Temperatura oceanu: źródła, budżet cieplny i dystrybucja

Przeczytaj ten artykuł, aby poznać temperaturę oceanów: źródła, budżet i dystrybucję ciepła!

Badanie temperatury oceanów jest ważne dla określenia ruchu i charakterystyki dużych objętości wody, rodzaju i rozmieszczenia organizmów morskich na różnych głębokościach oceanów, klimatu przybrzeżnych terenów itp.

Trzy rodzaje instrumentów są używane do rejestrowania temperatur oceanu, a mianowicie. (i) do pomiaru temperatury powierzchni stosuje się standardowe termometry, (ii) termometry cofania służą do pomiaru temperatury pod powierzchnią, oraz (iii) termografów. Obecnie zamiast wyżej wymienionych termometrów stosowane są również automatyczne instrumenty do samokontroli.

Źródło ciepła w oceanach:

Słońce jest głównym źródłem energii dla oceanów, tak jak dla wszystkiego innego na tej ziemi. Poza tym ocean jest również ogrzewany przez wewnętrzne ciepło samego oceanu.

Woda oceaniczna ogrzewana jest trzema procesami:

(1) Absorpcja promieniowania słonecznego jest maksymalna w regionach o niskiej szerokości geograficznej z powodu pionowego nasłonecznienia i dłuższego czasu trwania światła dziennego, natomiast zmniejsza się stopniowo w kierunku biegunów. Nawet w tej samej szerokości geograficznej nasłonecznienie otrzymywane przez ocean zmienia się z powodu czynników takich jak prądy i zachmurzenie.

(2) Prądy konwekcyjne w zbiorniku wodnym również podgrzewają wodę oceaniczną. Ponieważ temperatura ziemi rośnie wraz ze wzrostem głębokości, woda oceaniczna na dużych głębokościach jest podgrzewana szybciej niż górne warstwy wody w oceanie. Tak więc konwekcyjny cyrkulacja oceaniczna w dolnych warstwach wody oceanicznej zachodzi, powodując cyrkulację ciepła w wodzie.

(3) Energia kinetyczna jest wytwarzana w wyniku tarcia spowodowanego przez wiatr powierzchniowy i prądy pływowe, które zwiększają naprężenia na ciele wodnym. W ten sposób woda oceaniczna jest podgrzewana.

Woda oceaniczna jest chłodzona przez procesy wymienione poniżej:

1. Promieniowanie tylne z powierzchni morza ma miejsce, gdy otrzymana energia słoneczna jest ponownie emitowana jako promieniowanie długofalowe z wody morskiej.

2. Następuje wymiana ciepła między morzem a atmosferą, ale tylko wtedy, gdy woda morska jest zimniejsza lub cieplejsza od atmosfery.

3. Parowanie odbywa się, gdy woda morska jest ciepła, powierzchnia jest zimna, a stratyfikacja atmosferyczna jest niestabilna.

Budżet ciepła oceanów:

Budżet na ciepło generalnie sugeruje, że całkowita podaż energii jest równoważona przez utratę takiej samej ilości energii. Mosby ocenił, że średnia roczna nadwyżka nasłonecznienia między równikiem (0 °) i 10 ° szerokości geograficznej północnej wynosiła około 0, 170 gm / cm ² / min, a wynosi około 0, 040 gm cal / cm ² / min. od 60 ° N do 70 ° N. Ta różnica nadwyżki nasłonecznienia całkowicie zanika, jeśli weźmiemy pod uwagę wszystkie regiony równoleżnikowe.

Rozkład temperatury oceanów:

Rozkład temperatury zależy od następujących czynników:

1. Średni dzienny czas nasłonecznienia i jego intensywność.

2. Zmniejszenie zużycia energii poprzez nasłonecznienie, odbicie, rozproszenie i absorpcję.

3. Albedo powierzchni morza i jego zmienny charakter w zależności od kąta nasłonecznienia.

4. Fizyczne cechy powierzchni morza, np. Temperatura wrzenia wody morskiej, wzrastają w przypadku wyższego zasolenia i odwrotnie.

5. Przenoszenie ciepła przez odparowanie i kondensację.

6. Powszechne wiatry; wciąganie ciepłej lub zimnej wody powierzchniowej do odpowiednio zimnych lub ciepłych miejsc świata: zjawisko to powoduje upwelling zimnej wody w ciepłych oceanicznych pasach prądu i odwrotnie; stan mglistej powierzchni morza na północno-wschodnim wybrzeżu USA jest wynikiem zimnego wiatru wiejącego z lądu na ocean.

7. Lokalne warunki pogodowe, takie jak cyklony, burze i huragany.

8. Obecność grzbietu łodzi podwodnej; wpływ na temperaturę ma mniejsze mieszanie się wód po jednej stronie kalenicy do dołu, natomiast większe mieszanie wód następuje po drugiej stronie kalenicy.

9. Kształt oceanu: rozległe rozległe morza w regionach o niskiej szerokości geograficznej mają cieplejszą wodę powierzchniową niż rozległe morze wzdłużnie; np. rozległe rozległe wody Morza Śródziemnego odnotowują wyższą temperaturę niż rozległe wzdłużnie Zatoki Kalifornijskiej.

Zakres temperatury oceanu:

Oceany i morza ogrzewają się i schładzają wolniej niż powierzchnie lądowe. Dlatego też, nawet jeśli nasłonecznienie jest maksymalne o godzinie 12, temperatura powierzchni oceanu jest najwyższa o 14.00

Średni dobowy lub dzienny zakres temperatury wynosi zaledwie 1 stopień w oceanach i morzach. Najwyższą temperaturę w wodzie powierzchniowej osiąga się o godzinie 14, a najniższą o 5 rano. Dobowy zakres temperatur jest najwyższy w oceanach, jeśli niebo jest wolne od chmur, a atmosfera jest spokojna.

Na roczny zakres temperatur wpływa roczna zmienność nasłonecznienia, charakter prądów oceanicznych i dominujące wiatry. Maksymalna i minimalna temperatura w oceanach są nieco opóźnione niż na obszarach lądowych (maksymalna przypadająca w sierpniu, a minimalna w lutym). Północne Pacyfik i północne oceany atlantyckie mają większy zakres temperatur niż ich południowe części z powodu różnicy w sile przeważających wiatrów z lądu i większych prądów oceanicznych w południowych częściach oceanów.

Poza rocznymi i dziennymi zakresami temperatur występują również okresowe wahania temperatury wody. Na przykład 11-letni cykl plam słonecznych powoduje wzrost temperatury morza po 11-letniej przerwie.

Temperatura powierzchni morza:

Temperaturę powierzchni oceanów przedstawiono graficznie za pomocą izoterm. Temperatura spada z równika do biegunów. Jednak najwyższą temperaturę powierzchni morza obserwuje się nie dokładnie na równiku, lecz nieco na północ od równika: wynika to z obecności maksymalnego obszaru lądowego na północ od 0 ° szerokości geograficznej.

Zbiorniki wodne na półkuli południowej, jako całość, wykazują wyższą średnią temperaturę niż te na półkuli północnej, ponieważ większa część obszaru lądowego na półkuli północnej pochłania więcej energii słonecznej niż woda. Ponadto, ze względu na obecność kontynentów na półkuli północnej, obieg wody i transport ciepła nie jest skuteczny na tej półkuli, podczas gdy na półkuli południowej jest dokładnie odwrotnie.

Rozkład temperatury w poziomie:

Poziomy rozkład temperatury pokazano liniami izotermicznymi, tj. Liniami łączącymi miejsca o jednakowej temperaturze. Izotermy powierzchni morza w lutym, dla Oceanu Atlantyckiego, ujawniają, że linie izotermiczne są rozmieszczone blisko południa Nowej Funlandii, w pobliżu zachodniego wybrzeża Europy i Morza Północnego, a następnie izotermy rozszerzają się, aby wybrzuszać się w kierunku północnym w pobliżu wybrzeża Morza Śródziemnego. Norwegia.

Przyczyna tego zjawiska leży w zimnym prądzie Labrador płynącym na południe wzdłuż wybrzeża północnoamerykańskiego, który obniża temperaturę regionu bardziej ostro niż w innych miejscach na tej samej szerokości geograficznej; w tym samym czasie ciepły Prąd Zatokowy wpływa do zachodniego wybrzeża Europy i podnosi temperaturę zachodniego wybrzeża Europy.

W południowo-zachodniej części Atlantyku, izotermy wybrzuszają się w kierunku południowo-zachodnim z powodu ciepłego prądu Brazylii, ale we wschodniej części południowych Atlantyków skręcają w kierunku północno-zachodnim z powodu zimnego prądu Benguela. Dalej na południe, izotermy są równoległe dzięki stałemu dominującemu dryfowi wiatru zachodniego.

Rozkład temperatury na północy i południowym Atlantyku nie jest symetryczny. Na przykład w północnym Atlantyku izoterma 5 ° C dotyka szerokości geograficznej 70 ° N, natomiast w południowej części Atlantyku nigdy nie przekracza szerokości 50 ° S, ponieważ ciepły Potok Gulf jest silniejszy i osiąga znacznie większą szerokość geograficzną niż zimna Brazylia obecny. Ponadto istnieje znaczna różnica między wschodnią i zachodnią częścią Atlantyku. W zachodniej części, w pobliżu wybrzeża Labradoru, rejestrowana jest temperatura 0 ° C, ale na zachodnim wybrzeżu Europy występuje temperatura od 9 ° do 13 ° C.

Na morzach marginalnych temperatura zmienia się z powodu szerokości geograficznej i położenia, np. Morze Śródziemne odnotowuje wyższą temperaturę niż sąsiedni Ocean Atlantycki, ale Bałtyk i zatoka Hudson są zimniejsze niż Atlantyk.

W północnej części Pacyfiku izotermy i szerokości geograficzne są prawie równoległe, ale na wybrzeżu Ameryki Północnej izotermy wyginają się lekko na północ pod wpływem ciepłego prądu Kuroshio i wzdłuż wybrzeży Japonii izotermy są blisko rozmieszczone z powodu zimnego Oyashio. obecny.

W rejonie równikowym zachodniej części Pacyfiku wysokie temperatury są rejestrowane, gdy ciepły prąd równikowy płynie w kierunku południowym. We wschodniej części Pacyfiku panują niskie temperatury ze względu na wpływ zimnego Peru Current. Na południowym Pacyfiku izotermy tworzą drobne pętle z powodu ciepłego Peru lub Prądu Humboldta.

Na Oceanie Indyjskim, centralne położenie oceanu zajmują izotermy w temperaturze 25 ° C, 27 ° C i 28 ° C. W kierunku południowym nie ma różnicy między Pacyfikiem, ponieważ izotermy z grubsza podążają za równaniami, z wyjątkiem niewielkiej pętli w pobliżu Przylądka Dobrej Nadziei z powodu zimnego prądu Agulhas. Izotermy wyginają się na południe w pobliżu wybrzeża Afryki Północnej z powodu zimnego prądu, który płynie na południe i zachód od Przylądka Guardafui.

Ta sama izoterma schyla się na północ w Morzu Arabskim, kiedy wchodzi na półwysep indyjski, ale w Zatoce Bengalskiej pochyla się na południe z powodu efektu dryftu monsunowego. Zamknięte zbiorniki wodne, takie jak Morze Czerwone, mają wyższą temperaturę w kierunku południowym ze względu na mieszaninę otwartej wody oceanicznej. Zatoka Perska odnotowuje niższą temperaturę niż na Oceanie Indyjskim pod wpływem zimnego lądu.

Stan sierpnia znacznie się różni od warunków izotermicznych w lutym. Na Atlantyku lód w Arktyce topi się, powodując pętlę na północ od wszystkich izoterm w Cieśninie Davisa. Ostre północne zakręty izoterm na norweskim wybrzeżu są nieobecne w sierpniu. Średnio izotermy na północnym Atlantyku przesuwają się na północ w sierpniu. Południowy Pacyfik pokazuje równoległe linie izotermiczne i równoleżniki. W kierunku zachodnim sąsiedni ocean Australii i Azji świadczy o temperaturze sięgającej 28 ° C, ponieważ prąd prądowy równikowy płynący z zachodu płynie ciepłą wodą w kierunku zachodniego Pacyfiku.

Na Oceanie Indyjskim, najwyższą powierzchnię, temperatura 28 ° C jest rejestrowana nad Morzem Arabskim i Zatoką Bengalską. W sierpniu zamknięte morza, takie jak Morze Czerwone i zatoka perska, wykazują wyższą temperaturę (30 ° do 33 ° C) niż otwarty ocean ze względu na kontakt z ciepłymi obszarami lądowymi.

Pionowy rozkład temperatury:

Następuje stopniowy spadek temperatury wraz ze wzrostem spadku. Zwykle 90 procent ciepła słonecznego jest absorbowane w najwyżej 15, 6 m (60 stóp) wody. Temperatura wody morskiej odpowiada temperaturze powierzchni tylko do głębokości około 100 m, a przy dalszym zejściu temperatura na ogół spada.

W tropikalnych morzach i oceanach można rozpoznać trzy warstwy od powierzchni do dna. Pierwsza warstwa ma grubość około 500 mi temperatura zmienia się w granicach od 20 ° do 25 ° C. W regionach o średniej szerokości geograficznej górna warstwa występuje tylko latem. Warstwa termodyny znajduje się tuż pod pierwszą warstwą. Charakteryzuje się szybkim spadkiem temperatury wraz ze wzrostem głębokości. Trzecia warstwa jest bardzo zimna i rozciąga się aż do dna oceanu.

W przeciwieństwie do tropikalnych oceanów, w regionach polarnych zidentyfikowano tylko jedną warstwę zimnej wody. Rozciąga się od powierzchni do dna.

Wraz ze spadkiem temperatury w wodzie ze wzrastającym spadkiem, niektórzy naukowcy podzielili oceany na dwie szerokie strefy: (i) strefę fotowoltaiczną lub eufotyczną, która rozciąga się od górnej powierzchni do 200 m; strefa słoneczna otrzymuje odpowiednie nasłonecznienie; i (ii) strefa afektywna rozciągająca się od 200 m do dna oceanu; ta strefa nie otrzymuje odpowiednich promieni słonecznych.

Poniżej przedstawiono charakterystyczne cechy pionowego rozkładu temperatury morza:

1. Chociaż temperatura spada wraz ze wzrostem głębokości do około 2000 m, poniżej niej temperatura staje się prawie stagnująca. Nawet w tropikalnych szerokościach geograficznych temperatura rzadko przekracza 4, 4 ° C na około 1524 m poniżej; spada z 1, 7 ° C do 0 ° C na około 4267 m.

2. Tempo spadku temperatury wraz z głębokością jest większe na równiku niż na biegunach: temperatura powierzchni jest wyższa w regionach o niskiej szerokości geograficznej, podczas gdy w temperaturze głębokości pozostaje prawie taka sama zarówno na wysokich, jak i na niskich szerokościach geograficznych.

3. Temperatura powierzchni i jej spadek w dół zależą od upwellingu wody dennej. W regionach upwellingu zimnej wody pionowe zejście temperatury jest mniejsze niż w innych regionach, na które nie wpływa upwelling nawet w niskich szerokościach geograficznych. Takie warunki obserwuje się na wybrzeżu Afryki i Kalifornii.

4. W niektórych przypadkach gęsta woda powierzchniowa tonie z powodu zbieżności z gęstym dnem lub warstwą pośrednią. Tak więc zimna woda tonie i przesuwa się w kierunku cieplejszych niższych szerokości geograficznych. W tym procesie tempo spadku temperatury wpływa na niższe szerokości geograficzne. W zimnych regionach arktycznych i antarktycznych obserwuje się zatonięcie zimnej wody i jej ruch w kierunku niższych szerokości geograficznych.

5. W rejonach równikowych wody powierzchniowe wykazują czasami niższą temperaturę i zasolenie z powodu wysokich opadów, podczas gdy warstwy poniżej mają wyższe temperatury.

6. Zamknięte morza zarówno na niższych, jak i wyższych szerokościach górskich odnotowują wyższe temperatury na dnie; jednakże czynniki stojące za tym zjawiskiem różnią się od mórz zamkniętych o dużej szerokości geograficznej do mórz zamkniętych o niskiej szerokości geograficznej.

Zamknięte morza niskich szerokości geograficznych, takie jak Morze Saragasso, Morze Czerwone i Morze Śródziemne mają wysokie temperatury dna z powodu wysokiego nasłonecznienia w ciągu roku i mniejszego mieszania się ciepłych i zimnych wód. W tych zamkniętych morzach sprawdzane jest swobodne mieszanie wody ze względu na spodek w kształcie spodka i płytką wodę znajdującą się na grzbiecie podmorskim.

W przypadku mórz zamkniętych o dużej szerokości geograficznej dolne warstwy wody są cieplejsze, ponieważ woda o nieco wyższym zasoleniu i temperaturze przemieszcza się z zewnętrznego oceanu jako prąd pod powierzchnią. Dlatego powszechne jest odwrócenie temperatury wraz z głębokością.

7. Obecność przeszkód podmorskich może prowadzić do różnych warunków temperaturowych po obu stronach bariery. Na przykład w cieśninie Bab-el-Mandeb bariera podmorska ma wysokość około 366 m. W rezultacie temperatura wody powierzchniowej w Morzu Czerwonym dla najcieplejszego miesiąca wynosi 29, 4 ° C, a przy głębokości 800 sąsiadów wynosi 21, 1 ° C. Po drugiej stronie bariery temperatura na 800 sążach na Oceanie Indyjskim wynosi około 2, 8 ° C.

Formacja lodowa na morzu:

Tworzenie się lodu w Arktyce i na Antarktycznych oceanach w dużym stopniu wpływa na globalną temperaturę oceanu.

Lód pochodzi z następujących źródeł:

(i) Rzeka-lód wywiera ważny wpływ na szelf kontynentalny na Syberii i w Ameryce.

(ii) Śnieg na lądzie jest składany co roku, by ostatecznie utworzyć lód polny. Lód Floe powstaje, gdy lód na polu zostaje rozbity na kawałki. Floes są następnie łamane w celu utworzenia lodu w opakowaniu. Góry lodowe to duże masy lodu, które unoszą się na morzu po oddzieleniu od miejsc ich pochodzenia.

Tworzenie się lodu w regionach o dużej szerokości geograficznej skutkuje zimnymi prądami oceanicznymi płynącymi z regionów o dużej szerokości geograficznej, np. Prąd Labradora, Prąd Oyashio, Prąd Peru, Prąd Bengueli, prąd Zachodniej Australii itd. Prądy zimnego oceanu spotykają się z ciepłymi prądami, aby wytworzyć cyklon i mglistą pogodę.

Poza tym zimne prądy płyną w postaci podpowierzchniowych prądów oceanicznych w kierunku obszarów o mniejszej szerokości geograficznej, powodując upwellowanie prądów oceanicznych. Na przykład upwelling Wysp Kanaryjskich w pobliżu zachodniego wybrzeża Wysp Brytyjskich i Skandynawii powoduje obfite przyrosty formowania planktonu (pokarmu rybnego). Tak więc ryby są głównym produktem tego regionu.