wz

Dynamika vod Světového oceánu


Návrat na hlavní stránku

Obsah

  1. Pohyby mořské vody
  2. Vlnění
  3. Mořské proudy
  4. Studijní materiály
  5. Kontrolní otázky
  6. Doporučená studijní literatura
  7. Odkazy na další zdroje

Pohyby mořské vody

Bez ohledu na směr pohybu vodních částic (vertikální a horizontální) lze rozlišovat (podle mechanismu pohybu vodních částic) pohyby, které se uskutečňují v uzavřených drahách a pohyby, jimiž se uskutečňuje přemísťování vody z místa na místo. Do prvých náleží vlnění a dmutí (je to vlastně druh vlnění s dlouhou periodou), do druhých mořské proudy nebo proudění vody. Oba druhy pohybu vody nelze od sebe ostře odlišovat. Vlnění na pobřeží může být totiž příčinou vzniku příbřežních proudů.
Pohyby oceánských vod vyvolává celá řada příčin, jde především o astronomické a atmosférické vlivy:

Vlnění

Vlnění je nejdůležitějším pohybem vodních částic na povrchu oceánů a moří, jedná se pohyb vody v uzavřených drahách, v závislosti na způsobu vzniku (genezi) a charakteru vln je rozlišováno několik typů vlnění:

Eolické vlnění

Se stoupající rychlosti větru se zvyšuje výška vln, zpočátku tzv. kapilární vlny (o vlnové délce menší než 1,74 cm), kdy je v rovnováze povrchové napětí vodní hladiny a gravitační síly, přechází ve vlny gravitační (vlnová délka větší než 1,74 cm), kdy nad silou povrchovou začne převládat síla gravitační.

Charakteristika vln

Každá vlna se skládá ze hřbetu a vpadliny (důl) a můžeme ji dále charakterizovat těmito parametry:

Vlny nucené a volné

Nucené vlny vznikají v oblastech pod přímým účinkem větru. Jsou složitým systémem jednotlivých typů vln o různém směru, výšce, periodě a rychlosti. Při tomto procesu se uplatňuje gravitace i působení větru, přičemž probíhají různé děje:

Volné vlny vytvářejí pravidelný systém stejnoměrných, symetrických vln, které se již dostaly z oblasti vzniku nuceného vlnění. Mají zpravidla nižší výšku, ale větší délku a periodu, a pravidelné hřbety. Putují na obrovské vzdálenosti a jsou registrovány v oblastech, kde v daný okamžik může být úplné bezvětří.

Příboj vzniká v místech, kde se postupují hlubokovodní vlny volného vlnění transformují na mělkovodní vlny na mělčinách. Zesilující tření o dno zpomaluje rychlost pohybu vodních částic u vpadlin, přičemž u hřbetů je tento pohyb rychlejší. Hřbety se naklánějí nad vpadliny předchozích vln, přepadávají, rozbíjejí se a vrchol vlny se zlomí, když je hloubka vody přibližně 1,3 krát větší než výška vlny.

Vlnění vnitřní nemá bezprostřední souvislost s působením větru, vzniká na rozhraní dvou vrstev vody o různých hustotách. Vnitřní vlny mohou mít mnohem větší vlnovou délku než vlny povrchové, výška takové vlny může dosahovat až sta metrů a její pohyb je často pozorovatelný až z vesmíru. Na vzniku vnitřního vlnění se mohou podílet příliv a odliv, mořské proudy o vyšší hustotě či dokonce proplouvající lodě. Na hladině se projevuje např. soustředěním planktonu, nečistot a suspenzí do pravidelných pásů, které jsou lokalizovány právě v místech vpadlin vnitřních vln.

Stojaté (stacionární) vlny (seiches - séše, podle místního názvu stojatých vln na Ženevském jezeře) většinou vznikají proniknutím normálního oceánského vlnění do zálivů. Po refrakci se odráží od pobřeží a vytvoří se neutrální uzlový bod, kolem kterého hladina kolísá. Kromě vlnění jednouzlového může vzniknout i vlnění dvouuzlové.

Katastrofické vlnění (tsunami) vytvářejí vlny značné délky (150 - 300 km) a s dlouhou periodou (mezi 5 min. a 12,5 hod.), které se chovají jako mělkovodní vlny v celém oceánu, a proto jejich rychlost je závislá pouze na hloubce. Jakmile se dostanou do mělčích vod, zpomalí a začnou růst. Tsunami tak mnohdy připomíná ohromnou, extrémně vysokou přílivovou vlnu. Dostane-li se k pobřeží nejdříve sedlo tsunami, voda od pobřeží rychle odtéká zpět do oceánu (tak tomu bylo i 26. prosince 2004 v Indickém oceánu), dochází k obnažení velké části pobřeží, tento jev připomíná extrémně silný odliv.
Většina tsunami vzniká díky tektonickým pohybům geologických zlomů, kdy v zemské kůře vzniká zemětřesení, a pokud dojde k náhlým posunům mořského dna, projeví se to náhlou změnou výšky vodní hladiny. Tsunami vznikají i v důsledku řidších jevů, jako jsou erupce podmořských sopek, sesuvy mořských břehů a dnových sedimentů.

Mořské proudy

Kromě periodických proudů vyvolaných vlněním a dmutím a vyvinutých většinou při pobřeží nebo řetězech ostrovů se v oceánech uskutečňuje trvalý přenos vody mořskými proudy. Oceánské proudy jsou masy oceánské vody, která teče z jednoho místa na druhé. Jedná se o trvalý přenos vody v obrovském množství a na velké vzdálenosti, dochází rovněž i k regulaci a změně teploty oceánských vod, a to jak na povrchu, tak v hloubce.

Hlavní příčiny vzniku oceánského proudění:

  1. Cirkulace atmosféry v přízemních vrstvách, související s celkovou cirkulací na Zemi. Působením pravidelných větrů vznikají  nucené (driftové) proudy.
  2. Odlišná salinita a teplota oceánských mas vody vyvolává  konvekční (termohalinní) proudy.
  3. Celková bilance oběhu vody nad oceány, moří jako výsledek vzájemné výměny vody mezi oceány a pevninou i nad hladinou  oceánů.
  4. Setrvačnost driftových proudů  způsobuje vznik  volných proudů.
  5. Vyrovnání úbytku vody přítokem ze sousední oblasti je příčinou vzniku vyrovnávacích (kompenzačních) proudů.
  6. Vlnění a slapové jevy, vyvolávající periodické proudy při pobřeží nebo mezi řetězy ostrovů.
V systémech mořských proudů jednotlivých oceánů jsou jisté shody, související se stálým systémem větrného proudění, které je hlavní hnací silou proudů a souvisí s rozložením tlakových útvarů na Zemi. Společným znakem Tichého, Atlantského a jižní poloviny Indického oceánu jsou anticyklonální koloběhy v tropických a subtropických šířkách a cyklonálními koloběhy v severních mírných a jižních částech vysokých zeměpisných šířek. V severní polovině Indického oceánu je podobný koloběh narušen nejen existencí pevninské obruby Asie, ale i monzunovým prouděním vzduchu, které má sezónní charakter. V Severním ledovém oceánu je anticyklonální oběh vyvinut v polovině přiléhající k břehům Severní Ameriky a východní Asie, cyklonální v části mezi mezi Severní Zemí a Grónskem, široce spojené s Atlantickým oceánem. Ve vysokých zeměpisných šířkách, kde je rozložení pevnin a oceánů na severní polokouli odlišné od jejich rozložení na jižní polokouli, je systém proudů rozdílný.

  Systém mořských proudů na Zemi

Ekmanova spirála - model uchylování proudů

Směr proudů je ovlivněn nejen rozložením pevnin, ale i tvarem pobřeží a reliéfem mořského dna a dále rotací Země. Ta se projevuje jednak tím, že při otáčení od západu k východu se centra oběhu vody posouvají do západní části oceánů, jednak uchylováním proudů tekoucích meridionálním směrem (Coriolisova síla). Švéd Ekman odvodil model uchylování mořských proudů, tzv. Ekmanovu spirálu.

Podle tohoto modelu se povrchový proud na severní polokouli uchyluje na mořské hladině o 45o doprava a má rychlost cca 1,5 % rychlosti větru. Podle toho jižní větry na severní polokouli o síle 7 m/s vyvolají proudy k severovýchodu o rychlosti 10 cm/s. Tření vody vyvolává i změnu směru a rychlosti proudů s hloubkou, proudění se uchyluje doprava a zmenšuje se i jeho rychlost. Podle Ekmanovy spirály proudí v určité hloubce (podle rychlosti větru) dokonce voda proti směru větru, vektor proudění je pootočen o 180o, rychlost proudění zde odpovídá pouhé 1/23 rychlosti povrchové Vo.  Při rychlosti větru 7 m/s by byla tato hloubka v 60 m.

Geografický význam efektu Ekmanovy spirály se projevuje v zóně pasátů existencí stálých větrů paralelních s pobřežím, odklonem proudů na povrchu o 35- 65o, na západní straně kontinentů směřují povrchové proudy od břehů do oceánu a kompenzačními proudy sem vystupují chladné vody z hloubek 200 až 300 m.

Zóny konvergence a divergence

K proudové konvergenci dochází, když se povrchové vody pohybují směrem k sobě, při soutoku proudů vznikají zóny konvergence(zk). Zóna konvergence vzniká např. v severním Atlantiku, kde se Golfský proud, Labradorský proud a Východní grónský proud sbíhají ve stejném místě, voda se zde nahromadí a dochází k poklesu vody do hloubky (sestupné proudění) a obohacování hlubinných vod o rozpuštěný kyslík nezbytný pro život hlubokomořských organismů. Oblasti sestupných vod mají nízkou produktivitu. Další zóny konvergence jsou kolem Antarktidy či v oblasti subtropů.

Při vzdalování proudů od sebe (např. v rovníkové oblasti vlivem pasátů) vznikají zóny divergence(zd), které doprovází výstup chladných a živinami bohatých vod z hloubky. Protože tento typ výstupu je běžný podél rovníku (zvláště v Pacifiku), jedná se o rovníkový výstupný proud a vytváří se zde oblasti vysoké produktivity s nejbohatšími lovišti ryb na světě.

Studijní materiály

Kontrolní otázky

  1. Popište vznik jednotlivých typů vlnění.
  2. Princip Ekmanovy spirály a charakteristika geografických důsledků
  3. Oceánské proudění - příčiny a mechanismus jejich vzniku.
  4. Charakterizujte jednotlivé mořské proudy v Tichém oceánu.
  5. Vysvětlete princip fungování Golfského proudu a jeho vliv na podnebí

Doporučená studijní literatura

Odkazy na další zdroje


birds

Návrat na hlavní stránku

Nahoru