Halaman 1

Massa air dibagi menjadi permukaan, menengah dan dalam. Massa permukaan menunjukkan fluktuasi terbesar dalam suhu dan salinitas dalam ruang dan waktu.

Massa air permukaan, dan terutama yang besar (samudera), memainkan peran besar dalam pembentukan medan suhu bumi.

Dengan demikian, massa air terutama dibawa oleh arus di lapisan atas seratus meter, dan fenomena turbulensi yang dihasilkan secara aktif mencampur lapisan ini.

Bagian dari perairan Volga mengarah ke timur, memindahkan massa air ke Teluk Komsomolets.

Energi Matahari menghangatkan Bumi, menggerakkan massa udara atmosfer dan massa air sungai, samudra, dan laut, memastikan proses fotosintesis pada tumbuhan hijau dan, pada akhirnya, merupakan kondisi utama bagi keberadaan kehidupan.

Dalam hal ini, hanya gelombang itu sendiri yang bergerak dalam arah horizontal, tetapi bukan massa air secara keseluruhan.

Oleh karena itu, jelas bahwa pada semua tingkat vertikal, kemiringan ternyata menjadi semacam penguat proses dinamis di lautan: di sinilah massa air laut yang sangat besar, yang bertemu dengan penghalang, harus mengurangi kecepatannya menjadi nilai nol, berubah menjadi sistem arus vertikal dan horizontal (sepanjang lereng).

Klasifikasi gelombang air disajikan dalam berbagai karya, sesuai dengan definisi yang diberikan sebagai berikut: gelombang tsunami adalah gelombang yang ditimbulkan oleh gempa bumi di bagian bawah laut kerak bumi; gelombang angin gravitasi - gelombang yang timbul dari aksi angin di permukaan air yang bebas, dalam formasi yang peran utamanya dimainkan oleh gravitasi; gelombang kapal - gelombang yang timbul dari pergerakan kapal di permukaan air yang bebas; gelombang pasang-gelombang yang disebabkan oleh pengaruh gaya tarik Bulan dan Matahari pada massa air Bumi; gelombang seiche dengan periode yang sama dengan periode osilasi alami dari volume air yang dipertimbangkan, yang timbul di reservoir tertutup sebagai akibat dari perubahan tajam tekanan atmosfer; traksi - fluktuasi air jangka panjang di area perairan pelabuhan, yang timbul sebagai akibat dari fenomena resonansi ketika mendekati pelabuhan tsunami, pasang surut, dan sistem gelombang lainnya.

Karena volumenya sangat besar (puluhan kilometer kubik), bahkan satu awan pun dapat berisi ratusan ton air dalam bentuk tetesan atau kristal es. Massa air raksasa ini terus-menerus dibawa oleh arus udara di atas permukaan bumi, yang menyebabkan redistribusi tidak hanya air, tetapi juga panas. Karena, seperti yang telah disebutkan, air memiliki kapasitas panas yang sangat tinggi, penguapan dari permukaan badan air, dari tanah, transpirasi oleh tanaman menyerap hingga 70% panas yang diterima Bumi dari Matahari. Panas yang dikeluarkan untuk penguapan (panas laten penguapan) memasuki atmosfer dengan uap air dan dilepaskan di sana ketika mengembun dan membentuk awan. Sebagai hasil dari penghilangan panas, suhu permukaan air dan lapisan udara yang berdekatan secara nyata menurun, oleh karena itu, jauh lebih dingin di dekat badan air di musim panas daripada di daerah kontinental yang menerima jumlah panas matahari yang sama.

Sekilas, formasi rifelea mungkin terlihat aneh. Massa air yang bergerak di perairan dangkal secara bergantian bergerak menuju pantai dan menjauhi pantai. Bergerak menuju pantai, air membawa butir-butir dari permukaan bawah ke depan, dan menjauh dari pantai, ia membawa mereka kembali.

Pendekatan satu dimensi banyak digunakan untuk menentukan getaran bebas alami dalam kemacetan. Ada sejumlah besar literatur yang tidak hanya membahas massa air nyata, tetapi juga dengan kondisi ideal, seperti cekungan persegi panjang.

Arus hanyut juga diamati di laut utara, di mana permukaan airnya tertutup es. Dalam situasi ini, bidang es mengambang menyeret massa air bersama mereka karena gesekan.

Distribusi air di hidrosfer, komposisinya, sifat fisik dan kimianya, kecepatan pergerakan dan pertukaran air antara atmosfer, hidrosfer tanah dan bawah tanah sangat tergantung pada lokasi air di satu atau beberapa cangkang Bumi, strukturnya. dan sifat-sifat air alami. Jika untuk atmosfer dan air permukaan, waktu pertukaran air di antara keduanya bisa dari beberapa jam dan hari, dan massa air di atmosfer dan sungai dapat berpindah jarak jauh dalam waktu singkat, maka untuk akuifer dalam dari air yang sangat termineralisasi (air asin). ) laju pergerakan alami air tanah biasanya dicirikan oleh nilai sentimeter dan meter per tahun, dapat memiliki karakter multiarah, berulang kali berubah selama zaman geologis. Pertukaran air dari akuifer tersebut dengan permukaan atau air tanah dangkal praktis tidak ada.

Semua perkiraan tersebut secara langsung atau tidak langsung berkaitan dengan penentuan umur airtanah dengan berbagai metode, yaitu waktu yang berlalu sejak masuknya (infiltrasi) kelembaban atmosfer ke dalam endapan tanah. Namun, pada saat yang sama, konsep usia air tanah, dalam arti tertentu, bersyarat, karena di berbagai bagian cakrawala yang sama mungkin ada massa air, waktu di mana mereka telah berada di dalamnya sejak saat itu. infiltrasi akan berbeda secara signifikan. Oleh karena itu, lebih tepat untuk berbicara tentang usia air dalam sampel terpisah yang diambil pada satu atau lain titik reservoir, dan kemudian dengan ketentuan bahwa proses dispersi tidak mengarah pada pencampuran sumber air dengan usia yang berbeda secara signifikan. Ketidakpastian tambahan dalam konsep yang sedang dibahas diperkenalkan oleh proses yang disebabkan oleh porositas ganda dari media filter; jadi, dalam volume makro yang sama, usia air dalam retakan dan pori-pori dapat sangat bervariasi.

massa udara

Transformasi massa udara

Pengaruh permukaan tempat massa udara lewat mempengaruhi lapisan bawahnya. Pengaruh ini dapat menyebabkan perubahan kadar air udara karena penguapan atau pengendapan, serta perubahan suhu massa udara karena pelepasan panas laten atau pertukaran panas dengan permukaan.

tab. 1. Klasifikasi massa udara dan sifat-sifatnya tergantung pada sumber pembentukannya

	Tropis	kutub	Arktik atau Antartika
Maritim	tropis laut (MT), hangat atau sangat basah; terbentuk di Azores pulau di utara Atlantik	kutub laut (MP), dingin dan sangat basah; terbentuk di atas Atlantik ke selatan dari Greenland	Arktik (A) atau antartika (AA), sangat dingin dan kering; terbentuk di atas bagian Kutub Utara yang tertutup es atau di atas bagian tengah Antartika
Kontinental (K)	kontinental tropis (CT), panas dan kering; terbentuk di atas Gurun Sahara	kontinental kutub (CP), dingin dan kering; dibentuk di Siberia pada tahun periode musim dingin

Transformasi yang terkait dengan pergerakan massa udara disebut dinamis. Kecepatan udara pada ketinggian yang berbeda hampir pasti akan berbeda, sehingga massa udara tidak bergerak sebagai satu kesatuan, dan adanya gaya geser dalam kecepatan menyebabkan pencampuran turbulen. Jika lapisan bawah massa udara dipanaskan, maka ketidakstabilan terjadi dan pencampuran konvektif berkembang. Perubahan dinamis lainnya terkait dengan pergerakan udara vertikal skala besar.

Transformasi yang terjadi dengan massa udara dapat ditunjuk dengan menambahkan satu huruf lagi untuk penunjukan utamanya. Jika lapisan bawah massa udara lebih hangat daripada permukaan yang dilewatinya, maka huruf "T" ditambahkan, jika lebih dingin, huruf "X" ditambahkan. Oleh karena itu, pada pendinginan, stabilitas massa udara kutub laut yang hangat meningkat, sedangkan pemanasan massa udara kutub laut yang dingin menyebabkannya menjadi tidak stabil.

Massa udara dan pengaruhnya terhadap cuaca di Kepulauan Inggris

Kondisi cuaca di setiap tempat di Bumi dapat dianggap sebagai akibat dari aksi massa udara tertentu dan sebagai akibat dari perubahan yang terjadi padanya. Inggris Raya, yang terletak di garis lintang tengah, dipengaruhi oleh sebagian besar jenis massa udara. Dengan demikian merupakan contoh yang baik untuk mempelajari kondisi cuaca karena transformasi massa udara di dekat permukaan. Perubahan dinamis, yang terutama disebabkan oleh pergerakan udara vertikal, juga sangat penting dalam menentukan kondisi cuaca, dan dalam setiap kasus tertentu tidak dapat diabaikan.

Maritime polar air (MPA) yang mencapai British Isles biasanya bertipe CMPA, sehingga massa udara ini tidak stabil. Ketika melewati lautan, sebagai akibat dari penguapan dari permukaannya, ia mempertahankan kelembaban relatif yang tinggi, dan sebagai akibatnya, terutama di atas permukaan bumi yang hangat pada siang hari, dengan kedatangan massa udara ini, awan kumulus dan cumulonimbus. akan muncul, suhu akan turun di bawah rata-rata, dan di musim panas akan ada hujan turun, dan di musim dingin curah hujan sering turun dalam bentuk salju atau biji-bijian. Angin kencang dan gerakan konvektif di udara akan membubarkan debu dan asap sehingga jarak pandang baik.

Jika udara kutub laut (MPA) dari pusat formasinya melewati ke selatan, dan kemudian menuju Kepulauan Inggris dari barat daya, itu mungkin menjadi hangat, yaitu dari tipe TMAP; kadang-kadang disebut sebagai "udara balik kutub laut". Ini membawa suhu dan cuaca normal antara cuaca yang terbentuk dengan kedatangan massa udara HMPW dan MTV.

Marine Tropical Air (MTA) biasanya bertipe TMTV, jadi stabil. Setelah mencapai setelah melintasi lautan Kepulauan Inggris dan setelah mendingin, ia jenuh (atau mendekati saturasi) dengan uap air. Massa udara ini membawa serta cuaca ringan, langit menjadi mendung dan jarak pandang buruk, kabut tidak jarang terjadi di barat Kepulauan Inggris. Saat Anda naik di atas penghalang orografis, awan stratus terbentuk; pada saat yang sama, hujan gerimis biasa terjadi, berubah menjadi lebih kuat, dan hujan terus menerus turun di sisi timur pegunungan.

Massa udara tropis kontinental tidak stabil pada sumbernya dan meskipun lapisan bawahnya menjadi stabil ketika mencapai Kepulauan Inggris, lapisan atas tetap tidak stabil, yang dapat menyebabkan badai petir di musim panas. Namun, di musim dingin, lapisan bawah massa udara sangat stabil, dan awan apa pun yang terbentuk di sana adalah jenis stratus. Biasanya, kedatangan massa udara seperti itu menyebabkan suhu naik jauh di atas rata-rata, dan kabut terbentuk.

Dengan munculnya udara kutub kontinental, cuaca yang sangat dingin terjadi di Kepulauan Inggris di musim dingin. Di sumber pembentukannya, massa ini stabil, tetapi kemudian di lapisan bawahnya bisa menjadi tidak stabil dan, ketika melewati Laut Utara, sebagian besar akan "jenuh" dengan uap air. Awan yang akan terbentuk adalah jenis kumulus, meskipun stratocumulus juga dapat terbentuk. Di musim dingin, hujan lebat disertai salju atau salju dapat turun di bagian timur Inggris.

Udara Arktik (AB) dapat berupa kontinental (CAV) atau maritim (MAV) tergantung pada jalur yang dilaluinya dari sumber formasi ke Kepulauan Inggris. KAV melewati Skandinavia dalam perjalanannya ke Kepulauan Inggris. Ini mirip dengan udara kutub kontinental, meskipun lebih dingin dan karena itu sering membawa serta hujan salju di musim dingin dan musim semi. Udara arktik maritim melewati Greenland dan Laut Norwegia; itu dapat dibandingkan dengan udara kutub laut yang dingin, meskipun lebih dingin dan lebih tidak stabil. Di musim dingin dan musim semi, udara Arktik dicirikan oleh hujan salju lebat, salju yang berkepanjangan, dan kondisi jarak pandang yang sangat baik.

Massa air dan grafik t-s

Ketika mendefinisikan massa air, ahli kelautan menggunakan konsep yang mirip dengan yang diterapkan pada massa udara. Massa air dibedakan terutama oleh suhu dan salinitas. Dipercaya juga bahwa massa air terbentuk di area tertentu, di mana mereka berada di lapisan campuran permukaan dan di mana mereka dipengaruhi oleh kondisi atmosfer yang konstan. Jika air tetap diam untuk jangka waktu yang lama, salinitasnya akan ditentukan oleh sejumlah faktor: penguapan dan curah hujan, aliran air tawar dari limpasan sungai di daerah pesisir, pencairan dan pembentukan es di lintang tinggi, dll. Demikian pula, suhunya akan ditentukan oleh keseimbangan radiasi permukaan air, serta pertukaran panas dengan atmosfer. Jika salinitas air menurun dan suhu naik, densitas air akan berkurang dan kolom air akan menjadi stabil. Dalam kondisi ini, hanya massa air permukaan dangkal yang dapat terbentuk. Namun, jika salinitas meningkat dan suhu menurun, air akan menjadi lebih padat, mulai tenggelam, dan massa air dapat terbentuk, mencapai ketebalan vertikal yang signifikan.

Untuk membedakan antara massa air, data suhu dan salinitas yang diperoleh pada kedalaman yang berbeda di wilayah laut tertentu diplot pada diagram di mana suhu diplot sepanjang sumbu ordinat, dan salinitas diplot sepanjang sumbu absis. Semua titik dihubungkan satu sama lain oleh garis dalam urutan kedalaman yang menaik. Jika massa air benar-benar homogen, itu akan diwakili oleh satu titik pada diagram seperti itu. Fitur inilah yang menjadi kriteria untuk membedakan jenis air. Akumulasi titik pengamatan di dekat titik tersebut akan menunjukkan adanya perairan dengan tipe tertentu. Tetapi suhu dan salinitas massa air biasanya berubah dengan kedalaman, dan massa air dicirikan pada diagram T-S dengan kurva tertentu. Variasi ini mungkin karena fluktuasi kecil dalam sifat air yang terbentuk pada waktu yang berbeda dalam setahun dan turun ke kedalaman yang berbeda sesuai dengan kepadatannya. Mereka juga dapat dijelaskan oleh perubahan kondisi di permukaan laut di wilayah di mana pembentukan massa air terjadi, dan air mungkin tidak tenggelam secara vertikal, tetapi di sepanjang beberapa permukaan miring dengan kepadatan yang sama. Karena q1 hanya merupakan fungsi suhu dan salinitas, garis-garis dengan nilai q1 yang sama dapat digambar pada diagram T-S. Gagasan tentang stabilitas kolom air dapat diperoleh dengan membandingkan plot T-S dengan strike isoline q1.

Sifat konservatif dan non-konservatif

Setelah terbentuk, massa air, seperti massa udara, mulai bergerak dari pusat pembentukan, mengalami transformasi di sepanjang jalan. Jika tetap berada di lapisan campuran dekat permukaan atau meninggalkannya dan kemudian kembali lagi, interaksi lebih lanjut dengan atmosfer akan menyebabkan perubahan suhu dan salinitas air. Massa air baru dapat dihasilkan dari pencampuran dengan massa air lain, dan sifat-sifatnya akan menjadi perantara antara dua massa air asli. Dari saat massa air berhenti mengalami transformasi di bawah pengaruh atmosfer, suhu dan salinitasnya hanya dapat berubah sebagai akibat dari proses pencampuran. Oleh karena itu, sifat-sifat seperti itu disebut konservatif.

Massa air biasanya memiliki karakteristik kimia, biota, dan rasio suhu-salinitas tertentu (rasio T-S). Indikator yang berguna yang mencirikan massa air seringkali adalah nilai konsentrasi oksigen terlarut, serta konsentrasi nutrisi - silikat dan fosfat. Organisme laut yang berasosiasi dengan badan air tertentu disebut spesies indikator. Mereka dapat tetap berada dalam massa air tertentu karena sifat fisik dan kimianya memuaskan mereka, atau hanya karena mereka, sebagai plankton, terbawa bersama massa air dari area pembentukannya. Namun, sifat-sifat ini berubah sebagai akibat dari proses kimia dan biologi yang terjadi di laut dan oleh karena itu disebut sifat non-konservatif.

Contoh massa air

Contoh yang cukup jelas adalah massa air yang terbentuk di reservoir semi-tertutup. Massa air yang terbentuk di Laut Baltik memiliki salinitas rendah, yang disebabkan oleh kelebihan limpasan sungai yang signifikan dan curah hujan karena penguapan. Di musim panas, massa air ini cukup panas dan karenanya memiliki kerapatan yang sangat rendah. Dari sumber pembentukannya, ia mengalir melalui selat sempit antara Swedia dan Denmark, di mana ia bercampur secara intensif dengan lapisan air di bawahnya yang memasuki selat dari laut. Sebelum pencampuran, suhunya di musim panas mendekati 16°C, dan salinitasnya kurang dari 8% 0 . Tetapi pada saat mencapai Selat Skagerrak, salinitasnya telah meningkat menjadi sekitar 20% o. Karena kepadatannya yang rendah, ia tetap berada di permukaan dan dengan cepat berubah sebagai hasil interaksi dengan atmosfer. Oleh karena itu, massa air ini tidak memiliki efek yang nyata pada wilayah laut terbuka.

Di Laut Mediterania, penguapan melebihi aliran air tawar dalam bentuk curah hujan dan limpasan sungai, dan oleh karena itu salinitas di sana meningkat. Di Mediterania barat laut, pendinginan musim dingin (terutama karena angin yang disebut mistral) dapat menyebabkan konveksi yang menelan seluruh kolom air hingga kedalaman lebih dari 2000 m, menghasilkan massa air yang sangat homogen dengan salinitas lebih dari 38,4% dan suhu sekitar 12,8°C. Ketika massa air ini meninggalkan Laut Mediterania melalui Selat Gibraltar, ia mengalami pencampuran yang intens, dan lapisan atau inti air Mediterania yang paling sedikit bercampur di bagian Atlantik yang berdekatan memiliki salinitas 36,5% 0 dan suhu 11 ° C Lapisan ini sangat padat dan karena itu tenggelam hingga kedalaman 1000 m Pada tingkat ini, ia menyebar melalui pencampuran terus menerus, tetapi intinya masih dapat dikenali di antara massa air lainnya di sebagian besar Samudra Atlantik.

Di laut terbuka, massa air pusat terbentuk pada garis lintang sekitar 25° hingga 40° dan kemudian tenggelam di sepanjang isopiknes miring dan menempati bagian atas termoklin utama. Di Atlantik Utara, massa air ini dicirikan oleh kurva T-S dengan nilai awal 19°C dan 36,7% dan nilai akhir 8°C dan 35,1%. Pada garis lintang yang lebih tinggi, massa air menengah terbentuk, yang ditandai dengan salinitas rendah dan suhu rendah. Yang paling luas adalah massa air menengah Antartika. Ia memiliki suhu 2° hingga 7°C dan salinitas 34,1 hingga 34,6% 0, dan setelah terjun ke sekitar 50 °S. SH. hingga kedalaman 800-1000 m, menyebar ke arah utara. Massa air terdalam terbentuk di lintang tinggi, di mana air mendingin hingga suhu yang sangat rendah di musim dingin, seringkali hingga titik beku, sehingga salinitas ditentukan oleh proses pembekuan. Massa air dasar Antartika memiliki suhu - 0,4 ° C dan salinitas 34,66% 0 dan menyebar ke utara pada kedalaman lebih dari 3000 m - Greenland Sill mengalami transformasi yang nyata, menyebar ke selatan dan tumpang tindih dengan dasar Antartika massa air di khatulistiwa dan bagian selatan Samudra Atlantik.

Konsep massa air telah memainkan peran penting dalam menggambarkan proses sirkulasi di lautan. Arus di kedalaman lautan sangat lambat dan sangat berubah-ubah untuk dipelajari dengan pengamatan langsung. Tetapi analisis T-S membantu mengidentifikasi inti massa air dan menentukan arah perambatannya. Namun, untuk menetapkan kecepatan pergerakannya, diperlukan data lain, seperti laju pencampuran dan laju perubahan sifat non-konservatif. Tetapi mereka biasanya tidak tersedia.

Aliran laminar dan turbulen

Gerakan di atmosfer dan di laut dapat diklasifikasikan dalam berbagai cara. Salah satunya adalah pembagian gerak menjadi laminar dan turbulen. Dalam aliran laminar, partikel-partikel fluida bergerak secara teratur, garis-garis arusnya sejajar. Aliran turbulen kacau, dan lintasan partikel individu berpotongan. Pada fluida dengan densitas seragam, transisi dari laminar ke turbulen terjadi ketika kecepatan mencapai nilai kritis tertentu sebanding dengan viskositas dan berbanding terbalik dengan densitas dan jarak ke batas aliran. Di laut dan atmosfer, arus dalam banyak kasus bergolak. Dalam hal ini, viskositas efektif, atau gesekan turbulen, dalam aliran seperti itu biasanya beberapa kali lipat lebih besar dari viskositas molekuler dan tergantung pada sifat turbulensi dan intensitasnya. Di alam, ada dua kasus aliran laminar. Salah satunya adalah aliran di lapisan yang sangat tipis yang berdekatan dengan batas halus, yang lain adalah gerakan di lapisan stabilitas vertikal yang signifikan (seperti lapisan inversi di atmosfer dan termoklin di laut), di mana fluktuasi kecepatan vertikal kecil. Geser vertikal kecepatan dalam kasus tersebut jauh lebih besar daripada di aliran turbulen.

Skala gerakan

Cara lain untuk mengklasifikasikan gerakan di atmosfer dan lautan didasarkan pada pemisahannya menurut skala spasial dan temporal, serta pada pemisahan komponen gerak periodik dan non-periodik.

Skala ruang-waktu terbesar sesuai dengan sistem stasioner seperti angin pasat di atmosfer atau Arus Teluk di laut. Meskipun gerakan di dalamnya mengalami fluktuasi, sistem ini dapat dianggap sebagai elemen sirkulasi yang kurang lebih konstan, memiliki skala spasial orde beberapa ribu kilometer.

Tempat berikutnya ditempati oleh proses dengan siklus musiman. Di antara mereka, kita harus secara khusus memperhatikan musim hujan dan arus yang dihasilkan - dan juga mengubah arahnya - di Samudra Hindia. Skala spasial dari proses ini juga dalam urutan beberapa ribu kilometer, tetapi mereka dibedakan oleh periodisitas yang jelas.

Proses dengan skala waktu beberapa hari atau minggu biasanya tidak teratur dan memiliki skala spasial hingga seribu kilometer. Ini termasuk variasi angin yang terkait dengan pengangkutan berbagai massa udara dan menyebabkan perubahan cuaca di daerah seperti Kepulauan Inggris, serta yang serupa dan sering dikaitkan dengan fluktuasi pertama arus laut.

Mengingat gerakan dengan skala waktu dari beberapa jam hingga satu atau dua hari, kita menghadapi berbagai macam proses, beberapa di antaranya jelas periodik. Ini mungkin merupakan periodisitas harian yang terkait dengan perjalanan harian radiasi matahari (biasanya, misalnya, untuk angin sepoi-sepoi - angin bertiup dari laut ke darat di siang hari, dan dari darat ke laut di malam hari); itu bisa berupa periodisitas diurnal dan semidiurnal, karakteristik pasang surut; ini mungkin merupakan periodisitas yang terkait dengan pergerakan siklon dan gangguan atmosfer lainnya. Skala spasial dari jenis gerakan ini adalah dari 50 km (untuk angin sepoi-sepoi) hingga 2000 km (untuk depresi barik di garis lintang tengah).

Skala waktu, diukur dalam detik, lebih jarang dalam menit, sesuai dengan gerakan reguler - gelombang. Gelombang angin paling tersebar luas di permukaan laut, memiliki skala spasial sekitar 100 m. Gelombang yang lebih panjang, seperti gelombang lee, juga ditemui di laut dan di atmosfer. Gerakan tidak teratur dengan skala waktu seperti itu sesuai dengan fluktuasi turbulen, yang memanifestasikan dirinya, misalnya, dalam bentuk hembusan angin.

Gerakan yang diamati di beberapa wilayah laut atau atmosfer dapat dicirikan oleh jumlah vektor kecepatan, yang masing-masing sesuai dengan skala gerakan tertentu. Misalnya, kecepatan yang diukur pada beberapa titik waktu dapat direpresentasikan sebagai di mana dan menunjukkan fluktuasi kecepatan turbulen.

Untuk mengkarakterisasi gerakan, Anda dapat menggunakan deskripsi kekuatan yang terlibat dalam penciptaannya. Pendekatan ini, dikombinasikan dengan metode penskalaan, akan digunakan dalam bab-bab selanjutnya untuk menjelaskan berbagai bentuk gerakan. Hal ini juga nyaman di sini untuk mempertimbangkan berbagai kekuatan yang tindakannya dapat menyebabkan atau mempengaruhi gerakan horizontal di laut dan atmosfer.

Kekuatan dapat dibagi menjadi tiga kategori: eksternal, internal dan sekunder. Sumber gaya eksternal terletak di luar media cair. Daya tarik gravitasi Matahari dan Bulan, yang menyebabkan gerakan pasang surut, serta gaya gesekan angin, termasuk dalam kategori ini. Gaya internal berhubungan dengan distribusi massa atau densitas dalam medium cair. Distribusi kepadatan yang tidak merata disebabkan oleh pemanasan laut dan atmosfer yang tidak merata, dan menghasilkan gradien tekanan horizontal di dalam media cair. Sekunder yang kami maksud adalah gaya-gaya yang bekerja pada cairan hanya ketika cairan itu dalam keadaan bergerak relatif terhadap permukaan bumi. Yang paling jelas adalah gaya gesekan, selalu diarahkan melawan gerakan. Jika lapisan fluida yang berbeda bergerak dengan kecepatan yang berbeda, gesekan antara lapisan ini karena viskositas menyebabkan lapisan yang bergerak lebih cepat melambat dan lapisan yang bergerak lebih lambat menjadi lebih cepat. Jika aliran diarahkan sepanjang permukaan, maka pada lapisan yang berbatasan dengan batas, gaya gesek berlawanan langsung dengan arah aliran. Meskipun gesekan biasanya memainkan peran kecil dalam gerakan atmosfer dan samudera, itu akan meredam gerakan ini jika tidak didukung oleh kekuatan eksternal. Dengan demikian, gerak tidak dapat tetap seragam jika tidak ada gaya lain. Dua kekuatan sekunder lainnya adalah kekuatan fiktif. Mereka terhubung dengan pilihan sistem koordinat sehubungan dengan gerakan yang dipertimbangkan. Ini adalah gaya Coriolis (yang telah kita bicarakan) dan gaya sentrifugal yang muncul ketika tubuh bergerak dalam lingkaran.

Gaya sentrifugal

Sebuah benda yang bergerak dengan kecepatan konstan dalam lingkaran mengubah arah geraknya sepanjang waktu dan, oleh karena itu, mengalami percepatan. Percepatan ini diarahkan ke pusat kelengkungan lintasan sesaat dan disebut percepatan sentripetal. Oleh karena itu, agar tetap berada pada lingkaran, benda harus mengalami aksi gaya tertentu yang diarahkan ke pusat lingkaran. Seperti yang ditunjukkan dalam buku teks dasar tentang dinamika, besarnya gaya ini adalah mu 2 /r, atau mw 2 r, di mana r adalah massa tubuh, m adalah kecepatan tubuh dalam lingkaran, r adalah jari-jari lingkaran, dan w adalah kecepatan sudut rotasi benda (biasanya diukur dalam radian per detik). Misalnya, untuk penumpang yang bepergian dengan kereta api di sepanjang jalur melengkung, pergerakannya tampaknya seragam. Dia melihat bahwa dia bergerak relatif terhadap permukaan dengan kecepatan konstan. Namun, penumpang merasakan aksi beberapa gaya yang diarahkan dari pusat lingkaran - gaya sentrifugal, dan dia melawan gaya ini dengan bersandar ke pusat lingkaran. Kemudian gaya sentripetal ternyata sama dengan komponen horizontal reaksi kursi penyangga atau lantai kereta. Dengan kata lain, untuk mempertahankan keadaan gerak seragamnya, penumpang membutuhkan gaya sentripetal yang sama besarnya dan berlawanan arah dengan gaya sentrifugal.

Fitur distribusi karakteristik oseanologis di atas wilayah laut dan dengan kedalaman, percampuran yang berkembang dengan baik, aliran air permukaan dari cekungan yang berdekatan dan isolasi air laut dalam dari mereka membentuk fitur utama dari struktur hidrologis Laut dari Jepang. Seluruh ketebalan perairannya dibagi menjadi dua zona: permukaan (hingga kedalaman rata-rata 200 m) dan dalam (dari 200 m ke dasar). Perairan zona dalam dicirikan oleh sifat fisik yang relatif seragam sepanjang massanya sepanjang tahun. Air di zona permukaan, di bawah pengaruh faktor iklim dan hidrologi, mengubah karakteristiknya dalam ruang dan waktu jauh lebih intensif.

Tiga massa air dibedakan di Laut Jepang: dua di zona permukaan - Pasifik permukaan, karakteristik bagian tenggara laut, dan permukaan Laut Jepang, karakteristik bagian barat laut laut, dan satu di zona dalam - massa air Laut Jepang yang dalam. Menurut asalnya, massa air ini adalah hasil transformasi perairan Pasifik yang memasuki laut.

Massa air Pasifik permukaan terbentuk terutama di bawah pengaruh arus Tsushima, ia memiliki volume terbesar di selatan dan tenggara laut. Saat Anda bergerak ke utara, ketebalan dan area distribusinya secara bertahap berkurang, dan kira-kira di wilayah 48 ° LU. SH. karena penurunan tajam dalam kedalaman, itu terjepit di air dangkal. Di musim dingin, ketika arus Tsushima melemah, batas utara perairan Pasifik terletak sekitar 46-47 ° LU. SH.

Permukaan air Pasifik dicirikan oleh suhu tinggi (sekitar 15-20°) dan salinitas (34.0-35.5‰). Dalam massa air yang dipertimbangkan, beberapa lapisan dibedakan, yang karakteristik hidrologisnya dan ketebalannya berubah sepanjang tahun. Lapisan permukaan, di mana suhu sepanjang tahun bervariasi dari 10 hingga 25 °, dan salinitas dari 33,5 hingga 34,5‰. Ketebalan lapisan permukaan bervariasi dari 10 hingga 100 m. Lapisan tengah atas, yang ketebalannya bervariasi dari 50 hingga 150 m sepanjang tahun, menunjukkan gradien suhu, salinitas, dan kepadatan yang signifikan. Lapisan bawah setebal 100 hingga 150 m. Sepanjang tahun, kedalaman kejadian, batas-batas distribusinya, suhu dari 4 hingga 12 °, salinitas dari 34,0 hingga 34,2‰ berubah. Lapisan menengah bawah dengan gradien vertikal yang sangat tipis dalam suhu, salinitas dan kepadatan. Ini memisahkan massa air Pasifik permukaan dari Laut dalam Jepang.

Saat kita bergerak ke utara, air Samudra Pasifik secara bertahap mengubah karakteristiknya di bawah pengaruh faktor iklim dan karena pencampurannya dengan air Laut Jepang dalam yang mendasarinya. Sebagai hasil dari pendinginan dan penyegaran air Pasifik pada garis lintang 46-48 ° LU. SH. massa air permukaan Laut Jepang terbentuk. Hal ini ditandai dengan suhu yang relatif rendah (rata-rata sekitar 5-8°) dan salinitas (32,5-33,5‰). Seluruh ketebalan massa air ini dibagi menjadi tiga lapisan: permukaan, menengah dan dalam. Seperti di Pasifik, di permukaan air Laut Jepang, perubahan karakteristik hidrologi terbesar terjadi di lapisan permukaan. Suhu di sini sepanjang tahun bervariasi dari 0 hingga 21 °, salinitas dari 32,0-34,0‰, dan ketebalan lapisan dari 10 hingga 150 m atau lebih. Pada lapisan menengah dan dalam, perubahan musim dalam karakteristik hidrologi tidak signifikan. Di musim dingin, permukaan air Laut Jepang menempati area yang lebih luas daripada di musim panas, karena arus masuk yang intensif dari perairan Pasifik ke laut saat ini.

Perairan dalam Laut Jepang terbentuk sebagai akibat dari transformasi air permukaan yang tenggelam ke kedalaman karena proses konveksi musim dingin akibat sirkulasi siklon umum. Perubahan karakteristik perairan dalam Laut Jepang sepanjang vertikal sangat kecil. Sebagian besar perairan ini memiliki suhu 0,1-0,2 ° di musim dingin, 0,3-0,5 ° di musim panas; salinitas sepanjang tahun adalah 34.10-34.15‰.

Skema lokasi massa air dan jenis struktur vertikal perairan pada bagian bersyarat melintasi paparan bagian barat laut Laut Jepang pada bulan Februari (atas) dan Agustus (bawah).

MASSA AIR, volume air yang sepadan dengan luas dan kedalaman suatu reservoir, dengan sifat fisik, kimia, dan biologi yang relatif homogen, yang terbentuk dalam kondisi fisik dan geografis tertentu (biasanya di permukaan samudra, laut), berbeda dari kolom air sekitarnya. Ciri-ciri massa air yang diperoleh di area tertentu di lautan dan lautan dipertahankan di luar area formasi. Massa air yang berdekatan dipisahkan satu sama lain oleh zona front Samudra Dunia, zona pembagian dan zona transformasi, yang dapat dilacak di sepanjang gradien horizontal dan vertikal yang meningkat dari indikator utama massa air. Faktor utama dalam pembentukan massa air adalah keseimbangan termal dan air dari area tertentu, masing-masing, indikator utama massa air adalah suhu, salinitas, dan kepadatan yang bergantung padanya. Pola geografis yang paling penting - zonalitas horizontal dan vertikal - dimanifestasikan di lautan dalam bentuk struktur perairan tertentu, yang terdiri dari sekumpulan massa air.

Dalam struktur vertikal Samudra Dunia, massa air dibedakan: permukaan - hingga kedalaman 150-200 m; bawah permukaan - hingga 400-500 m; menengah - hingga 1000-1500 m, dalam - hingga 2500-3500 m; bawah - di bawah 3500 m Di masing-masing lautan ada karakteristik massa air, massa air permukaan diberi nama sesuai dengan zona iklim tempat mereka terbentuk (misalnya, subarktik Pasifik, tropis Pasifik, dan sebagainya). Untuk zona struktural yang mendasari lautan dan lautan, nama massa air sesuai dengan wilayah geografisnya (massa air menengah Mediterania, kedalaman Atlantik Utara, Laut Hitam dalam, dasar Antartika, dll.). Kepadatan air dan karakteristik sirkulasi atmosfer menentukan kedalaman di mana massa air tenggelam di wilayah pembentukannya. Seringkali, ketika menganalisis massa air, indikator kandungan oksigen terlarut dan elemen lain di dalamnya, konsentrasi sejumlah isotop juga diperhitungkan, yang memungkinkan untuk melacak penyebaran massa air dari area pembentukannya, tingkat pencampuran dengan perairan di sekitarnya, dan waktu yang dihabiskan untuk tidak bersentuhan dengan atmosfer.

Karakteristik massa air tidak tetap, mereka tunduk pada fluktuasi musiman (di lapisan atas) dan jangka panjang dalam batas-batas tertentu, dan perubahan ruang. Saat mereka bergerak dari area pembentukan, massa air ditransformasikan di bawah pengaruh keseimbangan panas dan air yang berubah, fitur sirkulasi atmosfer dan lautan, dan bercampur dengan air di sekitarnya. Akibatnya, massa air primer dibedakan (dibentuk di bawah pengaruh langsung atmosfer, dengan fluktuasi karakteristik terbesar) dan massa air sekunder (dibentuk dengan mencampur yang utama, mereka dibedakan oleh keseragaman karakteristik terbesar). Dalam massa air, inti dibedakan - lapisan dengan karakteristik yang paling sedikit berubah, mempertahankan ciri khas yang melekat pada massa air tertentu - salinitas dan suhu minimum atau maksimum, kandungan sejumlah bahan kimia.

Ketika mempelajari massa air, metode kurva suhu-salinitas (kurva T, S), metode kernel (studi tentang transformasi suhu atau salinitas ekstrem yang melekat pada massa air), metode isopiknal (analisis karakteristik pada permukaan air). kepadatan yang sama), statistik T, analisis S digunakan. Sirkulasi massa air memainkan peran penting dalam energi dan keseimbangan air dari sistem iklim bumi, mendistribusikan kembali energi panas dan air segar (atau asin) antara garis lintang dan lautan yang berbeda.

Lit.: Sverdrup H. U., Johnson M. W., Fleming R. H. The oceans. NY, 1942; Zubov N.N. Oseanologi Dinamis. M.; L., 1947; Dobrovolsky A.D. Tentang penentuan massa air // Oseanologi. 1961. T. 1. Edisi. satu; Stepanov V.N. Kelautan. M., 1983; Mamaev OI Analisis termohalin dari perairan Samudra Dunia. L., 1987; dia adalah. Oseanografi Fisik: Dipilih. bekerja. M., 2000; Mikhailov V.N., Dobrovolsky A.D., Dobrolyubov S.A. Hidrologi. M., 2005.

kondisi fisik dan geografis. Faktor utama yang membentuk massa air, adalah keseimbangan panas dan air dari area yang diberikan dan, akibatnya, indikator utama massa air- suhu dan salinitas. Seringkali dalam analisis massa air indikator kandungan oksigen dan elemen hidrokimia lainnya di dalamnya juga diperhitungkan, yang memungkinkan untuk melacak distribusi massa air dari wilayah pembentukan dan transformasinya. Karakteristik massa air tidak tetap konstan, mereka tunduk pada fluktuasi musiman dan jangka panjang dalam batas-batas tertentu dan perubahan ruang. Saat menyebar dari area formasi massa air ditransformasikan di bawah pengaruh perubahan kondisi keseimbangan termal dan air dan bercampur dengan air di sekitarnya. Bedakan antara primer dan sekunder massa air ke primer massa air termasuk mereka yang ciri khasnya terbentuk di bawah pengaruh langsung atmosfer dan dicirikan oleh batas perubahan terbesar dalam volume air tertentu. ke sekunder massa air terbentuk sebagai hasil pencampuran primer massa air dan dicirikan oleh homogenitas terbesar dari karakteristik mereka. Dalam struktur vertikal Samudra Dunia, ada massa air: permukaan (primer) - hingga kedalaman 150-200 m; bawah permukaan (primer dan sekunder) - pada kedalaman 150-200 m hingga 400-500 m; menengah (primer dan sekunder) - pada kedalaman 400-500 m hingga 1000-1500 m, dalam (sekunder) - pada kedalaman 1000-1500 m hingga 2500-3000 m; bawah (sekunder) - di bawah 3000 m. perbatasan antara massa air adalah zona front Samudra Dunia, zona pemisahan dan zona transformasi, yang dapat dilacak di sepanjang gradien horizontal dan vertikal yang meningkat dari indikator utama massa air

Setiap lautan memiliki karakteristiknya sendiri massa air Misalnya, di Samudra Atlantik ada: massa air Arus Teluk, Tropis Utara, Tropis Selatan, dll. Permukaan massa air massa air, Atlantik Utara, Atlantik Selatan, dan perantara lainnya massa air, Mediterania dalam massa air dan sebagainya.; di Samudra Pasifik - Tropis utara, Subtropis tengah utara, Tropis selatan, dan permukaan lainnya massa air, Subtropis utara, Subtropis selatan dan bawah permukaan lainnya massa air, Pasifik Utara, Pasifik Selatan, dan perantara lainnya massa air, Pasifik dalam massa air dan sebagainya.

Saat belajar massa air Metode T, -kp dan metode isopiknal digunakan, yang memungkinkan untuk menetapkan keseragaman suhu, salinitas, dan indikator lainnya pada kurva distribusi vertikalnya.

Lit.: Agerov VK, Pada massa air utama di hidrosfer, M. - Sverdlovsk, 1944; Zubov N. N., Oseanologi Dinamis, M. - L., 1947; Muromtsev A. M., Fitur utama hidrologi Samudra Pasifik, L., 1958; sama, Fitur dasar hidrologi