Розрахунок густинних течій.

3. Вибір нульової поверхні.

4. Дрейфові течії.

5. Вертикальна стійкість шарів у морі.

Заняття 8. Оптика моря

Мета: ознайомитись з особливостями прояву оптичних явищ у Світовому океані; проаналізувати вплив різних типів хмар на відносну освітленість.

 

Загальні відомості

У цілому гідроакустика – розділ океанології, який досліджує перенесення і трансформацію світлового випромінювання в морі.

Світло (оптичне випромінювання) видима частина спектру (0,380 – 0,770 мк (мікрон = 10^–6 м), або 380 – 770 нм (нанометрів= 10^–9 м)); ультрафіолетова (10 – 380 нм) та інфрачервона (770 – 3000 нм). Інфрачервона частина спектру більша 3000 нм в оптиці моря не розглядається, оскільки поглинається найтоншим поверхневим шаром води. У ході досліджень оптичних явищ у морях і океанах основне значення має не енергетична, а фотометрична сторона сонячного випромінювання. При цьому існує певна частка суб'єктивізму. Так, людське око найбільш сприйнятливе до ділянки спектру з довжинами хвиль 500 – 556 нм (відповідає синьо–зеленому кольору). Наприклад, якщо взяти за одиницю сприйняття яскравості людським оком променистий потік з довжиною хвилі 556 нм, то для однакового сприйняття яскравості фіолетового проміння (420 нм) і червоних (700 нм) потрібно було б збільшити потік в 250 разів, зелених (510 нм) і оранжевих (610 нм) – вдвічі! Це приводить до необхідності введення середньої величини: функції видності V – характеризує середню чутливість ока й залежить від довжини хвилі світла V = I/F (де I – світловий потік в лм (люмени), F – променевий потік у Вт (ватах)).

У цілому оптичні явища в океанах і морях визначаються двома групами оптичних характеристик: 1) первинні – характеристики, залежні від фізичних властивостей води (показники поглинання, розсіяння і ослаблення світла; індикатриса розсіяння); 2) вторинні – характеристики, залежні від геометричної структури світлового поля (показник яскравості, опроміненості).

На практиці частіше використовують відносні показники.

Так, важливим показником є освітленість вимірюється в люксах (1 лк дорівнює освітленості, створюваній потоком в 1 лм на площі 1 м²). Так освітленість поверхні моря за положення Сонця в зеніті дорівнює 140 тис. лк, а вночі при повному місяці 1/4 лк. Освітленість не слід плутати з опроміненістю – променистий потік, падаючий на одиницю поверхні (Вт/м²). Відносна освітленість – це коли освітленість при положенні сонця в зеніті прийняти за одиницю.

Взагалі є 2 джерела освітленості поверхні моря: пряме сонячне світло і розсіяне самою атмосферою (небозводом) і хмарами світло. Спектральний склад світлового потоку, що падає на поверхню моря неоднаковий для різних умов освітленості: для спектрального скалу небесного зводу характерне максимальне випромінювання в області синьої частини спектра; а для сумарної радіації на горизонтальну поверхню максимум зміщується в бік зеленої частини спектра.

Падаючи на поверхню моря, світловий потік частково відбивається, а частково заломлюється і проникає в глибини моря. Якщо висота Сонця 0º, весь світловий потік відбивається від поверхні моря. Із збільшенням висоти Сонця частка світлового потоку, який проникає у воду, збільшується, і за висоти Сонця 90º у воду проникає 98% всього падаючого на поверхню потоку. Відповідно альбедо (відношення відбитого потоку до падаючого): при висоті Сонця 0º складає 100%, а при 90º - 2%. Для розсіяної радіації альбедо складає 5-6%. Окрім того, альбедо залежить від стану поверхні моря, тобто від хвилювання: із збільшенням хвилювання альбедо декілька зростає при висоті Сонця до 70º, а потім зменшується.

Відносна прозорість – глибина на якій перестає бути видним білий диск діаметром 30 см (стандартний диск). Взагалі прозорість – це відношення потоку випромінювання, що проходить без змін напрямку шлях рівний одиниці, до потоку випромінювання, що увійшов у воду у вигляді паралельного пучка.

Фізична природа зникнення білого диска на певній глибині полягає у тому, що під час проникнення світлового потоку в товщу води відбувається його ослаблення за рахунок розсіяння і поглинання. Як показав В. В. Шулейкін, зі збільшенням глибини світло більше розсіюється в сторони, тобто розсіяний потік йде „віялом" від поверхні в глибину. На деякій глибині такий потік виявляється рівним енергії прямого світла. Значить, якщо опустити диск нижче за цю глибину, то потік, розсіяний в сторони, буде більше основного потоку, що йде вниз, і „закриватиме" диск. Диск перестає бути видимим.

Доведено, що для товщі води 100 м світловий потік з довжиною хвилі 620 нм слабшає в 10 млрд разів. Цей факт дозволяє вважати, що 100-метрова товща води не пропускає частину спектра з довжиною хвилі більше 600 нм. У інфрачервоній частині ослаблення йде ще швидше, а це значить, що інфрачервона радіація поглинається майже повністю вже у верхньому шарі морської води завтовшки декілька сантиметрів.

Цікаве спостереження Ф. І. Кусто [21] і Ф. Д. Дюма „Дивовижна картина відкрилася перед нами, коли на глибині декілька десятків метрів Дюма ранив гарпуном велику рибу-ліхію. Кров була зелена! Ми здивовано перезирнулись. Міцно тримаючи гарпун з своїм трофеєм, Дюма пішов угору. На глибині 50 футів (15 м) кров стала коричневою, 25 футів (8 м) – вона вже рожева, а на поверхні розтеклася яскраво-червоними струменями".

Вивчаючи оптику моря, необхідно розрізняти поняття колір моря (видимий колір його поверхні) і колір морської води.

Говорячи про колір морської води, треба домовитися, до якої товщі води застосовується цей термін. Враховуючи вибіркове ослаблення світла в морі, можна розрахувати, що навіть для чистої океанської води на глибині 25 м сонячне світло буде позбавлене всієї червоної частини спектра, потім (зі збільшенням глибини) зникне жовта частина, і колір води видасться зеленуватим, до глибини 100 м залишиться тільки синя частина і вода буде синього кольору. Отже, залежно від товщі води колір буде різним, хоча її оптичні властивості і не змінюватимуться.

Спостерігач, що стоїть на березі або знаходиться на борту судна, бачить не колір води, а колір моря. Останній визначається співвідношенням величин і спектральним складом двох основних потоків світла, що потрапляють в око спостерігача: 1) відбита поверхнею моря частина світлового потоку, спрямованого від Сонця і небозводу; 2) світловий потік дифузного світла, що надходить з глибин моря. Оскільки відбитий потік є білим, за умов його зростання колір моря стає менш насиченим (білястим). Це легко простежити під час штилю. Коли спостерігач дивиться вертикально вниз на поверхню, колір моря насиченіший (відображений потік малий). Зі зміщенням погляду до горизонту, колір стає все менш насиченим (білястим), наближаючись до кольору небозводу, завдяки зростанню відбитого потоку. Тому в штильову погоду горизонт менш чітко окреслений. Створюваний хвилюванням нахил поверхні моря сприяє сприйняттю світлового потоку внутрішнього світла, а отже, колір стає насиченішим. А оскільки кут зору щодо хвилі мало міняється з переведенням погляду до горизонту, то і забарвлення моря залишається насиченим до горизонту: горизонт видно чітко.

Завдання

 

Завдання 1.

За даними табл. 14 в одній системі координат (х – висота Сонця, у – відносна освітленість) побудувати графіки відносної освітленості (освітленість за умов відсутності хмар і Сонце в зеніті дорівнює 1), що створюється хмарами різних форм. Проаналізувати отриманий графік.

Таблиця 14