В.И. Трухин, К.В. Показеев, В.Е. Куницын - Общая и экологическая геофизика (1119248), страница 28
Текст из файла (страница 28)
Величина коэффициента поглощения Л для солнечной радиации меняется на несколько порядков в зависимости от длины волны излучения. На рис. 8.1 приведена зависимость показателя ослабления стандартной морской воды е = Кр„+ Л, равного сумме коэффициентов рассеяния и 7юглощения от длины волны.
Наличие растворенных органических веществ, мелких частиц минерального происхождения приводит к резкому возрастанию ослабления в синей и ультрафиолетовой частях спектра. Показатель ослабления на крупных частицах (диатомовые водоросли, детрит, фораминиферы) практически не зависит от длины волны светового излучения. Результирующее ослабление морской воды будет определяться суммарным действием указанных факторов, поэтому показатели ослабления для различных морских 7аь 8. 7ермодннимина океана 157 10" 10' 10' 100 10-' 10 — и 0,5 1,0 1.,5 2,.0 Л, мкм Рис.8.1. Спектр об"ьемного показателя поглощения стандартной мор- ской воды в диапазоне длин волн солнечной радиации вод значительно различаются, особенно в коротковолновой части спектра.
Например, в Балтийском море показатель ослабления в синей области на порядок больше показателя ослабления чистых океанских вод. Простейшие оптические измерения начали проводить с помощью белого диска (диаметр стандартного диска равен 30 см). Накоплен значительный объем этих простейших измерений, характеризующих состояние морских вод. При измерениях фиксировалась глубина, на которой диск переставал быть видимым. Эта глубина называется относительной прозрачностью. Существуют эмпирические формулы, связывающие относительную прозрачность морской воды с показателем ослабления.
А. Г. Колесников предложил использовать следующую форму записи для величины плотности потока радиации С1в), достигшего глубины гс С1г) = Св(1 — А) ~,7о~ ехр( — 7е„„в). Здесь Л~ -- коэффициент ослабления (поглощение + рассеяние) Г л. 8. Терлгодггнггмггкгг охеггнгг солнечной радиации в определенном участке спектра (т), Св плотность потока солнечной радиации, падающей на поверхность океана, А альбедо океанической гговеРхности,,!„гг = С„ггггС, С„, доля солнечной радиации, приходящейся на участок спектра т. Результаты натурных измерений показали, что в приведенной формуле достаточно двух-трех членов.
Первый метр глубин морской воды поглощает от 60 до 90Уо поступающей в океан радиации. Ниже глубины 50 м проникает всего 0.,05% излучения. В то же время излучение желто-зеленой области спектра может проходить и проходит до глубин в десятки и сотни метров. Изучению закономерностей распространения световых волн в океане посвящен раздел физики моря — оптика моря. Эти работы не только важны как фундаментальные исследования оптики мутных сред, но и необходимы для решения целого ряда прикладных задач.
Так, учет гидроо~тических особенностей водных масс зачастую помогает разобраться в вопросах термического и динамического режимов водоемов, необходимы они и для определения видимости подводных объектов, для изучения влияния лучистой энергии на жизнедеятельность водных организмов. Гггдрооггтические исследования важны также и с позиций экологии, поскольку являются методами контроля чистоты водных масс. Вертикальное распределение температуры и солености воды в океане Итак, океан поглощает большую часть солнечной радиации, которая проходит через его поверхность, причем это поглощение носит объемный, а не поверхностный характер. Океан как бы запасает тепло и нагревается.
Но тепло, поглощенное водной массой в какой-либо точке (на глубине), не остается в этой точке постоянно. В океане существует целый ряд процессов, которые обусловливают перенос тепла от точки к точке, формируя как вертикальное распределение температуры в океане, так и горизонтальную структуру поля температуры. Познакомимся с тем, как выглядит вертикальное распределение, или, как принято чаще говорить, вертикальный профиль температуры в океане. Сначала вспомним о возможном характере движения воздушных и водных масс ламинарном и турбулеятном. Этим вопросом занимался известный гидродинамик Рейнольдс. Им был введен критерий, носящий его имя и имеющий вид Ле = ГгА/г, 199 где Г, Л, и — масштабы скорости, длины, и коэффициент кинематической вязкости соответственно.
По результатам своих опытов Рейнольдс определил, что в трубах переход от ламинарного характера движения к турбулентному происходит при Ле = 2000. Сначала считалось, что это значение числа Рсйнольдса, получившее название критического, универсально и справедливо для всех потоков (в трубах, каналах, руслах рек, морских течениях), т.е. что в потоке любой конфигурации и масштаба переход от ламинарного к турбулентному характеру движения будет происходить при Ле = 2000. Дальнейшие исследования показали, что это не так, и можно с помощью некоторых технических ухищрений «затянуть» ламинарный режим до йе = 40000, но можно получить турбулентное течение и при йе = 100.
Однако величина числа йе Е 2000, декларированная Рейнольдсом, и до сих пор служит некоторым ориентиром. Если применить этот критерий к океану и взять наиболее характерные значения величин, входящих в число Ле, а именно 1/ = 1 м/с, ! = 6 км и молекулярную кинематическую вязкость воды, равную и = 0,01 10 ~ мз/с, то Ле = 6 10 . Согласно такому значению числа йе океан должен быть сильно турбулизирован, т. е. сильно перемешанным.
При таких значениях числа йе все физические характеристики океана должны быть выровнены по глубине, в том числе и температура воды. Однако уже первые измерения вертикального распределения температуры воды в различных частях Мирового океана показали, что это не так. Многочисленные последующие экспедиции, во время которых проводились измерения температуры воды на различных глубинах, показапи наличие сложного распределения температуры по глубине [25, 41, 44). Характерные виды распределений температуры Т(г) по глубине показаны на рис. 8.2, 8.3.
Как видно из рисунков, ни о каком полном перемешивании вод океана говорить не приходится, несмотря на огромное значение числа тье. Хорошо перемешанным можно считать только верхний слой океана толщиной Н 10 — 100 м, который получил название верхнего квазиоднородного слоя (ВКС). Толщина его может меняться от десятков до сотен метров, а в мелких морях и до дна, в зависимости от гидрометеорологических условий.
К ВКС примыкает слой сезонного термоклина (СТ) слой с болыпими градиентами температуры и солености. ВКС и СТ образуют так называемый Гл. 8. Термодинамика океана Температура, 'С 0 5 10 15 20 500 1000 $, 1500 2000 2500 3000 Рис.8.2. Типичные кривые распределения температуры по глубине в тропиках, в умеренных и высоких широзих, Сезонный ход наблюдается только в пределах верхних 100 м а,кг/м 8 10 з 6 8 10 12 14 Я, %о х 70 » онение ~ет ка 90 110 Рис.8.3. 11римеры распределения средних величин температуры Т, солености Я, плотности о в центральной части Готландской впадины (по данным сканирующего зонда) у'л. л.
'!ермодинимики океипа деятельный слой океана (ДСО) слой, который подвержен непосредственному влиянию процессов энерго-, тепло- и массообмена с атмосферой, здесь же поглощается основная доля проникающей в воду солнечной радиации. При сильном охлаждении толщина ДСО может достигать нескольких сотен метров.
Ниже сезонного термоклина лежит главный термоклин (ГТ), охватывающий наибольшую часть океанических вод. Главный термоклин область, где идет постепенное изменение температуры и солености с глубиной, но вертикальные градиенты этих величин значительно меньше, чем в слое сезонного термоклина. Структура главного термоклипа формируется уже пе процессами непосредственного взаимодействия океана с атмосферой, а глобальными процессами общей циркуляции вод Мирового океана. И, наконец, несколько десятков метров толщи вод, примыкающие к дну океана, образуют придонный пограничный слой, физические параметры которого зависят от рельефа дна, от трения о дно, от взаимодействия с главным термоклином.
Представление о непрерывном, плавном изменении с глубиной плотности, температуры, солености, других характеристик существовало довольно долго и пе укладывалось в рамки сильно турбулизированного, хорошо перемешанного океана. И только с появлением зондирующей аппаратуры с высоким разрешением было обнаружено, что океан переслоен в значительно большей степени, чем это следует из предшествующих измерений. В океане и в большинстве природных водоемов существуют многочисленные четко выраженные слои, которые хотя и трансформируются в течение года, однако совсем не исчезают и не перемешиваются (рис.
8.4) (138]. Пунктирная линия на графике зависимости скорости звука от глубины соответствует зависимости скорости звука от давления (глубины) при постоянстве солености и температуры. Поверхности раздела в океане существуют достаточно продолжительное время (месяцы, а в отдельных районах океана даже годы). Казалось бы, что диффузия и теплопроводность должны достаточно быстро сглаживать тонкоструктурные неоднородности.
Однако этого не происходит. Эти структурные образования являются активными элементами, определяющими перенос энергии и вещества в океане. Явление долговременного существования протяженных слоев и разделяющих их высокоградиентных прослоек было открыто американским ученым Г. Стоммелом и членом-корреспондентом АН СССР К.Н. Федоровым и получило название тонкой термохалипной структуры вод океана (138). В рейсе 1967 года они в серии тонких О В и.
Трухин и вв. Га. 8. термодинамика океана 162 14,50 35,50 36,50 .5', %о 10 15 20 25 'У', ос 0 543 5 1544.0 с, м!с " 200 400 вр 20 к Ю ь' 40 60 0 0 17аС измерений зарегистрировали ступенчатую структуру морской воды Тиморского моря. Причиной такой повсеместной переглоепности океанических вод является устойчивая стратификация, или устойчивое распределение плотности. Исследования со стратифицированными жидкостями показали, что для перемешивания жидкости с устойчивым распределением плотности по вертикали необходимы мощные внешние источники энергии. Вообще говоря, такие внешние источники энергии, которые работают в этом направлении, в океане есть это ветер, обусловливающий ветро-волновое перемешивание, и конвекция в осенне-зимний период.
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
