Файл: Доценко С.В. Теоретические основы измерения физических полей океана.pdf

ГЛАВА III

И З М Е Р Е Н ИЕ ФИЗИЧЕСКИХ ПОЛЕЙ ОКЕАНА ПРИ ВЕРТИКАЛЬНОМ З О Н Д И Р О В А Н И И

§ 1. Вертикальное распределение физических полей океана и особенности его измерения

Физические свойства морской воды зависят от температуры, дав ­ ления и концентрации растворенных в ней солей [17, 26, 75, 83]. Температура и концентрация солей подвергаются изменению глав­ ным образом у поверхности, где океан взаимодействует с атмосфе­

ностных слоев воды со слоями, находящимися в толще океана, яв­ ляются фундаментальными процессами, которые в значительной степени определяются физическими свойствами морской воды. По ­

Влияние сил тяжести и плавучести приводит к погружению бо­ лее плотных масс воды и подъему — менее плотных. Поэтому в пре­ делах к а ж д о г о вертикального столба воды устанавливается более пли менее стабильный вертикальный градиент плотности. Внизу этого столба вода обычно холоднее поверхностного слоя и имеет соленость, несколько превышающую поверхностную. Нагревание верхних слоев воды повышает их температуру и способствует более интенсивному испарению, а, следовательно, и повышению солено­ сти. Выпадение осадков и таяние льдов распресняют поверхностный слой и изменяют его температуру. Увеличение температуры и уве­ личение солености оказывают противоположное влияние на плот­ ность воды. Поэтому" градиенты температуры и солености, имею­ щие, казалось бы, порознь неустойчивую конфигурацию, в действи­ тельности могут привести к устойчивой плотностной стратификации океана. Н а рис. 10 представлены вертикальные разрезы полей соле­ ности, температуры, плотности и прозрачности морской воды, заим -

40

ствованные из [26, 46, 75]. Картина вертикального распределения этих полей в других районах Мирового океана в общих чертах со­

заметно изменяется до глубины 1000 м (значительно до 200—500 м), температура — до 1500 м (значительно до 500 м ) , плотность•—до 1000 м (значительно до 500 м ) , оставаясь ниже этих глубин прак­

Рис. 10. Вертикальное распределение физических полей в океанах.

а — южнополярная область Атлантического океана (соленость, температура, плотность); б — Аравийское море (соленость, температура, прозрачность); в — Черное море (соленость, температура) .

Ц е л ь ю исследования при вертикальном зондировании является измерение картины вертикального распределения физического поля, подобной указанной на рис. 10. Поскольку эта картина изменяется во времени вследствие различных физических процессов в океане (течения, волны), необходимо получение «мгновенного» распреде­ ления поля, т. е. зондирование должно производиться за возможно более короткий промежуток времени. Д л я того чтобы были зареги­

вие измеренного вертикального профиля поля истинному. Отметим возникающие при этом искажения .

1. И з м е р е н н а я глубина слоев с большим градиентом поля не со­ ответствует действительной: она больше истинной при опускании

41

2. Измеренное распределение поля сглажено в сравнении с дей­ ствительным. При этом его градиенты, зарегистрированные прибо­ ром, могут оказаться меньшими действительных и утрачивается ин­ формация о тонкой структуре поля. Эти искажения т а к ж е уменьша­ ются с уменьшением voT, но минимальная их величина определяется объемом пространственного осреднения датчика прибора.

данным прибором и проектировать приборы для измерения верти­ кального распределения полей с заданной точностью.

Поскольку в слоях воды с максимальными градиентами полей (а исследование именно этих слоев при вертикальном зондировании представляет наибольший интерес) неоднородность полей по глу­ бине значительно превышает неоднородность в горизонтальных на­ правлениях, поля можно считать плоско-слоистыми, т. е. завися ­ щими только от глубины, но не зависящими от горизонтальных координат. Так как при измерении необходимо получение «мгновен­ ной» картины поля, то снятие этой картины д о л ж н о производиться в минимально возможный промежуток времени, в течение которого распределение поля практически не изменится. Следовательно, при

42