โครงสร้างแนวตั้งของน่านน้ำในมหาสมุทรโลก มหาสมุทรของโลกและส่วนต่างๆ ของโลก

โครงสร้างทางอุทกวิทยาของมหาสมุทรโลกเป็นตัวกำหนดการกระจายตัวของโลกอินทรีย์เป็นส่วนใหญ่ คุณสมบัติของน้ำทะเลและลักษณะการไหลเวียนทำให้สามารถแบ่งมวลน้ำออกเป็นพื้นผิว ตรงกลาง ลึก และด้านล่างได้
เนื่องจากคุณสมบัติการผสมสูง น้ำผิวดินจึงเป็นเนื้อเดียวกัน เนื่องจากลักษณะของการแลกเปลี่ยนความร้อน จึงแตกต่างกันไปตามฤดูกาลและขึ้นอยู่กับละติจูดทางภูมิศาสตร์ของพื้นที่ โดยทั่วไปแล้ว ขอบเขตล่างของน้ำผิวดินถือเป็นความลึกซึ่งแอมพลิจูดของการเปลี่ยนแปลงของอุณหภูมิในแต่ละปีแทบจะแยกไม่ออกจากกัน โดยเฉลี่ยจะอยู่ที่ความลึก 200-300 ม. ในพื้นที่ของการไหลเวียนของพายุไซโคลนและความแตกต่างจะเพิ่มขึ้นเป็น 150-200 ม. และในพื้นที่ของการไหลเวียนของแอนติไซโคลนและการบรรจบกันจะลดลงเหลือ 300-400 ม. ในทิศทางละติจูด น้ำผิวดินแบ่งออกเป็นเส้นศูนย์สูตร เขตร้อน ขั้วโลกใต้ และขั้วโลก อันแรกต่างกันมากที่สุด อุณหภูมิสูงความเค็มและความหนาแน่นต่ำ การไหลเวียนที่ซับซ้อน น้ำทะเลเขตร้อนมีความเค็มและความหนาแน่นสูง น้ำใต้ขั้วโลกในมหาสมุทรต่างๆ มีลักษณะค่อนข้างหลากหลาย น้ำขั้วโลกมีลักษณะเด่นคืออุณหภูมิติดลบ (-1.2-1.5°) ความเค็มต่ำ (32.5-34.6%o) และก่อตัวเหนือแนวอาร์กติกและแอนตาร์กติก
น้ำที่อยู่ตรงกลางอยู่ใต้ผิวน้ำที่ระดับความลึก 1,000-1,200 ม. ชั้นของพวกมันมีความหนาสูงสุดในบริเวณขั้วโลกและบริเวณตอนกลางของไจร์แอนติไซโคลน ในเขตเส้นศูนย์สูตรที่น้ำเพิ่มขึ้นความหนาของชั้นน้ำตรงกลางจะลดลง ถึง 600-900 ม.
น่านน้ำกลางแอนตาร์กติกก่อตัวขึ้นอันเป็นผลมาจากกิจกรรมของกระแสน้ำรอบแอนตาร์กติก การเคลื่อนที่ของน้ำด้านล่างในทิศทางทิศใต้จะได้รับการชดเชยโดยการไหลของน้ำลึกและน้ำผิวดินไปทางทิศเหนือ ไกลออกไปทางเหนือ ส่วนประกอบของทวีปแอนตาร์กติกจะค่อยๆ เปลี่ยนไป และน้ำเหล่านี้กลับคืนสู่ละติจูดแอนตาร์กติกในรูปแบบของน้ำลึกเส้นรอบวงขั้วโลก พวกมันมีส่วนผสมของน้ำลึกที่ค่อนข้างเค็มกว่าจากมหาสมุทรแอตแลนติกใต้อย่างเห็นได้ชัด เมื่อไหลไปทางทิศตะวันออก มวลน้ำเหล่านี้จะรวมอยู่ในการไหลเวียนของวงกลมรอบโลกโดยสมบูรณ์ ประมาณ 55-60% เป็นน้ำผิวดินแอนตาร์กติก ส่วนที่เหลือเป็นน้ำด้านล่างแอนตาร์กติก น้ำลึกทรงกลมนำความร้อนจำนวนมากมาสู่ทะเลแอนตาร์กติก ซึ่งเป็นที่ที่ใช้อุ่นน้ำเย็นและบรรยากาศ น้ำผิวดินแอนตาร์กติกสามารถลากย้อนไปยังโซนระหว่าง 50° ถึง 60° ใต้ ซึ่งหายไปอย่างรวดเร็ว โดยชนกับน้ำผิวดินบริเวณกึ่งแอนตาร์กติกที่มีความหนาแน่นน้อยกว่า จมอยู่ใต้น้ำเหล่านั้นและมีส่วนร่วมในการก่อตัวของน่านน้ำกลางแอนตาร์กติกซึ่งไหลไปทางเหนือ โซนสัมผัสระหว่างมวลน้ำผิวดินทั้งสองเรียกว่าโซนแอนตาร์กติกบรรจบกัน
น้ำลึกก่อตัวขึ้นที่ละติจูดสูงอันเป็นผลมาจากการผสมของน้ำผิวดินและน้ำตรงกลาง พวกมันเป็นเนื้อเดียวกันและขยายไปถึงระดับความลึก 3,000–4,000 ม.
กระแสน้ำที่มีกำลังแรงที่สุดในมหาสมุทรโลกคือ กระแสน้ำวนรอบแอนตาร์กติก (กระแสลมตะวันตก) มันลอยไปตามชายฝั่งแอนตาร์กติกา ข้ามมหาสมุทรสามแห่ง เคลื่อนที่มากกว่า 250 ล้านลูกบาศก์เมตรต่อวินาที น้ำทะเล- ความยาวสูงสุด 30,000 กม. กว้าง 1,000-1500 กม. ลึก 2 ถึง 3 กม. ความเร็วในชั้นบนถึง 2 กม./ชม.
น้ำด้านล่างยังเกิดขึ้นเนื่องจากการทรุดตัวของน้ำที่อยู่ด้านบน โดยส่วนใหญ่อยู่ในละติจูดสูง
ความหนาทั้งหมดของน้ำทะเลมีการเคลื่อนไหวอย่างต่อเนื่อง ซึ่งตื่นเต้นโดยเทอร์โมฮาลีน (ความร้อน ความเย็น การตกตะกอน การระเหย) และปัจจัยทางกล (ความเครียดลมในวงสัมผัส ความดันบรรยากาศ) รวมถึงแรงขึ้นน้ำลง
รูปแบบทั่วไปของการเกิดกระแสน้ำ (รูปที่ 5) ในมหาสมุทรนั้นถูกกำหนดโดยธรรมชาติของการไหลเวียนของบรรยากาศและตำแหน่งทางภูมิศาสตร์ของทวีปเป็นหลัก พวกเขาแยกระบบกระแสแนวนอนและแนวตั้ง
ในเขตเขตร้อน ลม (ลมค้า) พัดด้วยความสม่ำเสมอและแรงจากตะวันออกไปตะวันตก และเฉพาะบริเวณใกล้เส้นศูนย์สูตรเท่านั้นที่จะมีเขตสงบ ดังนั้น กระแสลมค้าขายทางเหนือและใต้จึงก่อตัวขึ้นในมหาสมุทร และระหว่างนั้นก็มีกระแสลมการค้าระหว่างกันที่มีทิศทางตรงกันข้าม (จากตะวันตกไปตะวันออก) ลมค้าสร้างกระแสเส้นศูนย์สูตรที่ไหลจากตะวันออกไปตะวันตก เมื่อเจอแนวกั้นทวีปแล้ว ก็จะเลี้ยวไปทางขวาในซีกโลกเหนือ และไปทางซ้ายในซีกโลกใต้ กระแสวงแหวนจะเกิดขึ้นที่ทั้งสองด้านของเส้นศูนย์สูตร หมุนตามเข็มนาฬิกาในซีกโลกเหนือ และหมุนทวนเข็มนาฬิกาในซีกโลกใต้

ข้าว. 5. โครงการสร้างกระแส (อ้างอิงจาก A.S. Konstantinov, 1986)
ในเขตอบอุ่นภาคเหนือและภาคใต้มีลมตะวันตกพัดปกคลุมและในละติจูดสูง - ลมตะวันออก ภายใต้อิทธิพลของพวกเขากระแสน้ำเกิดขึ้นหลายทิศทางซึ่งนำไปสู่การก่อตัวของวัฏจักรขนาดยักษ์ของน้ำทะเล ทางเหนือของเส้นศูนย์สูตรจะมีพื้นที่ของวงแหวนเขตร้อนทางตอนเหนือ (ทวนเข็มนาฬิกา) จากนั้นจึงเป็นกึ่งเขตร้อน (ตามเข็มนาฬิกา) และกึ่งอาร์กติก (ทวนเข็มนาฬิกา) ในซีกโลกใต้มีวงแหวนที่คล้ายกันสามวง แต่มีทิศทางการหมุนต่างกัน การหมุนเวียนที่อยู่ระหว่างการพิจารณาทำให้เกิดความไม่สมดุลของสนามอุณหภูมิมหาสมุทรตะวันออก-ตะวันตก และกำหนดการกระจายตัวของสิ่งมีชีวิตในทะเล
สิ่งมีชีวิตในมหาสมุทรทั่วโลกขึ้นอยู่กับกระแสน้ำรอบทวีปแอนตาร์กติก (ACC) โดยตรง ซึ่งนำน้ำลึกที่อุดมด้วยสารอาหารขึ้นสู่ผิวน้ำ ผลการวิจัยชี้ให้เห็นว่าสิ่งมีชีวิตในทะเลควรมีความไวต่อการเปลี่ยนแปลงสภาพภูมิอากาศมากกว่าที่คิดไว้ เนื่องจากแบบจำลองการเปลี่ยนแปลงสภาพภูมิอากาศส่วนใหญ่แนะนำว่าการไหลเวียนของมหาสมุทรก็จะเปลี่ยนไปเช่นกัน แม้ว่านักสมุทรศาสตร์จะระบุทิศทางของการไหลเวียนของมหาสมุทรได้หลายทิศทาง แต่การศึกษาใหม่จากมหาวิทยาลัยพรินซ์ตันแสดงให้เห็นว่าสามในสี่ของกิจกรรมทางชีววิทยาทั้งหมดในมหาสมุทรขึ้นอยู่กับ ACC เพียงอย่างเดียว ตามการคำนวณ หากการหมุนเวียนนี้เปลี่ยนแปลงไป ผลผลิตทางชีวภาพของมหาสมุทรทั้งหมดจะลดลงสี่เท่า
นอกจากกระแสน้ำบนพื้นผิวแล้วยังมี ระบบที่ซับซ้อนลึก. น้ำด้านล่างที่เติมเต็มความลึกของมหาสมุทรโลกส่วนใหญ่ก่อตัวบนไหล่ทวีปแอนตาร์กติก จากที่นี่ ผลของการก่อตัวของน้ำแข็ง ความเค็มของน้ำจะเพิ่มขึ้น และน้ำ (มีความหนาแน่นมากขึ้น) จะจมลงสู่ด้านล่างและเคลื่อนตัวไปทางเหนือ การไหลเข้าของน้ำแอนตาร์กติกที่มีอากาศถ่ายเทสะดวกจะจ่ายออกซิเจนไปยังส่วนลึกของมหาสมุทร เพื่อให้แน่ใจว่าสิ่งมีชีวิตจะดำรงอยู่ได้ที่นี่
ปลาค็อดแอตแลนติกอพยพระหว่างพื้นที่วางไข่ทางใต้ของไอซ์แลนด์และพื้นที่หาอาหารตามแนวกระแสน้ำกรีนแลนด์ตะวันออก
ความเร็วของกระแสน้ำลึกสามารถสูงถึง 10-20 ซม./วินาที ซึ่งเทียบได้กับความเร็วเฉลี่ยของกระแสน้ำบนพื้นผิว สิ่งนี้เป็นจริงสำหรับทั้งกระแสน้ำระดับกลางและกระแสน้ำด้านล่าง
การเคลื่อนที่ของน้ำในแนวดิ่งอาจเกิดจากการเปลี่ยนแปลงความหนาแน่นของชั้นน้ำที่อยู่เหนือกันและกัน การจมลงไปในชายฝั่งรับลม และการเพิ่มขึ้นที่ชายฝั่งใต้ลม เนื่องจากการผ่านของพายุไซโคลนและแอนติไซโคลน ทุกการดำน้ำ ฝูงน้ำสอดคล้องกับการเพิ่มขึ้นของน้ำชดเชยที่อื่น มีพื้นที่ของการบรรจบกัน (การบรรจบกัน) ของมวลน้ำ โดยที่น้ำผิวดินจมลงสู่ระดับความลึก และพื้นที่ของการลู่เข้า (การบรรจบกัน) ที่ซึ่งน้ำลึกขึ้นมาสู่ผิวน้ำ
เมื่อรวมกับน้ำลึก สารประกอบไนโตรเจนและฟอสฟอรัสจะลอยขึ้นสู่ผิวน้ำ ซึ่งนำไปสู่การพัฒนาอย่างรวดเร็วของแพลงก์ตอนพืชในบริเวณที่มีน้ำขึ้น กั้งกินแพลงก์ตอนพืชและใช้เป็นอาหารของปลา ดังนั้นที่นี่จึงมีปลามากกว่าส่วนอื่นๆ ของมหาสมุทร
พื้นผิวของมหาสมุทรมีภูมิประเทศแบบไดนามิกที่ซับซ้อนซึ่งมีลักษณะที่เชื่อมโยงกับการไหลเวียนของน้ำ ความแตกต่างจำกัดอยู่ที่ร่องของการบรรเทาแบบไดนามิกใน ส่วนกลางไจโรไซโคลนในสนามกระแสน้ำดริฟท์ประมาณตรงกับพื้นที่การไหลของน้ำและการขึ้นจากระดับความลึก - ขึ้น (รูปที่ 6) การบรรจบกันซึ่งถูก จำกัด อยู่ที่สันเขาของการบรรเทาแบบไดนามิกในส่วนกลางของไจโร anticyclonic ในพื้นที่ของกระแสน้ำดริฟท์ประมาณตรงกับพื้นที่ของคลื่นน้ำและการทรุดตัวลงสู่ระดับความลึก - ลงน้ำ
สิ่งที่สำคัญที่สุดในอุทกพลศาสตร์ของมหาสมุทรคือคลื่นซึ่งส่วนใหญ่เกิดจากลมและการกระทำของแรงขึ้นน้ำลงซึ่งกำหนดการเกิดกระแสน้ำขึ้นน้ำลงพร้อมกัน (รูปที่ 7) มีกระแสน้ำครึ่งวัน กลางวัน และน้ำผสม
ในมหาสมุทรโลกการทำงานของการเชื่อมโยงทางอุทกวิทยาไปในสองทิศทางที่ตรงกันข้ามกัน: ในด้านหนึ่งมุ่งเป้าไปที่การก่อตัวของโครงสร้างไดนามิกที่ค่อนข้างเสถียรของมหาสมุทร - การแยกมวลน้ำการแบ่งชั้น

ข้าว. 7. พลวัตของคลื่นยักษ์บนเกาะ ซาคาลิน (อ้างอิงจาก: Atlas, 2002)
การสร้างน้ำขึ้นมา และในทางกลับกัน การทำลายโครงสร้างเหล่านี้ การปรับสมดุลของการไล่ระดับสี คุณสมบัติทางกายภาพและเคมีน้ำทะเล
โครงสร้างทางอุทกวิทยาเนื่องจากความเฉื่อย สภาพแวดล้อมทางน้ำพวกมันค่อนข้างคงที่เมื่อเวลาผ่านไปและมีขอบเขตตามธรรมชาติ ซึ่งเป็นเหตุผลว่าทำไมบทบาทของพวกเขาในการสร้างความแตกต่างทางกายภาพและทางภูมิศาสตร์ของมหาสมุทรโลกจึงมีความสำคัญเป็นพิเศษ อย่างไรก็ตาม เนื่องจากการเคลื่อนตัวของน้ำ ระบบนิเวศทางน้ำจึงสามารถถูกทำลายได้และมีขอบเขตที่ไม่แน่นอนและคลุมเครือ ผลลัพธ์ของการทำงานขององค์ประกอบทางอุทกวิทยาของมหาสมุทรโลกคือการเรียงลำดับของสภาวะอุทกภูมิอากาศ

น้ำทะเลเป็นสารละลายที่มีทั้งหมด องค์ประกอบทางเคมี- การทำให้เป็นแร่ของน้ำเรียกว่ามัน ความเค็ม - มีหน่วยวัดเป็นพันในหน่วย ppm และกำหนดให้เป็น ‰ ความเค็มเฉลี่ยของมหาสมุทรโลกคือ 34.7 ‰ (ปัดเศษเป็น 35 ‰) น้ำทะเลหนึ่งตันประกอบด้วยเกลือ 35 กิโลกรัม และปริมาณรวมของเกลือนั้นมีมากจนหากเกลือทั้งหมดถูกสกัดออกมาและกระจายอย่างทั่วถึงบนพื้นผิวของทวีป ก็จะเกิดชั้นหนา 135 เมตร

น้ำทะเลถือได้ว่าเป็นแร่หลายธาตุที่เป็นของเหลว เกลือแกง, เกลือโพแทสเซียม, แมกนีเซียม, โบรมีนและองค์ประกอบและสารประกอบอื่น ๆ อีกมากมายถูกสกัดออกมา

การทำให้เป็นแร่ของน้ำเป็นเงื่อนไขที่ขาดไม่ได้สำหรับการเกิดขึ้นของสิ่งมีชีวิตในมหาสมุทร เป็นน้ำทะเลที่เหมาะสมที่สุดสำหรับสิ่งมีชีวิตเกือบทุกรูปแบบ

คำถามที่ว่าความเค็มของน้ำในช่วงรุ่งอรุณของชีวิตคืออะไร และอินทรียวัตถุที่เกิดขึ้นในน้ำชนิดใด ได้รับการแก้ไขอย่างไม่คลุมเครือ น้ำที่ปล่อยออกมาจากเนื้อโลกจับและขนส่งส่วนประกอบที่เคลื่อนที่ได้ของแมกมาและเกลือเป็นหลัก ดังนั้นมหาสมุทรปฐมภูมิจึงมีแร่ธาตุค่อนข้างมาก ในทางกลับกัน มีเพียงน้ำบริสุทธิ์เท่านั้นที่ถูกย่อยสลายและกำจัดออกไปโดยการสังเคราะห์ด้วยแสง ส่งผลให้ความเค็มของมหาสมุทรเพิ่มขึ้นอย่างต่อเนื่อง ข้อมูลจากธรณีวิทยาทางประวัติศาสตร์ระบุว่าอ่างเก็บน้ำ Archean มีลักษณะกร่อยนั่นคือความเค็มประมาณ 10-25 ‰

52. การทะลุของแสงลงสู่น้ำ ความโปร่งใสและสีของน้ำทะเล

การซึมผ่านของแสงลงสู่น้ำขึ้นอยู่กับความโปร่งใส ความโปร่งใสแสดงด้วยจำนวนเมตร ซึ่งก็คือความลึกที่ยังคงมองเห็นดิสก์สีขาวที่มีเส้นผ่านศูนย์กลาง 30 ซม. ความโปร่งใสสูงสุด (67 ม.) เกิดขึ้นในปี 1971 ในตอนกลางของมหาสมุทรแปซิฟิก ความโปร่งใสของทะเลซาร์กัสโซอยู่ใกล้ๆ - 62 ม. (ตามดิสก์ที่มีเส้นผ่านศูนย์กลาง 30 ซม.) พื้นที่น้ำอื่น ๆ ที่มีน้ำสะอาดและโปร่งใสก็ตั้งอยู่ในเขตร้อนและกึ่งเขตร้อนเช่นกัน: ในทะเลเมดิเตอร์เรเนียน - 60 ม. ในมหาสมุทรอินเดีย - 50 ม. ความโปร่งใสสูงของพื้นที่เขตร้อนนั้นอธิบายได้จากลักษณะเฉพาะของการไหลเวียนของน้ำในพื้นที่เหล่านั้น . ในทะเลที่ปริมาณอนุภาคแขวนลอยเพิ่มขึ้น ความโปร่งใสจะลดลง ในทะเลเหนือคือ 23 ม. ในทะเลบอลติก - 13 ม. ในทะเลสีขาว - 9 ม. ในทะเลอะซอฟ - 3 ม.

ความโปร่งใสของน้ำมีความสำคัญอย่างยิ่งต่อระบบนิเวศ ชีวภาพ และทางภูมิศาสตร์: พืชแพลงก์ตอนพืชจะเกิดขึ้นได้เฉพาะในส่วนลึกที่แสงแดดส่องเข้ามาเท่านั้น การสังเคราะห์ด้วยแสงต้องใช้แสงในปริมาณค่อนข้างมาก ดังนั้นพืชจึงหายไปจากความลึก 100-150 ม. หรือแทบจะไม่เกิน 200 ม. ขีดจำกัดล่างของการสังเคราะห์แสงในทะเลเมดิเตอร์เรเนียนอยู่ที่ระดับความลึก 150 ม. ในทะเลเหนือ - 45 ม. ในทะเลบอลติก - เพียง 20 ม.

53. โครงสร้างของมหาสมุทรโลก

โครงสร้างของมหาสมุทรโลกคือโครงสร้าง - การแบ่งชั้นน้ำในแนวตั้ง, การแบ่งเขตแนวนอน (ทางภูมิศาสตร์), ธรรมชาติของมวลน้ำและแนวมหาสมุทร

การแบ่งชั้นในแนวตั้งของมหาสมุทรโลกในส่วนแนวตั้ง แท่งน้ำจะแบ่งออกเป็นชั้นใหญ่ๆ คล้ายกับชั้นบรรยากาศ พวกมันถูกเรียกว่าทรงกลม ทรงกลม (ชั้น) สี่อันต่อไปนี้มีความโดดเด่น:

ทรงกลมบนเกิดขึ้นจากการแลกเปลี่ยนพลังงานและสสารโดยตรงกับโทรโพสเฟียร์ในรูปแบบของระบบจุลภาค ครอบคลุมชั้นความหนา 200-300 ม. ทรงกลมด้านบนนี้มีลักษณะพิเศษคือการผสมอย่างเข้มข้น แสงทะลุผ่าน และการเปลี่ยนแปลงของอุณหภูมิอย่างมีนัยสำคัญ

ทรงกลมบน แบ่งออกเป็นชั้นต่างๆ ดังนี้

ก) ชั้นบนสุดหนาหลายสิบเซนติเมตร

b) ชั้นรับลมลึก 10-40 ซม. เขามีส่วนร่วมในความตื่นเต้นตอบสนองต่อสภาพอากาศ

c) ชั้นของการกระโดดของอุณหภูมิซึ่งลดลงอย่างรวดเร็วจากชั้นที่ให้ความร้อนด้านบนไปยังชั้นล่างโดยไม่ได้รับผลกระทบจากการรบกวนและไม่ได้รับความร้อน

d) ชั้นของการแทรกซึมของการไหลเวียนตามฤดูกาลและความแปรปรวนของอุณหภูมิ

กระแสน้ำในมหาสมุทรมักจับมวลน้ำเฉพาะในทรงกลมด้านบนเท่านั้น

ทรงกลมกลาง ขยายไปถึงระดับความลึก 1,500 – 2,000 ม. น้ำของมันถูกสร้างขึ้นจากน้ำผิวดินในขณะที่มันจม ในเวลาเดียวกัน พวกมันจะถูกทำให้เย็นลงและบดอัด จากนั้นจึงผสมในแนวนอน โดยส่วนใหญ่จะใช้ส่วนประกอบแบบโซน การถ่ายเทมวลน้ำในแนวนอนมีอิทธิพลเหนือกว่า

ห้วงลึก ไม่ถึงด้านล่างประมาณ 1,000 ม. ทรงกลมนี้มีลักษณะเป็นเนื้อเดียวกัน มีความหนาประมาณ 2,000 เมตร และมีความเข้มข้นมากกว่า 50% ของน้ำทั้งหมดในมหาสมุทรโลก

ทรงกลมด้านล่าง ครอบครองชั้นต่ำสุดของมหาสมุทรและขยายออกไปเป็นระยะทางประมาณ 1,000 เมตรจากด้านล่าง น้ำในทรงกลมนี้ก่อตัวขึ้นในเขตหนาวในอาร์กติกและแอนตาร์กติก และเคลื่อนตัวผ่านพื้นที่กว้างใหญ่ไปตามแอ่งน้ำลึกและร่องลึก พวกเขารับรู้ความร้อนจากบาดาลของโลกและมีปฏิสัมพันธ์กับพื้นมหาสมุทร ดังนั้นเมื่อพวกเขาเคลื่อนไหว พวกมันจะเปลี่ยนแปลงไปอย่างมาก

มวลน้ำและแนวมหาสมุทรของทรงกลมตอนบนของมหาสมุทรมวลน้ำเป็นปริมาณน้ำที่ค่อนข้างมากซึ่งก่อตัวในพื้นที่หนึ่งของมหาสมุทรโลกและมีคุณสมบัติทางกายภาพ (อุณหภูมิแสง) เคมี (ก๊าซ) และทางชีวภาพ (แพลงก์ตอน) เกือบคงที่มาเป็นเวลานาน มวลน้ำเคลื่อนที่เป็นหน่วยเดียว มวลก้อนหนึ่งถูกแยกออกจากกันด้วยแนวมหาสมุทร

มวลน้ำประเภทต่อไปนี้มีความโดดเด่น:

1. มวลน้ำเส้นศูนย์สูตรถูกจำกัดด้วยแนวเส้นศูนย์สูตรและแนวย่อย โดดเด่นด้วยอุณหภูมิสูงสุดในมหาสมุทรเปิด, ความเค็มต่ำ (มากถึง 34-32 ‰), ความหนาแน่นน้อยที่สุด, เนื้อหาสูงออกซิเจนและฟอสเฟต

2. มวลน้ำเขตร้อนและกึ่งเขตร้อนถูกสร้างขึ้นในพื้นที่แอนติไซโคลนในชั้นบรรยากาศเขตร้อน และถูกจำกัดจากเขตอบอุ่นโดยแนวรบเขตร้อนทางตอนเหนือและทางใต้ และเขตกึ่งเขตร้อนโดยแนวเขตอบอุ่นทางเหนือและทางตอนใต้ตอนเหนือ มีลักษณะความเค็มสูง (สูงถึง 37 ‰ ขึ้นไป) ความโปร่งใสสูง และความขาดแคลนเกลือสารอาหารและแพลงก์ตอน ในทางนิเวศวิทยา มวลน้ำเขตร้อนถือเป็นทะเลทรายในมหาสมุทร

3. มวลน้ำปานกลางตั้งอยู่ในละติจูดพอสมควร และถูกจำกัดจากขั้วโลกโดยแนวอาร์กติกและแอนตาร์กติก มีลักษณะพิเศษคือมีความแปรปรวนอย่างมากในคุณสมบัติทั้งตามละติจูดทางภูมิศาสตร์และตามฤดูกาล มวลน้ำในเขตอบอุ่นมีลักษณะเฉพาะด้วยการแลกเปลี่ยนความร้อนและความชื้นอย่างเข้มข้นกับบรรยากาศ

4. มวลน้ำขั้วโลกอาร์กติกและแอนตาร์กติกมีลักษณะเด่นคืออุณหภูมิต่ำสุด ความหนาแน่นสูงสุด และมีปริมาณออกซิเจนสูง น่านน้ำแอนตาร์กติกจะจมลงสู่ก้นมหาสมุทรอย่างหนาแน่นและให้ออกซิเจนแก่มัน

กระแสน้ำในมหาสมุทร ตามการกระจายพลังงานแสงอาทิตย์แบบโซนบนพื้นผิวโลก ระบบการไหลเวียนที่คล้ายกันและเกี่ยวข้องกับพันธุกรรมถูกสร้างขึ้นทั้งในมหาสมุทรและในชั้นบรรยากาศ แนวคิดเก่าที่ว่ากระแสน้ำในมหาสมุทรเกิดจากลมเพียงอย่างเดียวไม่ได้รับการสนับสนุนจากการวิจัยทางวิทยาศาสตร์ล่าสุด การเคลื่อนที่ของทั้งมวลน้ำและอากาศถูกกำหนดโดยการแบ่งเขตร่วมกันในชั้นบรรยากาศและอุทกสเฟียร์: ความร้อนและความเย็นที่ไม่สม่ำเสมอของพื้นผิวโลก สิ่งนี้ทำให้เกิดกระแสน้ำขึ้นและสูญเสียมวลในบางพื้นที่ และกระแสน้ำลงและมวลเพิ่มขึ้น (อากาศหรือน้ำ) ในบางพื้นที่ แรงกระตุ้นการเคลื่อนไหวจึงเกิดขึ้น การถ่ายโอนมวล - การปรับตัวให้เข้ากับสนามแรงโน้มถ่วงความปรารถนาในการกระจายแบบสม่ำเสมอ

ระบบไหลเวียนโลหิตส่วนใหญ่มีอายุการใช้งานตลอดทั้งปี เฉพาะทางตอนเหนือของมหาสมุทรอินเดียเท่านั้นที่กระแสน้ำเปลี่ยนแปลงตามมรสุม

โดยรวมแล้วมีระบบหมุนเวียนขนาดใหญ่ 10 ระบบบนโลก:

1) ระบบแอตแลนติกเหนือ (อะซอเรส);

2) ระบบแปซิฟิกเหนือ (ฮาวาย);

3) ระบบแอตแลนติกใต้

4) ระบบแปซิฟิกใต้;

5) ระบบอินเดียใต้;

6) ระบบเส้นศูนย์สูตร;

7) ระบบแอตแลนติก (ไอซ์แลนด์);

8) ระบบแปซิฟิก (อลูเชียน);

9) ระบบมรสุมอินเดีย

10) ระบบแอนตาร์กติกและอาร์กติก

ระบบหมุนเวียนหลักสอดคล้องกับศูนย์กลางของบรรยากาศ ความเหมือนกันนี้เป็นลักษณะทางพันธุกรรม

กระแสน้ำบนพื้นผิวเบี่ยงเบนไปจากทิศทางลมเป็นมุมสูงถึง 45 0 ไปทางขวาในซีกโลกเหนือและไปทางซ้ายใน ซีกโลกใต้- ดังนั้นลมค้าขายจะพัดจากตะวันออกไปตะวันตก ในขณะที่ลมค้าขายพัดจากทิศตะวันออกเฉียงเหนือในซีกโลกเหนือและจากตะวันออกเฉียงใต้ในซีกโลกใต้ ชั้นบนสามารถตามลมได้

ในเปลือกทางภูมิศาสตร์ในฐานะระบบระดับที่สูงกว่ามหาสมุทรสเฟียร์ กระแสน้ำในมหาสมุทรไม่เพียงแต่ไหลของน้ำเท่านั้น แต่ยังรวมถึงแถบการถ่ายเทมวลอากาศ ทิศทางการแลกเปลี่ยนสสารและพลังงาน และเส้นทางการอพยพของสัตว์และพืช

ระบบกระแสน้ำในมหาสมุทรแอนติไซโคลนเขตร้อนเป็นระบบที่ใหญ่ที่สุด พวกมันขยายจากชายฝั่งมหาสมุทรหนึ่งไปอีกชายฝั่งหนึ่งเป็นระยะทาง 6-7,000 กม. ในมหาสมุทรแอตแลนติกและ 14-15,000 กม. ในมหาสมุทรแปซิฟิก และตามแนวเส้นลมปราณจากเส้นศูนย์สูตรถึงละติจูด 40° เป็นระยะทาง 4-5,000 กม. . กระแสน้ำที่สม่ำเสมอและรุนแรงโดยเฉพาะในซีกโลกเหนือส่วนใหญ่ปิดให้บริการ

เช่นเดียวกับแอนติไซโคลนในบรรยากาศเขตร้อน น้ำจะเคลื่อนที่ตามเข็มนาฬิกาในซีกโลกเหนือและทวนเข็มนาฬิกาในซีกโลกใต้ จากชายฝั่งตะวันออกของมหาสมุทร (ชายฝั่งตะวันตกของทวีป) น้ำผิวดินเกี่ยวข้องกับเส้นศูนย์สูตรโดยแทนที่มันขึ้นมาจากความลึก (ความแตกต่าง) และน้ำเย็นชดเชยมาจากละติจูดพอสมควร กระแสน้ำเย็นเกิดขึ้นดังนี้:

กระแสน้ำเย็นคานารี;

กระแสน้ำเย็นแคลิฟอร์เนีย;

กระแสน้ำเย็นเปรู

กระแสน้ำเย็นเบงเกวลา;

กระแสน้ำเย็นออสเตรเลียตะวันตก เป็นต้น

ความเร็วปัจจุบันค่อนข้างต่ำและมีค่าประมาณ 10 ซม./วินาที

ไอพ่นของกระแสน้ำชดเชยไหลเข้าสู่กระแสน้ำอุ่นลมค้าเหนือและใต้ (เส้นศูนย์สูตร) ความเร็วของกระแสน้ำเหล่านี้ค่อนข้างสูง: 25-50 ซม./วินาที บริเวณขอบเขตร้อน และสูงถึง 150-200 ซม./วินาที ใกล้เส้นศูนย์สูตร

เมื่อเข้าใกล้ชายฝั่งของทวีป กระแสลมค้าขายก็เบี่ยงเบนไปตามธรรมชาติ กระแสน้ำเสียขนาดใหญ่เกิดขึ้น:

กระแสบราซิล;

กระแสกิอานา;

แอนทิลเลียนปัจจุบัน;

กระแสน้ำออสเตรเลียตะวันออก;

กระแสน้ำมาดากัสการ์ ฯลฯ

ความเร็วของกระแสน้ำเหล่านี้อยู่ที่ประมาณ 75-100 ซม./วินาที

เนื่องจากผลการเบี่ยงของการหมุนของโลก ศูนย์กลางของระบบกระแสแอนติไซโคลนจึงเลื่อนไปทางทิศตะวันตกสัมพันธ์กับศูนย์กลางของแอนติไซโคลนในชั้นบรรยากาศ ดังนั้นการเคลื่อนย้ายมวลน้ำไปยังละติจูดเขตอบอุ่นจึงกระจุกตัวอยู่ในแถบแคบ ๆ นอกชายฝั่งตะวันตกของมหาสมุทร

กระแสน้ำกิอานาและแอนทิลลิสล้างแอนทิลลิสและน้ำส่วนใหญ่เข้าสู่อ่าวเม็กซิโก กระแสน้ำกัลฟ์สตรีมเริ่มต้นจากที่นี่ ส่วนแรกในช่องแคบฟลอริดาเรียกว่า ฟลอริดาปัจจุบันความลึกประมาณ 700 ม. ความกว้าง - 75 กม. ความหนา - 25 ล้าน ลบ.ม. /วินาที อุณหภูมิของน้ำที่นี่สูงถึง 26 0 C เมื่อถึงละติจูดกลาง มวลน้ำบางส่วนจะกลับสู่ระบบเดียวกันนอกชายฝั่งตะวันตกของทวีป และบางส่วนเกี่ยวข้องกับระบบพายุไซโคลนของเขตอบอุ่น

ระบบเส้นศูนย์สูตรแสดงโดยกระแสต้านกระแสศูนย์สูตร กระแสทวนเส้นศูนย์สูตรเกิดขึ้นเป็นการชดเชยระหว่างกระแสลมค้า

ระบบพายุไซโคลนของละติจูดเขตอบอุ่นจะแตกต่างกันในซีกโลกเหนือและซีกโลกใต้ และขึ้นอยู่กับตำแหน่งของทวีปต่างๆ ระบบพายุไซโคลนเหนือ – ไอซ์แลนด์และอะลูเชียน– กว้างขวางมาก: จากตะวันตกไปตะวันออกทอดยาว 5-6,000 กม. และจากเหนือลงใต้ประมาณ 2,000 กม. ระบบหมุนเวียนในมหาสมุทรแอตแลนติกเหนือเริ่มต้นด้วยกระแสน้ำแอตแลนติกเหนือที่อบอุ่น มักจะคงชื่อย่อไว้ กัลฟ์สตรีม- อย่างไรก็ตาม กระแสน้ำกัลฟ์สตรีมเองก็เป็นกระแสระบายน้ำ และยังคงดำเนินต่อไปได้ไม่ไกลไปกว่าธนาคารนิวฟันด์แลนด์ เริ่มตั้งแต่ 40 0 ​​​​N มวลน้ำถูกดึงดูดเข้าสู่การไหลเวียนของละติจูดพอสมควร และภายใต้อิทธิพลของการคมนาคมทางทิศตะวันตกและแรงคอริโอลิส มวลน้ำถูกส่งจากชายฝั่งอเมริกาไปยังยุโรป ต้องขอบคุณการแลกเปลี่ยนน้ำอย่างแอคทีฟกับมหาสมุทรอาร์กติก กระแสน้ำแอตแลนติกเหนือจึงแทรกซึมเข้าไปในละติจูดขั้วโลก ซึ่งกิจกรรมของพายุไซโคลนก่อตัวเป็นวงแหวนและกระแสน้ำหลายวง Irminger, นอร์เวย์, Spitsbergen, นอร์ธเคป.

กัลฟ์สตรีม ในแง่แคบมันคือกระแสน้ำที่ไหลออกจากอ่าวเม็กซิโกถึง 40 0 ​​​​N; ในแง่กว้างมันเป็นระบบกระแสน้ำในมหาสมุทรแอตแลนติกเหนือและทางตะวันตกของมหาสมุทรแอตแลนติกเหนือ มหาสมุทรอาร์กติก.

วงแหวนที่สองตั้งอยู่นอกชายฝั่งตะวันออกเฉียงเหนือของอเมริกาและมีกระแสน้ำด้วย กรีนแลนด์ตะวันออกและลาบราดอร์- พวกมันบรรทุกน้ำและน้ำแข็งอาร์กติกจำนวนมากลงสู่มหาสมุทรแอตแลนติก

การหมุนเวียนของมหาสมุทรแปซิฟิกเหนือนั้นคล้ายคลึงกับมหาสมุทรแอตแลนติกเหนือ แต่แตกต่างตรงที่มีการแลกเปลี่ยนน้ำกับมหาสมุทรอาร์กติกน้อยกว่า กระแสคาตาบาติก คุโรชิโอะเข้าไป แปซิฟิกเหนือมุ่งหน้าสู่อเมริกาตะวันตกเฉียงเหนือ บ่อยครั้งที่ระบบปัจจุบันนี้เรียกว่าคุโรชิโอะ

น้ำทะเลที่มีขนาดค่อนข้างเล็ก (36,000 กม. 3) แทรกซึมเข้าไปในมหาสมุทรอาร์กติก กระแสน้ำอะลูเชียน คัมชัตกา และโอยาชิโอะที่เกิดจากน้ำเย็นของมหาสมุทรแปซิฟิก โดยไม่เกี่ยวข้องกับมหาสมุทรอาร์กติก

ระบบเซอร์กัมโพลาร์แอนตาร์กติก มหาสมุทรใต้ตามความเป็นมหาสมุทรของซีกโลกใต้นั้นแสดงด้วยกระแสน้ำเดียว ลมตะวันตก- นี่คือกระแสน้ำที่ทรงพลังที่สุดในมหาสมุทรโลก มันปกคลุมโลกด้วยวงแหวนต่อเนื่องในแถบตั้งแต่ 35-40 ถึง 50-60 0 S. ละติจูด ความกว้างประมาณ 2,000 กม. ความหนา 185-215 กม.3/วินาที ความเร็ว 25-30 ซม./วินาที กระแสน้ำนี้กำหนดความเป็นอิสระของมหาสมุทรใต้ในวงกว้าง

กระแสลมตะวันตกไม่ได้ปิด กิ่งก้านแผ่ขยายออกไปและไหลเข้าไป เปรู, เบงเกวลา, กระแสน้ำออสเตรเลียตะวันตก,และจากทางใต้จากแอนตาร์กติกากระแสน้ำชายฝั่งแอนตาร์กติกไหลเข้ามา - จากทะเลเวดเดลล์และรอสส์

ระบบอาร์กติกครอบครองสถานที่พิเศษในการหมุนเวียนของน่านน้ำในมหาสมุทรโลกเนื่องจากการกำหนดค่าของมหาสมุทรอาร์กติก ตามพันธุกรรมแล้ว มันสอดคล้องกับแรงดันสูงสุดของอาร์กติกและค่าต่ำสุดของไอซ์แลนด์ กระแสหลักที่นี่คือ อาร์กติกตะวันตก- มันเคลื่อนน้ำและน้ำแข็งจากตะวันออกไปตะวันตกตลอดมหาสมุทรอาร์กติกไปยังช่องแคบนันเซน (ระหว่างสปิตสเบอร์เกนและกรีนแลนด์) จากนั้นมันก็ดำเนินต่อไป กรีนแลนด์ตะวันออกและลาบราดอร์- ทางทิศตะวันออกในทะเลชุคชี แยกออกจากกระแสน้ำอาร์กติกตะวันตก กระแสขั้วโลกโดยลอดขั้วโลกไปยังกรีนแลนด์และเข้าสู่ช่องแคบนันเซน

การไหลเวียนของน้ำในมหาสมุทรโลกนั้นไม่สมมาตรเมื่อเทียบกับเส้นศูนย์สูตร ความไม่สมมาตรของกระแสยังไม่ได้รับคำอธิบายทางวิทยาศาสตร์ที่เหมาะสม เหตุผลนี้อาจเป็นเพราะการขนส่ง Meridional ครอบงำทางตอนเหนือของเส้นศูนย์สูตร และการขนส่งแบบโซนในซีกโลกใต้ นอกจากนี้ยังอธิบายได้จากตำแหน่งและรูปร่างของทวีปด้วย

ในทะเลภายในประเทศ การไหลเวียนของน้ำจะเป็นแบบส่วนบุคคลเสมอ

54. น้ำบนบก. ประเภทของน้ำบนบก

การตกตะกอนของชั้นบรรยากาศหลังจากที่ตกบนพื้นผิวของทวีปและเกาะต่างๆ แล้ว จะถูกแบ่งออกเป็นสี่ส่วนที่ไม่เท่ากันและแปรผันได้ ส่วนแรกระเหยและถูกส่งต่อไปในทวีปโดยการไหลบ่าของชั้นบรรยากาศ ครั้งที่สองซึมลงไปในดินและลงสู่พื้นดินและคงอยู่ครู่หนึ่งในรูปของดินและน้ำใต้ดินไหลลงสู่แม่น้ำและทะเลในรูปแบบของการไหลบ่าของน้ำใต้ดิน ส่วนที่สามในลำธารและแม่น้ำไหลลงสู่ทะเลและมหาสมุทร ก่อให้เกิดน้ำไหลบ่าบนพื้นผิว ส่วนที่สี่กลายเป็นภูเขาหรือธารน้ำแข็งภาคพื้นทวีปซึ่งละลายและไหลลงสู่มหาสมุทร ดังนั้นการสะสมน้ำบนบกจึงมีสี่ประเภท: น้ำบาดาล, แม่น้ำ ทะเลสาบ และธารน้ำแข็ง

55.น้ำไหลจากแผ่นดิน ปริมาณที่แสดงถึงลักษณะการไหลบ่า ปัจจัยการไหลบ่า

การไหลของฝนและน้ำที่ละลายในลำธารเล็ก ๆ ลงมาตามเนินเขาเรียกว่า ระนาบ หรือ ความลาดชัน ท่อระบายน้ำ. กระแสน้ำที่ไหลบ่ามารวมตัวกันในลำธารและแม่น้ำก่อตัวขึ้น ช่อง, หรือ เชิงเส้น, เรียกว่า แม่น้ำ , ท่อระบายน้ำ - น้ำใต้ดินไหลลงสู่แม่น้ำในรูปแบบ พื้นหรือ ใต้ดินท่อระบายน้ำ.

แม่น้ำไหลเต็ม ร เกิดขึ้นจากพื้นผิว ส และใต้ดิน คุณ : ร = ส + คุณ - (ดูตารางที่ 1) การไหลของแม่น้ำรวม 38,800 กม. 3 การไหลบ่าบนพื้นผิว 26,900 กม. 3 การไหลบ่าใต้ดิน 11,900 กม. 3 การไหลบ่าของน้ำแข็ง (2,500-3,000 กม. 3) และน้ำใต้ดินไหลลงสู่ทะเลโดยตรงตามแนวชายฝั่งระยะทาง 2,000-4,000 กม. 3

ตารางที่ 1 - ความสมดุลของน้ำในพื้นที่ที่ไม่มีธารน้ำแข็งขั้วโลก

การไหลบ่าของพื้นผิว ขึ้นอยู่กับสภาพอากาศ มันไม่เสถียร ชั่วคราว บำรุงดินได้ไม่ดี และมักต้องการการควบคุม (บ่อ อ่างเก็บน้ำ)

ท่อระบายน้ำดิน เกิดขึ้นในดิน ในช่วงฤดูฝน ดินจะได้รับน้ำส่วนเกินบนพื้นผิวและในแม่น้ำ และในช่วงเดือนที่แห้ง น้ำใต้ดินจะหล่อเลี้ยงแม่น้ำ ช่วยให้มั่นใจได้ว่าน้ำในแม่น้ำจะไหลอย่างต่อเนื่องและระบบการจัดการน้ำในดินตามปกติ

ปริมาตรและอัตราส่วนรวมของน้ำที่ไหลออกจากพื้นผิวและใต้ดินแตกต่างกันไปตามโซนและภูมิภาค ในบางส่วนของทวีปมีแม่น้ำหลายสายและน้ำไหลเต็ม ความหนาแน่นของเครือข่ายแม่น้ำมีขนาดใหญ่ บางแห่งมีแม่น้ำเบาบาง แม่น้ำมีน้ำน้อยหรือแห้งไปหมด

ความหนาแน่นของเครือข่ายแม่น้ำและปริมาณน้ำในแม่น้ำที่สูงเป็นหน้าที่ของการไหลหรือความสมดุลของน้ำในดินแดน โดยทั่วไปปริมาณน้ำที่ไหลบ่าจะถูกกำหนดโดยสภาพทางกายภาพและทางภูมิศาสตร์ของพื้นที่ ซึ่งใช้วิธีทางอุทกวิทยาและภูมิศาสตร์ในการศึกษาน้ำบนดิน

ปริมาณที่แสดงถึงลักษณะการไหลบ่า การไหลบ่าของดินวัดจากปริมาณต่อไปนี้: ชั้นการไหลบ่า โมดูลการไหลบ่า ค่าสัมประสิทธิ์การไหลบ่า และปริมาณการไหลบ่า

การระบายน้ำแสดงให้เห็นชัดเจนที่สุด ชั้น ซึ่งวัดเป็นหน่วย มม. ตัวอย่างเช่น บนคาบสมุทร Kola ชั้นน้ำที่ไหลบ่าคือ 382 มม.

โมดูลท่อระบายน้ำ – ปริมาณน้ำเป็นลิตรที่ไหลตั้งแต่ 1 กม. 2 ต่อวินาที ตัวอย่างเช่น ในลุ่มน้ำ Neva โมดูลการไหลบ่าคือ 9 บนคาบสมุทร Kola – 8 และในภูมิภาคโวลก้าตอนล่าง – 1 ลิตร/กม. 2 x วินาที

ค่าสัมประสิทธิ์การไหลบ่า – แสดงเศษส่วน (%) ของการตกตะกอนในชั้นบรรยากาศที่ไหลลงสู่แม่น้ำ (ส่วนที่เหลือระเหย) ตัวอย่างเช่นบนคาบสมุทร Kola K = 60% ใน Kalmykia เพียง 2% สำหรับที่ดินทั้งหมด ค่าสัมประสิทธิ์การไหลบ่าระยะยาวเฉลี่ย (K) คือ 35% กล่าวอีกนัยหนึ่ง 35% ของปริมาณน้ำฝนต่อปีไหลลงสู่ทะเลและมหาสมุทร

ปริมาณน้ำที่ไหล วัดเป็นลูกบาศก์กิโลเมตร บนคาบสมุทรโคลา ปริมาณน้ำฝนทำให้เกิดน้ำ 92.6 กม. 3 ต่อปี และไหลลงมา 55.2 กม. 3

น้ำที่ไหลบ่าขึ้นอยู่กับสภาพอากาศ ธรรมชาติของดินปกคลุม ภูมิประเทศ พืชพรรณ สภาพอากาศ การมีทะเลสาบ และปัจจัยอื่นๆ

การพึ่งพาน้ำท่าขึ้นอยู่กับสภาพอากาศ บทบาทของสภาพภูมิอากาศในระบบอุทกวิทยาของที่ดินนั้นมีมหาศาล ยิ่งปริมาณน้ำฝนและการระเหยน้อยลง ปริมาณน้ำที่ไหลบ่าก็จะมากขึ้น และในทางกลับกัน เมื่อการทำความชื้นมากกว่า 100% น้ำที่ไหลออกมาจะเป็นไปตามปริมาณฝนโดยไม่คำนึงถึงปริมาณการระเหย เมื่อความชื้นน้อยกว่า 100% น้ำที่ไหลบ่าจะลดลงหลังจากการระเหย

อย่างไรก็ตาม ไม่ควรประเมินบทบาทของสภาพภูมิอากาศมากเกินไปจนส่งผลกระทบต่ออิทธิพลของปัจจัยอื่นๆ หากเรารับรู้ว่าปัจจัยทางภูมิอากาศเป็นสิ่งที่ชี้ขาดและปัจจัยที่เหลือไม่มีนัยสำคัญ เราจะสูญเสียโอกาสในการควบคุมการไหลบ่า

การพึ่งพาน้ำไหลบ่าบนหน้าดิน ดินและพื้นดินดูดซับและสะสม (สะสม) ความชื้น ดินปกคลุมจะเปลี่ยนการตกตะกอนในชั้นบรรยากาศให้เป็นองค์ประกอบของระบอบการปกครองของน้ำและทำหน้าที่เป็นสื่อกลางในการก่อตัวของแม่น้ำ หากคุณสมบัติการแทรกซึมและความสามารถในการซึมผ่านของน้ำของดินต่ำก็แสดงว่ามีน้ำเพียงเล็กน้อยและจะใช้จ่ายมากขึ้นกับการระเหยและการไหลบ่าของพื้นผิว ดินที่ปลูกอย่างดีในชั้นเมตรสามารถกักเก็บฝนได้มากถึง 200 มม. แล้วค่อย ๆ ปล่อยลงสู่ต้นไม้และแม่น้ำ

การพึ่งพาน้ำท่าจากการบรรเทาทุกข์ จำเป็นต้องแยกแยะระหว่างความหมายของมาโคร- เมโส- และไมโครรีลีฟสำหรับน้ำที่ไหลบ่า

จากที่ราบสูงเล็กน้อยแล้วกระแสน้ำจะมากกว่าที่ราบที่อยู่ติดกัน ดังนั้น บนพื้นที่สูงวัลได โมดูลการไหลบ่าคือ 12 แต่บนที่ราบใกล้เคียงจะมีความเร็วเพียง 6 เมตร/กิโลเมตร 2/วินาที ยิ่งไหลบ่าบนภูเขามากขึ้น บนเนินทางตอนเหนือของเทือกเขาคอเคซัสสูงถึง 50 และทางตะวันตกของ Transcaucasia - 75 ลิตร/กม. 2 /วินาที หากไม่มีการไหลของน้ำบนที่ราบทะเลทรายของเอเชียกลาง จากนั้นใน Pamir-Alai และ Tien Shan จะมีความเร็วถึง 25 และ 50 ลิตร/กม. 2 /วินาที โดยทั่วไปแล้วระบอบอุทกวิทยาและความสมดุลของน้ำในประเทศภูเขาแตกต่างจากที่ราบ

ในที่ราบผลกระทบของ meso- และ microrelief ต่อน้ำไหลบ่าจะปรากฏขึ้น พวกเขากระจายน้ำที่ไหลบ่าและมีอิทธิพลต่ออัตราของมัน ในพื้นที่ราบของที่ราบการไหลช้าดินมีความชื้นอิ่มตัวและอาจมีน้ำขังได้ บนทางลาด การไหลในระนาบจะกลายเป็นเส้นตรง มีหุบเหวและหุบเขาแม่น้ำ ในทางกลับกันเร่งการไหลบ่าและระบายน้ำในพื้นที่

หุบเขาและความหดหู่อื่น ๆ ในการบรรเทาทุกข์ที่น้ำสะสมเพื่อส่งน้ำให้กับดิน สิ่งนี้มีความสำคัญอย่างยิ่งในพื้นที่ที่มีความชื้นไม่เพียงพอ ซึ่งดินไม่เปียกน้ำและน้ำใต้ดินจะเกิดขึ้นก็ต่อเมื่อได้รับอาหารจากหุบเขาแม่น้ำเท่านั้น

ผลกระทบของพืชพรรณต่อน้ำท่า พืชเพิ่มการระเหย (การคายน้ำ) และทำให้พื้นที่แห้ง ในเวลาเดียวกันพวกเขาลดความร้อนของดินและลดการระเหยของมันลง 50-70% ขยะป่ามีความชื้นสูงและสามารถซึมผ่านของน้ำได้มากขึ้น มันเพิ่มการแทรกซึมของการตกตะกอนลงสู่ดินและด้วยเหตุนี้จึงควบคุมการไหลบ่า พืชพรรณส่งเสริมการสะสมของหิมะและชะลอการละลาย น้ำจึงซึมลงสู่พื้นดินมากกว่าจากพื้นผิว ในทางกลับกัน ฝนบางส่วนจะถูกใบไม้กักไว้และระเหยออกไปก่อนที่จะถึงดิน พืชคลุมดินป้องกันการกัดเซาะ ชะลอการไหลบ่า และถ่ายเทจากพื้นผิวสู่ใต้ดิน พืชพรรณรักษาความชื้นในอากาศและเพิ่มการไหลเวียนของความชื้นในทวีปและเพิ่มปริมาณน้ำฝน ส่งผลต่อการไหลเวียนของความชื้นโดยการเปลี่ยนดินและคุณสมบัติการรับน้ำ

อิทธิพลของพืชพรรณแตกต่างกันไปตามโซนต่างๆ V.V. Dokuchaev (1892) เชื่อว่าป่าบริภาษเป็นหน่วยงานกำกับดูแลด้านน้ำของเขตบริภาษที่เชื่อถือได้และซื่อสัตย์ ในเขตไทกา ป่าจะระบายพื้นที่ผ่านการระเหยมากกว่าในทุ่งนา ในที่ราบกว้างใหญ่ แนวป่ามีส่วนช่วยในการสะสมความชื้นโดยคงหิมะไว้ และลดการไหลบ่าและการระเหยออกจากดิน

อิทธิพลของน้ำไหลบ่าในบริเวณที่มีความชื้นมากเกินไปและไม่เพียงพอจะแตกต่างกัน ในเขตป่าไม้พวกเขาจะเป็นผู้ควบคุมการไหล ในป่าบริภาษและสเตปป์อิทธิพลของพวกมันเป็นลบพวกมันดูดซับพื้นผิวและน้ำใต้ดินและระเหยไปสู่ชั้นบรรยากาศ

เปลือกโลกผุกร่อนและไหลบ่า ทรายและกรวดสะสมน้ำ พวกเขามักจะกรองกระแสน้ำจากสถานที่ห่างไกล เช่น ในทะเลทรายจากภูเขา บนหินผลึกขนาดใหญ่ น้ำผิวดินทั้งหมดจะระบายออกไป บนโล่น้ำใต้ดินจะไหลเวียนเฉพาะในรอยแตกเท่านั้น

ความสำคัญของทะเลสาบในการควบคุมน้ำท่า หนึ่งในตัวควบคุมการไหลที่ทรงพลังที่สุดคือทะเลสาบที่มีน้ำไหลขนาดใหญ่ ระบบแม่น้ำทะเลสาบขนาดใหญ่ เช่น เนวาหรือเซนต์ลอว์เรนซ์ มีการไหลของน้ำที่มีการควบคุมอย่างมาก และสิ่งนี้แตกต่างอย่างมากจากระบบแม่น้ำอื่นๆ ทั้งหมด

ความซับซ้อนของปัจจัยทางกายภาพและทางภูมิศาสตร์ของการไหลบ่า ปัจจัยทั้งหมดที่กล่าวมาข้างต้นทำงานร่วมกัน มีอิทธิพลต่อกันในระบบบูรณาการของขอบเขตทางภูมิศาสตร์ ปริมาณความชื้นรวมของดินแดน - นี่เป็นชื่อที่ตั้งให้กับส่วนหนึ่งของการตกตะกอนของชั้นบรรยากาศ ซึ่งลบด้วยการไหลบ่าของพื้นผิวที่ไหลอย่างรวดเร็ว แล้วซึมเข้าสู่ดินและสะสมอยู่ในดินและดิน จากนั้นจึงถูกกลืนหายไปอย่างช้าๆ แน่นอนว่าความชื้นรวมมีความสำคัญทางชีวภาพ (การเจริญเติบโตของพืช) และการเกษตร (เกษตรกรรม) มากที่สุด นี่เป็นส่วนที่สำคัญที่สุดของความสมดุลของน้ำ

เหตุผลที่รบกวนความสมดุล: กระแสน้ำขึ้นและไหล การเปลี่ยนแปลงของความกดอากาศ ลม ชายฝั่ง การไหลของน้ำจากพื้นดิน

มหาสมุทรโลกเป็นระบบในการติดต่อสื่อสารของเรือ แต่ระดับของพวกมันไม่เสมอไปและไม่เหมือนกันทุกที่: ที่ละติจูดหนึ่งจะสูงกว่าใกล้ชายฝั่งตะวันตก บนเส้นเมริเดียนหนึ่งขึ้นจากใต้สู่เหนือ

ระบบไหลเวียน การถ่ายโอนมวลน้ำในแนวนอนและแนวตั้งจะดำเนินการในรูปแบบของระบบกระแสน้ำวน กระแสน้ำวนแบบไซโคลน - มวลน้ำเคลื่อนที่ทวนเข็มนาฬิกาและเพิ่มขึ้น Anticyclonic eddies - มวลน้ำเคลื่อนที่ตามเข็มนาฬิกาและลงมา การเคลื่อนไหวทั้งสองเกิดขึ้นจากการรบกวนด้านหน้าของไฮโดรสเฟียร์ในชั้นบรรยากาศ

การบรรจบกันและการลู่ออก การบรรจบกันคือการบรรจบกันของมวลน้ำ ระดับมหาสมุทรกำลังเพิ่มสูงขึ้น ความดันและความหนาแน่นของน้ำเพิ่มขึ้นและจมลง ความแตกต่างคือความแตกต่างของมวลน้ำ ระดับน้ำทะเลกำลังลดลง น้ำลึกขึ้น. http://www. ยูทูป คอม/ดู? วี=ดีซี. MYk. ก 2 เจ กิโลวัตต์

การแบ่งชั้นในแนวตั้ง ทรงกลมด้านบน (200 -300 ม.) A) ชั้นบน (หลายไมโครเมตร) B) ชั้นเอฟเฟกต์ลม (10 -40 ม.) C) ชั้นกระโดดอุณหภูมิ (50 -100 ม.) D) ชั้นการเจาะการไหลเวียนตามฤดูกาลและความแปรปรวนของอุณหภูมิ กระแสน้ำในมหาสมุทรจับเฉพาะมวลน้ำของทรงกลมด้านบน

ทรงกลมลึกไม่ถึงด้านล่างที่ 1,000 ม.

โครงสร้างของมหาสมุทรโลกคือโครงสร้าง - การแบ่งชั้นน้ำในแนวตั้ง, การแบ่งเขตแนวนอน (ทางภูมิศาสตร์), ธรรมชาติของมวลน้ำและแนวมหาสมุทร

การแบ่งชั้นในแนวตั้งของมหาสมุทรโลก

ในส่วนแนวตั้ง แท่งน้ำจะแบ่งออกเป็นชั้นใหญ่ๆ คล้ายกับชั้นบรรยากาศ พวกมันถูกเรียกว่าทรงกลม ทรงกลม (ชั้น) สี่อันต่อไปนี้มีความโดดเด่น:

ทรงกลมด้านบนเกิดขึ้นจากการแลกเปลี่ยนพลังงานและสสารโดยตรงกับโทรโพสเฟียร์ในรูปแบบของระบบจุลภาค ครอบคลุมชั้นความหนา 200-300 ม. ทรงกลมด้านบนนี้มีลักษณะพิเศษคือการผสมอย่างเข้มข้น แสงทะลุผ่าน และการเปลี่ยนแปลงของอุณหภูมิอย่างมีนัยสำคัญ

ทรงกลมด้านบนแบ่งออกเป็นชั้นบางส่วนดังต่อไปนี้:

• ก) ชั้นบนสุดหนาหลายสิบเซนติเมตร
• b) ชั้นรับลมลึก 10-40 ซม. เขามีส่วนร่วมในความตื่นเต้นตอบสนองต่อสภาพอากาศ
• c) ชั้นของการกระโดดของอุณหภูมิซึ่งลดลงอย่างรวดเร็วจากชั้นที่ให้ความร้อนด้านบนไปยังชั้นล่างโดยไม่ได้รับผลกระทบจากการรบกวนและไม่ได้รับความร้อน
• d) ชั้นของการแทรกซึมของการไหลเวียนตามฤดูกาลและความแปรปรวนของอุณหภูมิ

กระแสน้ำในมหาสมุทรมักจับมวลน้ำเฉพาะในทรงกลมด้านบนเท่านั้น

ทรงกลมกลางขยายไปถึงระดับความลึก 1,500 - 2,000 ม. น้ำของมันถูกสร้างขึ้นจากน้ำผิวดินในขณะที่มันจม ในเวลาเดียวกัน พวกมันจะถูกทำให้เย็นลงและบดอัด จากนั้นจึงผสมในแนวนอน โดยส่วนใหญ่จะใช้ส่วนประกอบแบบโซน การถ่ายเทมวลน้ำในแนวนอนมีอิทธิพลเหนือกว่า

ทรงกลมลึกลงไปไม่ถึงด้านล่างประมาณ 1,000 เมตร ทรงกลมนี้มีลักษณะเป็นเนื้อเดียวกัน มีความหนาประมาณ 2,000 เมตร และมีความเข้มข้นมากกว่า 50% ของน้ำทั้งหมดในมหาสมุทรโลก

ทรงกลมด้านล่างครอบครองชั้นต่ำสุดของมหาสมุทรและขยายออกไปเป็นระยะทางประมาณ 1,000 เมตรจากด้านล่าง น้ำในทรงกลมนี้ก่อตัวขึ้นในเขตหนาวในอาร์กติกและแอนตาร์กติก และเคลื่อนตัวผ่านพื้นที่กว้างใหญ่ไปตามแอ่งน้ำลึกและร่องลึก พวกเขารับรู้ความร้อนจากบาดาลของโลกและมีปฏิสัมพันธ์กับพื้นมหาสมุทร ดังนั้นเมื่อพวกเขาเคลื่อนไหว พวกมันจะเปลี่ยนแปลงไปอย่างมาก

9.10 มวลน้ำและแนวมหาสมุทรของทรงกลมตอนบนของมหาสมุทร

มวลน้ำเป็นปริมาณน้ำที่ค่อนข้างมากซึ่งก่อตัวในพื้นที่หนึ่งของมหาสมุทรโลกและมีคุณสมบัติทางกายภาพ (อุณหภูมิแสง) เคมี (ก๊าซ) และทางชีวภาพ (แพลงก์ตอน) เกือบคงที่มาเป็นเวลานาน มวลน้ำเคลื่อนที่เป็นหน่วยเดียว มวลก้อนหนึ่งถูกแยกออกจากกันด้วยแนวมหาสมุทร

มวลน้ำประเภทต่อไปนี้มีความโดดเด่น:

• 1. มวลน้ำในเส้นศูนย์สูตรถูกจำกัดโดยแนวเส้นศูนย์สูตรและแนวใต้เส้นศูนย์สูตร โดดเด่นด้วยอุณหภูมิสูงสุดในมหาสมุทรเปิด ความเค็มต่ำ (สูงถึง 34-32‰) ความหนาแน่นขั้นต่ำ ปริมาณออกซิเจนและฟอสเฟตสูง
• 2. มวลน้ำในเขตร้อนและกึ่งเขตร้อนถูกสร้างขึ้นในพื้นที่ของแอนติไซโคลนในชั้นบรรยากาศเขตร้อน และถูกจำกัดจากเขตอบอุ่นโดยแนวรบเขตร้อนทางตอนเหนือและทางใต้ และเขตกึ่งเขตร้อนโดยแนวเขตอบอุ่นทางเหนือและทางตอนเหนือทางใต้ มีลักษณะเฉพาะคือมีความเค็มสูง (สูงถึง 37‰ ขึ้นไป) และความโปร่งใสสูง ขาดเกลือและแพลงก์ตอนที่มีคุณค่าทางโภชนาการ ในทางนิเวศวิทยา มวลน้ำเขตร้อนถือเป็นทะเลทรายในมหาสมุทร
• 3. มวลน้ำในเขตอบอุ่นตั้งอยู่ในละติจูดพอสมควร และถูกจำกัดจากขั้วโลกโดยแนวอาร์กติกและแอนตาร์กติก มีลักษณะพิเศษคือมีความแปรปรวนอย่างมากในคุณสมบัติทั้งตามละติจูดทางภูมิศาสตร์และตามฤดูกาล มวลน้ำในเขตอบอุ่นมีลักษณะเฉพาะด้วยการแลกเปลี่ยนความร้อนและความชื้นอย่างเข้มข้นกับบรรยากาศ
• 4. มวลน้ำขั้วโลกของอาร์กติกและแอนตาร์กติกมีลักษณะเฉพาะคืออุณหภูมิต่ำสุด ความหนาแน่นสูงสุด และมีปริมาณออกซิเจนสูง น่านน้ำแอนตาร์กติกจะจมลงสู่ก้นมหาสมุทรอย่างหนาแน่นและให้ออกซิเจนแก่มัน

การเปลี่ยนแปลงเชิงพื้นที่ในลักษณะไฮโดรเคมีของน้ำซึ่งติดตามไปในทิศทางแนวนอนและแนวตั้งมีความสัมพันธ์อย่างใกล้ชิดกับการไหลเวียนและโครงสร้างทางอุทกวิทยาของน้ำในมหาสมุทรโลก ความเชื่อมโยงนี้แสดงให้เห็นความจริงที่ว่าน้ำผิวดิน น้ำกลาง และน้ำลึก แม้จะมีลักษณะทางอุทกวิทยาที่แตกต่างกัน แต่ก็มีความแตกต่างกัน (และบางครั้งก็ค่อนข้างรุนแรง) ในเรื่องเนื้อหาของสารอาหารและองค์ประกอบอื่น ๆ ระบอบออกซิเจน ค่า pH ความเป็นด่าง และตัวชี้วัดทางอุทกเคมีอื่น ๆ การใช้ข้อมูลไฮโดรเคมีในการวิเคราะห์แหล่งกำเนิดและการกระจายตัว ประเภทต่างๆดังที่ทราบกันดีว่าน้ำมีการใช้กันอย่างแพร่หลายในการวิจัยทางสมุทรศาสตร์

ปัจจัยที่กำหนดการก่อตัวของโครงสร้างอุทกวิทยาของมหาสมุทรขึ้นอยู่กับเขตภูมิอากาศละติจูดการไหลเวียนของน้ำโดยทั่วไปและลักษณะของการกระจายตัวของน้ำในแนวดิ่งในขณะเดียวกันก็เป็นปัจจัยภายใต้อิทธิพลของโครงสร้างไฮโดรเคมีของ มหาสมุทรถูกสร้างขึ้น ในขณะเดียวกันก็ต้องคำนึงว่าในการก่อตัวของโครงสร้างไฮโดรเคมี คุ้มค่ามากเป็นของกระบวนการทางชีววิทยา (เช่นการพัฒนาแพลงก์ตอนพืช) ผลกระทบโดยเฉพาะอย่างยิ่งในชั้นผิว ทำให้การพึ่งพาคุณลักษณะทางอุทกวิทยาทั่วไปมีความซับซ้อนยิ่งขึ้น

ในโครงสร้างไฮโดรเคมีแนวตั้งของน้ำทะเลมักจะมีอยู่ในแผนกอุทกวิทยา สามโซน (หรือชั้น): ผิวเผิน กลาง และลึก โครงสร้างไฮโดรเคมีแนวตั้งสามชั้นเกิดจากการเปลี่ยนแปลงที่สำคัญในลักษณะไฮโดรเคมีทั้งหมดในแนวตั้งและทิศทางเดียวในแต่ละโซน โดยทั่วไปแล้ว ทั้งสามโซนสามารถกำหนดลักษณะได้:

1. ชั้นพื้นผิว- ภายในขอบเขตของมันมีโซนสังเคราะห์แสงและการก่อตัวของอินทรียวัตถุและกระบวนการแร่ที่รุนแรงที่สุดเกิดขึ้น มีความโดดเด่นด้วยความเข้มข้นของสารอาหารต่ำและแปรผัน บางครั้ง CO 2 ละลาย ปริมาณออกซิเจนสูง และค่า pH สูงสุด บทบาทของชั้นผิวในการก่อตัวของลักษณะไฮโดรเคมีของน้ำ ส่งผลให้โครงสร้างไฮโดรเคมีมีขนาดใหญ่มาก นี่คือที่วางรากฐานของพลังน้ำ องค์ประกอบทางเคมีซึ่งการเปลี่ยนแปลงในระหว่างกระบวนการหมุนเวียน การผสม การขึ้นและลงของน้ำ กระบวนการทางชีวเคมี เป็นตัวกำหนดตัวชี้วัดทางไฮโดรเคมีทั่วไปของน้ำที่มีต้นกำเนิดต่างกัน

2. ชั้นกลางในทางตรงกันข้าม ความเข้มข้นของสารอาหารและ CO 2 ที่ละลายน้ำเพิ่มขึ้น ปริมาณออกซิเจนลดลงเหลือน้อยที่สุด และค่า pH ลดลง ชั้นกลางมีความสำคัญเนื่องจากมีการเคลื่อนที่ของน้ำบางประเภท ซึ่งนำไปสู่การกระจายคุณสมบัติทางไฮโดรเคมีของน้ำทะเล การถ่ายโอนสารอาหาร ออกซิเจน และส่วนประกอบอื่น ๆ ขององค์ประกอบทางเคมี น้ำในชั้นกลางมีส่วนทำให้เกิดการแลกเปลี่ยนสสารในมหาสมุทร

3. ชั้นลึก- การเปลี่ยนแปลงคุณสมบัติทางไฮโดรเคมีทั้งหมดค่อนข้างน้อย ความเข้มข้นของออกซิเจนละลายน้ำเพิ่มขึ้นเล็กน้อย ปริมาณสารอาหารเปลี่ยนแปลงไปในลักษณะต่างๆ - ไนโตรเจนและฟอสฟอรัสลดลงเล็กน้อยหรือไม่เปลี่ยนแปลง และซิลิคอนเพิ่มขึ้น ค่า pH เพิ่มขึ้น

โครงสร้างไฮโดรเคมีแนวตั้งในขณะที่ยังคงรักษาพื้นฐานอยู่นั้นแสดงออกมาแตกต่างออกไป โซนละติจูด มหาสมุทรแต่ละแห่ง ในทุกโซน จะสังเกตการเปลี่ยนแปลงของเนื้อหาเชิงปริมาณและการกระจายตัวของออกซิเจนและสารอาหารในแนวตั้ง

1. บี เขตกึ่งอาร์กติกความแตกต่างทางอุทกเคมีระหว่างชั้นมีการแสดงออกได้ไม่ดีนัก มีปริมาณออกซิเจนที่ละลายในน้ำสูงมากและมีองค์ประกอบทางชีวภาพขั้นต่ำ น้ำของโซนนี้ซึ่งเจาะลงไปทางใต้ที่ระดับความลึกทำให้ชั้นกลางและลึกของโซนอื่น ๆ อุดมสมบูรณ์ด้วยออกซิเจน

2. บี เขตกึ่งเขตร้อนทางตอนเหนือการกระจายตัวชี้วัดทางอุทกวิทยา รวมถึงออกซิเจนละลายน้ำและซิลิคอนข้ามชั้นต่างๆ มีความชัดเจนมากขึ้น

3. ในน้ำ เขตร้อนและเส้นศูนย์สูตรสังเกตขอบเขตระหว่างชั้นที่คมชัดยิ่งขึ้น การกระจายตัวของออกซิเจนที่ละลายในชั้นผิวจะซับซ้อนมากขึ้น และชั้นของออกซิเจนขั้นต่ำจะแตกต่างอย่างชัดเจน ในชั้นกลางเนื้อหาของซิลิคอนและฟอสฟอรัสจะเพิ่มขึ้นอย่างเห็นได้ชัด

ตามที่ระบุไว้แล้วความซับซ้อนของโครงสร้างไฮโดรเคมีของน้ำมีความเกี่ยวข้องกับการกระตุ้นกระบวนการทางชีวภาพและชีวเคมีในชั้นผิวและการซึมผ่านของมวลน้ำที่มีคุณสมบัติต่างกันในชั้นกลาง

ลักษณะเฉพาะของภูมิภาคของโครงสร้างไฮโดรเคมีแนวตั้งของน้ำ

ใน มหาสมุทรแอตแลนติก ปัจจัยต่อไปนี้กำลังเกิดขึ้น:

ก) อิทธิพลของการเพิ่มขึ้นของน้ำ (การขึ้นของน้ำ) ต่อการกระจายตัวของสารอาหารและออกซิเจนในชั้นผิวใกล้กับแอฟริกาตะวันตกเฉียงเหนือและแอฟริกาตะวันตกเฉียงใต้

b) การบุกรุกของน้ำกึ่งอาร์กติกและใต้แอนตาร์กติกที่อยู่ตรงกลาง ซึ่งสร้างชั้นออกซิเจนละลายต่ำสุดและสูงสุดเพิ่มเติมที่ระดับความลึกต่างๆ ในละติจูดเขตร้อน

c) ความเข้มข้นของซิลิคอนที่ลดลงในชั้นกลางนั้นสัมพันธ์กับการซึมผ่านของน้ำ subarctic และทะเลเมดิเตอร์เรเนียนที่ไม่มีซิลิคอน

d) น้ำในชั้นลึก มหาสมุทรแอตแลนติกอุดมไปด้วยสารอาหารน้อยกว่าในมหาสมุทรอื่นๆ เนื่องจากการแลกเปลี่ยนแนวนอนและแนวตั้งที่รุนแรงช่วยให้ความเข้มข้นของพวกมันเท่ากัน

ใน มหาสมุทรอินเดีย โครงสร้างไฮโดรเคมีของน้ำมีความแตกต่างกันหลายประการจากโครงสร้างของน้ำในมหาสมุทรแอตแลนติก สิ่งนี้เห็นได้ชัดเจนที่สุดในละติจูดเส้นศูนย์สูตร เขตร้อน และกึ่งเขตร้อน

ก) ในมหาสมุทรอินเดียตอนใต้ สามารถติดตามความแตกต่างเชิงปริมาณในความเข้มข้นของสารอาหารได้เพียงบางส่วนเท่านั้น

ข) ในภูมิภาคมรสุมของมหาสมุทรอินเดีย ชั้นผิวถูกกำหนดไว้อย่างชัดเจนมาก มีการสังเกตปริมาณฟอสฟอรัสที่เพิ่มขึ้นอย่างรวดเร็วซึ่งส่วนใหญ่เป็นตัวกำหนดผลผลิตสูงภายในระยะ 50-100 ม. การเปลี่ยนแปลงจากฤดูร้อนที่ทรงพลังกว่าไปจนถึงมรสุมฤดูหนาวทำให้ปริมาณฟอสฟอรัสในเขตสังเคราะห์แสงลดลง การเปลี่ยนแปลงความเข้มข้นของออกซิเจนละลายน้ำและสารอาหารสามารถติดตามได้เกือบ 3,000 เมตร (บางครั้งก็อาจมากกว่านั้น) ซึ่งเป็นตัวกำหนดขอบเขตล่างของชั้นกลาง คุณลักษณะอีกประการหนึ่งของมหาสมุทรอินเดียก็คือน้ำในชั้นกลางนั้นอุดมไปด้วยซิลิคอนทั้งในละติจูดเหนือและใต้

ใน มหาสมุทรแปซิฟิก คุณสมบัติโซนหลักของโครงสร้างไฮโดรเคมีได้รับการบำรุงรักษาในภูมิภาคส่วนใหญ่

ก) การเบี่ยงเบนที่สำคัญที่สุดพบได้ในส่วนตะวันออกของมหาสมุทร พวกมันเกี่ยวข้องกับการแทรกซึมของน่านน้ำที่เย็นกว่าภายใต้อิทธิพลของกระแสน้ำเขตแดนตะวันออกสู่ละติจูดกึ่งเขตร้อนและเขตร้อน โดยมีกระบวนการขึ้นของชายฝั่งซึ่งนำไปสู่ปริมาณสารอาหารที่เพิ่มขึ้น และผลที่ตามมาคือการก่อตัวของพื้นที่ที่มีประสิทธิผลมาก ที่นี่ในพื้นผิวและบางส่วนในชั้นกลาง การไล่ระดับสีของคุณลักษณะทางไฮโดรเคมีจะเพิ่มขึ้น ทางด้านตะวันออกของเขตเส้นศูนย์สูตร ระบบกระแสน้ำใต้ผิวดินที่เพิ่มขึ้นจนถึงระดับความลึกที่ค่อนข้างตื้น และเพิ่มการแยกความหนาแน่นของน้ำ ทำให้เกิดความแตกต่างที่เห็นได้ชัดเจนในระบบออกซิเจนของสารอาหารที่อยู่ภายในชั้น 50 เมตรด้านบน การซึมผ่านของน้ำที่มีต้นกำเนิดต่างๆ เข้ามาในบริเวณนี้ รวมถึงน้ำที่ขึ้นมาจากระดับความลึก ทำให้เกิดสารอาหารในปริมาณสูง โดยเฉพาะฟอสฟอรัส ซึ่งมีความเข้มข้นที่ระดับความลึก 100 เมตร อาจเกิน 2 µg-at/l น้ำที่เพิ่มขึ้นยังสัมพันธ์กับความหนาของชั้นผิวไปทางฝั่งที่ลดลงเหลือ 75-100 ม. ที่ระยะห่างจากฝั่งอาจเกิน 150 ม.

b) เขตใต้แอนตาร์กติกถูกจำกัดด้วยตำแหน่งของเขตกึ่งเขตร้อนและเขตเส้นศูนย์สูตร การทรุดตัวของน้ำในเขตบรรจบกันทำให้เกิดความแตกต่างบางประการในการกระจายตัวของความหนาแน่นและลักษณะทางไฮโดรเคมีในภาคเหนือและภาคใต้ ทางตอนเหนือการทรุดตัวนี้ทะลุความลึก 400-700 ม. ทางทิศใต้ - มากกว่า 1,000-1200 ม.

c) สามารถแยกแยะความแตกต่างระหว่างโซนย่อยแอนตาร์กติกและแอนตาร์กติกได้ หากในเขตใต้แอนตาร์กติกชั้นกลางของโครงสร้างไฮโดรเคมีแสดงออกมาค่อนข้างชัดเจนและมีลักษณะเฉพาะบางทีด้วยความแปรปรวนของความเข้มข้นของออกซิเจนที่ละลายและสารอาหารมากกว่าพื้นผิวดังนั้นในเขตแอนตาร์กติกชั้นกลางจะแตกต่าง การเปลี่ยนแปลงความเข้มข้นเล็กน้อยมากและแทบไม่ต่างจากความเข้มข้นที่ลึก

อย่างไรก็ตาม การแบ่งเขตละติจูดของโครงสร้างไฮโดรเคมีของมหาสมุทรโลกไม่ได้แยกความแตกต่างที่มีนัยสำคัญในการกระจายตัวของคุณลักษณะทางไฮโดรเคมีระหว่างบริเวณส่วนกลางและส่วนปลายของมหาสมุทร ซึ่งสะท้อนให้เห็น การแบ่งเขตรอบทวีป - ความแตกต่างเหล่านี้เด่นชัดที่สุดในชั้นผิวและส่งผลต่อทั้งค่าสัมบูรณ์ของลักษณะทางไฮโดรเคมีและความแปรปรวนทางเวลา

ความแปรปรวนรายวันลักษณะทางอุทกเคมีซึ่งได้รับอิทธิพล กระบวนการทางชีวภาพครอบคลุมชั้นผิวของการสังเคราะห์ด้วยแสง ในพื้นที่ที่ไม่มีประสิทธิผล ปริมาณออกซิเจนและสารอาหารสามารถเปลี่ยนแปลงได้ตามลำดับความสำคัญ ผลกระทบของการเปลี่ยนแปลงระดับสรุป (การผ่านของพายุไซโคลนและแอนติไซโคลน) อยู่ที่ประมาณ 20% ของคุณลักษณะทางไฮโดรเคมีที่วัดได้

ความแปรปรวนตามฤดูกาล สามารถตรวจสอบได้ไม่เฉพาะทั่วทั้งชั้นผิวเท่านั้น แต่ยังรวมถึงส่วนบน (และบางครั้งก็ลึกกว่านั้น) ของชั้นกลางด้วย เด่นชัดที่สุดในเขตที่มีการพาความร้อนแบบผสมผสาน (น้ำในละติจูดขั้วโลกและละติจูดพอสมควร) ในเขตมรสุม และในเขตเส้นศูนย์สูตรตะวันออกของมหาสมุทรแปซิฟิก สำหรับสภาพความเป็นอยู่ของสิ่งมีชีวิตและกระบวนการผลิตทางชีวภาพ บทบาทของการเปลี่ยนแปลงตามฤดูกาลในลักษณะไฮโดรเคมีในชั้นผิวมีความสำคัญอย่างยิ่ง ความเชื่อมโยงระหว่างการเปลี่ยนแปลงเหล่านี้กับลักษณะละติจูดของโครงสร้างไฮโดรเคมีในมหาสมุทรนั้นมองเห็นได้ชัดเจน ในเขตอบอุ่นและละติจูดสูง การเปลี่ยนแปลงตามฤดูกาลในการส่องสว่างของสารอาหาร อุณหภูมิ และพลวัตของน้ำจะจำกัดการพัฒนาของแพลงก์ตอนพืชตามเวลา ฤดูปลูกที่นี่ใช้เวลา 1 ถึง 7 เดือน ในช่วงเวลานี้ แพลงก์ตอนพืชจำนวนมากอาศัยอยู่และผลิตได้ในชั้นบนของน้ำที่ค่อนข้างบาง (สูงถึง 50-75 เมตร) ซึ่งถูกจำกัดจากด้านล่างด้วยชั้นความหนาแน่นที่เพิ่มขึ้นตามฤดูกาล ซึ่งเป็นผลมาจากการให้ความร้อนของน้ำผิวดิน เนื่องจากกิจกรรมที่สำคัญของแพลงก์ตอนพืช ปริมาณสารอาหารจึงลดลงอย่างมากเมื่อเทียบกับช่วงก่อนปลูก ในบางพื้นที่มีขนาดเล็กมากจนแทบจะจำกัดการพัฒนาของแพลงก์ตอนพืชเกือบทั้งหมด อย่างไรก็ตามอันเป็นผลมาจากการระบายความร้อนของน้ำผิวดินในฤดูใบไม้ร่วง - ฤดูหนาวชั้นกระโดดตามฤดูกาลจะถูกทำลายการผสมแบบพาความร้อนจะจับชั้นน้ำที่ลึกกว่าเมื่อเปรียบเทียบกับช่วงเวลาที่อบอุ่นของปี - สูงถึง 200-500 ม. โดดเด่นด้วย มีสารอาหารสูง สิ่งนี้ทำให้ความเข้มข้นของสารอาหารภายในชั้น 200-260 เมตรมีความเท่าเทียมกัน และส่งผลให้ปริมาณสารอาหารในชั้นโฟติกเพิ่มขึ้น เมื่อเริ่มต้นฤดูปลูกถัดไป แพลงก์ตอนพืชจะได้รับสารอาหารอย่างเพียงพออีกครั้ง ดังนั้นในพื้นที่ที่มีผลผลิตสูงของเกาะ จอร์เจียใต้ในทะเลสโกเชีย ปริมาณฟอสฟอรัสและซิลิคอนในช่วงฤดูปลูกในชั้นทำความร้อนในฤดูร้อน (~50 ม.) เฉลี่ยอยู่ที่ 1.4 และ 2-3 μg-at/l ตามลำดับ ปริมาณซิลิคอนที่ต่ำในช่วงครึ่งแรกของฤดูปลูกจะจำกัดการพัฒนาของแพลงก์ตอนพืช ในฤดูใบไม้ร่วงและฤดูหนาว การผสมแบบพาความร้อนครอบคลุมคอลัมน์น้ำสูงถึงประมาณ 200 เมตร ทำให้ปริมาณฟอสฟอรัสเพิ่มขึ้นเป็น 2.2 และซิลิคอนเป็น 20 µg-at/l ในชั้นบน ตัวอย่างเช่น ในส่วนใต้ทะเลลึกของทะเลแบริ่ง ปริมาณสารอาหารในชั้นโฟติกเนื่องจากการพาความร้อนผสมในฤดูใบไม้ร่วง-ฤดูหนาวเพิ่มขึ้นจาก 0.5 เป็น 2.6 μg-at P/l และจาก 7.14 เป็น 35 μg-at Si/ ล.

ต่างจากพื้นที่เขตอบอุ่นและละติจูดสูง ในพื้นที่เส้นศูนย์สูตร-เขตร้อน เนื่องจากขาดการเปลี่ยนแปลงฤดูกาลที่ชัดเจน โครงสร้างแนวตั้งน้ำในชั้นผิวยังคงคุณสมบัติหลักไว้ตลอดทั้งปี สภาพไดนามิกและแสงที่นี่เอื้อต่อการพัฒนาแพลงก์ตอนพืช ตลอดทั้งปีฤดูปลูกครอบคลุม 12 เดือน มีการบริโภคสารอาหารอย่างต่อเนื่องซึ่งไม่ได้รับการชดเชยด้วยการงอกใหม่แม้ว่าจะค่อนข้างเร็วก็ตาม ปัจจัยอันทรงพลังแบบเดียวกันในการส่งสารอาหารเนื่องจากการผสมแบบพาความร้อนหายไปที่นี่ ชั้นโฟติกจะหมดสารอาหาร เนื้องอก สารอินทรีย์อ่อนแอลงอย่างรวดเร็ว ตัวอย่างเช่น ในส่วนตะวันตกของเขตร้อนของมหาสมุทรแอตแลนติกทางใต้ของเส้นศูนย์สูตร ความเข้มข้นของไนโตรเจน ฟอสฟอรัส และซิลิคอนยังคงอยู่ที่ระดับต่ำมากตลอดทั้งปี - โดยเฉลี่ย 0.5 ตามลำดับ 0.2 และ 2.6 ไมโครกรัมต่อลิตร และเฉพาะในเขตชายฝั่งที่มีการขยายตัวขึ้นของชายฝั่ง ซึ่งเป็นส่วนหนึ่งของเส้นศูนย์สูตรที่แตกต่างกัน การเพิ่มขึ้นของน้ำผิวดินนำไปสู่การก่อตัวของพื้นที่ที่อุดมไปด้วยสารอาหาร และเป็นผลให้ผลผลิตสูง

ความแปรปรวนระหว่างปีของลักษณะทางอุทกเคมีสามารถเข้าถึง 10-20 และแม้กระทั่ง 50% ของค่าของลักษณะทางอุทกเคมีและมีความเกี่ยวข้องกับการเปลี่ยนแปลงทั่วไปในระบอบการปกครองของมหาสมุทรภายใต้อิทธิพลของความผันผวนขนาดใหญ่ในมหาสมุทรและบรรยากาศ