Файл: Океанография и морская метеорология учебник..pdf

ное перемешивание, а также процессы конвекции, при­ водят к уничтожению вертикальных градиентов, верх­ ний слой океана становится совершенно однородным, изотермическим или квазиизотермическим до тех пор, пока последующее нагревание (охлаждение) вновь не создаст вертикальные градиенты.

Глубина распространения перемешивания зависит от интенсивности вызывающего его фактора. Так, интен­ сивная зимняя конвекция в ряде морей может распро­ страняться до дна, определяя на длительное время ста­ бильную термическую структуру океана. Глубина же ветрового перемешивания в морях обычно не превы­ шает 10—50 м, в океанах 160—200, изредка 300 м. Про­ цессы ветрового перемешивания носят случайный ха­ рактер, они хуже поддаются прогнозированию и к тому же проявляются именно на тех глубинах, где плавание современных подводных лодок наиболее вероятно, по­ этому они вызывают особый интерес у военных океано­ графов.

Термоклин представляет собой зону заметного убы­ вания температуры с глубиной, которое наиболее интен­ сивно у его верхней границы и постепенно ослабевает по мере приближения к зоне глубинных вод.

Так как ниже перемешанного слоя находится слой, не охваченный перемешиванием, то на верхней границе термоклина (см. рис. 16) следует ожидать появления слоя с резким, скачкообразным убыванием температуры с глубиной. В открытых частях океана заметное убыва­ ние температуры в пределах термоклина отмечается обычно до глубин не более 400—500 м.

Термоклин, как правило, расположен ближе к по­ верхности в экваториальной зоне Мирового океана и глубже — в высоких широтах, однако течения и особен­ ности географических условий каждого водного бассей­ на существенно изменяют термическую структуру океа­ на в его верхней части. Эта теплая часть океана под­ вержена значительным изменениям температуры во вре­ мени (суточному и сезонному ходу) и по аналогии с атмосферой называется океанической тропосферой в отличие от зоны глубинных вод, называемой океаниче­ ской стратосферой, где временной ход температуры практически отсутствует.

60

Суточный ход температуры морской воды опреде­ ляется главным образом суточным ходом напряженно­ сти солнечной радиации, а также условиями погоды. На поверхности открытых частей океана минимум темпе­ ратуры обычно отмечается в 4—8 часов, максимум — в 14—15 часов. Величина суточных колебаний темпера­ туры наибольшая в тропиках (до 0,5°), в более же вы­ соких широтах она составляет всего 0,2—0,3°. 'ey-точный

М е с я ц ы

Рис. 7. Годовой ход температуры морской воды на горизон­

тах 0(1), 50(2) и 100 м (3) в центральной части Северной Атлантики

ход температуры, как правило, прослеживается до глу­ бин, не превышающих 20—30 м, а в исключительных случаях до 50 м.

Сезонные изменения температуры обусловлены в основном годовым ходом напряженности солнечной ра­ диации, а также тепловым излучением и испарением поверхности океана. Наибольший прогрев океанских вод приходится на август — сентябрь, наименьший — на февраль — март в Северном полушарии (в Южном, на­

61

/

ло 30° южн. широты. Отмечена максимальная величина годовых температурных колебаний, равная 18°.

Наименьшие годовые колебания наблюдаются в эква­ ториальных районах (не более 1—2°). Годовые колеба­ ния температуры охватывают всю толщу термоклина, наибольшая глубина проникновения этих колебаний и определяет его нижнюю границу.

Распределение температуры вод океана по глубинам и широтам на примере Атлантического океана показано на рис. 8, а.

Приведенные данные позволяют сделать некоторые обобщающие выводы о вертикальном распределении температуры в Мировом океане. В экваториальных и тропических широтах поверхностные воды сильно про­ греты. С глубиной температура непрерывно уменьшает­ ся: вначале очень резко, ниже (до глубин 300—500 м) — более плавно, затем (до 1000—1500 м ) — значительно медленнее.

В умеренных широтах, где прогрев поверхностных вод недостаточен, изменение температуры с глубиной незначительно.

В приполярных и полярных районах в результате не­ достаточно интенсивного летнего прогрева на глубинах 50—100 м с зимы сохраняется холодный промежуточ­ ный слой, который определяет минимум температуры. Ниже температура несколько повышается в связи с про­ никновением (адвекцией) более теплых и более соленых вод умеренных широт. С достижением на глубинах 250—500 м максимума (0,5—3,0°) температура очень медленно убывает с глубиной (рис. 9).

Воды придонных слоев океана характеризуются большим постоянством основных параметров и во вре­ мени, и в пространстве. На глубинах Мирового океана более 3000 м повсеместно отмечаются холодные воды с температурой от 0 до +2°, вертикальные и горизонталь­ ные градиенты близки к нулю.

У дна отдельных глубоководных впадин зафиксиро- • вано некоторое повышение температуры, объясняемое' либо поступлением тепла из недр Земли, либо чаще адиабатическими явлениями в океане.

В физике под адиабатическими (от греч. adiabatos— непереходящий) процессами понимают изменение тер­ модинамического состояния физического тела, при кото-

62

Рис. 8. Вертикальное распределение температуры (а), солености (б) и плотности (в) воды на океанографическом разрезе по осевой ли­ нии Атлантического океана

63

ром оно не поглощает тепло и не отдает его, например сжатие жидкости (морская вода) или газа (атмосфера) силой внешнего давления. Существование адиабатиче­ ского эффекта в океане впервые отметил Ф. Нансен во время арктического плавания «Фрама» в 1893—1896 гг.

Если в океане частица воды погружается и попадает в среду с большим гидростатическим давлением, то она

Т е м п е р а т у р а t , ° C

сжимается, при этом ее внутренняя энергия возрастает

итемпература повышается. При подъеме частицы, на­ против, давление и внутренняя энергия убывают и тем­ пература падает. Если температура воды с глубиной по­ вышается с такой постепенностью, что и опускающиеся,

иадиабатически нагревающиеся частицы воды будут встречать температуру, равную собственной, то такое изменение температуры называется адиабатическим. Вообще говоря, адиабатические изменения температуры

8 4

в океане незначительны (в 200—300 раз меньше, чем в нижних слоях атмосферы), однако, несмотря на малую величину, они могут играть заметную роль там, где в естественных условиях вертикальные изменения темпера­ туры малы. В частности, некоторое повышение темпера­ туры у дна глубоководных впадин связано с адиабати­ ческим нагреванием придонных вод при обтекании ими отрицательных форм рельефа дна.

Адиабатическое изменение температуры Atm (на 1 см вертикального смещения) может быть вычислено по формуле Кельвина:

где Т — абсолютная температура;

е— коэффициент термического расширения мор­ ской воды;

Практические расчеты, связанные с адиабатическими явлениями, выполняются с помощью таблиц 29—32 Оке­ анологических таблиц Н. Н. Зубова [24]. Так, например, для определения температуры tm^ которую примет мор­

ская вода, адиабатически перемещенная с глубины Z;, где она имела температуру tm , на глубину Z2, прежде

всего необходимо найти ее потенциальную температу­ ру Ѳ, т. е. ту температуру, которую она должна принять,

65

при опускании от поверхности на глубину Z2, можно найти температуру воды на этой глубине.

Пример. Zi — 8800 м; tnh — 2,00°; Z2 = 6000 м.

Найти tm .

Из таблицы 29

^*, = 1.06°;

Ѳ— 2,00 — 1,06 — 0,94°.

Из таблицы 30

4 , , = 0.59°;

^ = 0,94 + 0,59 = 1,53°.

Необходимо отметить, что в Мировом океане есть места, где температура и соленость придонных вод на­ много выше средних. Так, в «горячем соленом пятне» в Красном море на глубинах более 2000 м зарегистриро­ ваны температуры 44—56° С (при нормальной для этих глубин в Красном море 20° С) и соленость, близкая к насыщению (270 г солей на 1 кг морской воды). При­ чина этого гидрологического феномена еще не установ­ лена.

§ 8. МЕТОДЫ ИЗМЕРЕНИЯ ТЕМПЕРАТУРЫ МОРСКОЙ ВОДЫ

ѵВ § 7 отмечалось, что температурные различия по глубинам и в географическом отношении вызывают раз­ нообразные формы движения водных масс и опреде­ ляют многие особенности гидрологического режима каж­ дого района Мирового океана. Для выявления этих осо­ бенностей и их учета при решении военно-прикладных задач измерения температуры вод океана должны вы­ полняться с очень высокой точностью. Первые точные измерения температуры и плотности морской воды были выполнены еще в 1823—1826 гг. русским физиком Э. X. Ленцем во время кругосветного плавания шлюпа «Предприятие» под командованием выдающегося иссле­ дователя океана офицера русского флота О. Е. Коцебу.

В настоящее время океанография для измерения температуры располагает термометрами различных ти­ пов, различающихся по принципу действия и по устрой­ ству.

66

По принципу действия термометры делятся на газо­ вые, жидкостные, деформационные и электрические. По устройству выделяют термометры, рассчитанные на еди­ ничные измерения, и самописцы температуры, автомати­ ческие приборы с регистрацией результатов в самом приборе и телеметрические приборы, в которых прием­ ники температуры (датчики) вынесены и связаны с ре­ гистрирующей частью прибора кабельной или радиоли­ нией связи.

В г а з о в ы х т е р м о м е т р а х температуру опре­ деляют по величине давления химически чистого газа, например водорода, являющегося термометрическим ве­ ществом, заключенным в баллоне постоянного объема. Искомую температуру t вычисляют с помощью закона

Газовые термометры позволяют определять темпера­ туру в широком диапазоне и с очень высокой точностью. Применяются они в качестве термометрического этало­ на в поверочных мастерских для проверки термометров

спиртовых) мерой температуры является изменение объ­ ема определенного количества термометрической жидко­ сти. Жидкостные термометры используются при измере­ нии температуры как воздуха, так и воды, в том числе и на больших океанских глубинах. Однако в этом слу­ чае показания термометра на глубине (in situ — лат.— в месте наблюдения) должны быть сохранены и после извлечения прибора с глубины и подъема его на борт судна.

Таким требованиям отвечает глубоководный термо­ метр, в котором положение ртутного столбика фикси­ руется при его опрокидывании, осуществляемом с по­ мощью специального посыльного грузика, скользящего по тросу, на котором в особой раме или на корпусе ба­ тометра подвешивается термометр.

Глубоководный термометр, изобретенный Ф. Нансе­ ном более 70 лет тому назад, не только (с некоторыми усовершенствованиями) дошел до наших дней, но и яв­

67