Strana 1

Vodné hmoty sa delia na povrchové, stredné a hlboké. Hmota povrchu vykazuje najväčšie výkyvy teploty a slanosti v čase a priestore.

Masy povrchovej vody a najmä veľké (oceánske) zohrávajú obrovskú úlohu pri vytváraní teplotného poľa Zeme.

Vodné masy sú teda unášané najmä prúdmi vo vrchnej stometrovej vrstve a vzniknutý fenomén turbulencie túto vrstvu aktívne premiešava.

Časť vôd Volhy ide na východ a prenáša vodné masy do zálivu Komsomolets.

Energia Slnka ohrieva Zem, hýbe vzduchovými masami atmosféry a vodnými masami riek, oceánov a morí, zabezpečuje proces fotosyntézy v zelených rastlinách a v konečnom dôsledku je hlavnou podmienkou existencie života.

V tomto prípade sa v horizontálnom smere pohybuje iba samotná vlna, ale nie vodné masy ako celok.

Je teda jasné, že na všetkých vertikálnych úrovniach sa sklon javí ako zosilňovač dynamických procesov v oceáne: práve tu musia obrovské vodné masy oceánu, ktoré sa stretávajú s prekážkou, znížiť svoju rýchlosť na nulu. hodnoty, transformovať do sústav vertikálnych a horizontálnych (po svahu) prúdov.

Klasifikácia vodných vĺn je prezentovaná v rôznych prácach, v súlade s ktorými sú uvedené nasledujúce definície: vlny cunami sú vlny generované zemetrasením v podvodných častiach zemskej kôry; gravitačné veterné vlny - vlny vznikajúce pôsobením vetra na voľnú hladinu vody, pri vzniku ktorých hlavnú úlohu zohráva gravitácia; lodné vlny - vlny vznikajúce pohybom lodí po voľnej hladine vody; prílivové vlny-vlny spôsobené vplyvom príťažlivých síl Mesiaca a Slnka na vodné masy Zeme; seiche vlny s periódou rovnajúcou sa perióde prirodzených oscilácií uvažovaného objemu vody, vznikajúce v uzavretých nádržiach v dôsledku prudkej zmeny atmosférického tlaku; trakcia - dlhodobé kolísanie vody v oblasti prístavnej vody, vznikajúce v dôsledku rezonančných javov pri priblížení sa k prístavu cunami, prílivových a iných vlnových systémov.

Keďže ich objemy sú veľmi veľké (desiatky kubických kilometrov), aj jeden oblak môže obsahovať stovky ton vody vo forme kvapiek alebo ľadových kryštálikov. Tieto obrovské vodné masy sú nepretržite unášané prúdmi vzduchu nad zemským povrchom, čo vedie k prerozdeleniu nielen vody, ale aj tepla. Keďže, ako už bolo spomenuté, voda má výnimočne vysokú tepelnú kapacitu, výpar z povrchu vodných plôch, z pôdy, transpirácia rastlinami absorbuje až 70% tepla prijatého Zemou zo Slnka. Teplo vynaložené na vyparovanie (latentné teplo vyparovania) vstupuje s vodnou parou do atmosféry a tam sa uvoľňuje pri kondenzácii a vytváraní oblakov. V dôsledku odvodu tepla teplota vodných plôch a priľahlej vzduchovej vrstvy výrazne klesá, preto je v teplom období v blízkosti vodných plôch oveľa chladnejšie ako v tých kontinentálnych oblastiach, ktoré dostávajú rovnaké množstvo slnečného tepla.

Na prvý pohľad sa môže zdať vznik rifelea zvláštny. Vodné masy pohybujúce sa v plytkej vode sa striedavo pohybujú smerom k pobrežiu a preč od pobrežia. Voda, ktorá sa pohybuje smerom k brehu, nesie zrná spodnej plochy dopredu a smerom od brehu ich nesie späť.

Jednorozmerná aproximácia sa široko používa na určenie prirodzených voľných vibrácií v úzkych miestach. Existuje obrovské množstvo literatúry, ktorá sa zaoberá nielen skutočnými vodnými masami, ale aj idealizovanými podmienkami, akými sú napríklad pravouhlé kotliny.

Unášané prúdy sú pozorované aj v severných moriach, kde je povrch vody pokrytý ľadom. V tejto situácii plávajúce ľadové polia ťahajú so sebou vodné masy v dôsledku trenia.

Distribúcia vody v hydrosfére, jej zloženie, fyzikálne a chemické vlastnosti, rýchlosť pohybu a výmena vody medzi atmosférou, zemou a podzemnou hydrosférou do značnej miery závisia od umiestnenia vody v jednom alebo druhom obale Zeme, od štruktúry a vlastnosti prírodnej vody. Ak pre atmosféru a povrchové vody môže byť čas výmeny vody medzi nimi od niekoľkých hodín a dní a vodné masy v atmosfére a riekach sa môžu pohybovať na veľké vzdialenosti v krátkych časových úsekoch, potom pre hlboké zvodnené vrstvy vysoko mineralizovaných vôd (soľanky ) rýchlosti prirodzeného pohybu podzemných vôd zvyčajne charakterizované hodnotami centimetrov a metrov za rok, môžu mať viacsmerný charakter, opakovane sa meniace počas geologických epoch. Výmena vody takýchto zvodnených vrstiev s povrchovou alebo plytkou podzemnou vodou prakticky chýba.

Všetky tieto odhady priamo alebo nepriamo súvisia so zisťovaním veku podzemných vôd rôznymi metódami, t.j. čas, ktorý uplynul od vstupu (infiltrácie) atmosférickej vlhkosti do pôdnych nánosov. Zároveň je však pojem veku podzemnej vody v istom zmysle podmienený, keďže v rôznych častiach toho istého horizontu sa môžu nachádzať vodné masy, ktorých časy sa v ňom nachádzajú už od r. infiltrácia sa bude výrazne líšiť. Preto je správnejšie hovoriť o veku vody v samostatnej vzorke odobratej na jednom alebo druhom mieste nádrže, a to s tým, že procesy rozptylu neviedli k zmiešaniu zdrojových vôd výrazne odlišného veku. Dodatočnú neistotu v diskutovanom koncepte prinášajú procesy spôsobené dvojitou pórovitosťou filtračného média; takže v rovnakom makroobjeme sa vek vody v trhlinách a póroch môže výrazne líšiť.

vzdušných hmôt

Transformácia vzdušných hmôt

Vplyv povrchu, cez ktorý vzduchové hmoty prechádzajú, ovplyvňuje ich spodné vrstvy. Tento vplyv môže spôsobiť zmeny obsahu vlhkosti vzduchu v dôsledku vyparovania alebo zrážok, ako aj zmenu teploty vzdušnej hmoty v dôsledku uvoľnenia latentného tepla alebo výmeny tepla s povrchom.

Tab. 1. Klasifikácia vzdušných hmôt a ich vlastností v závislosti od zdroja vzniku

	Tropické	Polárny	arktíde alebo antarktíde
Námorná	morský tropický (MT), teplý alebo veľmi mokré; tvorené na Azorských ostrovoch ostrovy na severe Atlantiku	morský polárny (MP), chladný a veľmi mokré; tvorené nad Atlantikom na juh pri Grónsku	arktický (A) alebo antarktickej (AA), veľmi chladné a suché; sa tvorí nad ľadom pokrytou časťou Arktídy alebo nad centrálnou časťou Antarktídy
kontinentálne (K)	kontinentálny tropické (CT), horúce a suché; vznikol nad Saharou	kontinentálny polárne (CP), studené a suché; vznikla na Sibíri v r zimné obdobie

Transformácie spojené s pohybom vzdušných hmôt sa nazývajú dynamické. Rýchlosti vzduchu v rôznych nadmorských výškach budú takmer určite odlišné, takže vzduchová hmota sa nepohybuje ako jednotka a prítomnosť šmykových rýchlostí spôsobuje turbulentné miešanie. Ak sa spodné vrstvy vzduchovej hmoty zahrievajú, dochádza k nestabilite a dochádza ku konvekčnému miešaniu. Ďalšie dynamické zmeny sú spojené s rozsiahlym vertikálnym pohybom vzduchu.

Transformácie, ktoré sa vyskytujú so vzduchovou hmotou, môžu byť označené pridaním ďalšieho písmena k jej hlavnému označeniu. Ak sú spodné vrstvy vzduchovej hmoty teplejšie ako povrch, cez ktorý prechádza, tak sa pridáva písmeno „T“, ak sú chladnejšie, pridáva sa písmeno „X“. Preto sa pri ochladzovaní zvyšuje stabilita teplej morskej polárnej vzduchovej hmoty, zatiaľ čo zahrievanie studenej morskej polárnej vzduchovej hmoty spôsobuje jej nestabilitu.

Vzduchové hmoty a ich vplyv na počasie na Britských ostrovoch

Poveternostné podmienky na ktoromkoľvek mieste na Zemi možno považovať za výsledok pôsobenia určitej vzduchovej hmoty a za dôsledok zmien, ktoré v nej nastali. Veľká Británia, ktorá sa nachádza v stredných zemepisných šírkach, je ovplyvnená väčšinou typov vzdušných hmôt. Je teda dobrým príkladom na štúdium poveternostných podmienok v dôsledku premeny vzdušných hmôt v blízkosti povrchu. Dynamické zmeny, spôsobené najmä vertikálnymi pohybmi vzduchu, sú tiež veľmi dôležité pri určovaní poveternostných podmienok a v každom konkrétnom prípade ich nemožno zanedbať.

Námorný polárny vzduch (MPA) dosahujúci Britské ostrovy je zvyčajne typu CMPA, takže táto vzduchová hmota je nestabilná. Pri prechode cez oceán si v dôsledku vyparovania z jeho povrchu zachováva vysokú relatívnu vlhkosť a v dôsledku toho, najmä nad teplým povrchom Zeme na poludnie, s príchodom tejto vzduchovej masy vznikajú kupovité a cumulonimby. sa objaví, teplota klesne pod priemer, v lete budú padať prehánky, v zime môžu často padať zrážky vo forme snehu alebo obilnín. Nárazový vietor a konvekčné pohyby vo vzduchu rozptýlia prach a dym, takže viditeľnosť je dobrá.

Ak morský polárny vzduch (MPA) zo stredu svojej formácie prechádza na juh a potom smeruje na Britské ostrovy z juhozápadu, môže sa dobre otepliť, to znamená typu TMAP; niekedy sa označuje ako "morský polárny spätný vzduch". Prináša normálne teploty a počasie medzi počasie, ktoré nastáva s príchodom vzdušných más HMPW a MTV.

Marine Tropical Air (MTA) je zvyčajne typu TMTV, takže je stabilný. Po prekročení oceánu Britských ostrovov a po ochladení je nasýtený (alebo sa blíži k nasýteniu) vodnou parou. Táto vzduchová hmota so sebou prináša mierne počasie, obloha sa zatiahne a viditeľnosť je zlá, hmla nie je na západe Britských ostrovov nezvyčajná. Keď stúpate nad orografické bariéry, vytvárajú sa stratusové oblaky; zároveň sú bežné mrholiace dažde, ktoré sa menia na silnejšie a na východnej strane pohorí padajú nepretržité dažde.

Kontinentálna tropická vzduchová hmota je pri svojom vzniku nestabilná a hoci jej spodné vrstvy sa po dosiahnutí Britských ostrovov stanú stabilnými, horné vrstvy sú naďalej nestabilné, čo môže spôsobiť letné búrky. V zime sú však spodné vrstvy vzduchovej hmoty veľmi stabilné a všetky oblaky, ktoré sa tam tvoria, sú stratového typu. Zvyčajne príchod takejto vzduchovej masy spôsobí zvýšenie teploty výrazne nad priemer a vytvorí sa hmla.

S príchodom kontinentálneho polárneho vzduchu nastáva v zime na Britských ostrovoch veľmi chladné počasie. V zdroji formácie je táto hmota stabilná, ale potom sa v spodných vrstvách môže stať nestabilnou a pri prechode ponad Severné more sa do značnej miery „nasýti“ vodnými parami. Oblaky, ktoré sa vytvoria, sú typu cumulus, hoci sa môžu vytvoriť aj stratokumuly. V zime môžu vo východnej časti Spojeného kráľovstva padať silné dažde so snehom alebo snehové zrážky.

Arktický vzduch (AB) môže byť kontinentálny (CAV) alebo námorný (MAV) v závislosti od cesty, ktorou prešiel od zdroja formácie na Britské ostrovy. KAV prechádza cez Škandináviu na svojej ceste na Britské ostrovy. Podobá sa kontinentálnemu polárnemu vzduchu, aj keď je chladnejší, a preto so sebou v zime a na jar často prináša snehové zrážky. Námorný arktický vzduch prechádza cez Grónsko a Nórske more; dá sa prirovnať k studenému morskému polárnemu vzduchu, hoci je chladnejší a nestabilnejší. V zime a na jar je pre arktický vzduch charakteristické silné sneženie, dlhotrvajúce mrazy a mimoriadne dobré podmienky viditeľnosti.

Hmotnosti vody a t-s graf

Pri definovaní vodných hmôt oceánografi používajú koncept podobný tomu, ktorý sa uplatňuje pri vzdušných masách. Vodné masy sa vyznačujú najmä teplotou a slanosťou. Tiež sa predpokladá, že vodné masy sa tvoria v určitej oblasti, kde sú v povrchovej zmiešanej vrstve a kde na ne vplývajú konštantné atmosférické podmienky. Ak voda zostane po dlhú dobu nehybná, jej slanosť bude určovaná množstvom faktorov: vyparovaním a zrážkami, prítokom sladkej vody z odtoku riek v pobrežných oblastiach, topením a tvorbou ľadu vo vysokých zemepisných šírkach atď. Podobne bude jeho teplota určená radiačnou bilanciou vodnej hladiny, ako aj výmenou tepla s atmosférou. Ak sa slanosť vody zníži a teplota sa zvýši, hustota vody sa zníži a vodný stĺpec sa ustáli. Za týchto podmienok môže vzniknúť len plytká povrchová vodná masa. Ak sa však slanosť zvýši a teplota sa zníži, voda bude hustejšia, začne klesať a môže sa vytvoriť vodná masa, ktorá dosiahne značnú vertikálnu hrúbku.

Na rozlíšenie medzi vodnými hmotami sú údaje o teplote a slanosti získané v rôznych hĺbkach v určitej oblasti oceánu vynesené do diagramu, v ktorom je teplota vynesená pozdĺž osi y a slanosť je vynesená pozdĺž vodorovnej osi. Všetky body sú navzájom spojené čiarou vo vzostupnom poradí podľa hĺbky. Ak je vodná hmota dokonale homogénna, bude na takomto diagrame znázornená jediným bodom. Práve táto vlastnosť slúži ako kritérium na rozlíšenie typu vody. Akumulácia pozorovacích bodov v blízkosti takéhoto bodu bude naznačovať prítomnosť vôd určitého typu. Ale teplota a slanosť vodnej masy sa zvyčajne mení s hĺbkou a vodná masa je charakterizovaná na T-S diagrame určitou krivkou. Tieto odchýlky môžu byť spôsobené malými výkyvmi vo vlastnostiach vody, ktorá sa tvorí v rôznych obdobiach roka a klesá do rôznych hĺbok v súlade s jej hustotou. Možno ich vysvetliť aj zmenami podmienok na povrchu oceánu v oblasti, kde došlo k tvorbe vodnej masy, pričom voda nemusí klesať vertikálne, ale pozdĺž niektorých naklonených plôch rovnakej hustoty. Pretože q1 je iba funkciou teploty a slanosti, na T-S diagrame možno nakresliť čiary rovnakých hodnôt q1. Predstavu o stabilite vodného stĺpca je možné získať porovnaním grafu T-S s úderom izočiar q1.

Konzervatívne a nekonzervatívne vlastnosti

Po sformovaní sa vodná hmota, podobne ako vzduchová hmota, začína pohybovať z centra formácie a prechádza transformáciou. Ak zostane v zmiešanej vrstve pri povrchu alebo ju opustí a potom sa opäť vráti, ďalšia interakcia s atmosférou spôsobí zmeny teploty a slanosti vody. Nová vodná hmota môže vzniknúť zmiešaním s inou vodnou hmotou a jej vlastnosti budú medzi vlastnosťami dvoch pôvodných vodných hmôt. Od okamihu, keď vodná hmota prestane pod vplyvom atmosféry podliehať transformácii, jej teplota a slanosť sa môžu meniť iba v dôsledku procesu miešania. Preto sa takéto vlastnosti nazývajú konzervatívne.

Vodná hmota má zvyčajne určité chemické vlastnosti, biotu a typické pomery teploty a slanosti (pomery T-S). Užitočným ukazovateľom charakterizujúcim vodnú hmotu je často hodnota koncentrácie rozpusteného kyslíka, ako aj koncentrácia živín – silikátov a fosforečnanov. Morské organizmy spojené s konkrétnym vodným útvarom sa nazývajú indikátorové druhy. Môžu zostať v danej vodnej hmote, pretože ich uspokojujú jej fyzikálne a chemické vlastnosti, alebo jednoducho preto, že sú planktónom prenášané spolu s vodnou hmotou z oblasti jej vzniku. Tieto vlastnosti sa však menia v dôsledku chemických a biologických procesov prebiehajúcich v oceáne, a preto sa nazývajú nekonzervatívne vlastnosti.

Príklady vodných hmôt

Celkom jasným príkladom sú vodné masy, ktoré sa tvoria v polouzavretých nádržiach. Vodná masa, ktorá sa tvorí v Baltskom mori, má nízku slanosť, ktorá je spôsobená výrazným prebytkom riečneho odtoku a zrážok nad výparom. V lete sa táto vodná masa dostatočne zohreje a preto má veľmi nízku hustotu. Zo zdroja svojho vzniku preteká úzkymi úžinami medzi Švédskom a Dánskom, kde sa intenzívne mieša s podložnými vodnými vrstvami vstupujúcimi do úžín z oceánu. Pred zmiešaním je jeho teplota v lete blízka 16 °C a slanosť je nižšia ako 8 % 0 . Ale kým sa dostane do Skagerrakského prielivu, jeho slanosť stúpla na približne 20 % o. Vďaka svojej nízkej hustote zostáva na povrchu a rýchlo sa transformuje v dôsledku interakcie s atmosférou. Preto táto vodná masa nemá výrazný vplyv na oblasti otvoreného oceánu.

V Stredozemnom mori výpar prevyšuje prítok sladkej vody vo forme zrážok a riečneho odtoku, a preto sa tam zvyšuje slanosť. V severozápadnom Stredomorí môže zimné ochladenie (najmä v dôsledku vetrov nazývaných mistrál) viesť ku konvekcii, ktorá pokryje celý vodný stĺpec do hĺbky viac ako 2000 m, výsledkom čoho je mimoriadne homogénna vodná masa so slanosťou viac ako 38,4 % a teplota asi 12,8°C. Keď táto vodná masa opustí Stredozemné more cez Gibraltársky prieliv, prejde intenzívnym premiešaním a najmenej zmiešaná vrstva alebo jadro stredomorskej vody v priľahlej časti Atlantiku má slanosť 36,5 % 0 a teplotu 11 °C Táto vrstva je veľmi hustá, a preto sa ponorí do hĺbok rádovo 1000 m. Na tejto úrovni sa šíri nepretržitým miešaním, ale jej jadro možno stále rozpoznať medzi ostatnými vodnými masami väčšiny Atlantického oceánu.

Na otvorenom oceáne sa centrálne vodné masy tvoria v zemepisných šírkach asi 25° až 40° a potom klesajú pozdĺž naklonených izopycne a zaberajú hornú časť hlavnej termokliny. V severnom Atlantiku je táto vodná masa charakterizovaná krivkou T-S s počiatočnou hodnotou 19 °C a 36,7 % a konečnou hodnotou 8 °C a 35,1 %. Vo vyšších zemepisných šírkach sa vytvárajú stredné vodné masy, ktoré sa vyznačujú nízkou slanosťou a nízkou teplotou. Najrozšírenejšia je antarktická stredná vodná masa. Má teplotu 2° až 7°C a slanosť 34,1 až 34,6% 0 a po ponorení asi 50°S. sh. do hĺbok 800-1000 m sa šíri severným smerom. Najhlbšie vodné masy sa tvoria vo vysokých zemepisných šírkach, kde sa voda v zime ochladzuje na veľmi nízke teploty, často až na bod mrazu, takže slanosť je určená procesom mrazu. Masa vody na dne Antarktídy má teplotu - 0,4 °C a slanosť 34,66 % 0 a šíri sa na sever v hĺbkach viac ako 3000 m. - Grónsky prah prechádza výraznou premenou, rozširuje sa na juh a prekrýva dno Antarktídy vodná masa v rovníkových a južných častiach Atlantického oceánu.

Koncept vodných más zohral dôležitú úlohu pri opise procesov cirkulácie v oceánoch. Prúdy v hlbinách oceánov sú veľmi pomalé a veľmi premenlivé, aby sa dali študovať priamym pozorovaním. Analýza T-S však pomáha identifikovať jadrá vodných hmôt a určiť smer ich šírenia. Na stanovenie rýchlosti, ktorou sa pohybujú, sú však potrebné ďalšie údaje, ako je rýchlosť miešania a rýchlosť zmeny nekonzervatívnych vlastností. Ale zvyčajne nie sú k dispozícii.

Laminárne a turbulentné prúdenie

Pohyby v atmosfére a v oceáne možno klasifikovať rôznymi spôsobmi. Jedným z nich je rozdelenie pohybu na laminárny a turbulentný. Pri laminárnom prúdení sa častice tekutiny pohybujú usporiadaným spôsobom, prúdnice sú rovnobežné. Turbulentné prúdenie je chaotické a trajektórie jednotlivých častíc sa pretínajú. V tekutine s rovnomernou hustotou nastáva prechod z laminárneho na turbulentný, keď rýchlosť dosiahne určitú kritickú hodnotu úmernú viskozite a nepriamo úmernú hustote a vzdialenosti od hranice prúdenia. V oceáne a atmosfére sú prúdy vo väčšine prípadov turbulentné. V tomto prípade je efektívna viskozita alebo turbulentné trenie v takýchto tokoch zvyčajne o niekoľko rádov väčšia ako molekulárna viskozita a závisí od povahy turbulencie a jej intenzity. V prírode existujú dva prípady laminárneho prúdenia. Jedným je prúdenie vo veľmi tenkej vrstve priliehajúcej k hladkej hranici, druhým je pohyb vo vrstvách s výraznou vertikálnou stabilitou (ako je inverzná vrstva v atmosfére a termoklina v oceáne), kde sú vertikálne fluktuácie rýchlosti malé. Vertikálny strih rýchlosti je v takýchto prípadoch oveľa väčší ako pri turbulentnom prúdení.

Pohybové váhy

Ďalší spôsob klasifikácie pohybov v atmosfére a oceáne je založený na ich oddelení podľa priestorových a časových mierok, ako aj na oddelení periodických a neperiodických zložiek pohybu.

Najväčšie časopriestorové mierky zodpovedajú takým stacionárnym systémom, ako sú pasáty v atmosfére alebo Golfský prúd v oceáne. Aj keď pohyb v nich zažíva kolísanie, tieto systémy možno považovať za viac-menej konštantné prvky obehu s priestorovým rozsahom rádovo niekoľko tisíc kilometrov.

Na ďalšom mieste sú procesy so sezónnou cyklickosťou. Spomedzi nich si treba všimnúť najmä monzúny a z nich vyplývajúce – a tiež meniace sa ich smer – prúdy Indického oceánu. Priestorová mierka týchto procesov je tiež rádovo niekoľko tisíc kilometrov, vyznačujú sa však výraznou periodicitou.

Procesy s časovou mierkou niekoľkých dní alebo týždňov sú spravidla nepravidelné a majú priestorové mierky do tisíc kilometrov. Patria sem variácie vetra spojené s transportom rôznych vzdušných hmôt a spôsobujúce zmeny počasia v oblastiach ako Britské ostrovy, ako aj podobné a často spojené s prvými výkyvmi morských prúdov.

Ak vezmeme do úvahy pohyby s časovým rozsahom od niekoľkých hodín do jedného alebo dvoch dní, stretávame sa so širokou škálou procesov, z ktorých niektoré sú jednoznačne periodické. Môže ísť o dennú periodicitu spojenú s denným chodom slnečného žiarenia (typické je to napr. pre vetrík – vietor vanúci cez deň od mora na pevninu a v noci z pevniny na more); môže to byť denná a poldenná periodicita, charakteristická pre príliv a odliv; môže to byť periodicita spojená s pohybom cyklónov a inými atmosférickými poruchami. Priestorová mierka tohto typu pohybu je od 50 km (pre vánky) do 2000 km (pre barické depresie v stredných zemepisných šírkach).

Časové stupnice, merané v sekundách, menej často v minútach, zodpovedajú pravidelným pohybom – vlnám. Vlny vetra sú najrozšírenejšie na hladine oceánu, majú priestorovú mierku asi 100 m. V oceáne a v atmosfére sa vyskytujú aj dlhšie vlny, ako sú záveterné vlny. Nepravidelné pohyby s takýmito časovými mierkami zodpovedajú turbulentným výkyvom, ktoré sa prejavujú napríklad v podobe poryvov vetra.

Pohyb pozorovaný v niektorej oblasti oceánu alebo atmosféry možno charakterizovať vektorovým súčtom rýchlostí, z ktorých každá zodpovedá určitej škále pohybu. Napríklad rýchlosť meraná v určitom časovom bode môže byť reprezentovaná ako kde a označuje turbulentné fluktuácie rýchlosti.

Na charakterizáciu pohybu môžete použiť opis síl, ktoré sa podieľajú na jeho vzniku. Tento prístup v kombinácii s metódou škálovania bude použitý v neskorších kapitolách na popis rôznych foriem pohybu. Tu je tiež vhodné zvážiť rôzne sily, ktorých pôsobenie môže spôsobiť alebo ovplyvniť horizontálne pohyby v oceáne a atmosfére.

Sily možno rozdeliť do troch kategórií: vonkajšie, vnútorné a sekundárne. Zdroje vonkajších síl ležia mimo kvapalného média. Do tejto kategórie patrí gravitačná príťažlivosť Slnka a Mesiaca, ktorá spôsobuje slapové pohyby, ako aj trecia sila vetra. Vnútorné sily súvisia s rozložením hmotnosti alebo hustoty v kvapalnom médiu. Nerovnomerné rozloženie hustoty je spôsobené nerovnomerným zahrievaním oceánu a atmosféry a vytvára horizontálne tlakové gradienty vo vnútri kvapalného média. Sekundárnymi rozumieme sily pôsobiace na kvapalinu len vtedy, keď je v pohybovom stave voči zemskému povrchu. Najzrejmejšia je sila trenia, vždy nasmerovaná proti pohybu. Ak sa rôzne vrstvy tekutiny pohybujú rôznymi rýchlosťami, trenie medzi týmito vrstvami v dôsledku viskozity spôsobí, že rýchlejšie sa pohybujúce vrstvy sa spomalia a pomalšie sa pohybujúce vrstvy zrýchlia. Ak je tok nasmerovaný pozdĺž povrchu, potom vo vrstve susediacej s rozhraním je sila trenia priamo proti smeru toku. Hoci trenie zvyčajne hrá pri atmosférických a oceánskych pohyboch menšiu úlohu, tieto pohyby by tlmilo, ak by neboli podporované vonkajšími silami. Pohyb by teda nemohol zostať rovnomerný, keby neexistovali žiadne iné sily. Ďalšie dve sekundárne sily sú fiktívne sily. Sú spojené s výberom súradnicového systému, vzhľadom na ktorý sa pohyb zvažuje. Sú to Coriolisova sila (o ktorej sme už hovorili) a odstredivá sila, ktorá sa objavuje pri pohybe telesa v kruhu.

Odstredivá sila

Teleso pohybujúce sa konštantnou rýchlosťou v kruhu neustále mení svoj smer pohybu, a preto zažíva zrýchlenie. Toto zrýchlenie smeruje k okamžitému stredu zakrivenia trajektórie a nazýva sa dostredivé zrýchlenie. Preto, aby sa telo udržalo na kruhu, musí zažiť pôsobenie nejakej sily smerujúcej do stredu kruhu. Ako je uvedené v základných učebniciach dynamiky, veľkosť tejto sily je mu 2 /r alebo mw 2 r, kde r je hmotnosť telesa, m je rýchlosť telesa v kruhu, r je polomer kruh a w je uhlová rýchlosť otáčania telesa (zvyčajne meraná v radiánoch za sekundu). Napríklad pre cestujúceho, ktorý cestuje vo vlaku po zakrivenej ceste, sa zdá, že pohyb je rovnomerný. Vidí, že sa voči povrchu pohybuje konštantnou rýchlosťou. Cestujúci však cíti pôsobenie nejakej sily smerujúcej zo stredu kruhu – odstredivej sily a proti tejto sile pôsobí naklonením sa k stredu kruhu. Potom sa ukáže, že dostredivá sila sa rovná horizontálnej zložke reakcie podpery alebo podlahy vlaku. Inými slovami, aby si cestujúci udržal svoj zdanlivý stav rovnomerného pohybu, potrebuje, aby dostredivá sila mala rovnakú veľkosť a opačný smer ako odstredivá sila.

Charakteristiky distribúcie oceánologických charakteristík v oblasti mora a s hĺbkou, dobre vyvinuté miešanie, prítok povrchových vôd z priľahlých povodí a izolácia hlbokomorských vôd od nich tvoria hlavné črty hydrologickej štruktúry mora Japonska. Celá hrúbka jeho vôd je rozdelená na dve zóny: povrchovú (do priemernej hĺbky 200 m) a hlbokú (od 200 m po dno). Vody hlbokej zóny sa vyznačujú pomerne jednotnými fyzikálnymi vlastnosťami v celej svojej hmote počas celého roka. Voda povrchovej zóny pod vplyvom klimatických a hydrologických faktorov oveľa intenzívnejšie mení svoje charakteristiky v čase a priestore.

V Japonskom mori sa rozlišujú tri vodné masy: dve v povrchovej zóne - povrch Tichého oceánu, charakteristický pre juhovýchodnú časť mora, a povrchové Japonské more, charakteristické pre severozápadnú časť mora, a jeden v hlbokej zóne - hlboká vodná masa Japonského mora. Tieto vodné masy sú svojím pôvodom výsledkom premeny pacifických vôd vstupujúcich do mora.

Povrchová pacifická vodná masa vzniká najmä vplyvom cušimského prúdu, najväčší objem má na juhu a juhovýchode mora. Ako sa pohybujete na sever, jeho hrúbka a distribučná plocha sa postupne zmenšujú a približne v oblasti 48 ° s. sh. v dôsledku prudkého poklesu hĺbky sa v plytkej vode vyklinuje. V zime, keď prúd Tsushima zoslabne, sa severná hranica tichomorských vôd nachádza na 46-47 ° severnej šírky. sh.

Povrchová pacifická voda sa vyznačuje vysokými teplotami (asi 15-20°) a slanosťou (34,0-35,5‰). V uvažovanej vodnej mase sa rozlišuje niekoľko vrstiev, ktorých hydrologické charakteristiky a hrúbka sa v priebehu roka menia. Povrchová vrstva, kde sa teplota počas roka pohybuje od 10 do 25 ° a salinita od 33,5 do 34,5 ‰. Hrúbka povrchovej vrstvy sa pohybuje od 10 do 100 m. Vrchná medzivrstva, ktorej hrúbka sa počas roka pohybuje od 50 do 150 m, vykazuje výrazné teplotné, slanostné a hustotné gradienty. Spodná vrstva je hrubá 100 až 150 m. V priebehu roka sa mení hĺbka výskytu, hranice jej rozšírenia, teplota od 4 do 12 °, salinita od 34,0 do 34,2‰. Spodná medzivrstva s veľmi miernymi vertikálnymi gradientmi teploty, slanosti a hustoty. Oddeľuje povrchovú pacifickú vodnú hmotu od hlbokého Japonského mora.

Ako sa človek pohybuje na sever, voda Tichého oceánu postupne mení svoje vlastnosti pod vplyvom klimatických faktorov a v dôsledku miešania s hlbokou vodou v japonskom mori. V dôsledku ochladzovania a osviežovania tichomorskej vody v zemepisných šírkach 46-48 ° s. sh. tvorí sa povrchová vodná hmota Japonského mora. Vyznačuje sa relatívne nízkymi teplotami (v priemere okolo 5-8°) a slanosťou (32,5-33,5‰). Celá hrúbka tejto vodnej hmoty je rozdelená do troch vrstiev: povrchová, stredná a hlboká. Rovnako ako v Pacifiku, aj v povrchovej vode Japonského mora sa najväčšie zmeny v hydrologických charakteristikách vyskytujú v povrchovej vrstve. Teplota sa tu počas roka pohybuje od 0 do 21 °, salinita od 32,0-34,0‰ a hrúbka vrstvy od 10 do 150 m alebo viac. V stredných a hlbokých vrstvách sú sezónne zmeny hydrologických charakteristík nevýznamné. V zime zaberá povrchová voda Japonského mora väčšiu plochu ako v lete v dôsledku intenzívneho prítoku tichomorských vôd do mora v tomto období.

Hlboká voda Japonského mora vzniká v dôsledku premeny povrchových vôd klesajúcich do hĺbky v dôsledku procesu zimnej konvekcie v dôsledku všeobecnej cyklónovej cirkulácie. Zmeny v charakteristikách hlbokej vody Japonského mora pozdĺž vertikály sú extrémne malé. Väčšina týchto vôd má teplotu 0,1-0,2 ° v zime, 0,3-0,5 ° v lete; salinita počas roka je 34,10-34,15‰.

Schéma umiestnenia vodných hmôt a typov vertikálnej štruktúry vôd na podmienenom úseku cez šelf severozápadnej časti Japonského mora vo februári (hore) a auguste (dole).

VODNÉ HMOTY, objem vody úmerný ploche a hĺbke nádrže, s relatívnou homogenitou fyzikálnych, chemických a biologických charakteristík, vytvorený v špecifických fyzikálnych a geografických podmienkach (zvyčajne na povrchu oceánu, mora), odlišných od okolitého vodného stĺpca. Vlastnosti vodných hmôt získaných v určitých oblastiach oceánov a morí sa zachovávajú mimo oblasti formovania. Priľahlé vodné masy sú od seba oddelené zónami čela svetového oceánu, separačnými zónami a transformačnými zónami, ktoré možno vysledovať pozdĺž narastajúcich horizontálnych a vertikálnych gradientov hlavných ukazovateľov vodných hmôt. Hlavnými faktormi pri tvorbe vodných hmôt sú tepelná a vodná bilancia danej oblasti, hlavnými ukazovateľmi vodných hmôt sú teplota, slanosť a hustota, ktorá od nich závisí. Najdôležitejšie geografické vzorce – horizontálna a vertikálna zonalita – sa v oceáne prejavujú v podobe špecifickej štruktúry vôd, pozostávajúcej zo súboru vodných hmôt.

Vo vertikálnej štruktúre Svetového oceánu sa rozlišujú vodné masy: povrchové - do hĺbky 150-200 m; podpovrchové - do 400-500 m; stredné - do 1000-1500 m, hlboké - do 2500-3500 m; dno - pod 3500 m.V každom z oceánov sú pre ne charakteristické vodné masy, povrchové vodné masy sú pomenované podľa klimatickej zóny, kde vznikli (napríklad tichomorská subarktická, tichomorská tropická a pod.). Pre základné štrukturálne zóny oceánov a morí názov vodných hmôt zodpovedá ich geografickej oblasti (stredomorská stredná vodná masa, hlbina v severnom Atlantiku, hlbinné Čierne more, antarktické dno atď.). Hustota vody a vlastnosti atmosférickej cirkulácie určujú hĺbku, do ktorej vodná masa klesá v oblasti svojho vzniku. Často sa pri analýze vodnej hmoty berú do úvahy aj ukazovatele obsahu rozpusteného kyslíka v nej, iných prvkov, koncentrácie množstva izotopov, ktoré umožňujú sledovať šírenie vodnej hmoty z oblasti jeho vzniku, stupeň zmiešania s okolitými vodami a čas strávený mimo kontaktu s atmosférou.

Charakteristiky vodných hmôt nezostávajú konštantné, podliehajú sezónnym (v hornej vrstve) a dlhodobým výkyvom v určitých medziach a zmenám v priestore. Keď sa pohybujú z oblasti formovania, vodné masy sa transformujú pod vplyvom zmenených tepelných a vodných bilancií, vlastností cirkulácie atmosféry a oceánu a miešajú sa s okolitými vodami. V dôsledku toho sa rozlišujú primárne vodné hmoty (vznikajú pod priamym vplyvom atmosféry s najväčšími výkyvmi charakteristík) a sekundárne vodné hmoty (vznikajú zmiešaním primárnych, vyznačujú sa najväčšou jednotnosťou charakteristík). V rámci vodnej masy sa rozlišuje jadro - vrstva s najmenej premenenými vlastnosťami, ktorá si zachováva charakteristické črty vlastné konkrétnej vodnej mase - minimá alebo maximá slanosti a teploty, obsah množstva chemikálií.

Pri štúdiu vodných hmôt sa používa metóda kriviek teplota-slanosť (T, S-krivky), metóda jadra (štúdium premeny extrémov teploty alebo salinity vlastných vodnej mase), izopyknálna metóda (analýza charakteristík na povrchoch rovnaká hustota), používa sa štatistická T, S-analýza. Cirkulácia vodných hmôt hrá dôležitú úlohu v energetickej a vodnej bilancii klimatického systému Zeme, pričom prerozdeľuje tepelnú energiu a osvieženú (alebo slanú) vodu medzi zemepisnými šírkami a rôznymi oceánmi.

Lit.: Sverdrup H. U., Johnson M. W., Fleming R. H. Oceány. N.Y., 1942; Zubov N. N. Dynamická oceánológia. M.; L., 1947; Dobrovolsky A.D. O určovaní vodných hmôt // Oceánológia. 1961. T. 1. Vydanie. jeden; Stepanov V. N. oceánosféra. M., 1983; Mamaev OI Termohalinová analýza vôd Svetového oceánu. L., 1987; on je. Fyzická oceánografia: Vybraná. Tvorba. M., 2000; Mikhailov V.N., Dobrovolsky A.D., Dobrolyubov S.A. Hydrology. M., 2005.

fyzické a geografické podmienky. Hlavné faktory formovania vodné masy, sú tepelné a vodné bilancie daného územia a následne hlavné ukazovatele vodné masy- teplota a slanosť. Často v analýze vodné masy zohľadňujú sa aj ukazovatele obsahu kyslíka a iných hydrochemických prvkov v ňom, ktoré umožňujú sledovať distribúciu vodné masy z oblasti jej vzniku a premeny. Charakteristika vodné masy nezostávajú konštantné, podliehajú sezónnym a dlhodobým výkyvom v určitých medziach a menia sa v priestore. Ako sa šíri z oblasti formácie vodné masy sa transformujú pod vplyvom zmien podmienok tepelnej a vodnej bilancie a premiešavajú sa s okolitými vodami. Rozlišujte medzi primárnym a sekundárnym vodné masy na primárnu vodné masy zahŕňajú tie, ktorých charakteristické znaky sa formujú pod priamym vplyvom atmosféry a vyznačujú sa najväčšími limitmi zmeny určitého objemu vody. K sekundárnemu vodné masy vznikajú v dôsledku miešania primárnych vodné masy a vyznačujú sa najväčšou homogénnosťou ich znakov. Vo vertikálnej štruktúre Svetového oceánu sú vodné masy: povrch (primárny) - do hĺbky 150-200 m; podpovrchové (primárne a sekundárne) - v hĺbke 150-200 m do 400-500 m; stredné (primárne a sekundárne) - v hĺbke 400-500 m do 1000-1500 m, hlboké (sekundárne) - v hĺbke 1000-1500 m do 2500-3000 m; spodná (sekundárna) - pod 3000 m. hranice medzi vodné masy sú zóny frontov Svetového oceánu, zóny separácie a zóny transformácie, ktoré možno vysledovať pozdĺž rastúcich horizontálnych a vertikálnych gradientov hlavných ukazovateľov vodné masy

Každý z oceánov má svoju vlastnú charakteristiku vodné masy Napríklad v Atlantickom oceáne sú: vodné masy Golfský prúd, Severná tropická oblasť, Južná tropická oblasť atď. Povrch vodné masy vodné masy, Severný Atlantik, Južný Atlantik a iné stredné vodné masy, Stredomorská hlbina vodné masy atď.; v Tichom oceáne - severný tropický, severný stredný subtropický, južný tropický a iné povrchy vodné masy, Severné subtropické, Južné subtropické a iné podpovrchové vodné masy, Severný Pacifik, Južný Pacifik a iné stredné vodné masy, hlboko v Tichom oceáne vodné masy atď.

Pri štúdiu vodné masy používa sa metóda T, -kp a izopyknálna metóda, ktoré umožňujú stanoviť rovnomernosť teploty, salinity a iných ukazovateľov na krivke ich vertikálneho rozloženia.

Lit.: Agerov VK, O hlavných vodných masách v hydrosfére, M. - Sverdlovsk, 1944; Zubov N. N., Dynamická oceánológia, M. - L., 1947; Muromtsev A. M., Hlavné rysy hydrológie Tichého oceánu, L., 1958; to isté, Základné znaky hydrológie