Nhiệt độ đại dương: Nguồn, Ngân sách nhiệt và phân phối
Đọc bài viết này để tìm hiểu về nhiệt độ của các đại dương: nguồn, ngân sách nhiệt và phân phối!
Nghiên cứu về nhiệt độ của các đại dương rất quan trọng để xác định sự di chuyển và đặc điểm của khối lượng nước lớn, loại và sự phân bố của các sinh vật biển ở các độ sâu khác nhau của đại dương, khí hậu của các vùng đất ven biển, v.v.
Ba loại nhạc cụ được sử dụng để ghi lại nhiệt độ đại dương, viz. (i) nhiệt kế loại tiêu chuẩn được sử dụng để đo nhiệt độ bề mặt, (ii) nhiệt kế đảo chiều được sử dụng để đo nhiệt độ dưới bề mặt và (iii) nhiệt kế. Ngày nay, các thiết bị tự ghi âm tự động cũng được sử dụng thay cho các nhiệt kế nói trên.
Nguồn nhiệt ở đại dương:
Mặt trời là nguồn năng lượng chính cho các đại dương, cũng như mọi thứ khác trên trái đất này. Ngoài ra, đại dương cũng được sưởi ấm bởi sức nóng bên trong của chính đại dương.
Nước biển được làm nóng bằng ba quá trình:
(1) Sự hấp thụ bức xạ từ mặt trời là tối đa trên các vùng vĩ độ thấp do cách ly dọc và thời gian ánh sáng ban ngày dài hơn, trong khi nó giảm dần về phía cực. Ngay cả trong cùng một vĩ độ, độ phân giải mặt trời mà đại dương nhận được khác nhau do các yếu tố như dòng chảy và mây.
(2) Các dòng đối lưu trong cơ thể nước cũng làm nóng nước biển. Vì nhiệt độ của trái đất tăng theo độ sâu tăng dần, nước đại dương ở độ sâu lớn được làm nóng nhanh hơn các tầng nước trên đại dương. Vì vậy, một tuần hoàn đại dương đối lưu ở các lớp dưới cùng của nước biển diễn ra gây ra sự lưu thông nhiệt trong nước.
(3) Động năng được tạo ra do ma sát gây ra bởi gió bề mặt và dòng thủy triều làm tăng căng thẳng trên cơ thể nước. Do đó, nước biển được làm nóng.
Nước biển được làm mát bằng các quy trình được đề cập dưới đây:
1. Bức xạ ngược từ mặt biển diễn ra khi năng lượng mặt trời một khi nhận được được phát lại dưới dạng bức xạ sóng dài từ nước biển.
2. Trao đổi nhiệt giữa biển và khí quyển diễn ra, nhưng chỉ khi nước biển lạnh hơn hoặc ấm hơn không khí.
3. Sự bay hơi diễn ra khi nước biển ấm lên, bề mặt lạnh và sự phân tầng khí quyển không ổn định.
Ngân sách nhiệt của đại dương:
Ngân sách nhiệt, nói chung, cho thấy rằng tổng cung năng lượng được cân bằng bởi sự mất đi lượng năng lượng tương đương. Mosby đã xem rằng thặng dư trung bình hàng năm của khoảng cách giữa xích đạo (0 °) và vĩ độ 10 ° N là khoảng 0, 170 gm cal / cm 2 / phút, trong khi đó là khoảng 0, 040 gm cal / cm 2 / phút. trong khoảng từ 60 ° N đến 70 ° N. Sự khác biệt về thặng dư của sự xấc xược hoàn toàn biến mất nếu chúng ta xem xét tất cả các khu vực vĩ độ.
Phân bố nhiệt độ của đại dương:
Sự phân bố nhiệt độ được hướng dẫn bởi các yếu tố sau:
1. Thời gian phơi sáng trung bình hàng ngày và cường độ của nó.
2. Sự cạn kiệt năng lượng bằng cách xua tan, phản xạ, tán xạ và hấp thụ.
3. suất phản chiếu của mặt biển và tính chất thay đổi của nó tùy thuộc vào góc của tia nắng mặt trời.
4. Các đặc tính vật lý của mặt biển, ví dụ, điểm sôi của nước biển tăng lên trong trường hợp độ mặn cao hơn và ngược lại.
5. Truyền nhiệt bằng cách bay hơi và ngưng tụ.
6. Gió thịnh hành; lần lượt kéo nước mặt ấm hoặc lạnh đến những nơi lạnh hoặc ấm trên thế giới: hiện tượng này gây ra dòng nước lạnh trong vành đai hiện tại của đại dương ấm và ngược lại; tình trạng mặt nước biển sương mù trên bờ biển phía đông bắc Hoa Kỳ là kết quả của gió lạnh thổi từ đất liền ra đại dương.
7. Điều kiện thời tiết địa phương như lốc xoáy, bão và bão.
8. Sự hiện diện của sườn tàu ngầm; nhiệt độ bị ảnh hưởng do sự pha trộn ít hơn, nước ở một phía của sườn núi lên đến đáy, trong khi sự pha trộn nước lớn hơn diễn ra ở phía bên kia sườn núi.
9. Hình dạng của đại dương: các vùng biển rộng lớn ở các vùng vĩ độ thấp có nước mặt ấm hơn so với biển rộng theo chiều dọc; ví dụ, Biển Địa Trung Hải rộng lớn ghi nhận nhiệt độ cao hơn Vịnh California rộng lớn theo chiều dọc.
Phạm vi nhiệt độ đại dương:
Các đại dương và biển được làm nóng và làm lạnh chậm hơn so với bề mặt đất liền. Do đó, ngay cả khi độ phân giải mặt trời tối đa là 12 giờ trưa, nhiệt độ bề mặt đại dương cao nhất vào lúc 2 giờ chiều
Nhiệt độ trung bình hoặc hàng ngày của nhiệt độ trung bình chỉ là 1 độ ở các đại dương và biển. Nhiệt độ cao nhất trong nước mặt đạt được lúc 2 giờ chiều và thấp nhất, lúc 5 giờ sáng Phạm vi nhiệt độ cao nhất trong các đại dương nếu bầu trời không có mây và bầu không khí yên tĩnh.
Phạm vi nhiệt độ hàng năm bị ảnh hưởng bởi sự biến đổi hàng năm của sự xấc xược, bản chất của dòng hải lưu và gió thịnh hành. Nhiệt độ tối đa và tối thiểu trong các đại dương chậm hơn một chút so với nhiệt độ của các vùng đất (tối đa là vào tháng 8 và tối thiểu vào tháng 2). Các đại dương phía bắc Thái Bình Dương và Bắc Đại Tây Dương có phạm vi nhiệt độ lớn hơn so với các phần phía nam của chúng do sự khác biệt về lực gió thịnh hành từ đất liền và các dòng hải lưu rộng lớn hơn ở các phần phía nam của đại dương.
Bên cạnh các phạm vi nhiệt độ hàng năm và ban ngày, có những biến động định kỳ của nhiệt độ nước biển. Ví dụ, chu kỳ vết đen mặt trời 11 năm khiến nhiệt độ nước biển tăng sau khoảng cách 11 năm.
Nhiệt độ mặt nước biển:
Nhiệt độ bề mặt của các đại dương được mô tả bằng đồ họa bằng các đường đẳng nhiệt. Nhiệt độ giảm từ xích đạo đến cực. Tuy nhiên, nhiệt độ mặt nước biển cao nhất được quan sát không chính xác trên đường xích đạo mà hơi hướng về phía bắc của đường xích đạo: điều này là do sự hiện diện của diện tích đất tối đa ở phía bắc vĩ độ 0 °.
Các vùng nước ở bán cầu nam, nói chung, hiển thị nhiệt độ trung bình cao hơn so với ở bán cầu bắc vì tỷ lệ diện tích đất ở bán cầu bắc hấp thụ nhiều năng lượng mặt trời hơn nước. Hơn nữa, do sự hiện diện của các lục địa ở bán cầu bắc, sự lưu thông nước và sự vận chuyển nhiệt không hiệu quả ở bán cầu này, trong khi ở bán cầu nam thì ngược lại.
Phân bố theo chiều ngang của nhiệt độ:
Sự phân bố nhiệt độ theo chiều ngang được thể hiện bằng các đường đẳng nhiệt, nghĩa là các đường nối các vị trí có nhiệt độ bằng nhau. Các đường đẳng nhiệt mặt biển vào tháng 2, đối với Đại Tây Dương, tiết lộ rằng các đường đẳng nhiệt được đặt cách nhau ở phía nam Newfoundland, gần bờ biển phía tây của Châu Âu và Biển Bắc và sau đó các đường đẳng nhiệt mở rộng ra phía bắc gần bờ biển Na Uy.
Nguyên nhân của hiện tượng này nằm ở dòng Labrador lạnh lẽo chảy về phía nam dọc theo bờ biển Bắc Mỹ làm giảm nhiệt độ của khu vực mạnh hơn so với những nơi khác có cùng vĩ độ; cùng lúc đó, Stream Stream ấm áp tiến về bờ biển phía tây châu Âu và làm tăng nhiệt độ của bờ biển phía tây châu Âu.
Ở phía tây nam Đại Tây Dương, các đường đẳng nhiệt phình ra về phía tây nam do dòng chảy Brazil ấm áp nhưng ở phía đông của đường đẳng nhiệt phía nam Đại Tây Dương uốn cong về phía tây bắc do dòng chảy Benguela lạnh. Xa hơn về phía nam, các đường đẳng nhiệt đang song song với sự trôi dạt của gió tây thịnh hành.
Sự phân bố nhiệt độ ở phía bắc và nam Đại Tây Dương không đối xứng. Ví dụ, ở phía bắc Đại Tây Dương, đường đẳng nhiệt 5 ° C chạm đến vĩ độ 70 ° N trong khi ở nửa phía nam Đại Tây Dương, nó không bao giờ vượt qua vĩ độ 50 ° S vì Suối Vịnh ấm áp mạnh hơn và đạt tới vĩ độ cao hơn nhiều so với Brazil lạnh lẽo hiện hành. Hơn nữa, có một sự khác biệt đáng kể giữa phần phía đông và phía tây của Đại Tây Dương. Ở phía tây gần bờ biển Labrador, nhiệt độ 0 ° C được ghi nhận nhưng nhiệt độ 9 ° đến 13 ° C được tìm thấy ở bờ biển phía tây châu Âu.
Ở vùng biển cận biên, nhiệt độ thay đổi do vĩ độ và vị trí, ví dụ, Địa Trung Hải ghi nhận nhiệt độ cao hơn Đại Tây Dương lân cận nhưng Baltic và Vịnh Hudson lạnh hơn Đại Tây Dương.
Ở nửa phía bắc của Thái Bình Dương, các đường đẳng nhiệt và vĩ độ gần như song song, nhưng trên bờ biển Bắc Mỹ, các đường đẳng nhiệt hơi uốn cong về phía bắc dưới ảnh hưởng của dòng chảy Kuroshio ấm áp và dọc theo bờ biển Nhật Bản cách nhiệt gần nhau do Oyashio lạnh hiện hành.
Ở vùng xích đạo phía tây Thái Bình Dương, nhiệt độ cao được ghi nhận là dòng xích đạo ấm áp chảy về phía nam. Ở phía đông của Thái Bình Dương, nhiệt độ thấp chiếm ưu thế do ảnh hưởng của dòng chảy lạnh Peru. Ở phía nam Thái Bình Dương, các đường đẳng nhiệt tạo ra các vòng nhỏ do dòng Peru hoặc Humboldt ấm áp.
Ở Ấn Độ Dương, các đường đẳng nhiệt 25 ° C, 27 ° C và 28 ° C chiếm vị trí trung tâm của đại dương. Hướng về phía nam không có sự khác biệt nào được quan sát với Thái Bình Dương khi các đường đẳng nhiệt gần như đi theo vĩ tuyến ngoại trừ một vòng nhỏ gần Mũi Hảo Vọng do dòng chảy Agulhas lạnh lẽo. Các đường đẳng nhiệt uốn cong về phía nam gần bờ biển Bắc Phi do một dòng nước lạnh chảy theo hướng tây nam từ Mũi Guardafui.
Đường đẳng nhiệt tương tự uốn cong về phía bắc ở Biển Ả Rập khi đi vào bán đảo Ấn Độ, nhưng trong Vịnh Bengal, nó uốn cong về phía nam do ảnh hưởng của gió mùa. Các vùng nước kín như Biển Đỏ có nhiệt độ cao hơn về phía nam do hỗn hợp nước biển mở. Vịnh Ba Tư ghi nhận nhiệt độ thấp hơn Ấn Độ Dương dưới ảnh hưởng của vùng đất lạnh.
Điều kiện tháng 8 khác biệt rõ rệt so với điều kiện đẳng nhiệt tháng hai. Ở Đại Tây Dương, băng ở Bắc Cực tan chảy dẫn đến vòng phía bắc của tất cả các đường đẳng nhiệt ở eo biển Davis. Các khúc cua về phía bắc sắc nét của bờ biển Na Uy vắng mặt vào tháng Tám. Trung bình các đường đẳng nhiệt ở phía bắc Đại Tây Dương dịch chuyển về phía bắc vào tháng Tám. Phía nam Thái Bình Dương cho thấy các đường đẳng nhiệt và vĩ độ được đặt song song. Hướng về phía tây đại dương liền kề của khu vực Úc-Châu Á chứng kiến nhiệt độ cao tới 28 ° C khi dòng xích đạo chảy về phía tây kéo theo dòng nước ấm áp về phía tây Thái Bình Dương.
Ở Ấn Độ Dương, bề mặt cao nhất, nhiệt độ 28 ° C được ghi nhận trên Biển Ả Rập và Vịnh Bengal. Vào tháng 8, các vùng biển kín như Biển Đỏ và Vịnh Ba Tư cho thấy nhiệt độ cao hơn (30 ° đến 33 ° C) so với đại dương mở do sự tiếp xúc của chúng với các khu vực đất ấm.
Phân bố dọc của nhiệt độ:
Có sự giảm dần nhiệt độ với sự giảm dần. Thông thường, 90 phần trăm nhiệt mặt trời được hấp thụ trong 15, 6 m (60 feet) nước cao nhất. Nhiệt độ nước biển tương ứng với nhiệt độ bề mặt chỉ lên đến độ sâu khoảng 100 m, và, với nhiệt độ giảm dần, nhiệt độ thường giảm.
Trong các đại dương và biển nhiệt đới, ba lớp có thể được nhận ra từ bề mặt đến đáy. Lớp thứ nhất dày khoảng 500 m với nhiệt độ dao động trong khoảng từ 20 ° đến 25 ° C. Ở các vùng vĩ độ trung bình, lớp trên cùng này chỉ được tìm thấy trong mùa hè. Lớp thermodine được tìm thấy ngay bên dưới lớp đầu tiên. Nó được đặc trưng bởi sự giảm nhiệt độ nhanh chóng với độ sâu tăng dần. Lớp thứ ba rất lạnh và được mở rộng ra đáy đại dương.
Trái ngược với các đại dương nhiệt đới, ở Vùng cực chỉ có một lớp nước lạnh được xác định. Nó kéo dài từ bề mặt đến đáy.
Khi nhiệt độ giảm trong nước với sự giảm dần, một số nhà khoa học đã chia các đại dương thành hai khu vực rộng lớn: (i) khu vực photic hoặc euphotic kéo dài từ bề mặt trên đến 200 m; vùng ánh sáng nhận được ánh sáng mặt trời đầy đủ; và (ii) vùng cách ly kéo dài từ 200 m đến đáy đại dương; khu vực này không nhận được ánh sáng mặt trời đầy đủ.
Sau đây là các tính năng đặc trưng của phân bố nhiệt độ dọc của biển:
1. Mặc dù nhiệt độ giảm khi tăng độ sâu lên tới khoảng 2000 m, nhưng dưới nhiệt độ nó trở nên trì trệ. Ngay cả ở vĩ độ nhiệt đới, nhiệt độ hiếm khi vượt quá 4, 4 ° C ở khoảng 1524 m dưới đây; nó giảm từ 1, 7 ° C xuống 0 ° C vào khoảng 4267 m.
2. Tốc độ giảm nhiệt độ với độ sâu ở xích đạo lớn hơn ở hai cực: nhiệt độ bề mặt cao hơn ở các vùng vĩ độ thấp, trong khi ở nhiệt độ sâu vẫn gần như giống nhau ở cả vĩ độ cao và thấp.
3. Nhiệt độ bề mặt và sự giảm xuống của nó bị ảnh hưởng bởi sự nổi lên của nước dưới đáy. Ở những vùng nước lạnh, nhiệt độ giảm dần theo chiều dọc thấp hơn các vùng khác không bị ảnh hưởng bởi nước lên cao ngay cả ở vĩ độ thấp. Những điều kiện như vậy được quan sát trên bờ biển châu Phi và California.
4. Trong một số trường hợp, nước bề mặt dày đặc chìm do hội tụ với lớp đáy dày hoặc lớp trung gian. Vì vậy, nước lạnh chìm xuống và di chuyển về phía vĩ độ ấm hơn. Trong quá trình này, tốc độ giảm nhiệt độ bị ảnh hưởng ở vĩ độ thấp hơn. Ở các vùng Bắc cực và Nam cực lạnh, chìm trong nước lạnh và sự di chuyển của nó đối với các vĩ độ thấp hơn được quan sát thấy.
5. Ở các vùng xích đạo, nước mặt đôi khi thể hiện nhiệt độ và độ mặn thấp hơn do lượng mưa cao, trong khi các lớp bên dưới có nhiệt độ cao hơn.
6. Các vùng biển kín ở cả vĩ độ thấp hơn và cao hơn ghi lại nhiệt độ cao hơn ở đáy; tuy nhiên, các yếu tố đằng sau hiện tượng này khác nhau từ vùng biển có vĩ độ cao đến vùng biển có vĩ độ thấp.
Các vùng biển kín có vĩ độ thấp như Biển Saragasso, Biển Đỏ và Biển Địa Trung Hải có nhiệt độ đáy cao do độ phân giải cao trong suốt cả năm và sự pha trộn ít hơn của nước ấm và lạnh. Trong những vùng biển kín này, việc trộn nước miễn phí được kiểm tra vì đáy hình đĩa và nước nông được tìm thấy trên sườn tàu ngầm.
Trong trường hợp các vùng biển kín có vĩ độ cao, các lớp nước dưới cùng ấm hơn khi nước có độ mặn cao hơn một chút và nhiệt độ di chuyển từ đại dương bên ngoài như một dòng chảy dưới bề mặt. Do đó, một sự đảo ngược của nhiệt độ với độ sâu là phổ biến.
7. Sự hiện diện của hàng rào tàu ngầm có thể dẫn đến các điều kiện nhiệt độ khác nhau ở hai bên của hàng rào. Chẳng hạn, tại eo biển Bab-el-Mandeb, hàng rào tàu ngầm có chiều cao khoảng 366 m. Kết quả là, nhiệt độ của nước mặt ở Biển Đỏ trong tháng nóng nhất là 29, 4 ° C trong khi ở độ sâu 800 fathoms là 21, 1 ° C. Ở phía bên kia của hàng rào, nhiệt độ ở 800 fathoms ở Ấn Độ Dương là khoảng 2, 8 ° C.
Hình thành băng trên biển:
Sự hình thành băng ở Bắc Cực và Nam Cực ảnh hưởng đến nhiệt độ toàn cầu của đại dương đến một mức độ lớn.
Băng bắt nguồn từ các nguồn sau:
(i) Băng sông thực hiện một ảnh hưởng quan trọng trên thềm lục địa Siberia và Mỹ.
(ii) Cuối cùng tuyết rơi trên đất được lắng đọng hàng năm để tạo thành băng. Băng Floe được hình thành khi băng lĩnh vực bị vỡ thành từng mảnh. Sàn nhà tiếp tục bị phá vỡ để tạo thành gói băng. Icebergs là những khối băng lớn trôi nổi trên biển sau khi được tách ra khỏi nơi xuất phát của chúng.
Sự hình thành băng ở các vùng vĩ độ cao dẫn đến dòng hải lưu lạnh chảy từ các vùng vĩ độ cao, ví dụ như dòng Labrador, dòng Oyashio, dòng Peru, dòng chảy Benguela, dòng chảy Tây Úc v.v ...
Bên cạnh đó, các dòng nước lạnh chảy như dòng hải lưu dưới đáy biển về phía các vùng vĩ độ thấp hơn dẫn đến dòng chảy đại dương. Ví dụ, sự nổi dậy của Canaries hiện tại gần bờ biển phía tây của Quần đảo Anh và Scandinavia dẫn đến sự phát triển phong phú của sinh vật phù du (thức ăn của cá). Vì vậy, cá là một sản phẩm chính của khu vực này.
