Файл: Егоров Н.И. Физическая океанография.pdf

Для начала конвективного перемешивания двух слоев необхо­ димо, чтобы изменения температуры и солености верхнего слоя привели к такому изменению плотности верхнего слоя, при кото­ ром бы она стала больше плотности нижележащего слоя (или рав­ ной ей). После перемешивания слоев их температура и соленость примут средние значения с учетом толщин перемешанных слоев. Казалось бы, и плотность также должна принять среднее значе­ ние. Однако картина получается иная.

Так, например, если смешать в равных количествах две массы воды с температурами 4° С и соленостью 0 и 30%о, то средняя ус­ ловная плотность аг, рассчитанная по начальным плотностям, дол­ жна быть равна 11,920. Фактическое же значение, определяемое по средним для смеси величинам температуры и солености, рав­ ным 4° С и 15%о, равно 11,970. Следовательно, фактическая плот­ ность на 0,050 больше средней.

Явление уплотнения при смешении обусловлено нелинейностью зависимости плотности морской воды от температуры и солености и называется уплотнением при смешении.

Можно показать аналитически и графически, что фактическая плотность будет всегда несколько выше средней, определяемой по средним значениям температуры и солености, и не будет на­ блюдаться случаев уменьшения плотности при перемешивании. Это объясняется тем, что при перемешивании происходит выравнива­ ние не плотности, а температуры и солености, которые опреде­ ляют значение последней. С целью уменьшения ошибок, связанных с уплотнением воды при смешении, при расчетах глубины конвек­ тивного перемешивания можно идти двумя путями. Первый путь состоит в том, что всю толщу воды разбивают на небольшие слои, в пределах которых можно допустить линейность связи плотно­ сти с температурой и соленостью и последовательно рассчитывать необходимые величины понижения температуры или повышения солености для возникновения конвекции между этими слоями.

Второй путь — это расчет более точными графо-аналитическими методами с учетом поправки за уплотнение при смешении, приво­ димыми в специальных руководствах.

Типы перемешивания. В природных условиях конвективное перемешивание может происходить как за счет раздельного изме­ нения температуры и солености, так и за счет их суммарного воз­ действия. В зависимости от причин, вызывающих конвекцию, и географического расположения районов, в котором оно наблюда­ ется, можно выделить следующие типы перемешивания.

1. А р к т и ч е с к и й тип. Конвекция происходит преимуще­ ственно за счет осолонения при льдообразовании. Такое перемеши­ вание характерно для замерзающих морей, в которых годовая амплитуда температуры мала, а льдообразование велико. Приме­ ром служит Арктический бассейн.

111

вследствие понижения температуры. Этот тип перемешивания ха­ рактерен для тех морей умеренных и высоких широт, в которых нет льдообразования и где пресный баланс близок к нулю, верти­ кальный градиент солености также всегда близок к нулю и го­

ратуры. Такое перемешивание характерно для морей с отрицатель­ ным пресным балансом и большой амплитудой температур. Примером является Средиземное море. Летом соленость на его поверхности увеличивается, так как испарение преобладает над осадками и стоком с суши. Однако конвекции благодаря повыше­ нию температуры не происходит. С наступлением зимы, когда поверхностный слой моря охлаждается, развивается интенсивное перемешивание, распространяющееся до дна.

рактерен для тех тропических морей, в которых пресный баланс отрицателен и годовые амплитуды температуры и солености малы. Пример — Красное море.

Зимняя вертикальная циркуляция. В большинстве районов океа­ нов наиболее интенсивное конвекционное перемешивание проис­ ходит в результате охлаждения поверхностных слоев в холодную половину года. Этот вид перемешивания получил специальное на­ звание— зимняя вертикальная циркуляция. Ее интенсивность и глубина распространения тем больше, чем интенсивнее и продол­ жительнее процесс охлаждения поверхностных слоев воды.

В результате перемешивания в поверхностном слое воды тол­ щиной от нескольких десятков до сотен метров образуется изотер­ мический слой с температурой, соответствующей температуре на поверхности.

Сказанное хорошо иллюстрируется рис. 3.1, на котором приве­ дены кривые вертикального распределения температуры воды в районе, расположенном к югу от Японии, для марта, когда зим­ няя вертикальная циркуляция достигает максимального развития, и для августа, когда температура воды на поверхности наиболь­ шая. Если соленость воды меньше 24,7%о, то минимальная темпе­ ратура охлаждения слоя не будет ниже температуры наибольшей плотности. Дальнейшее охлаждение поверхностного слоя не будет вызывать конвективного перемешивания, и при темпера­ туре замерзания начнется процесс льдообразования на поверх­ ности.

Если соленость вод больше 24,7°/с0, конвекция будет происхо­ дить вплоть до начала льдообразования и температура охлажден-

112

кого перемешанного слоя может доходить до температуры замер­ зания.

Ниже перемешавшегося слоя будет находиться слой, не охва­ ченный зимней вертикальной циркуляцией, на границе с которым будет отмечаться более или менее резко выраженный скачок тем­ пературы. При этом в зависимости

в теплую половину года может со­ храниться до начала нового зимнего охлаждения.

Так как с вертикальным распределением температуры связаны многие процессы, протекающие в океане (течения, распростране­ ние звука и др.), то конвективное перемешивание и, в частности, зимняя вертикальная циркуляция играют существенную роль в гид­ рологическом режиме океанов и морей.

§ 15. Вертикальная устойчивость слоев в море

Понятие устойчивости. Под устойчивостью слоев в море по­ нимается вертикальный градиент плотности воды, исправленный за изменения плотности, вызванные адиабатическими изменениями температуры. Устойчивость служит количественной характеристи­ кой условий вертикального равновесия слоев в море.

При перемешивании, как известно, происходит перенос частиц из слоя в слой. Когда частица перемещается с меньшей глубины на большую, ее плотность увеличивается вследствие увеличения давления. Одновременно происходит уменьшение плотности вслед­ ствие повышения температуры за счет сжатия, или так называемое а д и а б а т и ч е с к о е п о в ы ш е н и е т е м п е р а т у р ы . Если

плотность перемещенной частицы на новом уровне окажется больше плотности окружающих вод, частица будет продолжать опускаться, и наблюдается н е у с т о й ч и в о е равновесие (со­ стояние) слоев. Если, напротив, ее плотность окажется меньше плотности окружающих вод, частица вернется в исходное положе­ ние (поднимается вверх) и наблюдается у с т о й ч и в о е равновесие (состояние).

При равенстве плотностей частицы и окружающих вод и при отсутствии внешнего импульса вертикального движения частицы не будет, наблюдается б е з р а з л и ч н о е равновесие (состояние).

Аналогично можно получить условия равновесия и для частиц, перемещающихся с больших глубин на меньшие.

Следовательно, для количественной оценки условий равновесия необходимо сравнить на интересующем нас уровне плотности пе­ ремещающихся по вертикали частиц и окружающих вод.

Предположим, что на глубине г, где давление р, вода имеет со­ леность S, температуру Т и плотность р, а на глубине z + dz, где давление p + dp, она и^еет соответственно соленость S + dS и тем­ пературу Г+ dT.

Если теперь частицу воды адиабатически переместить с глу­ бины г на глубину z + dz, вследствие изменения давления ее плот-

dp л

ность изменится на величину —— dp за счет непосредственного

др

dp

воздействия давления и на величину -^-dt,, вызванную адиабати­

ческим изменением температуры (при сжатии или расширении) на величину dZ,.

Следовательно, на глубине z + dz плотность перемещенной с глу­ бины г частицы будет

Разность плотностей бр окружающих масс воды и перемещаю­ щихся по вертикали и является, как отмечено выше, критерием равновесия. Она будет равна

5р_р+ ^ dp + W ' d T + % d S - р+ | г ^ - дТi-dt

После сокращения и приведения подобных членов получим

6 ^ Ф „X „ „ , Ф6S dS.

114

Если 6 р >0 — равновесие устойчивое, б р < 0 — равновесие неустой­

что устойчивость отличается от вертикального градиента плотно-

ее выражают в единицах Д-108. Для расчета устойчивости в «Океа­ нологических таблицах» даны вспомогательные таблицы для вы­

наблюдений над температурой и соленостью на океанологических

станциях.

Изучение распределения устойчивости и ее изменчивости во времени и пространстве имеет большое значение при изучении вод­ ных масс Мирового океана. Устойчивость характеризует возмож­ ность и интенсивность перемешивания или его невозможность. По распределению устойчивости можно судить о расположении и гра­ нице слоев с резкими изменениями плотности — слоев скачка плот­ ности, границах водных масс различного происхождения, о зонах сходимости и расходимости потоков, о глубине распространения конвекции и других процессах.

В табл. 13 приведен пример вычисления устойчивости на гид­ рологической станции. Номера таблиц, указанные в соответствую­ щих графах, соответствуют номерам «Океанологических таблиц» Н. Н. Зубова, из которых и выбираются соответствующие вели­ чины. Выполняемые действия и исходные величины для расчетов в отдельных графах показаны цифрами и знаками арифметических