Взаємодія океану та атмосфери
Поверхня океану являє собою арену взаємодії гідросфери та атмосфери.
Межа розділу між океаном та атмосферою не є різкою границею між рідкою і
газоподібною оболонками Землі. Океанічна поверхня являє собою транзитну
зону, де здійснюється взаємодія та обмін речовиною й енергією між
оболонками планети. Це своєрідна сполучна ланка в ланцюгу взаємодії
океану й атмосфери.
Повітря й верхній шар води в океані перебувають у постійному
контакті. Якщо повітря тепліше від води, то тепло переноситися з
атмосфери у воду; якщо теплішою виявиться вода, перенесення тепла
відбуватиметься в протилежному напрямку. Тенденція перенесення завжди
спрямована до вирівнювання температури. Перенесення тепла з океану в
атмосферу здійснюється через поверхню океану шляхом турбулентного
обміну. Якщо вода тепліша за повітря, то повітря, яке перебуває в
контакті з водною поверхнею, нагрівається доти, поки температура не
вирівняється. Чим більша різниця температур, тим більша швидкість
перенесення тепла. Однак для встановлення рівноваги між повітрям і водою
недостатньо однієї рівності їх температур. Крім перенесення явного
тепла, яке нагріває повітря, існує ще й перенесення тепла випаровування.
Тільки за умови одночасного дотримання рівності температур повітря й
води та насиченні повітря водяною парою вода й повітря перебувають у
стані рівноваги. Контактуючи з більш теплою водою, повітря потребує
більшого вмісту водяної пари, щоб залишатися насиченим.
Щоб перетворити рідку воду на водяну пару, необхідно затратити певну
кількість енергії — йдеться про так звану теплоту випаровування. Це
приховане тепло, яке надходить у повітря, реалізується в атмосфері, коли
волога знову конденсується й випадає назад в океан у вигляді дощу або
снігу.
Таким чином, тепло, яке надходить з водної поверхні в атмосферу,
складається з двох частин — явного й прихованого тепла. Оскільки
теплоємність повітря майже не залежить від температури, явне тепло,
необхідне для відновлення рівноваги за існування даної різниці в
температурах, також не залежить від температури. Навпаки, вміст вологи в
насиченому повітрі збільшується із зростанням температури. У результаті
кількість прихованого тепла збільшується в міру нагрівання повітря.
Таким чином, для того, щоб підвищити температуру повітря на один градус,
потрібно затратити набагато більше тепла в тропіках, ніж у полярних
районах. Якщо над океаном повітря завжди близьке до стану насичення, то
над суходолом це не так. Оскільки волога, яка насичує повітря над сушею,
надходить із ґрунту або з поверхні рослинності, приповерхневий шар
повітря, особливо в посушливих районах, буде мати низьку відносну
вологість. Тому повітря переноситиме незначну кількість прихованого
тепла. Таке повітря нагріватиметься швидше, і тому літні температури над
суходолом вищі, ніж над океаном. Витрати тепла на випаровування й
швидке збільшення вмісту водяної пари із зростанням температури
визначають межі нагрівання повітря над океаном. Наявність водної
поверхні обмежує максимум температури повітря.
Перенос прихованого тепла спричинює зміну температури води, а саме
випаровування водяної пари — збільшення солоності моря. Необхідність
збереження глобального балансу між випаровуванням та опадами зумовлює на
локальному рівні виникнення потоку вологи в атмосфері між різними
широтами. Між екватором і 23" пн.ш. загальний потік спрямований на
південь, північніше цієї широти існує тенденція переміщення водяної пари
до полюса.
<span>Оскільки щільніші шари води опускаються на глибину, витісняючи більш
теплі й легкі шари нагору, придонна частина океанів заповнена холодними
антарктичними водами, а більш теплі екваторіальні води підстилають
холодні води з підвищеною солоністю, сформовані близько максимуму
солоності. Таким чином, обмін теплом і солями на поверхні океану,
контролюючи зміну щільності поверхневих вод, визначає і глибинну
циркуляцію океанічних вод. Після опускання водної маси на глибину її
характеристики можуть змінюватися тільки шляхом змішування з іншими
водами. Тому характеристики морських вод залежать винятково від
взаємодії моря з атмосферою.</span>
В верхней части бассейна значимая роль в питании реки Иртыша принадлежит горным снегам и ледникам. По мере перехода в равнинные части возрастает боля снегового питания. Совместно с тем становится заметным дождевой сток левых притоков р. Тобола, стекающих с восточных склонов Уральского хребта. Изменение по длине реки типа ее питания приводит к разным чертам аква режима. В верхней части течения аква режим р. Иртыша близок к алтайскому типу. В то же время наличие Бухтарминского водохранилища сглаживает неравномерность стока. При течении реки по степной зоне, с ничтожной боковой проточностью, колебание уровня воды ещё более сглаживаются. По мере дальнейшего течения реки и впадения в неё притоков аква режим приобретает отчётливо выраженные черты Западно- Сибирского типа. Впадение такового крупного притока, как Тобол, ещё более увеличивает эти особенности: весеннее половодье растягивается до глубочайшей осени, стояние больших уровней воды длится более 2 месяцев, а влияние дождевых паводков становится незаметным. Более высокие уровни воды в верховье реки (Чёрный Иртыш) наступают в среднем 10 июня. Ниже Бухтарминского и Усть-Каменогорского гидроузлов наивысшие уровни воды инсталлируются при весеннем половодье с 30 апреля, в районе с. Шульба (2922 км) до 30 июня в устьевой части реки. Низкие летние уровни воды, до этого всего, наблюдаются в начале нижней трети реки 6 октября в районе с. Тевриза (1154 км) , в низовье реки они наступают 18 октября, а верховье (в пределах р. Чёрный Иртыш) – 31 октября. Годовая амплитуда колебаний уровней воды возрастает сверху вниз по течению: в верховье она равна 3,3 м, в среднем течении 6,5, в низовье 8,2 м. Среднемноголетний расход воды устье реки равен 2803 м3, что соответствует модулю стока 1,7 л/с км.
если бы я жил в тундре я бы разводил домашний скот, добывал себе еду, собирал красивын растения, охотился на животных, путешествовал.