Файл: Давыдов Л.К. Общая гидрология учебник.pdf

§ 35. Давление и сжимаемость морской воды. Адиабатические процессы

Под влиянием давления вышележащих слоев морская вода сжимается, хотя и в очень малой степени. Коэффициент сжимаемо­ сти (изменение единицы объема воды при изменении давления на единицу) дистиллированной воды равен 0,0000490, или приблизи­ тельно 1/20 000. Коэффициент сжимаемости морской воды не­ сколько меньше: он уменьшается с увеличением солености и темпе­ ратуры. При солености 35%0 и температуре 0° С величина его равна 0,0000442.

Толща морской воды оказывает огромное давление на нижеле­ жащие слои. Величину давления морской воды выражают в барах: 1 бар (ІО5 Па) приблизительно равен 1 атм, или 10е дин на 1 см2. Несмотря на то что сжимаемость морской воды очень невелика, все же это свойство воды сказывается на удельном объеме воды. Если бы вода была абсолютно несжимаема, то уровень Мирового океана был бы на 30 м выше современного.

Средняя величина давления атмосферы на поверхности океана равна 1 кг/см2, что соответствует давлению ртутного столба высо­ той 760 мм на 1 см2, или давлению столба морской воды высотой 10,06 м. С увеличением глубины давление возрастает на каждые 10 м приблизительно на 1 атм, или на ІО5 Па, т. е. на 1 бар.

Сжатие под давлением верхних слоев приводит к уменьшению удельного объема, т. е. увеличению плотности. Поэтому при опре­ делении удельного объема на глубине залегания вод необходимо учитывать ее сжимаемость и вводить поправки по табл. 14—18 «Океанологических таблиц».

Изменение сжатия воды под влиянием давления оказывает воз­ действие и на температуру: при сжатии температура воды повы­ шается, при расширении понижается. Такое изменение температуры без теплообмена называется адиабатическим. Адиабатическое из­ менение температуры морской воды может быть довольно значи­ тельным. Так, например, если морскую воду, соленость которой 34,85%о, а температура 2,5° С, поднять с глубины 3000 м на поверх­ ность, то температура ее понизится до 2,25° С. Вода той же соле­ ности и температуры, поднятая с глубины 10 000 м, охладится до 1,13° С.

Если вертикальное распределение температуры морской воды таково, что при поднятии частицы или опускании ее адиабатиче­ ски изменяющаяся температура равна температуре окружающей воды, то такое распределение температуры и ее вертикальный гра­ диент называются адиабатическими. Знание адиабатического гра­ диента необходимо для решения таких вопросов, как определение

в глубинных водах при переносе их морскими течениями через под­ водные хребты и понижения между ними.

Г Л А В А 10. ПЕРЕМЕШИВАНИЕ И ВЕРТИКАЛЬНАЯ УСТОЙЧИВОСТЬ ВОД МИРОВОГО ОКЕАНА

§36. Понятие о перемешивании

ВМировом океане непрерывно протекают процессы, изменяю* щие океанологические характеристики. В результате неравномер­ ного изменения этих характеристик возникают горизонтальные и вертикальные их градиенты, одновременно с которыми развиваются процессы, направленные на выравнивание свойств водных масс, на уничтожение градиентов. Это процессы вертикального и горизон­ тального обмена, т. е. перемешивания. Изменение температуры, солености и плотности с глубиной связано с вертикальными гради­ ентами этих величин. Градиент каждой из указанных величин мо­ жет быть положительным или отрицательным. Если градиент плот­ ности положителен (плотность увеличивается с глубиной), водные массы находятся в устойчивом состоянии, если отрицательный — неустойчивы: легкие воды стремятся всплыть, а тяжелые — опус­ титься. Увеличение плотности под влиянием понижения темпера­ туры или увеличения солености на поверхности вызывает опуска­

ние верхних слоев воды и подъем нижних. В результате плотность воды в верхнем, перемешанном слое понижается, а в нижележащем возрастает. В слое воды, расположенном выше слоя скачка, процессы перемешивания воды происходят наиболее интенсивно; этот слой и называется деятельным слоем. Ниже слоя скачка воды становятся устойчивыми, так как здесь с глубиной температура понижается, а соленость и плотность возрастают.

Существуют два вида вертикального перемешиваня: молекуляр­ ное и турбулентное (в нем выделяются разновидности — конвек­ тивное и фрикционное).

Молекулярное перемешивание представляет собой хаотическое тепловое движение молекул. Это перемешивание происходит по всей толще океана как в вертикальном, так и в горизонтальном направлении, но в малых масштабах и не играет существенной роли в перемешивании вод океана.

Турбулентное перемешивание возникает вследствие внутреннего трения (вязкости) движущихся слоев воды и вихреобразования (фрикционное перемешивание). В океанах и морях фрикционное перемешивание проявляется главным образом в форме волнового (ветрового) и приливного. Ветровое перемешивание распространя­ ется в поверхностном слое моря до глубины, равной половине длины ветровых волн. В мелководных морях ветровое перемешива­ ние доходит до 15—20 м, а в глубоководных морях и в океанах оно может распространяться на глубину 50—200 м.

Конвективное перемешивание представляет собой обмен вод, вызванный увеличением плотности поверхностных слоев за счет охлаждения или осолонения или уменьшением плотности придон­ ных слоев за счет подогрева и опреснения. Оно имеет особенно большое значение для поверхностных слоев воды, но может

достигать и больших глубин (4000—5000 м). Замечается оно и в океанических желобах.

Теория перемешивания вод была разработана В. Шмидтом. Основные выводы ее можно представить следующим выражением:

1 = (23)

где у — изменение характеристики вод соприкасающихся слоев при перемешивании через единицу поверхности в единицу времени;

db

— -----градиент свойства (температуры, солености, скорости и др.)

вод, участвующих в обмене; ß — физическая константа (теплоем­ кость, теплопроводность и др.); Aß— коэффициент перемешивания, характеризующий интенсивность обмена.

Физический смысл процесса перемешивания и величин, его оп­ ределяющих, дает табл. 15 (по В. Шмидту).

Из таблицы следует, что коэффициент обмена, умноженный на физическую константу, может быть различным при изменении свойств морской воды. Это — коэффициенты теплопроводности, диффузии, трения и т. д. При этом следует иметь в виду, что коэф­ фициент турбулентной теплопроводности превосходит коэффициент молекулярной теплопроводности; соответственно и коэффициенты турбулентного трения (вязкости) и диффузии превосходят коэф­ фициенты молекулярного трения и диффузии. Значения коэффи­ циентов, характеризующих турбулентное перемешивание, изменя­ ются в довольно широких пределах для разных районов Мирового океана. Так, например, коэффициент турбулентной теплопроводно­

Ивену). Эти различия свидетельствуют о том, что коэффициенты турбулентного перемешивания зависят не только от физических свойств морской воды, но и от скорости движения (наличия гради­ ентов скорости), размеров возникающих вихрей, устойчивости слоев воды, периодов наблюдений и т. д.

Турбулентность играет большую роль в таких процессах, как тепловое и динамическое взаимодействие океана и атмосферы, фор­ мирование структуры потоков, особенно в поверхностных и при­ донных слоях, диссипация (рассеяние) кинетической энергии волн и течений (превращение в тепло вследствие трения), распростра­ нение газов, солей, радиоактивных и других примесей.

А. С. Монин с точки зрения турбулентности предлагает трех­ слойную структуру океана; он выделяет верхний (перемешанный) слой, внутренний и придонный. Верхний находится полностью в турбулентном состоянии под влиянием турбулентного обмена, вы­ званного ветром, волнением и течениями, а также конвекцией. Этот слой однороден благодаря интенсивному перемешиванию и ограничен слоем скачка. Причем эта граничная поверхность имеет