Fizyka hydrosfery

Fizyka hydrosfery

Zasoby wody w układzie Ziemi, gęstość, zasolenie i temperatura wody morskiej:

Około 70% powierzchni ziemskiego globu zajmują morza i oceany, olbrzymie masy

wód, które są w ciągłym ruchu. Formy tego ruchu zależą od rodzaju czynnika zewnętrznego,
wywołującego na powierzchniach granicznych zbiornika wodnego (powierzchnia swobodna
wód i powierzchnia dna) oraz w jego wnętrzu, hydrostatyczne i hydrodynamiczne siły tarcia i
ciśnienia.

Jej zasoby wodne hydrosfery to około 1,4 mld km³.

Woda jest ośrodkiem łatwo

odkształcalnym i nieściśliwym. Hydrosferę w większości tworzą wody słone, bo aż ok. 97 %.
Woda słodka to nieco ponad 2,5%. 69% wody słodkiej skoncentrowane jest w lodowcach,
stałej pokrywie śnieżnej i wiecznej zmarzlinie w Antarktyce i Arktyce oraz w wysokich
partiach gór. Pozostała część wód słodkich przypada na wody podziemne, część jezior, rzeki
oraz bagna. Udział wód bezpośrednio wykorzystywanych przez człowieka to zaledwie 0,4%
objętości wód słodkich.

Struktura wody określona jest gęstością, wyrażającą stosunek masy m elementu

cieczy do jego objętości q. W zbiornikach wodnych, których masa rozłożona jest
równomiernie, gęstość jest wielkością stałą. Natomiast w dużych zbiornikach oceanicznych
rozkład gęstości wody jest rozkładem niejednorodnym, zależnym od temperatury, zasolenia i
ciśnienia. Na pewnych głębokościach, wskutek znacznych różnic gęstości warstw wodnych,
tworzą się często tzw. powierzchnie skoku gęstości.
Woda morska jest roztworem w skład którego wchodz

wszystkie znane pierwiastki

chemiczne, ale a

99% masy soli rozpuszczonych stanowi

sole tylko 6 pierwiastków: Chlor

– Sód – Siarka – Magnez – Wap

– Potas

Ilo

ść

rozpuszczonych substancji stałych w

okre

lonej obj

ci okre

la jej zasolenie. Zasolenie = masa w gramach substancji

nieorganicznych rozpuszczonych w 1 kg wody morskiej. Wyra

a si

w promilach [%

Niezależnie od stanu zasolenia mórz i oceanów procentowy udział poszczególnych rodzajów
soli w 1 kg wody jest wielkością prawie stałą i znając zawartość jednego ze składników (np.
chlorku sodu) możemy obliczyć przybliżony stan jej zasolenia. Stan ten waha się w
zależności od szerokości geograficznej i głębokości akwenu. Wynosi od kilku do
kilkudziesięciu promili.

Czynniki wpływające na zasolenie: topnienie lodowców, opady,

parowanie, dopływ rzek, połączenie z lodowcem.

Temperatura wód morskich zależy również od szeregu czynników, spośród których

najistotniejsze są promieniowanie słoneczne oraz mechaniczny wymiany i przenoszenia
ciepła wewnątrz zbiornika.

Wpływ na temperaturę wód mają prądy morskie . Prądy zimne

docierające z okolic okołobiegunowych, płynące w kierunku równika powodują ochłodzenie
wód, natomiast prądy ciepłe płynące z okolic równika ku wyższym szerokościom
geograficznym powoduje ocieplenie.

Rozkład temperatury wód morskich jest znacznie mniej

stabilny od rozkładu zasolenia i zależy od szerokości geograficznej, głębokości akwenu oraz
pory roku, miesiąca i doby. W zależności od tych czynników średnia temperatura wód
morskich przybiera wartości od zera do kilkudziesięciu stopni Celsjusza. Średnia
temperatura wody wynosi 17,4°C. ( M. Czerwone 36°C, M. Bałtyckie 11°C, Ocean
Arktyczny -1°C)

Wymiana wody między oceanami, atmosferą i hydrosferą lądową,

Hydrosfera nieodłącznie związana jest z ruchem wody pomiędzy nią a

poszczególnymi środowiskami, jak: pedosfera, atmosfera, litosfera i biosfera wywoływany
jest głównie przez energię promieniowania słonecznego i siłę grawitacji. Ogranicza się on do
przestrzeni o zasięgu pionowym kilkunastu kilometrów. W ciągu roku w procesie bierze
udział jedynie około 525 tys. km

, tj. 0,038% całkowitej wody w hydrosferze.

Promieniowanie słoneczne powoduje nieustanne parowanie i sublimację wody z powierzchni
zbiorników wodnych, biosfery oraz gleby. Uwalniana jest również woda w procesach
wulkanicznych. Przekroczenie poziomu kondensacji powoduje skroplenie pary wodnej i
powstawanie chmur. Powietrze z wodą w postaci gazowej, ciekłej lub stałej może być
przenoszone na różne odległości. W zależności od temperatury w dolnej warstwie troposfery
następuje opad deszczu, śniegu, gradu lub powstawanie osadów atmosferycznych. Aż 80%
opadów występuje nad oceanami, pozostała część na obszarach kontynentów. Na lądzie woda
opadowa w znacznej części bezpośrednio odparowuje do atmosfery i odpływa ciekami
powierzchniowymi, trafiając często poprzez rzeki do mórz i oceanów lub na obszary
bezodpływowe, skąd odparowuje. Część wsiąka do wód podziemnych, które często zasilają
rzeki oraz spływają bezpośrednio do morza (odpływ podziemny). Pobierana jest również
przez biosferę, która następnie oddaje ją w procesie transpiracji z powrotem do atmosfery.
Pewna ilość wody może zostać wyłączona z obiegu poprzez retencję. Przyjmuje się, że
przeciętna ilość wody biorącej udział w rocznym obiegu nie ulega zmianie, a zestawienie
przychodów i ubytków wody (bilans wodny) dla Ziemi jest zerowy.

Przyjmuje się, że całkowita masa wody na Ziemi jest niezmienna, lecz podlega ciągłej
przemianie stanów skupienia. Stały obieg wody między stanami skupienia nazywamy cyklem
hydrologicznym. Cykl hydrologiczny obejmuje:
- parowanie z powierzchni wszystkich otwartych zbiorników wodnych (oceanów, mórz,
jezior, rzek), z gruntu i organizmów żywych,
- unoszenie pary wodnej w troposferze, jej kondensację i powstawanie chmur,
- powrót wody na powierzchnię Ziemi w postaci opadów atmosferycznych, które: zasilają
otwarte zbiorniki wodne oraz lądolody i lodowce górskie,
-spływają po powierzchni terenu i za pośrednictwem rzek zasilają ocean światowy,
-wsiąkają w podłoże, przez co dostarczają glebie wilgoci i zasilają wody podziemne,
-przez ruch wód podziemnych mogą za pośrednictwem źródeł zasilać wody powierzchniowe,
- są pobierane przez organizmy żywe,
-mogą podlegać bezpośredniemu parowaniu. Krążenie wody w przyrodzie uznaje się za obieg
zamknięty, w którym w ciągu roku wymianie ulega ok. 510 tys. km3 wody.

Dynamika oceanów – mechanizm fizyczny (pobudzanie przez oddziaływania
grawitacyjne i siły powierzchniowe):

Wody oceaniczne s

w ci

głym ruchu: falowanie, pr

dy morskie, pływy. Woda morska

ulega ci

głemu przemieszczaniu (cyrkulacja pozioma) i mieszaniu (cyrkulacja pionowa). Za

ruch wody odpowiada przede wszystkim energia Sło

ca, która jest główn

sił

odpowiedzialn

za powstawanie pr

dów morskich.

Wszystkie zjawiska dynamiczne (pływy, pr

dy, falowanie itd.) powoduj

nieustanny ruch

wód oceanicznych. Przemieszczanie si

wód w oceanie

wiatowym wywołuje cały system

ruchów wody zwi

zany z ubytkiem wody w

jednym miejscu i konieczno

uzupełnienia

go w innym. W ten sposób

kształtuje si

globalna cyrkulacja wody.

Wymiana wody pomi

dzy oceanem a morzem półzamkni

tym jest uzależniona od ró

nic w

poziomie wody oraz sytuacji pogodowej (sztormy, dominuj

ce wiatry itp.). W morzach o

bilansie dodatnim przewa

a odpływ nadmiaru wody do oceanu, ale nast

puj

wlewy

wód oceanicznych w okresach sztormów. Ze wzgl

du na to,

e wody oceaniczne s

bardziej

zasolone (s

ęż

sze) napływ tych wód nast

puje zazwyczaj przy dnie.

W morzach o bilansie ujemnym wlew wód oceanicznych jest głównym sposobem
wyrównywania ubytku wody w takich morzach. Ze wzgl

du na to

e wody oceaniczne s

tym przypadku mniej słone (l

ejsze) od wód zasilanego morza ich napływ nast

puje

zazwyczaj w warstwie powierzchniowej.

Stałymi czynnikami zewnętrznymi, od których zależy ruch mas wodny w morzu są:
- siła ciężkości wywołana zjawiskiem wzajemnego przyciągania się masy ziemi i elementu
wody oraz siły odśrodkowej wywołanej obrotem Ziemi dookoła jej osi.
- siła pływotwórcza wywołana zjawiskiem wzajemnego przyciągania się elementów wody i
Księżyca, również w układzie grawitacyjnym Ziemia-Słońce
-siła Coriolisa (opisana pkt. 4)
-pozostałe czynniki zewnętrzne, od których zależą ruchy mas wodnych w morzu związane są
z własnościami powierzchni granicznych zbiornika, tj. z warunkami panującymi na
swobodnej powierzchni wód oraz na dnie i brzegach morskiego zbiornika.
Kształt i aktywność dynamiczna akwenu wywołują różnego rodzaju procesy brzegowe lub
hydrodynamiczne osobliwości. Kształt i rodzaj brzegu morskiego oraz jego stromość
wywierają znaczny wpływ na procesy hydrodynamiczne w strefie przybrzeżnej,
transformując istniejące i wzbudzające nowe. Kształt dna morskiego odgrywa ważną rolę w
przydennych przepływach mas wodnych oraz związanej z nimi dyfuzji pędu, ciała i
zawartych w wodzie substancji biernych. Ale najpoważniejsze w skutkach są zjawiska
wulkaniczne i trzęsienia dna morskiego, wywołujące powodzie morskie.

Prawa rządzące ruchem mas wodnych:
- prawo zachowania masy
- prawo zachowania pędu
-prawo zachowania energii

W warunkach naturalnych stan równowagi hydrostatycznej nie może wystąpić w czystej
postaci, ponieważ astronomiczne siły pływotwórcze oraz przestrzenna i czasowa zmienność
pól atmosferycznego ciśnienia, wzbudzać będą zawsze ruch mas wodnych (jedynie przy
bardzo małym akwenie, przy stacjonarnym układzie barycznym, przy braku wiatru mogą być
chwilowo spełnione warunki równowagi hydrostatycznej).
Ruch laminarny – w razie naruszenia gęstościowej jednorodności czy stabilności ośrodka
wodnego lub zadziałania innego czynnika, naruszającego stan równowagi hydrostatycznej
akwenu, elementy wody rozpoczną ruch, który w fazie początkowej będzie ruchem
laminarnym. W ruchu tym poruszające się elementy wody pozostają zawsze w niezmiennej
względem siebie pozycji, a jedynym mechanizmem przekazywania energii ze źródła ruchu w
głąb i wszerz zbiornika będzie molekularna wymiana pędu.

Ruch turbulentny – jeżeli prędkość elementów wody przekroczy pewną wartość graniczną,
ruch laminarny przechodzi w ruch turbulentny, który charakteryzuje się chaotyczną wymianą
elementów wody pomiędzy strugami. Elementy te poruszają się wówczas po nieregularnych
krzywoliniowych drogach, tworząc w ten sposób różnorodne struktury wirowe.
Siły molekularnego i turbulentnego tarcia wewnętrznego i odpowiadające im naprężenia
styczne do powierzchni elementów wody, łącznie z siłami ciśnienia hydrodynamicznego,
warunkują procesy przekazywania energii mechanicznej mas wodnych wewnątrz morskiego
akwenu.

Metody badania procesów morskich procesów dynamicznych:
- modelowanie matematyczne
-modelowanie empiryczne
-modelowanie socho styczne
-modelowanie numeryczne

Siła Coriolisa

Siła Coriolisa to siła bezwładności wywołana obrotowym ruchem Ziemi z zachodu na wschód
oraz  różnicą  prędkości  liniowych  punktów  położonych  na  różnych  szerokościach
geograficznych.
Na  elementy  wody  q  poruszające  się  w  akwenie  z  prędkością  postępową

ሬԦ działa siła

wywołana ruchem obrotowym globu ziemskiego dookoła własnej osi, zwana siłą Coriolisa
ܨܿ

ሬሬሬሬԦ = 2݁ݍሺݑሬറ × ݓ

ሬሬറሻ. Siła ta odchyla kierunek wektora prędkości ݑ

ሬԦ, na półkuli północnej

zgodnie z ruchem wskazówek zegara (w prawo) a na półkuli południowej w przeciwnym
(lewo).
Wyraźnymi przykładami działania tej siły na Ziemi są kierunki stałych wiatrów, kierunki
prądów morskich oraz procesy mocniejszej erozji (podmywania) prawych lub lewych (w
zależności od półkuli) brzegów większych rzek. Siła Coriolisa jest jednym z dowodów na
wirowy ruch Ziemi.

Podział na ruchy falowe i translacyjne,

5.1. Falowe:

5.1.1. Fala baryczna - Niejednorodność poziomego rozkładu ciśnienia atmosferycznego
(układu barycznego) powoduje, że powierzchnia jednorodnego gęstościowo akwenu
przybierze kształt równoważący ciśnienie atmosferyczne. Jeżeli układ baryczny będzie się
zmieniał w czasie, przemieszczając się w określonym kierunku, to nastąpi ruch odkształcenia
swobodnej powierzchni morza – fala baryczna. Jest to fala nieokresowa, wymuszona, której
wielkość i prędkość zależy od charakterystyki układów barycznych i rozmiarów akwenu
morskiego.

5.1.2 Fala tsunami – nieokresowa fala powodowana wybuchem podwodnego wulkanu,
trzęsieniami dna morskiego i innymi zjawiskami sejsmicznymi. Na płytkich wodach osiąga
znaczne wysokości (kilkadziesiąt metrów).

5.1.3. Spiętrzenia i spływy dryftowe – wywołany siłą wiatru ruch mas wodnych jest
tłumiony w strefie przybrzeżnej konturem brzegu, nierównościami i szorstkością dna (im
mniejsza głębokość, tym większy wpływ). Przy brzegach, na które wiatr wieje masy wodne
spiętrzają się, a na brzegach przeciwległych spływają. Są to najczęstsze przyczyny
nieokresowego podwyższania i opadania swobodnej powierzchni wód

5.1.4. Pływy – główne oscylacje swobodnej powierzchni morza wzbudzane astronomicznymi
siłami pływotwórczymi. Zjawiska makroskopowe w skali globu. W przybrzeżnej strefie
morza towarzyszą im przypływy i odpływy. Wynikają one z równowagi sił między Ziemią, a
ciałami niebieskimi (Księżycem i Słońcem). W każdym punkcie ziemskiego globu istnieje
różnica siły odśrodkowej Ziemi i siły przyciągania Księżyca, która ma największe wartości w
punktach 1,3, a najmniejsze w punktach 2,4, zatem następuje przepływ wód z obszarów 2 i 4
do obszarów 1 i 3

Oś obrotu Ziemi nachylona jest pod pewnym kątem w stosunku do linii łączącej środki mas
Ziemi i Księżyca. To powoduje, że w przekroju równoleżnika 45 występuje jeden wysoki i
jeden niski stan wód (pływy dobowe, 25.82 h), a w przekroju równika 2 wysokie i 2 niskie
(pływy półdobowe, 12.42 h). Pływy te przenikają się, a na równiku i równoleżniku 45
osiągają wartości ekstremalne. Analogicznie pływy występują w układzie Ziemia-Słońce.
Z faktu, że Księżyc krąży wokół Ziemi, a Ziemia wokół Słońca po orbitach eliptycznych
wynikają pływy długookresowe: księżycowy półmiesięczny (13.661 doby), księżycowy
miesięczny (27.555 doby), słoneczny półroczny (182.621) i roczny. Pływy mieszane wynikają
z nakładania się i przenikania różnych fal pływowych i ich transformacji. Również wzajemne
położenie K i S wpływa ma znaczenie: gdy są położone w 1 osi, amplitudy fali pływowej są
największe (wpływ syzygilijny), a gdy są położone prostopadle, amplitudy są najmniejsze
(wpływ kwadraturowy).
Istnienie lądów i otaczających je płycizn powoduje zmniejszenie prędkości rozchodzenia się
fali pływowej, tworzą się również fale odbite – powstają procesy transformacji fal pływowych
(wzrost amplitudy pływów).
5.1.5. Sejsze – drgania własne akwenu, okresowe oscylacje swobodnej powierzchni morza
spowodowane naruszeniem równowagi hydrostatycznej mas wodnych. Charakteryzują się
występowaniem węzłów i strzałek. W przypadku węzłów występują słabe ruchy oscylacyjne
poziome, a w przypadku strzałek – ruch elementów wody jest ruchem oscylacyjnym
pionowym.

Na wypadkowy stan wód w morzu wpływają wszystkie wymienione rodzaje falowania.
Istnieje również folowanie wewnętrzne – analogiczne do fal powierzchniowych, z tym, że
intensywność tego ruchu zależy także od gęstości górnej warstwy wód.
rodzaje ruchów falowych,

5.2.Translacyjne (prądy morskie):

Prądem morskim nazywa się zorganizowany ruch wody w określonym kierunku,
odbywający się w otoczeniu wód pozostających we względnym bezruchu. Są to duże i niemal
niezmienne ruchy wody w oceanach wywołane różnicami temperatur, ruchem obrotowym
Ziemi, występowaniem wiatrów stałych bądź zasoleniem. Na poszczególnych oceanach
tworzą one 5 wielkich kręgów cyrkulacji wody morskiej. W pobliżu brzegów układ prądów
modyfikowany jest przez pływy morskie, spływ wód rzecznych i ukształtowanie linii
brzegowej. Średnia prędkość powierzchniowych prądów morskich wynosi około 10 km na
dobę, ale niektóre z nich mogą osiągnąć prędkość nawet 100-150 km na dobę.

Księżyc

Prądy morskie powstają pod wpływem :
- różnic gęstości wody wywołanych zmianami temperatury i zasolenia
- ciśnienia powietrza i tarcia wiatru o powierzchnię oceanu
- różnic w wysokości poziomu zwierciadła wody w sąsiadujących częściach
oceanu
- siły przyciągania Księżyca i Słońca.

Klasyfikacje prądów uwzględniają różne ich cechy, stąd spotykamy kilka odrębnych
klasyfikacji, opartych o różne kryteria. Dzielimy wg:
a. czynników powodujących powstanie danego prądu (prądy gradientowe, prądy wiatrowe
i dryfowe, prądy pływowe, prądy inercyjne),
b. stopnia ich stałości (prądy stałe, okresowe, chwilowe),
c. głębokości, na których występują (powierzchniowe, głębinowe, przydenne),
d. charakteru ruchu (meandrujące, prostolinijne, krzywolinijne)
e. cech fizyko-chemicznych wód w obrębie prądów. (np. zimne i ciepłe)

Podział prądów morskich (wg encyklopedii):
5.2.1. prądy dryfowe – prądy w oceanie
wywołane wiejącym wiatrem. Zasada
powstawania prądu (rys schemat rozkładu
prędkości prądu dryfowego): zakładamy, że osie
współrzędnych prostokątnych x, y leżą na
płaszczyźnie swobodnej powierzchni akwenu i
są tak ustawione, że wiatr wieje równolegle do
osi y. Wektor prędkości ruchu wód w warstwie
powierzchniowej Vo wywołanego siłami
aerodynamicznego tarcia jest w początkowym
okresie skierowany zgodnie z kierunkiem wiatru.
W miarę wzrostu prędkości przepływu Coriolisa
Fc będzie coraz bardziej odchylać wektor Vo ( w
prawo na półkuli północnej, w lewo na półkuli
południowej, patrząc zgodnie z kierunkiem
ruchu) do położenia, w którym składowa siły
tarcia aerodynamicznego jest prostopadła do
wektora Vo zrównoważy siłę Fc. Stan
równowagi wystąpi wówczas, gdy wektor Vo
będzie odchylony o 45stopni od początkowego
położenia. Ze wzrostem głębokości wpływ siły
aerodynamicznego tarcia będzie stopniowo malał i jednocześnie będzie malał moduł
prędkości ruchu mas wodnych, a kierunek prądu odchylany będzie przez siłę Coriolisa o kąt
tym większy, im głębiej będzie znajdować się miejsce obserwacji. Na pewnej głębokości
zależnej od prędkości wiatru, kierunek prądu będzie przeciwstawny kierunkowi prądu
powierzchniowego, a moduł prędkości będzie tak mały, że prąd dryfowy praktycznie nie
będzie istniał.

5.2.2. prądy gradientowe – wzbudzane
są różnicą ciśnień hydrostatycznych
panujących w sąsiadujących ze sobą
obszarach akwenu. (rys). Zasada
powstawania: zakładamy że wiatr
ucichł, nie ma spiętrzenia dryfowego.
Nachylenie swobodne powierzchni
akwenu jest takie jak na rysunku.
Różnica ciśnień hydrostatycznych
panujących w dwóch punktach
znajdujących się na prostej poziomej,
równoległej do osi y, zawsze będzie
miała tę samą wartość, niezależnie od
głębokości z. Wywołana tą różnicą
ciśnień pozioma siła gradientu ciśnienia
będzie powodować ruch mas wodnych.
Siła ta będzie miała taką samą wartość w całym pionowym przekroju akwenu od dna do
swobodnej powierzchni wód, ale prędkość mas wodnych na różnej głębokości będzie różna.
Przy samym dnie ruch będzie tłumiony siłami tarcia przydennego i jego kierunek będzie
zgodny z gradientem ciśnienia. W miarę oddalania od dna, tłumiący wpływ tarcia
przydennego maleje, prędkość przepływu rośnie, a wraz z nią siła Coriolisa odchylająca
wektor prędkości przepływu. Na pewnej głębokości zg, zależnej od wartości gradientu
ciśnienia, wektor siły Coriolisa będzie skierowany przeciwnie do wektora siły wywołanej
różnicą ciśnień. Powyżej głębokości zg prędkość prądu będzie stała. Zatem w wastwie
akwenu od swobodnej powierzchni do głębokości zg prądy gradientowe mają charakter
przepływów geostroficznych.

5.2.3. Prądy gęstościowe – jeżeli rozkład gęstości wód morskich jest rozkładem
niejednorodnym w przestrzeni, to wskutek istnienia gęstości powstają poziome siły wywołane
różnicą ciśnienia, wzbudzające ruch mas wodnych w morzu, zwany prądem gęstościowym.
Fizyczny opis tych prądów jest bardzo złożony ponieważ wraz z przepływem wód zmieniają
się gradienty gęstości.

6. Prąd powierzchniowy i klimat –obejmują cienką, 10-15 metrową warstwę wód
powierzchniowych, warstwa ta jest niekiedy nazywana "warstwą nawigacyjną", gdyż w tej
warstwie lokuje się zanurzenie zdecydowanej większości statków i okrętów nawodnych.

dko

ść

du powierzchniowego na płyciznach jest niepoliczalna, gdy

przestaje on wyst

powa

czystej postaci pr

du wiatrowego

Prądy transportują masy wody i ciepła. Przemieszczenie mas

w oceanach ma większe znaczenie na wpływ klimatu niż sytuacja na lądach.
Jakie procesy decydują o klimacie ?
Wystarczy spojrzeć na mapę pokrywy lodowej, aby zauważyć, że w pewnych regionach
Arktyki morze nie zamarza nawet zimą. Dzieje się tak za sprawą ciepłych prądów morskich,
które docierają aż tak daleko na północ. A zaczynają się w rejonach zwrotnikowych, gdzie
słońce intensywnie ogrzewa powierzchniową warstwę oceanu. Woda ciepła ma mniejszą
gęstość od wody chłodnej. Gęstość wody morskiej zależy również od jej zasolenia - woda
bardziej słona jest gęstsza od wody mniej słonej o tej samej temperaturze. Różnice gęstości
wód oceanu wywołują prądy gęstościowe. To tak zwana cyrkulacja termohalinowa,
nazywana też Cyrkulacją Pasa Transmisyjnego.