OPRACOWANIE PYTAŃ NA ZALICZENIE Z OCEANOGRAFII

1. Teorie dotyczące falowania (wymienić,opisać, teoria trochoidalna itd.)

2. Rozkład prądów na oceanie i jeden opisać

3. Różnice w zamarzaniu wody słodkiej i słonej

4. Wahania krótkookresowe poziomu morza (zadania obliczeniowe!)

5. Ukształtowanie dna morskiego 

6. Właściwości fizyko chemiczne wody morskiej

7. Spirala Ekmana 

8. Kryteria płytkowodzia

9. Strefa przyboju, falowanie na oceanie otwartym i w strefie płytkowodnej

10. Siła pływotwórcza jako siła różnicowa (wykres cząstki wody z wektorami)

1. Teorie dotyczące Falowania:

Chronologicznie:

1. Teoria trochoidalna (1802 r.) - teoria ta zakłada następujące warunki i ograniczenia:

• Morze jest nieograniczone pod względem głębokości i powierzchni

• Ciecz jest idealna, brak tarcia wewnętrznego cieczy

• Falowanie jest dwuwymiarowe, ustalone i swobodne

• Oddziałuje tylko siła ciążenia g i siła ciśnienia hydrostatycznego
  ,

• Cząstki cieczy poruszają się po kołach itp.

Trochoida to krzywa utworzona przez ślad punktu leżącego wewnątrz toczącego się koła po płaszczyźnie poziomej. Tę krzywą przyjęto dla teoretycznego rozpatrzenia zjawiska.

1. Trochoida

2. Cykloida

- wartość podniesienia średniego poziomu falowania n.p.m. przed falowaniem

c - prędkość fazowa fali

Ruch cząstek wody w fali trochoidalnej i postępowy ruch formy fali:

- przemieszczenie się formy fali za okres

- kąt opóźnienia fazowego

… - odległość cząstek
… przed falowaniem od przyjętego pionu

porównawczego

Szereg dowolnych cząstek wody, które przed falowaniem znajdowały się na powierzchni morza w punktach O₁, O₂, O₃, w trakcie falowania opisuje orbity kołowe woków wymienionych punktów. Wielkość promienia orbit r zależy od prędkości wiatru (czas trwania wiatru w teorii pomijamy zakładając, że rozpatrujemy już falowanie ustalone). Cząstki znajdują się w punktach 1, 2, 3, 4… itd. i krążą po orbitach zgodnie z kierunkiem działania wiatru. Teoria zakłada, że wiatr w swym oddziaływaniu najpierw zadziałał na cząstkę O1, a następnie na O2 i tak dalej. Z tego powodu cząstki wody wprowadzane są kolejno w ruch z nieznacznym opóźnieniem. W związku z tym w trakcie obrotu na orbicie każda kolejna cząstka, uwzględniając kierunek oddziaływania wiatru pozostaje opóźniona względem cząstki poprzedzającej o pewien kąt
i dlatego znajduje się ona w położeniu punktów 1, 2, 3, 4… Kąt
zależy między innymi od przyjętych odległości między cząstkami na początku procesu.

Z właściwości trochoidy można wyznaczyć główne elementy fali: długość
, okres
, prędkość fazową c i prędkość kątową
:

Dla celów praktycznych można przyjąć, iż falowanie zanika na głębokości morza
.

Energia fali trochoidalnej:

Potencjalna energia cząstki wody za okres jej obrotu na orbicie:

Całkowita energia fali o długości
i szerokości wzdłuż grzbietu b:

Energia elementarna fali:

Energia fali zasadniczo jest zależna od wysokości fali h. Zależność kwadratowa wskazuje, że w miarę zagłębiania się pod powierzchnię wody energia fali bardzo szybko maleje.

Tarcie o dno bardzo silnie zmienia geometryczne i kinetyczne charakterystyki fal.

Fale wiatrowe na głębokim, otwartym akwenie fale krótkie

Fale na obszarze płytkowodnym fale długie, krótkookresowe

1. Teoria spektralna - teoria ta wykorzystuje podstawy teorii procesów losowych z uwzględnieniem osiągnięć hydrodynamiki i energetycznej interpretacji fal. Metoda analizy widmowej w bardziej wyczerpujący sposób opisuje falowanie wiatrowe. Pofalowana powierzchnia morza jest tutaj traktowana jako suma prostych wahań o różnych amplitudach i okresach. Falogram możemy rozłożyć więc za pomocą analizy harmonicznej na duża ilość fal sinusoidalnych o różnych częstotliwościach, fazach i amplitudach. Również postępując odwrotnie i przyjmując, że każda wytworzona fala składowa porusza się ze swoją prędkością, zależną od okresu, można je w danym czasie zsumować i utworzyć obraz stanu morza:

a - amplituda fali

Celem metody widmowej jest znalezienie elementów fal poprzez interpretację rozkładu energii falowania wiatrowego oraz uzależnienie ich od prędkości i kierunku wiatru, rozciągłości działania wiatru i głębokości morza.

Częstotliwość, przy której występuje maksymalna

energia falowania:

W - prędkość wiatru w m/s.

2.Rozkład prądów na oceanie - opisać wybrany prąd:

Prąd Labradorski - zimny, powierzchniowy (do maksymalnie 600 m) prąd morski płynący na Oceanie Atlantyckim u wschodnich wybrzeży Ameryki Północnej. Płynie on od Morza Baffina (z północy) do Nowej Fundlandii. Temperatury wody wynoszą -1°C w zimie i od 2 do 10°C w lecie. Jego prędkość wynosi ok. 1-2 km/h. Stopień zasolenia waha się pomiędzy 32 - 34‰. Przemieszcza on od 3,5 do 5,5 mln km³ wody na sekundę. Niesie ze sobą przez cały rok góry lodowe w kierunku południowym do ok. 40° szerokości geograficznej północnej.

3. Różnice w zamarzaniu wody słodkiej i słonej:

Temperatura zamarzania wody morskiej jest niższa od temperatury zamarzania wody słodkiej i zależy głównie od zasolenia. Na przebieg procesu zamarzania wpływa też temperatura największej gęstości wody. Dla wody destylowanej temperatura ta wynosi około
(3,95). W przypadku wody morskiej zależy ona od zasolenia i obniża się w miarę jego wzrostu. Temperatura największej gęstości pozostaje wyższa od temperatury zamarzania w przedziale wartości zasolenia od
%o do 24,7%o, zaś przy S>24,7%o temperatura największej gęstości przyjmuje wartości niższe od temperatury zamarzania. Pociąga to za sobą istotne różnice w przebiegu zamarzania wody słodkiej i morskiej o zasoleniu mniejszym od 24,7%o a wody morskiej o zasoleniu większym od tej wartości. Najogólniej mówiąc, w wodzie morskiej o zasoleniu S<24,7%o proces zamarzania przebiega podobnie jak w wodzie słodkiej.

Podczas jesiennego ochładzania, gdy woda intensywnie oddaje ciepło atmosferze, najpierw obniża się temperatura warstwy powierzchniowej. Wzrost gęstości ochładzanej wody prowadzi do rozwoju konwekcji termicznej. Mieszanie konwekcyjne powoduje wyrównywanie temperatury w mieszanej objętości aż do wartości odpowiadającej największej gęstości wody o danym zasoleniu mniejszym od 24,7%o (w przypadku wody słodkiej do około
). Gdy tylko mieszana objętość wody przyjmie temperaturę największej gęstości, konwekcja termiczna ustaje. Teraz ochłodzeniu ulega tylko stosunkowo cienka powierzchniowa warstwa wody, bowiem gęstość tej wody staje się mniejsza od gęstości warstw leżących poniżej. Warstwa ta ulega zamarzaniu, po którym uzyskuje temperaturę równą temperaturze otoczenia. Temperatura rośnie wraz z głębokością wody, aż do uzyskania wartości odpowiadającej największej gęstości wody o danym zasoleniu. Zmiana temperatury wody pod lodem ma charakter skokowy (termoklina). Grubość termokliny zależy od stopnia surowości i długotrwałości zimy. Proces zamarzania jest często spowalniany tzw. mieszaniem wiatrowym (pod wpływem fal wiatrowych).

W przypadku wody o zasoleniu większym od 24,7%o mieszanie konwekcyjne nie ustaje, mimo że powierzchniowa warstwa wody osiągnęła już temperaturę zamarzania. Przedłużające się mieszanie konwekcyjne hamuje prędkość spadku temperatury wody w tej warstwie. W związku z tym wody takie zamarzają dopiero po długotrwałym wychładzaniu, kiedy do wartości określających początek zamarzania obniży się cała, podległa mieszaniu konwekcyjnemu objętość wody. Zamarzanie następuje tym później im głębszy jest akwen. W takich warunkach w pionowym profilu temperatury wody pod lodem obserwuje się warstwę izotermiczną z temperaturą bliską temperatury zamarzania wody o danym zasoleniu. Np. w wodach oceanicznych warstwa izotermiczna z temperaturą ok.
sięga do głębokości kilkuset metrów.

Ponadto, w trakcie formowania się lodu morskiego budujące go kryształy lodu są „słodkowodne” i zaledwie część soli w postaci stężonego roztworu zostaje uwięziona wśród lodu. Tym więcej roztworu zostaje uwięzione w lodzie im szybciej następuje zamarzanie. Pozostała część „solanki” wycieka \ losu powodując pewien wzrost zasolenia i gęstości wody, a więc i dodatkowe mieszanie konwekcyjne (konwekcję halizną). Powoduje to systematyczne obniżanie się temperatury zamarzania wody przylegającej do lodu. W związku z tym przy zachowaniu temperatury na poziomie odpowiadającym zamarzaniu wody o danym (początkowym zasoleniu, może powstać tylko ściśle określona ilość lodu. Im niższa temperatura, tym więcej lodu i tym większe stężenie roztworu soli. Temperatura całkowitego zestalenia się wody morskiej wynosi
. Aby woda zamarzała, a nie ulegała przechłodzeniu, niezbędne są tzw. jądra krystalizacji (stałe drobiny lub kryształki lodu pochodzące np. z opadu, jony)

lód powstający z wody jest o ~1/3 słodszy

góry lodowe z lądolodu nie są zasolone

4. Wahania krótkookresowe poziomu morza (Wzory do zadań):

Za krótkookresowe, uznaje się zmiany poziomu obserwowane w przedziale od kilkunastu minu do kilku dni. W związku z tym będą to oscylacje pośrednie miedzy falowaniem wiatrowym a wahaniami, które określono jako sezonowe. Te krótkookresowe wahania poziomu wód są głównie spowodowane tzw. falami długimi: fala pływu, fala tsunami, fala baryczna, sejsze oraz tarcie wiatru o powierzchnię wody wywołujące spiętrzenie i obniżenia poziomu poprzez prądy wiatrowe.

(dla morza głębokiego, gdzie

h<<H)

gdzie: v - prędkość wiatru

H - głębokość morza

h - wysokość fali

c - prędkość rozprzestrzeniania się fali

gdzie: h_g - wysokość fali na oceanie głębokim [m]

h_p - wysokość fali na płytkowodziu [m]

H_g - głębokość morza głębokiego [m]

H_p - głębokość na płytkowodziu [m]

(okres sejszy)

Gdzie: L - długość basenu

N - ilość węzłów

H - głębokość średnia akwenu

5. Ukształtowanie dna morskiego:

a) szelf (platforma kontynentalna) - 0-200m - strefa nerytowa (płytkowodna)

b) stok kontynentalny (zbocze kontynentalne) - 200-3000m (niekiedy 2450m - średni poziom

skorupy ziemskiej) - strefa batyalna

c) łoże oceanu - 3000-6000m (2450-6000m) - strefa abysalna

d) rowy głębokowodne - >6000m - strefa hiperabysalna

Wyróżnienie wymienionych kategorii uzasadnione jest przebiegiem (kątami nachylenia) poszczególnych odcinków krzywej batygraficznej. W rzeczywistości budowa i morfologia dna oceanów i mórz jest w wysokim stopniu skomplikowana.

Najistotniejszy dla nas jest szelf - jest to bowiem strefa intensywnej żeglugi i rybołówstwa, oraz działalności gospodarczej (badania, eksploatacja). Szelf to bezpośrednie przedłużenie platform kontynentalnych. Szerokości szelfów wahają się od bardzo małych (kilka km) do setek kilometrów. Morza leżące w całości na obszarze szelfu noszą nazwę mórz szelfowych. Łączna powierzchnia szelfów obejmuje ok. 8% dna Wszechoceanu.

Szelf - powierzchnia i wnętrze dna morskiego obejmująca strefę morza od granicy wód terytorialnych do izobaty 200m lub nawet poza tę granicę do miejsca, w którym głębokość morza pozwala wydobywać bogactwa naturalne.

Na obszarze szelfów występują różnorodne formy rzeźby dna, takie jak:

• Głębie

• Rynny

• Progi

• Ławice

• Mielizny

• Płycizny

• Rafy

• Pojedyncze skały

Mogą być one:

- pochodzenia tektonicznego

- pochodzenia lodowcowego

- pochodzenia organicznego (rafy koralowe, atole)

W strefie szelfu, szczególnie w jego części przybrzeżnej, najwyraźniej występują zmiany stanów wód wywołane czynnikami meteorologicznymi (obserwuje się tu największe skoki pływów, procesy transformacji fal i różnorodne modyfikacje prądów morskich komplikujące warunki nawigacyjne).

Stok kontynentalny charakteryzuje się niezwykle urozmaiconą rzeźbą:

• Uskoki

• Urwiska

• Tarasy

• Rynny

• Jary

• Grzbiety

• Podwodne kaniony (głęboko wcięte w stok doliny, przypominające kaniony (jary) niektórych rzek na kontynentach

Inne ważne elementy rzeźby dna morskiego:

- wzniesienie kontynentalne

- grzbiety śródoceaniczne

- góry podwodne (w tym gujoty, góry stołowe)

- baseny oceaniczne

Krzywa batygraficzna (profil dna morskiego):

Osady (od najpłytszych do najgłębszych):

• Terygeniczne

• Pelagiczne

• Kosmiczne (tworzą czerwoną glinę głębokowodną)

Osady pelagiczne - podział na strefy:

- Muł okrzemkowy - strefa arktyczna

- Muł radiolariowy - strefa równikowa

- Muł wapienny (pteropodowy)

- Muł otwornicowy (globigerynowy)

W mułach tworzą się konkrecje mineralne.

6. Właściwości fizykochemiczne wody morskiej:

Woda występuje tylko w postaci molekuł.

Ma przy tym ładunek dipolowy co sprawia,

cże łatwo przyciąga inne jony.

• Poszczególne molekuły mogą łączyć się ze sobą W zależności od temperatury łączy się od 2 (gorąco) do 8 (lód) molekuł. 8 molekuł tworzy kryształ wodny. Układają się one w krysztale na kształt piramidy (tetraedralnie).

• W skład lodu nie wchodzą żadne inne cząstki niż woda, dlatego gęstość lodu jest mniejsza niż gęstość wody (dlatego lód `pływa')

• Ta sama ilość lodu zajmuje większą objętość od tej samej ilości wody

• Lód jest ok. 1/8 lżejszy od wody

Sole w wodzie:

- 28,01%o

- 3,8

- 1,75

- 1,28

- 0,8

- 0,12

Średnia gęstość wody morskiej

Wzory:

Temperatura:

• W głąb oceanu temperatura szybko się stabilizuje

• W głębinach temperatura zawsze wynosi
  (nie mniej!)

• Na równiku
  na ok. 600m głębokości

• Na biegunie
  na ok. 300m głębokości

Zasolenie:

• Na równiku panuje zasolenie 34%o

• Na zwrotnikach wody mają wyższe zasolenie: ~37%o ze względu na układy wysokiego ciśnienia i nasilone parowanie

• W strefie umiarkowanej zasolenie zróżnicowane

• W strefie polarnej zasolenie związane z prądami: ~34%o

Średnie zasolenie oceanów - 34, 95%o

Wykres zasolenia:

Badanie zasolenia wykonuje się metodą miareczkowania

- 50g wody

- chlorek potasu (żółty znacznik)

- 2-4 kropel chlorku potasu (do uzyskania czerwonego zabarwienia)

- obliczenie stężenia

Wzór Krutsena:

S%o = 1,805 Cl + 0,03 + 0,0003 (stałe stężenia poszczególnych soli)

Z wzoru wynika, że proporcje soli w wodach morskich są stałe

Konwekcja:

W wyniku konwekcji całe jezioro ochładza się do
. W późniejszej fazie, woda ochładza się powierzchniowo (cyrkulacja zanika) do
i zamarza:

• Przy spokojnej wodzie do 30cm

• Przy falowaniu nawet do 1m

Może występować zjawisko tzw. upwellingu - wynurzania się wód wewnętrznych.

Rozchodzenie się dźwięku w wodzie:

• Przeciętnie 1450 m/s w oceania.

• Na równiku ~1550 m/s im cieplejsza woda, tym dźwięk

gorzej się rozchodzi

Namierzanie i hydroakustyczne wyznaczanie pozycji zależne jest od okresowych zmian prędkości rozchodzenia się dźwięku w wodzie.

Światło w wodzie:

molekuły wody posiadają zdolność rozpraszania światła białego:

Skala Forel-Ulego - skala przezroczystości/barwy wód

7. Spirala Ekmana:

Można przyjąć, że prąd dryfowy oddziaływuje do głębokości tarcia D. Rozkład wektorów prądu dryftowego wraz ze wzrostem głębokości nosi nazwę Spirali Ekmana. Wynika z niej, że największy wektor prądu U₀ odpowiada prądowi powierzchniowemu.

Spirala Ekmana - Logograf wektorów prądu dryftowego (krzywa łącząca końce rzutów wektorów), w postaci spirali logarytmiczną szybko przybliżającej się do początku osi współrzędnych.

Na półkuli północnej powierzchniowy wektor prądu dryftowego odchyla się o
w prawo względem kierunku wiatru. Na półkuli południowej wektor ten odchyla się w lewo:

spirala Ekmana

dla płk. północnej:

Różnica kierunku prądu na głębokości tarcia wynosi ~

8. Kryteria płytkowodzia:

Określenia "woda głęboka" i "płytka" są w pewnym sensie pojęciami względnymi. Akwen o danej głębokości dla falowania gwałtownego spełnia warunki płytkowodne, natomiast dla falowania nikłego warunki głębokowodne. Granicę między wodą głęboką i płytka wyznaczyć można tam, gdzie zaczyna się odczuwalne zaburzenie fal spowodowane bliskością dna. Nie stanowi ona jednak wyraźnej linii, lecz strefę. Wynika to z odmiennych parametrów poszczególnych fal. Gdy przemieszczają się one ku brzegowi, w pewnym momencie znajdują się w zakresie głębokości przejściowych. Kiedy docierają do płytkiej wody, zaczynają ulegać transformacji. Polega ona na zmianie kształtu orbit cząsteczek wody z kolistego przechodzą w eliptyczny.

Blisko powierzchni mają niewielkie spłaszczenie, które wraz z rosnącą głębokością staje się coraz większe, aby przy dnie mieć charakter ruchów oscylacyjnych. W wyniku tarcia fal o dno ich grzbiety płyną szybciej niż doliny. Poprzedzające doliny je doganiają, co jest powodem zaniku symetrii - czyli większej łagodności nawietrznej części profilu fali przy zwiększonej stromości przeciwnej części.

9. Strefa przyboju, falowanie na oceanie otwartym i strefie płytkowodnej:

Strefa przyboju - Jest to strefa blisko brzegu o ograniczonej głębokości. Fale napotykając na podpierającą ją płyciznę zaczynają się załamywać.

10. Siła pływotwórcza jako siła różnicowa (z wykresem cząstki wody z wektorami):

Siła pływotwórcza - siła wynikająca przede wszystkim ze złożenia 4 podstawowych sił działających na cząstkę wody:

1. siły przyciągania masy Ziemi

2. siły odśrodkowej wynikającej z obrotu Ziemi wokół własnej osi

3. siły przyciągania księżyca:

4. siły odśrodkowej powstałej w wyniku obrotu układu Ziemia-Księżyc wokół ogólnego środka masy bez uwzględnienia obrotu każdego z ciał wokół jego własnej osi

v

Siła pływotwórcza wynikająca z oddziaływania Księżyca na Ziemię jest wypadkową siły przyciągania Księżyca i odśrodkowe siły wynikającej z obrotu systemu Ziemia-Księżyc wokół wspólnego środka masy:

Tę siłę także można opisać jako różnicę między siłą, z którą Księżyc przyciąga jednostkową masę w danym punkcie Ziemi, a siłą równą co do wartości ale odwrotną co do kierunku sile, z którą Księżyc przyciąga jednostkową masę w centrum ziemi. Z tego powodu pływotwórczą siłę Księżyca nazywamy niekiedy siłą różnicową.

Kierunki i względne wartości siły pływotwórczej księżyca na powierzchni Ziemi przy zerowej deklinacji księżyca:

kaniony

ląd

łoże oceaniczne -

78%

szelf -

8%

stok -

11%

rowy -

3%

osady

warstwa Mohorowica

(Moho)

strefa umiarkowana

gdzie:
- różnica temperatur

- wypór

- powierzchnia wodnicy

słonawe słone

26,5%o

35%o

LÓD

cyrkulacja

cząsteczek

CIECZ

S[%o]

warstwa fotyczna (300-400m)

warstwa dysfotyczna (do 1500m)

warstwa afotyczna (>1500m)

Warstwy:

• Fotyczna - 99,7% światła białego

• Dysfotyczna - następuje znaczne rozproszenie światła

• Afotyczna - praktycznie całkowite rozproszenie

światła białego

LÓD

cyrkulacja

cząsteczek

U₀ - wektor prądu powierzchniowego

S[%o]

35%o

26,5%o

CIECZ

słonawe słone

gdzie: t - czas nadejścia tsunami w sekundach

x - odległość od epicentrum w kilometrach

---