(kira-kira 70%), terdiri daripada beberapa komponen individu. Sebarang analisis struktur M.o. dikaitkan dengan bahagian komponen lautan.
Struktur hidrologi Wilayah Moscow.
Stratifikasi suhu. Pada tahun 1928, Defant merumuskan tesis teori tentang pembahagian mendatar MC kepada dua lajur air. Bahagian atas ialah troposfera lautan, atau "Lautan Hangat" dan stratosfera lautan, atau "Lautan Sejuk." Sempadan di antara mereka berjalan secara serong, berbeza dari kedudukan hampir menegak ke mendatar. Di khatulistiwa, sempadan berada pada kedalaman kira-kira 1 km di latitud kutub ia boleh berjalan hampir menegak. Perairan lautan "hangat" lebih ringan daripada perairan kutub dan terletak di atasnya seolah-olah di dasar cecair. Walaupun lautan panas terdapat hampir di mana-mana dan, oleh itu, sempadan di antaranya dan lautan sejuk adalah sangat besar, pertukaran air di antara mereka hanya berlaku di tempat yang sangat sedikit, disebabkan oleh kenaikan air dalam (upwelling) atau penurunan air suam (downwelling) .
Struktur geofizik lautan(kehadiran medan fizikal). Salah satu faktor kehadirannya ialah pertukaran termodinamik antara lautan dan atmosfera. Menurut Shuleikin (1963), lautan harus dianggap sebagai enjin haba yang beroperasi dalam arah meridional. Khatulistiwa adalah pemanas, dan tiang adalah peti sejuk. Disebabkan oleh peredaran atmosfera dan arus lautan, terdapat aliran keluar haba yang berterusan dari khatulistiwa ke kutub. Khatulistiwa membahagikan lautan kepada dua bahagian dengan sistem arus yang sebahagiannya berasingan, dan benua membahagikan lautan. kepada wilayah. Oleh itu, oseanografi membahagikan wilayah lautan kepada 7 bahagian: 1) Artik, 2) Atlantik Utara, 3) India Utara, 4) Pasifik Utara, 5) Atlantik Selatan, 6) Pasifik Selatan, 7) India Selatan.
Di lautan, seperti tempat lain dalam cangkang geografi, terdapat permukaan bersempadan (lautan/atmosfera, pantai/lautan, jisim dasar/air, jisim air sejuk/panas, air laut yang lebih masin/kurang masin, dsb.). Telah ditetapkan bahawa aktiviti terbesar proses kimia berlaku tepat pada permukaan sempadan (Aizatulin, 1966). Di sekeliling setiap permukaan tersebut terdapat peningkatan bidang aktiviti kimia dan anomali fizikal. MO dibahagikan kepada lapisan aktif, yang ketebalannya, apabila menghampiri sempadan yang menghasilkannya, berkurangan ke tahap molekul, dan aktiviti kimia dan jumlah tenaga bebas meningkat sebanyak mungkin. Jika beberapa sempadan dilalui, maka semua proses berlaku dengan lebih aktif. Aktiviti maksimum diperhatikan di pantai, di pinggir ais, dan di hadapan lautan (EM pelbagai asal usul dan ciri).
Paling aktif:
- zon khatulistiwa di mana VM bahagian utara dan selatan lautan bersentuhan, berputar dalam arah bertentangan (mengikut arah jam atau lawan jam).
- zon sentuhan perairan lautan dari kedalaman yang berbeza. Di kawasan upwelling, perairan stratosfera naik ke permukaan, di mana sejumlah besar bahan mineral terlarut, yang merupakan makanan untuk tumbuhan. Di kawasan downwelling, air permukaan yang kaya dengan oksigen tenggelam ke dasar lautan. Di kawasan sedemikian, biojisim meningkat sebanyak 2 kali ganda.
- kawasan hidroterma (gunung berapi bawah air). Di sini, "oasis ekologi" berdasarkan kemosintesis terbentuk. Di dalamnya, organisma wujud pada suhu sehingga +400ºС dan kemasinan sehingga 300 ‰. Archaeobacteria ditemui di sini yang mati pada +100ºС akibat hipotermia dan berkaitan dengan yang wujud di Bumi 3.8 bilion tahun yang lalu, cacing bulu - hidup dalam larutan yang menyerupai asid sulfurik pada suhu +260ºС.
- muara sungai
- selat.
- jeram bawah air
Yang paling kurang aktif ialah bahagian tengah lautan, yang jauh dari dasar dan pantai.
Struktur biologi.
Sehingga pertengahan 60-an. Ia dipercayai bahawa lautan boleh memberi makan kepada manusia. Tetapi ternyata hanya kira-kira 2% daripada jisim air lautan yang tepu dengan kehidupan. Terdapat beberapa pendekatan untuk mencirikan struktur biologi lautan.
- Pendekatan ini dikaitkan dengan mengenal pasti pengumpulan hidupan di lautan. Terdapat 4 pengumpulan statik kehidupan di sini: 2 filem kehidupan, permukaan dan bawah, kira-kira 100 m tebal, dan 2 kepekatan hidupan: pantai dan sargasso - pengumpulan organisma di lautan terbuka, di mana bahagian bawah tidak memainkan sebarang peranan, dikaitkan dengan naik turunnya air di lautan, zon hadapan di lautan,
Pendekatan Zenkevich dikaitkan dengan mengenal pasti simetri di lautan. Di sini terdapat 3 satah simetri dalam fenomena persekitaran biotik: khatulistiwa, 2 satah meridional masing-masing melalui pusat lautan dan pusat benua. Berhubung dengan mereka, terdapat perubahan dalam biojisim dari pantai ke pusat lautan; Zon latitudin di lautan dibezakan berhubung dengan khatulistiwa.
- zon khatulistiwa dengan panjang kira-kira 10 0 (dari 5 0 N hingga 5 0 S) adalah jalur yang kaya dengan kehidupan. Terdapat banyak spesies dengan bilangan yang kecil setiap satu. Memancing biasanya tidak begitu menguntungkan.
- zon subtropika-tropika (2) – zon padang pasir lautan. Terdapat banyak spesies, fitoplankton aktif sepanjang tahun, tetapi bioproduktiviti sangat rendah. Bilangan maksimum organisma hidup di terumbu karang dan bakau (pembentukan tumbuhan pantai separuh tenggelam oleh air).
- zon latitud sederhana (2 zon) mempunyai bioproduktiviti tertinggi. Kepelbagaian spesies berkurangan secara mendadak berbanding khatulistiwa, tetapi bilangan individu bagi satu spesies meningkat dengan mendadak. Ini adalah kawasan memancing yang aktif. 4) zon kutub - kawasan dengan biojisim minimum kerana fakta bahawa fotosintesis fitoplankton berhenti pada musim sejuk.
Pengelasan ekologi. Kumpulan ekologi organisma hidup dibezakan.
- plankton (dari bahasa Yunani Planktos - mengembara), satu set organisma yang hidup di dalam ruang air dan tidak dapat menahan dibawa arus. Terdiri daripada bakteria, diatom dan beberapa alga lain (phytoplankton), protozoa, beberapa coelenterate, moluska, krustasea, telur ikan dan larva, dan larva invertebrata (zooplankton).
- nekton (dari bahasa Yunani nektos - terapung), himpunan haiwan yang aktif berenang yang hidup dalam lajur air, mampu menahan arus dan bergerak pada jarak yang jauh. Nekton termasuk sotong, ikan, ular laut dan penyu, penguin, ikan paus, pinniped, dll.
- benthos (dari bahasa Yunani benthos - kedalaman), satu set organisma yang hidup di atas tanah dan di dalam tanah bahagian bawah takungan. Sebahagian daripada mereka bergerak di bahagian bawah: sulaiman, ketam, landak laut. Lain-lain melekat pada bahagian bawah - karang, kerang, alga. Sesetengah ikan berenang berhampiran bahagian bawah atau berbaring di bahagian bawah (sinar, menggelepar) dan boleh menggali ke dalam tanah.
- Terdapat kumpulan organisma ekologi lain yang lebih kecil: pleiston - organisma terapung di permukaan; neuston - organisma yang melekat pada filem air dari atas atau bawah; hyponeuston - hidup terus di bawah filem air.
- Perpaduan Wilayah Moscow
- Dalam struktur MO, struktur bulat dibezakan.
- Lautan adalah anisotropik, i.e. menghantar pengaruh permukaan bersebelahan pada kelajuan yang berbeza dalam arah yang berbeza. Setitik air bergerak dari permukaan Lautan Atlantik ke dasar selama 1000 tahun, dan dari timur ke barat dari 50 hari hingga 100 tahun.
- Lautan mempunyai tali pinggang menegak dan mendatar, yang membawa kepada pembentukan sempadan dalaman yang lebih rendah di dalam lautan.
- Saiz ketara MC mengalihkan sempadan bawah CP di dalamnya kepada kedalaman 11 km.
- kebolehcapaian rendah untuk manusia;
- kesukaran dalam membangunkan teknologi untuk mengkaji lautan;
- tempoh masa yang singkat semasa lautan dikaji.
Dalam proses pertukaran planet bahan dan tenaga di atmosfera dan hidrosfera, sifat-sifat perairan Lautan Dunia terbentuk. Tenaga pergerakan air, datang dengan sinaran suria, memasuki lautan dari atas. Oleh itu, adalah wajar bahawa dalam bahagian menegak lajur air terpecah menjadi lapisan besar, sama dengan lapisan atmosfera ia juga dipanggil sfera. Adalah lazim untuk membezakan empat sfera: atas, pertengahan, dalam dan bawah.
Sfera atas adalah lapisan setebal 200-300 m, dicirikan oleh pencampuran, penembusan cahaya dan turun naik suhu.
Sfera perantaraan memanjang hingga kedalaman 1500-2000 m Perairannya terbentuk daripada air permukaan semasa ia turun. Pada masa yang sama, mereka disejukkan dan dipadatkan, dan kemudian bergerak ke arah mendatar, terutamanya dengan komponen zon.
Sfera dalam tidak mencapai bahagian bawah selama kira-kira 1000 m Ia dicirikan oleh kehomogenan (homogeniti) air. Sfera ini, sekurang-kurangnya 2000 m tebal, mengandungi hampir separuh daripada semua air laut.
Sfera bawah adalah kira-kira 1000 m tebal dari bahagian bawah. Perairannya terbentuk di zon sejuk, di Antartika dan Artik, dan bergerak di kawasan yang luas di sepanjang lembangan dan parit yang dalam (lebih 4000 m). Mereka melihat haba dari kedalaman bumi dan berinteraksi secara kimia dengan dasar lautan. Oleh itu, mereka berubah dengan ketara.
Di sfera atas terdapat jisim air - jumlah air yang agak besar yang terbentuk di kawasan tertentu di Lautan Dunia dan mempunyai sifat fizikal (suhu, cahaya), kimia (kemasinan, gas), biologi (plankton) yang hampir tetap untuk masa yang lama dan bergerak secara keseluruhan.
Jenis jisim air zon berikut dibezakan di Lautan Dunia: khatulistiwa, tropika dan subtropika, sederhana, kutub.
Jisim air khatulistiwa dicirikan oleh suhu tertinggi di lautan terbuka, kemasinan rendah (sehingga 32-34°/0°), ketumpatan minimum, kandungan oksigen dan fosfat yang tinggi. Jisim air tropika dan subtropika terbentuk di kawasan antisiklon atmosfera tropika dan dicirikan oleh peningkatan kemasinan (sehingga 37°/oo dan ke atas) dan ketelusan yang tinggi, kemiskinan garam nutrien dan plankton. Ini adalah padang pasir lautan.
Jisim air sederhana terletak di latitud sederhana dan dicirikan oleh kebolehubahan yang besar dalam sifat kedua-dua oleh latitud geografi dan mengikut musim. Mereka dicirikan oleh pertukaran haba dan kelembapan yang sengit dengan atmosfera.
Jisim air kutub Artik dan Antartika dicirikan oleh suhu terendah, ketumpatan tertinggi, dan kandungan oksigen yang tinggi. Perairan Antartika secara intensif tenggelam ke dalam sfera bawah dan membekalkannya dengan oksigen. Air Artik, yang mempunyai kemasinan rendah dan oleh itu ketumpatan rendah, tidak melampaui sfera perantaraan atas. Jisim air adalah separa pegun. Setiap jisim air mempunyai sumber pembentukannya sendiri Apabila bergerak, jisim air bercampur dan mengubah sifat. Apabila jisim air bertemu, zon hadapan timbul yang berbeza dalam kecerunan suhu, kemasinan, dan oleh itu ketumpatan (Rajah 8).
Zon hadapan ialah zon penumpuan. Semasa penumpuan, air terkumpul, paras lautan meningkat, tekanan air dan ketumpatan meningkat, dan ia tenggelam.
Oleh kerana di lautan tidak boleh hanya tenggelam air, tetapi juga mesti ada kenaikan pampasan air, bersama-sama dengan zon penumpuan terdapat juga zon perbezaan (divergence) arus di mana air naik. Kelajuan purata pergerakan menegak tidak berkala di lautan hanya beberapa sentimeter sehari Oleh itu, kenaikan air sejuk dari kedalaman lautan ke permukaan di luar pantai timur lautan pada kelajuan beberapa puluh. sentimeter sehari dipanggil berkuasa (upwelling). Air sejuk yang naik dari kedalaman lautan mengandungi banyak nutrien, jadi kawasan tersebut lebih kaya dengan ikan.
Perairan dalam yang sejuk, memasuki lapisan permukaan, secara beransur-ansur memanaskan badan dan, di bawah pengaruh peredaran angin, bergerak dalam sistem arus hanyut ke latitud tinggi, memindahkan haba. Akibatnya, lautan memindahkan lebih banyak haba dari latitud rendah daripada atmosfera.
Lautan dan atmosfera dunia membentuk satu sistem. Lautan adalah penumpuk haba utama di Bumi, penukar gergasi tenaga pancaran kepada haba. Hampir semua haba yang diterima oleh lapisan bawah atmosfera adalah haba terpendam pemeluwapan yang terkandung dalam wap air. Lebih-lebih lagi, lebih separuh daripada haba ini datang dari kawasan tropika. Tenaga terpendam yang memasuki atmosfera dengan wap air sebahagiannya ditukar kepada tenaga mekanikal, yang memastikan pergerakan jisim udara dan kemunculan angin Angin memindahkan tenaga ke permukaan air, menyebabkan gelombang dan arus lautan yang memindahkan haba dari latitud rendah ke lebih tinggi satu.
Seiring dengan pertukaran tenaga, interaksi lautan dan atmosfera disertai dengan pertukaran bahan (wap air, gas, garam Proses interaksi antara dua cengkerang Bumi yang bergerak adalah sangat kompleks, dan kajian mereka sangat kompleks). Ini penting terutamanya untuk memahami gambaran kompleks pembentukan cuaca dan iklim di Bumi, untuk memenuhi keperluan praktikal pakar dalam ramalan cuaca, oseanologi komersial, navigasi, bawah air, akustik, dll.
Struktur Lautan Dunia adalah strukturnya - stratifikasi menegak perairan, zonaliti mendatar (geografi), sifat jisim air dan hadapan lautan.
Stratifikasi menegak Lautan Dunia. Dalam bahagian menegak, lajur air terpecah menjadi lapisan besar, sama dengan lapisan atmosfera. Mereka juga dipanggil sfera. Empat sfera (lapisan) berikut dibezakan:
Sfera atas terbentuk melalui pertukaran langsung tenaga dan jirim dengan troposfera dalam bentuk sistem peredaran mikro. Ia meliputi lapisan setebal 200-300 m. Sfera atas ini dicirikan oleh percampuran sengit, penembusan cahaya dan turun naik suhu yang ketara.
Sfera atas terpecah kepada lapisan tertentu berikut:
a) lapisan paling atas setebal beberapa puluh sentimeter;
b) lapisan pendedahan angin sedalam 10-40 cm; dia mengambil bahagian dalam keseronokan, bertindak balas terhadap cuaca;
c) lapisan lompatan suhu, di mana ia turun secara mendadak dari lapisan atas yang dipanaskan ke lapisan bawah, tidak terjejas oleh gangguan dan tidak dipanaskan;
d) lapisan penembusan peredaran bermusim dan kebolehubahan suhu.
Arus lautan biasanya menangkap jisim air hanya di sfera atas.
Sfera Perantaraan meluas hingga kedalaman 1,500 – 2,000 m; airnya terbentuk daripada air permukaan apabila ia tenggelam. Pada masa yang sama, mereka disejukkan dan dipadatkan, dan kemudian dicampur dalam arah mendatar, terutamanya dengan komponen zon. Pemindahan mendatar jisim air mendominasi.
Sfera Dalam tidak mencapai bahagian bawah kira-kira 1,000 m Sfera ini dicirikan oleh kehomogenan tertentu. Ketebalannya kira-kira 2,000 m dan ia menumpukan lebih daripada 50% daripada semua air di Lautan Dunia.
Sfera bawah menempati lapisan paling bawah lautan dan menjangkau jarak kira-kira 1,000 m dari dasar. Perairan sfera ini terbentuk di zon sejuk, di Artik dan Antartika, dan bergerak di kawasan yang luas di sepanjang lembangan dan parit yang dalam. Mereka melihat haba dari perut Bumi dan berinteraksi dengan dasar lautan. Oleh itu, apabila mereka bergerak, mereka berubah dengan ketara.
Jisim air dan bahagian hadapan lautan sfera atas lautan. Jisim air ialah isipadu air yang agak besar yang terbentuk di kawasan tertentu di Lautan Dunia dan mempunyai sifat fizikal (suhu, cahaya), kimia (gas) dan biologi (plankton) yang hampir tetap untuk masa yang lama. Jisim air bergerak sebagai satu unit. Satu jisim dipisahkan dari yang lain oleh hadapan lautan.
Jenis jisim air berikut dibezakan:
1. Jisim air khatulistiwa dihadkan oleh garisan khatulistiwa dan subequatorial. Mereka dicirikan oleh suhu tertinggi di lautan terbuka, kemasinan rendah (sehingga 34-32 ‰), ketumpatan minimum, kandungan oksigen dan fosfat yang tinggi.
2. Jisim air tropika dan subtropika dicipta di kawasan antisiklon atmosfera tropika dan dihadkan dari zon sederhana oleh bahagian hadapan tropika utara dan selatan tropika, dan kawasan subtropika oleh bahagian utara sederhana dan utara selatan. Ia dicirikan oleh kemasinan yang tinggi (sehingga 37 ‰ atau lebih), ketelusan yang tinggi, dan kemiskinan garam nutrien dan plankton. Dari segi ekologi, jisim air tropika adalah padang pasir lautan.
3. Jisim air sederhana terletak di latitud sederhana dan terhad dari kutub oleh bahagian hadapan Artik dan Antartika. Mereka dicirikan oleh kebolehubahan yang besar dalam sifat kedua-dua oleh latitud geografi dan mengikut musim. Jisim air sederhana dicirikan oleh pertukaran haba dan lembapan yang sengit dengan atmosfera.
4. Jisim air kutub Artik dan Antartika dicirikan oleh suhu terendah, ketumpatan tertinggi, dan kandungan oksigen yang tinggi. Perairan Antartika secara intensif tenggelam ke dalam sfera bawah dan membekalkannya dengan oksigen.
Arus lautan. Selaras dengan pengagihan zon tenaga suria di atas permukaan planet, sistem peredaran yang serupa dan berkaitan genetik dicipta di lautan dan di atmosfera. Idea lama bahawa arus lautan hanya disebabkan oleh angin tidak disokong oleh penyelidikan saintifik terkini. Pergerakan kedua-dua jisim air dan udara ditentukan oleh zonaliti biasa kepada atmosfera dan hidrosfera: pemanasan dan penyejukan permukaan Bumi yang tidak sekata. Ini menyebabkan arus menaik dan kehilangan jisim di beberapa kawasan, dan arus ke bawah dan peningkatan jisim (udara atau air) di kawasan lain. Oleh itu, impuls pergerakan dilahirkan. Pemindahan jisim - penyesuaian mereka kepada medan graviti, keinginan untuk pengedaran seragam.
Kebanyakan sistem peredaran makro bertahan sepanjang tahun. Hanya di bahagian utara Lautan Hindi sahaja arus berubah berikutan monsun.
Secara keseluruhan, terdapat 10 sistem peredaran besar di Bumi:
1) Sistem Atlantik Utara (Azores);
2) Sistem Pasifik Utara (Hawaii);
3) Sistem Atlantik Selatan;
4) Sistem Pasifik Selatan;
5) Sistem India Selatan;
6) Sistem khatulistiwa;
7) Sistem Atlantik (Iceland);
8) Sistem Pasifik (Aleutian);
9) Sistem monsun India;
10) Sistem Antartika dan Artik.
Sistem peredaran utama bertepatan dengan pusat tindakan atmosfera. Kesamaan ini bersifat genetik.
Arus permukaan menyimpang dari arah angin dengan sudut sehingga 45 0 ke kanan di Hemisfera Utara dan ke kiri di Hemisfera Selatan. Oleh itu, arus angin perdagangan pergi dari timur ke barat, manakala angin perdagangan bertiup dari timur laut di Hemisfera Utara dan dari tenggara di Hemisfera Selatan. Lapisan atas boleh mengikut angin. Walau bagaimanapun, setiap lapisan asas terus menyimpang ke kanan (kiri) dari arah pergerakan lapisan atas. Pada masa yang sama, kelajuan aliran berkurangan. Pada kedalaman tertentu, arus mengambil arah yang bertentangan, yang secara praktikal bermakna ia berhenti. Banyak ukuran telah menunjukkan bahawa arus berakhir pada kedalaman tidak lebih daripada 300 m.
Dalam cangkang geografi sebagai sistem yang lebih tinggi daripada lautan, arus lautan bukan sahaja aliran air, tetapi juga jalur pemindahan jisim udara, arah pertukaran bahan dan tenaga, dan laluan penghijrahan haiwan dan tumbuhan.
Sistem arus lautan antisiklonik tropika adalah yang terbesar. Mereka memanjang dari satu pantai lautan ke yang lain untuk 6-7 ribu km di Lautan Atlantik dan 14-15 ribu km di Lautan Pasifik, dan di sepanjang meridian dari khatulistiwa hingga 40° latitud, untuk 4-5 ribu km . Arus yang stabil dan kuat, terutamanya di Hemisfera Utara, kebanyakannya ditutup.
Seperti dalam antisiklon atmosfera tropika, air bergerak mengikut arah jam di Hemisfera Utara dan lawan jam di Hemisfera Selatan. Dari pantai timur lautan (pantai barat benua), air permukaan berkaitan dengan khatulistiwa, di tempatnya ia naik dari kedalaman (divergence) dan air sejuk pampasan berasal dari latitud sederhana. Beginilah bagaimana arus sejuk terbentuk:
Arus Sejuk Kenari;
Arus sejuk California;
Arus sejuk Peru;
Arus Sejuk Benguela;
Arus sejuk Australia Barat, dsb.
Kelajuan semasa agak rendah dan berjumlah kira-kira 10 cm/saat.
Jet arus pampasan mengalir ke arus hangat Angin Perdagangan Utara dan Selatan (Khatulistiwa). Kelajuan arus ini agak tinggi: 25-50 sm/saat di pinggir tropika dan sehingga 150-200 sm/saat berhampiran khatulistiwa.
Mendekati pantai benua, arus angin perdagangan secara semula jadi menyimpang. Aliran sisa besar terbentuk:
Arus Brazil;
Guiana Current;
Arus Antillean;
Arus Australia Timur;
Arus Madagascar, dsb.
Kelajuan arus ini adalah kira-kira 75-100 cm/saat.
Disebabkan oleh kesan pesongan putaran Bumi, pusat sistem arus antisiklonik dialihkan ke barat berbanding dengan pusat antisiklon atmosfera. Oleh itu, pengangkutan jisim air ke latitud sederhana tertumpu di jalur sempit di luar pantai barat lautan.
Arus Guiana dan Antilles basuh Antilles dan sebahagian besar air memasuki Teluk Mexico. Aliran Gulf Stream bermula dari sini. Bahagian awalnya di Selat Florida dipanggil Florida Semasa, kedalamannya kira-kira 700 m, lebar - 75 km, ketebalan - 25 juta m 3 / saat. Suhu air di sini mencapai 26 0 C. Setelah mencapai latitud tengah, jisim air sebahagiannya kembali ke sistem yang sama di luar pantai barat benua, dan sebahagiannya terlibat dalam sistem siklonik zon sederhana.
Sistem khatulistiwa diwakili oleh Equatorial Countercurrent. Arus balas khatulistiwa dibentuk sebagai pampasan antara arus Angin Perdagangan.
Sistem siklonik latitud sederhana adalah berbeza di Hemisfera Utara dan Selatan dan bergantung pada lokasi benua. Sistem siklonik utara - Iceland dan Aleutian– sangat luas: dari barat ke timur mereka membentang sejauh 5-6 ribu km dan dari utara ke selatan kira-kira 2 ribu km. Sistem peredaran di Atlantik Utara bermula dengan Arus Atlantik Utara yang hangat. Ia sering mengekalkan nama awalan Arus Teluk. Walau bagaimanapun, Aliran Teluk itu sendiri, sebagai arus saliran, berterusan tidak lebih jauh daripada New Foundland Bank. Bermula dari 40 0 N jisim air ditarik ke dalam peredaran latitud sederhana dan, di bawah pengaruh pengangkutan barat dan daya Coriolis, diarahkan dari pantai Amerika ke Eropah. Terima kasih kepada pertukaran air yang aktif dengan Lautan Artik, Arus Atlantik Utara menembusi ke latitud kutub, di mana aktiviti siklonik membentuk beberapa gire dan arus Irminger, Norway, Spitsbergen, Tanjung Utara.
Arus Teluk dalam erti kata yang sempit, ia adalah arus pelepasan dari Teluk Mexico ke 40 0 N dalam erti kata yang luas, ia adalah sistem arus di Atlantik Utara dan bahagian barat Lautan Artik.
Gyre kedua terletak di luar pantai timur laut Amerika dan termasuk arus Greenland Timur dan Labrador. Mereka membawa sebahagian besar perairan Artik dan ais ke Lautan Atlantik.
Peredaran Lautan Pasifik Utara adalah serupa dengan Atlantik Utara, tetapi berbeza daripadanya dalam pertukaran air yang kurang dengan Lautan Artik. Arus katabatik Kuroshio masuk ke dalam Pasifik Utara, pergi ke Amerika Barat Laut. Selalunya sistem semasa ini dipanggil Kuroshio.
Jisim air laut yang agak kecil (36 ribu km 3) menembusi ke Lautan Artik. Arus Aleutian, Kamchatka dan Oyashio yang sejuk terbentuk daripada perairan sejuk Lautan Pasifik tanpa hubungan dengan Lautan Artik.
Sistem Antartika Circumpolar Lautan Selatan, mengikut lautan Hemisfera Selatan, diwakili oleh satu arus Angin barat. Ini adalah arus paling kuat di Lautan Dunia. Ia meliputi Bumi dengan gelang berterusan dalam tali pinggang dari 35-40 hingga 50-60 0 S latitud. Lebarnya kira-kira 2,000 km, ketebalan 185-215 km3/s, kelajuan 25-30 sm/s. Untuk sebahagian besar, arus ini menentukan kemerdekaan Lautan Selatan.
Arus circumpolar angin Barat tidak ditutup: cawangan memanjang darinya, mengalir ke dalam Peru, Benguela, arus Australia Barat, dan dari selatan, dari Antartika, arus pantai Antartika mengalir ke dalamnya - dari laut Weddell dan Ross.
Sistem Artik menduduki tempat istimewa dalam peredaran perairan Lautan Dunia kerana konfigurasi Lautan Artik. Secara genetik, ia sepadan dengan tekanan maksimum Artik dan palung minimum Iceland. Arus utama di sini ialah Artik Barat. Ia menggerakkan air dan ais dari timur ke barat ke seluruh Lautan Artik ke Selat Nansen (antara Spitsbergen dan Greenland). Kemudian ia berterusan Greenland Timur dan Labrador. Di timur, di Laut Chukchi, ia dipisahkan dari Arus Artik Barat Arus kutub, melalui kutub ke Greenland dan seterusnya ke Selat Nansen.
Peredaran perairan Lautan Dunia adalah tidak simetri berbanding khatulistiwa. Ketidaksimetri arus masih belum mendapat penjelasan saintifik yang betul. Sebabnya mungkin kerana pengangkutan meridional mendominasi utara khatulistiwa, dan pengangkutan zon di Hemisfera Selatan. Ini juga dijelaskan oleh kedudukan dan bentuk benua.
Di laut pedalaman, peredaran air sentiasa individu.
54. Perairan darat. Jenis-jenis perairan darat
Kerpasan atmosfera, selepas ia jatuh di permukaan benua dan pulau, dibahagikan kepada empat bahagian yang tidak sama dan berubah-ubah: satu menyejat dan diangkut lebih jauh ke dalam benua oleh air larian atmosfera; yang kedua meresap ke dalam tanah dan ke dalam tanah dan berlarutan untuk beberapa waktu dalam bentuk tanah dan air bawah tanah, mengalir ke sungai dan laut dalam bentuk larian air bawah tanah; yang ketiga dalam sungai dan sungai mengalir ke laut dan lautan, membentuk larian permukaan; yang keempat bertukar menjadi glasier gunung atau benua, yang mencair dan mengalir ke lautan. Sehubungan itu, terdapat empat jenis pengumpulan air di darat: air bawah tanah, sungai, tasik dan glasier.
55. Aliran air dari darat. Kuantiti mencirikan air larian. Faktor air larian
Aliran hujan dan air cair dalam aliran kecil menuruni cerun dipanggil planar atau cerun longkang. Jet air larian cerun berkumpul di sungai dan sungai, membentuk saluran, atau linear, dipanggil sungai , longkang . Air bawah tanah mengalir ke sungai dalam bentuk tanah atau bawah tanah longkang.
Aliran sungai penuh R terbentuk daripada permukaan S dan bawah tanah U: R = S + U . (lihat Jadual 1). Jumlah aliran sungai ialah 38,800 km 3 , aliran permukaan ialah 26,900 km 3 , aliran bawah tanah ialah 11,900 km 3 , aliran glasier (2500-3000 km 3) dan aliran air bawah tanah terus ke laut sepanjang garis pantai ialah 2000-4000 km 3 .
Jadual 1 - Imbangan air tanah tanpa glasier kutub
Larian permukaan bergantung pada cuaca. Ia tidak stabil, sementara, tidak menyuburkan tanah, dan sering memerlukan peraturan (kolam, takungan).
Longkang tanah berlaku dalam tanah. Semasa musim hujan, tanah menerima lebihan air di permukaan dan di sungai, dan semasa bulan kering, air bawah tanah memberi makan kepada sungai. Mereka memastikan aliran air yang berterusan di sungai dan rejim air tanah biasa.
Jumlah isipadu dan nisbah air larian permukaan dan bawah tanah berbeza mengikut zon dan wilayah. Di beberapa bahagian benua terdapat banyak sungai dan ia mengalir penuh, kepadatan rangkaian sungai besar, di bahagian lain rangkaian sungai jarang, sungai mempunyai air surut atau kering sama sekali.
Kepadatan jaringan sungai dan kandungan air sungai yang tinggi merupakan fungsi dari aliran atau keseimbangan air wilayah tersebut. Larian larian secara amnya ditentukan oleh keadaan fizikal dan geografi kawasan, di mana kaedah hidrologi dan geografi mengkaji perairan daratan adalah berdasarkan.
Kuantiti mencirikan air larian. Larian tanah diukur dengan kuantiti berikut: lapisan larian, modulus larian, pekali larian, dan isipadu larian.
Saliran paling jelas dinyatakan lapisan , yang diukur dalam mm. Sebagai contoh, di Semenanjung Kola lapisan larian ialah 382 mm.
Modul longkang– jumlah air dalam liter yang mengalir dari 1 km 2 sesaat. Sebagai contoh, di lembangan Neva modul larian adalah 9, di Semenanjung Kola - 8, dan di rantau Volga Bawah - 1 l/km 2 x s.
Pekali air larian– menunjukkan pecahan (%) kerpasan atmosfera yang mengalir ke sungai (selebihnya menyejat). Sebagai contoh, di Semenanjung Kola K = 60%, di Kalmykia hanya 2%. Bagi semua tanah, purata pekali larian jangka panjang (K) ialah 35%. Dalam erti kata lain, 35% daripada hujan tahunan mengalir ke laut dan lautan.
Isipadu air yang mengalir diukur dalam kilometer padu. Di Semenanjung Kola, hujan membawa 92.6 km 3 air setahun, dan 55.2 km 3 mengalir ke bawah.
Larian air bergantung kepada iklim, sifat penutup tanah, topografi, tumbuh-tumbuhan, luluhawa, kehadiran tasik dan faktor lain.
Kebergantungan air larian pada iklim. Peranan iklim dalam rejim hidrologi tanah adalah sangat besar: lebih banyak kerpasan dan kurang sejatan, lebih besar larian, dan sebaliknya. Apabila pelembapan melebihi 100%, air larian mengikut jumlah kerpasan tanpa mengira jumlah sejatan. Apabila pelembapan kurang daripada 100%, air larian berkurangan berikutan penyejatan.
Walau bagaimanapun, peranan iklim tidak boleh dipandang tinggi sehingga menjejaskan pengaruh faktor lain. Jika kita mengiktiraf faktor iklim sebagai penentu dan selebihnya sebagai tidak penting, maka kita akan kehilangan peluang untuk mengawal selia air larian.
Kebergantungan air larian pada penutup tanah. Tanah dan tanah menyerap dan mengumpul (menimbun) kelembapan. Penutup tanah mengubah kerpasan atmosfera menjadi unsur rejim air dan berfungsi sebagai medium di mana aliran sungai terbentuk. Jika sifat penyusupan dan kebolehtelapan air tanah adalah rendah, maka sedikit air yang masuk ke dalamnya, dan lebih banyak dibelanjakan untuk penyejatan dan larian permukaan. Tanah yang ditanam dengan baik dalam lapisan meter boleh menyimpan sehingga 200 mm pemendakan, dan kemudian perlahan-lahan melepaskannya ke tumbuhan dan sungai.
Kebergantungan air larian pada pelepasan. Adalah perlu untuk membezakan antara makna makro, meso dan mikrorelief untuk larian.
Sudah dari ketinggian kecil aliran lebih besar daripada dari dataran bersebelahan. Oleh itu, di Tanah Tinggi Valdai modul larian adalah 12, tetapi di dataran jiran ia hanya 6 m/km 2 / s. Lebih besar air larian di pergunungan. Di lereng utara Caucasus ia mencapai 50, dan di Transcaucasia barat - 75 l/km 2 / s. Sekiranya tiada aliran di dataran gurun Asia Tengah, maka di Pamir-Alai dan Tien Shan ia mencapai 25 dan 50 l/km 2 / s. Secara umumnya, rejim hidrologi dan keseimbangan air di negara pergunungan adalah berbeza daripada dataran.
Di dataran, kesan meso- dan microrelief pada larian dimanifestasikan. Mereka mengagihkan semula air larian dan mempengaruhi kadarnya. Di kawasan rata di dataran, alirannya perlahan, tanah tepu dengan kelembapan, dan genangan air mungkin. Di cerun, aliran planar bertukar menjadi linear. Terdapat lurah dan lembah sungai. Mereka, seterusnya, mempercepatkan larian dan mengalirkan kawasan itu.
Lembah dan lekukan lain dalam pelepasan di mana air terkumpul membekalkan tanah dengan air. Ini amat ketara di kawasan yang mempunyai kelembapan yang tidak mencukupi, di mana tanah tidak direndam dan air bawah tanah terbentuk hanya apabila diberi makan oleh lembah sungai.
Kesan tumbuhan terhadap air larian. Tumbuhan meningkatkan penyejatan (transpirasi) dan dengan itu mengeringkan kawasan tersebut. Pada masa yang sama, mereka mengurangkan pemanasan tanah dan mengurangkan penyejatan daripadanya sebanyak 50-70%. Sampah hutan mempunyai kapasiti lembapan yang tinggi dan peningkatan kebolehtelapan air. Ia meningkatkan penyusupan kerpasan ke dalam tanah dan dengan itu mengawal larian. Tumbuhan menggalakkan pengumpulan salji dan melambatkan pencairannya, jadi lebih banyak air meresap ke dalam tanah daripada dari permukaan. Sebaliknya, sebahagian hujan disimpan oleh daun dan menyejat sebelum sampai ke tanah. Tutupan tumbuh-tumbuhan mengatasi hakisan, melambatkan larian dan memindahkannya dari permukaan ke bawah tanah. Tumbuhan mengekalkan kelembapan udara dan dengan itu meningkatkan peredaran lembapan intra-benua dan meningkatkan kerpasan. Ia menjejaskan peredaran lembapan dengan menukar tanah dan sifat menerima airnya.
Pengaruh tumbuh-tumbuhan berbeza-beza di zon yang berbeza. V.V. Dokuchaev (1892) percaya bahawa hutan padang rumput adalah pengawal selia yang boleh dipercayai dan setia bagi rejim air zon padang rumput. Di zon taiga, hutan mengalirkan kawasan melalui penyejatan yang lebih besar daripada di ladang. Di padang rumput, tali pinggang hutan menyumbang kepada pengumpulan lembapan dengan mengekalkan salji dan mengurangkan larian dan penyejatan dari tanah.
Pengaruh ke atas air larian paya di zon lembapan yang berlebihan dan tidak mencukupi adalah berbeza. Di zon hutan mereka adalah pengawal selia aliran. Dalam hutan padang rumput dan padang rumput, pengaruh mereka adalah negatif; mereka menyerap permukaan dan air bawah tanah dan menyejat mereka ke atmosfera.
Kerak dan air larian luluhawa. Mendapan pasir dan kerikil mengumpul air. Mereka sering menapis aliran dari tempat yang jauh, contohnya, di padang pasir dari pergunungan. Pada batuan berhablur besar-besaran, semua air permukaan mengalir; Pada perisai, air bawah tanah beredar hanya dalam retakan.
Kepentingan tasik untuk mengawal air larian. Salah satu pengawal selia aliran yang paling berkuasa ialah tasik yang mengalir besar. Sistem sungai tasik yang besar, seperti Neva atau St. Lawrence, mempunyai aliran yang sangat terkawal dan ini berbeza dengan ketara daripada semua sistem sungai lain.
Kompleks faktor fizikal dan geografi air larian. Semua faktor di atas bertindak bersama, mempengaruhi satu sama lain dalam sistem kamiran sampul geografi, menentukan kandungan lembapan kasar wilayah itu . Ini adalah nama yang diberikan kepada bahagian kerpasan atmosfera yang, tolak air larian permukaan yang mengalir deras, meresap ke dalam tanah dan terkumpul di dalam penutup tanah dan tanah, dan kemudian dimakan secara perlahan. Jelas sekali, ia adalah kelembapan kasar yang mempunyai kepentingan biologi (tumbuhan) dan pertanian (pertanian) yang paling besar. Ini adalah bahagian paling penting dalam keseimbangan air.
Pemindahan jisim air secara mendatar dan menegak ke lautan dilakukan sistem peredaran pelbagai saiz. Ia adalah kebiasaan untuk membahagikan mereka kepada mikro, meso- Dan peredaran makro. Peredaran air biasanya berlaku dalam bentuk sistem vorteks, yang boleh menjadi siklonik (jisim air bergerak melawan arah jam dan naik) dan antisiklonik (dengan air bergerak mengikut arah jam dan ke bawah). Pergerakan kedua-dua jenis sepadan dengan pergerakan atmosfera dan dijana oleh gangguan hadapan gelombang. Aktiviti siklo-antisiklonik di troposfera berterusan ke bawah; di lautanosfera ia disetempat, seperti yang akan kita lihat di bawah, mengikut bahagian hadapan atmosfera dan pusat tindakan atmosfera.
Dengan pergerakan berterusan jisim air, mereka berkumpul di beberapa tempat dan menyimpang di tempat lain. Konvergensi dipanggil penumpuan, perbezaan - perbezaan. Semasa penumpuan, air terkumpul, paras lautan meningkat, tekanan dan ketumpatan air meningkat, dan ia tenggelam. Semasa divergence (contohnya, divergence arus), paras air dalam juga berkurangan.
Penumpuan dan perbezaan boleh berlaku antara jisim air yang bergerak (contohnya, arus) dan pantai. Jika, akibat daya Coriolis, arus menghampiri pantai, penumpuan berlaku dan air turun. Apabila arus bergerak dari pantai, perbezaan diperhatikan, akibatnya air dalam meningkat.
Akhirnya, kedua-dua peredaran menegak dan mendatar disebabkan oleh perbezaan ketumpatan air. Secara purata, pada permukaan ialah 1.02474; dengan peningkatan kemasinan dan penurunan suhu air, ia meningkat; dengan penurunan kemasinan dan pemanasan, ia berkurangan (ingat bahawa 1%o = 1 kg garam setiap 1 tan air).
Sistem peredaran mikro di lautan mempunyai bentuk pusaran yang bersifat siklonik dan antisiklonik dengan diameter 200 m hingga 30 km (Stepanov, 1974). Mereka biasanya terbentuk di sepanjang gangguan gelombang hadapan, menembusi 30-40 m dalam, di beberapa tempat sehingga 150 m, dan wujud selama beberapa hari.
Sistem mesocirculation ialah kitaran air, juga bersifat siklo- dan antisiklonik, dengan diameter 50 hingga 200 km dan kedalaman biasanya 200-300 m, kadang-kadang sehingga 1000 m di selekoh atau liku-liku di hadapan. Kitaran air tertutup terbentuk tanpa sambungan dengan bahagian hadapan. Ia boleh disebabkan oleh angin, dasar laut yang tidak rata, atau konfigurasi pantai.
Sistem peredaran makro ialah sistem kuasi-pegun pertukaran air planet, biasanya dipanggil arus lautan. Mereka dibincangkan di bawah.
Struktur Lautan Dunia. Struktur Lautan Dunia adalah strukturnya - stratifikasi menegak perairan, zonaliti mendatar (geografi), sifat jisim air dan hadapan lautan.
Dalam proses pertukaran planet bahan dan tenaga di atmosfera dan hidrosfera, sifat-sifat perairan Lautan Dunia terbentuk. Tenaga pergerakan air, datang dengan sinaran suria, memasuki lautan dari atas. Oleh itu, adalah wajar bahawa dalam bahagian menegak lajur air terpecah menjadi lapisan besar yang serupa dengan lapisan atmosfera; mereka juga harus dipanggil sfera.
Memandangkan lautan berubah dalam masa geologi (dan keseimbangan dinamik sentiasa dikekalkan dalam pertukaran planet), jelas sekali stratifikasi lautan dan peredaran mendatar air (arus) mempunyai ciri-ciri tertentu dalam setiap era geologi.
Perubahan spatial dalam ciri hidrokimia perairan, yang dikesan dalam arah mendatar dan menegak, berkait rapat dengan peredaran dan struktur hidrologi perairan Lautan Dunia. Sambungan ini dinyatakan dalam fakta bahawa perairan permukaan, pertengahan dan dalam, walaupun berbeza dalam ciri hidrologi, juga berbeza (dan kadang-kadang agak mendadak) dalam kandungan nutrien dan unsur lain, rejim oksigen, pH, kealkalian dan penunjuk hidrokimia lain. Penggunaan data hidrokimia dalam menganalisis asal usul dan pengagihan pelbagai jenis air diketahui digunakan secara meluas dalam amalan penyelidikan oseanografi.
Faktor-faktor yang menentukan pembentukan struktur hidrologi lautan bergantung pada zon iklim latitudin, peredaran umum air dan ciri-ciri taburan menegak air adalah pada masa yang sama faktor di bawah pengaruh struktur hidrokimia lautan tercipta. Pada masa yang sama, ia mesti diambil kira bahawa proses biologi (contohnya, pembangunan fitoplankton) memainkan peranan yang besar dalam pembentukan struktur hidrokimia. Kesannya, terutamanya dalam lapisan permukaan, merumitkan pergantungan ciri hidrokimia pada keadaan hidrologi umum.
Dalam struktur hidrokimia menegak perairan lautan, seperti dalam bahagian hidrologi, biasanya terdapat tiga zon (atau lapisan): cetek, pertengahan dan dalam. Struktur hidrokimia menegak tiga lapisan adalah disebabkan oleh perubahan ketara dalam semua ciri hidrokimia secara menegak dan laluan satu arah di setiap zon. Secara umumnya, ketiga-tiga zon ini boleh dicirikan:
1. Lapisan permukaan- dalam sempadannya terdapat zon fotosintesis dan pembentukan bahan organik dan proses mineralisasi yang paling sengit berlaku. Ia dibezakan oleh kepekatan nutrien yang rendah dan berubah-ubah, kadangkala CO 2 terlarut, kandungan oksigen yang tinggi, dan nilai pH maksimum. Peranan lapisan permukaan dalam pembentukan ciri hidrokimia perairan dan, akibatnya, struktur hidrokimia adalah sangat besar. Di sini asas komposisi hidrokimia diletakkan, yang, berubah semasa proses peredaran, pencampuran, kenaikan dan penurunan air, dan proses biokimia, menentukan banyak penunjuk hidrokimia biasa perairan asal yang berbeza.
2. Lapisan pertengahan Sebaliknya, ia dicirikan oleh peningkatan kepekatan nutrien dan CO 2 terlarut, penurunan kandungan oksigen kepada minimum dan penurunan pH. Lapisan perantaraan adalah penting kerana ia mengandungi pergerakan jenis air tertentu, yang membawa kepada pengagihan semula sifat hidrokimia perairan lautan, pemindahan nutrien, oksigen dan komponen lain dalam komposisi kimia. Perairan lapisan perantaraan menyumbang kepada pertukaran bahan di lautan.
3. Lapisan dalam- perubahan dalam semua ciri hidrokimia agak kecil, kepekatan oksigen terlarut meningkat sedikit, kandungan nutrien berubah dengan cara yang berbeza - nitrogen dan fosforus berkurangan sedikit atau kekal tidak berubah, dan silikon meningkat, pH meningkat.
Struktur hidrokimia menegak, sambil mengekalkan asas asasnya, menampakkan dirinya secara berbeza dalam zon latitudin setiap lautan. Di semua zon, perubahan dalam kandungan kuantitatif dan pengedaran menegak oksigen dan nutrien diperhatikan.
1. B zon subartik perbezaan hidrokimia antara lapisan paling teruk dinyatakan; terdapat kandungan oksigen terlarut yang sangat tinggi dan minimum unsur biogenik. Perairan zon ini, menembusi ke selatan pada kedalaman, memperkaya lapisan pertengahan dan dalam zon lain dengan oksigen.
2. B zon subtropika utara taburan penunjuk hidrologi, termasuk oksigen terlarut dan silikon, merentasi lapisan adalah lebih ketara.
3. Di perairan zon tropika dan khatulistiwa penajaman lagi sempadan antara lapisan diperhatikan, pengagihan oksigen terlarut dalam lapisan permukaan menjadi lebih rumit, dan lapisan minimum oksigen jelas dibezakan. Dalam lapisan perantaraan, kandungan silikon dan fosforus meningkat dengan ketara.
Seperti yang telah dinyatakan, komplikasi struktur hidrokimia air dikaitkan dengan pengaktifan proses biologi dan biokimia dalam lapisan permukaan dan penembusan jisim air dengan sifat yang berbeza dalam lapisan perantaraan.
Ciri serantau bagi struktur hidrokimia menegak perairan
DALAM lautan Atlantik faktor berikut berperanan:
a) Pengaruh upwelling (kenaikan air) ke atas taburan nutrien dan oksigen di lapisan permukaan berhampiran Afrika Utara-Barat dan Barat Daya.
b) Pencerobohan perairan subartik dan subantartik perantaraan, yang mewujudkan lapisan tambahan oksigen terlarut minimum dan maksimum pada pelbagai kedalaman di latitud tropika.
c) Kepekatan silikon yang berkurangan dalam lapisan perantaraan dikaitkan dengan penembusan perairan subartik dan Mediterranean yang berkurangan silikon.
d) Perairan lapisan dalam Lautan Atlantik kurang kaya dengan nutrien berbanding lautan lain, kerana pertukaran mendatar dan menegak yang sengit memihak kepada penyamaan kepekatannya.
DALAM lautan India Struktur hidrokimia perairan berbeza dalam banyak aspek daripada struktur perairan Lautan Atlantik. Ini paling jelas ditunjukkan dalam latitud khatulistiwa, tropika dan subtropika.
a) Di selatan Lautan Hindi, hanya beberapa perbezaan kuantitatif dalam kepekatan nutrien dapat dikesan.
b) Di kawasan monsun Lautan Hindi, lapisan permukaan ditakrifkan dengan sangat jelas. Peningkatan mendadak dalam kandungan fosforus diperhatikan, yang sebahagian besarnya menentukan produktiviti tinggi dalam 50-100 m atas Perubahan dari musim panas yang lebih kuat kepada monsun musim sejuk membawa kepada penurunan kandungan fosforus dalam zon fotosintesis. Perubahan dalam kepekatan oksigen dan nutrien terlarut boleh dikesan hingga hampir 3000 m (kadang-kadang lebih), yang menentukan sempadan bawah lapisan perantaraan. Satu lagi ciri Lautan Hindi ialah perairan lapisan pertengahan kaya dengan silikon di kedua-dua latitud utara dan selatan.
DALAM lautan Pasifik ciri zon utama struktur hidrokimia dikekalkan di kebanyakan kawasannya.
a) Sisihan paling ketara diperhatikan di bahagian timur lautan. Ia dikaitkan dengan penembusan perairan yang lebih sejuk di bawah pengaruh arus sempadan timur ke latitud subtropika dan tropika, dengan proses penebangan pantai yang membawa kepada peningkatan kandungan nutrien dan, sebagai akibatnya, pembentukan kawasan yang sangat produktif. Di sini, di permukaan dan sebahagiannya dalam lapisan perantaraan, kecerunan ciri hidrokimia meningkat. Di timur zon khatulistiwa, sistem arus bawah permukaan meningkat kepada kedalaman yang agak cetek dan meningkatkan pemisahan ketumpatan perairan mewujudkan perbezaan ketara dalam rejim oksigen nutrien yang sudah berada dalam lapisan atas 50 meter. Penembusan air dari pelbagai asal ke kawasan ini, termasuk yang naik dari kedalaman, membawa kepada kandungan nutrien yang tinggi, terutamanya fosforus, kepekatannya pada kedalaman 100 m boleh melebihi 2 µg-at/l. Kenaikan air juga dikaitkan dengan penurunan ketebalan lapisan permukaan ke arah pantai kepada 75-100 m Pada jarak dari pantai ia boleh melebihi 150 m.
b) Zon subantartik dihadkan oleh kedudukan zon penumpuan subtropika dan khatulistiwa. Penurunan air di zon penumpuan mewujudkan perbezaan tertentu dalam taburan ketumpatan dan ciri hidrokimia di utara dan selatan. Di utara, penenggelaman ini menembusi kedalaman 400-700 m, di selatan - lebih 1000-1200 m.
c) Perbezaan boleh dibezakan antara zon sub-Antartika dan Antartika. Jika di zon subantarctic lapisan perantaraan struktur hidrokimia dinyatakan dengan jelas dan dicirikan, mungkin, dengan kebolehubahan yang lebih besar dalam kepekatan oksigen dan nutrien terlarut daripada permukaan, maka di zon Antartika lapisan perantaraan dibezakan dengan perubahan yang sangat kecil dalam kepekatan dan hampir tidak berbeza daripada yang dalam.
Pengezonan latitudin struktur hidrokimia Lautan Dunia, bagaimanapun, tidak mengecualikan perbezaan ketara dalam taburan ciri hidrokimia antara kawasan tengah dan pinggir lautan, mencerminkan zonasi keliling benua . Perbezaan ini paling ketara dalam lapisan permukaan dan mempengaruhi kedua-dua nilai mutlak ciri hidrokimia dan kebolehubahan temporalnya.
Kebolehubahan harian ciri hidrokimia, yang dipengaruhi oleh proses biologi, meliputi lapisan permukaan fotosintesis. Di kawasan yang tidak produktif, kandungan oksigen dan nutrien boleh berubah mengikut urutan magnitud. Kesan perubahan skala sinoptik (laluan siklon dan antisiklon) dianggarkan pada 20% daripada ciri hidrokimia yang diukur.
Kebolehubahan bermusim boleh dikesan bukan sahaja di seluruh lapisan permukaan, tetapi juga di bahagian atas (dan kadang-kadang lebih dalam) lapisan perantaraan. Ia paling ketara di zon percampuran perolakan sengit (air kutub dan latitud sederhana), di kawasan monsun, dan di zon khatulistiwa timur Lautan Pasifik. Untuk keadaan hidup organisma dan proses bioproduksi, peranan perubahan bermusim dalam ciri hidrokimia dalam lapisan permukaan adalah sangat hebat. Kaitan antara perubahan ini dan ciri latitudin struktur hidrokimia di lautan jelas kelihatan. Di latitud sederhana dan tinggi, perubahan bermusim dalam pencahayaan nutrien, suhu dan dinamik air mengehadkan pembangunan fitoplankton dalam masa. Musim tumbuh di sini berlangsung dari 1 hingga 7 bulan. Dalam tempoh ini, sebahagian besar fitoplankton hidup dan menghasilkan dalam lapisan atas air yang agak nipis (sehingga 50-75 m), terhad dari bawah oleh lapisan ketumpatan bermusim melompat, akibat pemanasan air permukaan. Hasil daripada aktiviti penting fitoplankton, kandungan nutrien berkurangan dengan ketara berbanding musim pra-penanaman. Di sesetengah kawasan ia menjadi sangat kecil sehingga hampir mengehadkan pembangunan fitoplankton sepenuhnya. Walau bagaimanapun, akibat daripada penyejukan air permukaan musim luruh-musim sejuk, lapisan lompatan bermusim dimusnahkan, pencampuran perolakan menangkap lapisan air yang lebih dalam berbanding dengan tempoh panas tahun ini - sehingga 200-500 m, dicirikan oleh kandungan nutrien yang tinggi. Ini menyebabkan penyamaan kepekatan nutrien dalam lapisan 200-260 meter dan, akibatnya, peningkatan kandungannya dalam lapisan fotik. Menjelang permulaan musim pertumbuhan seterusnya, fitoplankton sekali lagi dibekalkan dengan cukup baik dengan nutrien. Jadi, di kawasan pulau yang sangat produktif. Georgia Selatan di Laut Scotia, jumlah fosforus dan silikon semasa musim tumbuh dalam lapisan pemanasan musim panas (~50 m) masing-masing adalah purata 1.4 dan 2-3 µg-at/l. Kandungan silikon yang rendah sudah pada separuh pertama musim tumbuh menghadkan pembangunan fitoplankton. Pada musim luruh dan musim sejuk, pencampuran perolakan meliputi lajur air sehingga lebih kurang 200 m, meningkatkan kandungan fosforus kepada 2.2, dan silikon kepada 20 µg-at/l di lapisan atas. Di bahagian perairan dalam Laut Bering, sebagai contoh, kandungan nutrien dalam lapisan fotik akibat pencampuran perolakan musim luruh-musim sejuk meningkat daripada 0.5 kepada 2.6 μg-pada P/l dan daripada 7.14 kepada 35 μg-at Si/ l.
Tidak seperti kawasan latitud sederhana dan tinggi, di kawasan khatulistiwa-tropika, kerana ketiadaan perubahan musim yang jelas, struktur menegak perairan dalam lapisan permukaan mengekalkan ciri utamanya sepanjang tahun. Keadaan dinamik dan cahaya di sini sesuai untuk pembangunan fitoplankton sepanjang tahun, musim tumbuh meliputi 12 bulan. Terdapat penggunaan berterusan nutrien, yang tidak diimbangi oleh pertumbuhan semula mereka, walaupun agak cepat. Faktor berkuasa yang sama dalam penghantaran nutrien seperti pencampuran perolakan tidak terdapat di sini. Lapisan fotik menjadi kehabisan nutrien; pembentukan baru bahan organik menjadi lemah. Sebagai contoh, di bahagian barat zon tropika Lautan Atlantik di selatan khatulistiwa, kepekatan nitrogen, fosforus dan silikon kekal pada tahap yang sangat rendah sepanjang tahun - secara purata 0.5, masing-masing; 0.2 dan 2.6 µg-at/l. Dan hanya di zon telaga pantai, sebahagiannya daripada perbezaan khatulistiwa, kenaikan air permukaan membawa kepada pembentukan kawasan yang kaya dengan nutrien dan, sebagai akibatnya, sangat produktif.
Kebolehubahan interannual ciri hidrokimia boleh mencapai 10-20 dan bahkan 50% daripada nilai ciri hidrokimia dan dikaitkan dengan perubahan umum dalam rejim lautan di bawah pengaruh turun naik berskala besar di lautan dan atmosfera.