ВУЗ: Не указан
Категория: Не указан
Дисциплина: Не указана
Добавлен: 11.04.2024
Просмотров: 213
Скачиваний: 0
названное Н. Н. Зубовым уплотнением при смешении, заключается в том, что при перемешивании равных объемов воды, незначительно отличающихся по плотно сти, плотность, вычисленная по их средней температуре и солености, оказывается несколько выше, чем средняя плотность смешиваемых вод. Увеличение плотности в этом случае может либо вызвать, либо усилить переме шивание, приобретающее, таким образом, фрикционно конвективный характер.
Вертикальная устойчивость слоев в океане. Интен сивность того или иного вида перемешивания вод океа на обычно оценивают не по интенсивности вызвавшего его фактора, а по величине сопротивления, которое ока зывают слои при перемешивании. Если при перемеши вании частица воды будет перемещена на некоторую глубину, то ее дальнейшее поведение определит дейст вие архимедовой силы, зависящей от разности плотно стей окружающей среды р' и ее собственной р:
^ |
^ ( Р г — ±Р ) = |
(3.120) |
При этом необходимо учитывать адиабатический эф фект: при перемещении частицы с меньшей глубины на большую ее плотность уменьшится за счет адиабатиче ского повышения температуры и, наоборот, увеличится при подъеме частицы. Поэтому в формуле (3.120) раз ность плотностей должна учитывать и адиабатическое изменение температуры
F = t ± g & ' Р . |
(3.121) |
Если плотность перемещенной частицы окажется больше плотности окружающей среды, то она будет по гружаться, если меньше — то всплывать. Если же плот ности окажутся равными, то частица воды останется на этой глубине. Таким образом, равновесие окажется не устойчивым в первом случае, устойчивым — во втором и безразличным — в третьем. Следовательно, разность плотностей среды и адиабатически перемещенной ча стицы воды может служить мерилом вертикальной устойчивости слоя между глубинами Z и (Z+ A Z).
Вертикальное ускорение частицы, масса которой от, будет равно
F_ |
(3.122) |
|
т |
||
|
187
или относительно единицы вертикального расстояния
|
|
А'Р |
|
|
(3.123) |
|
~ |
р A Z |
• |
|
|
|
|
|
|||
Величина |
|
|
|
|
|
gE = lim |
1 |
A Z |
|
р ' d Z ’ |
(3.124) |
Д 2 > 0 |
Р |
|
|
||
названная вертикальной |
устойчивостью вод океана, |
||||
представляет собой отнесенное к единице глубины уско рение частицы, смещенной из положения безразличного
равновесия |
[39]. |
(3.124) на g и приняв |
Разделив |
обе части равенства |
|
р=1, получим |
|
|
|
£ = |
(3.125) |
Если на глубине Z температура воды равна Т, соле ность S, давление р и плотность р, то при перемещении частицы этой воды на глубину Z + dZ она адиабатически изменит свою температуру на некоторую величину dt,, вследствие чего ее плотность изменится на величину
dt и станет равной
|
Pr,S,(p+dp) |
~дТ |
|
|
|
(3.126) |
|
Так как |
плотность на |
глубине |
(Z + dZ) |
равна |
|||
P(r+dT), ( S + d S ) , (p+dp), то |
|
|
|
|
|
|
|
8Р = |
Р(г+аг), (s+ds), (p+dp) ~ |
Pr, s, (p+dp) — - j f |
dt. |
(3.127) |
|||
С другой стороны, плотность на |
глубине |
(Z + dZ) |
|||||
можно представить в виде |
|
|
|
|
|
|
|
|
Р( Г + d T ) , ( S + d S ) , (p + d p ) — Pr, S , (p + d p ) |
+ |
|
|
|||
|
+ Ътаг + Ѣ |
а 8 > |
|
|
|
( З Л 2 8 > |
|
где -^r dT и -^rdS — изменение |
(поправки) |
плотности |
|||||
в зависимости от изменения |
температуры |
и |
солености |
||||
на величины dT и dS соответственно.
188
Тогда, подставляя выражения (3.127) и (3.128) в (3.125), получим
|
и |
__ dp / d T |
_dC_\ . |
|
dS_ |
(3.129) |
|||||
|
|
d Z ~ |
дТ |
\ d Z |
d z ) |
+ |
âS |
’ ~dZ |
|||
|
|
|
|||||||||
или |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
E = ET + ES, |
|
|
(3.130) |
|||||
где |
Ег — устойчивость, |
обусловленная |
градиентом тем |
||||||||
|
пературы и адиабатическим изменением тем |
||||||||||
|
пературы; |
|
|
|
|
|
|
|
|
||
|
Es — устойчивость, |
обусловленная |
градиентом со |
||||||||
|
лености. |
|
|
|
|
|
|
|
|
||
Нетрудно видеть, |
что |
устойчивость |
Е = |
отли |
|||||||
чается от вертикального |
градиента |
плотности g |
d? |
||||||||
Tz |
|||||||||||
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
||
только величиной адиабатической |
поправки |
• |
|||||||||
В |
формуле |
(3.129) |
величины |
-^г, |
-jg-, |
могут |
|||||
быть выбраны из Океанологических таблиц Н. Н. Зу
бова (таблицы |
20—28) [24]; |
вертикальные градиенты |
||
температуры |
dT |
и солености |
dS |
|
|
|
^-рассчитываю тся по |
||
фактическим наблюдениям на океанографических стан циях [18].
Ввиду малости величин устойчивости ее принято вы ражать в виде Е • Ю8.
По результатам наблюдений на океанографических станциях могут быть построены графики распределе ния устойчивости на разрезах, графики временного хода и карты географического распределения устойчивости, которые дают наглядное представление о ее изменении в пространстве и во времени и позволяют выделять гра ницы водных масс, а также оценивать процессы турбу лентности и интенсивность перемешивания. Абсолютные значения устойчивости дают представление о степени развития конвекции, так как на графиках и картах обычно довольно хорошо прослеживаются границы зон неустойчивости, в которых и происходит конвекция. Устойчивость вод океана может быть использована и при установлении зон конвергенции и дивергенции, в которых устойчивость вод меньше обычной. По значе
189
ниям составляющей устойчивости Ет можно оценить интенсивность и глубину проникновения летнего про грева вод; при этом глубину с максимальными положи тельными значениями Ет можно отождествить с нижней границей прогрева поверхностных вод за счет солнечной
радиации |
и ветрового перемешивания умеренной силы, |
|
а линию |
Ет= 0 |
принять за нижнюю границу слоя лет |
него прогрева |
[20]. |
|
Применение |
устойчивости для анализа и выделения |
|
водных масс имеет некоторые преимущества по сравне нию с другими методами, использующими плотность, так как в устойчивости исключено влияние гидростати ческого давления, которое лишь сглаживает особенно сти распределения плотности воды с глубиной.
Необходимо отметить, что наряду с Т, 5-кривыми устойчивость является ценным средством определения качества наблюдений, так как появление аномальных значений устойчивости, несогласующихся с ее общим распределением в пространстве и во времени, может указать на промахи в наблюдениях температуры и соле ности на океанографической станции.
Г Л А В А 4
МОРСКИЕ ЛЬДЫ
§18. ЛЬДЫ В МИРОВОМ ОКЕАНЕ
ИИХ КЛАССИФИКАЦИЯ
Льды в Мировом океане занимают значительные площади: в Северном полушарии в период наибольшего развития в зимнее время ледяной покров может дости
гать |
15 млн. |
км2, в Южном — 25 млн. км2. В теплую |
часть |
года общее количество льдов уменьшается до 8 |
|
и 1 2 |
млн. км2 |
соответственно. Уменьшение площади ледя |
ного покрова |
происходит главным образом за |
счет тая |
|
ния |
льдов в |
неполярных морях; в полярных же мо |
|
рях |
и летом |
сохраняются многолетние льды. |
Поэтому |
ледовые условия в полярных и неполярных морях раз личны.
В полярных морях встречаются многолетние льды толщиной до 4 м с торосами, достигающими 7— 8 м вы соты, вместе с однолетними льдами, толщина которых редко превышает 1 м. Старые льды отличаются от одно летних не только своей толщиной, но и структурой и формой. Старый лед, опресненный и более плотный, обычно бывает загрязнен остатками планктона, берего вой и космической пылью. Наибольшая ледовитость в полярных районах отмечается в начале лета, тогда как в остальных замерзающих морях — в конце зимы.
Встречающиеся в океане льды различаются по про исхождению и структуре, глубине и формам образова ния, состоянию и характеру поверхности, количеству и цвету, толщине и навигационной проходимости. Первая классификация морских льдов была создана еще в
181
