В.А. Магницкий - Общая геофизика (1119278), страница 43
Текст из файла (страница 43)
Выше этого слоя лежитслой почти однородной температуры — верхний квазиоднородныйслой. Ниже сезонного термоклина расположена область главного термоклина, охватывающего основную толщу вод Мирового океана.И наконец, к океанскому дну примыкает придонный пограничный слой океана. Толщина верхнего квазиоднородного по температуре слоя океана летом составляет 60-70 м, достигая за счет испарения в тропиках и субтропиках 100 м и более. Перепад температуры в сезонном термоклине в период максимального прогрева водокеана может составлять 10-15°С. В экваториальных районах Мирового океана, где сезонные колебания температуры невелики, сезонный слой скачка также выражен слабо и верхний квазиоднородный слой океана непосредственно подстилается главным термоклином.На рис.
1.1 хорошо прослеживаются основные черты, свойственные распределению температуры и плотности по глубине океана. Тонкий приповерхностный слой воды составляют теплые тропические воды. Основная толща океана занята холодными водами полярного происхождения, которые отделяются от теплыхповерхностных слоем скачка, где температура падает примерноабРис.
1.1. Распределение температуры Т в °С (а) и плотности ot (б) на квазимеридиональном разрезе через Западную Атлантику (Океанология. Физика моря, 1978)от 17 до 7°С. Из рис. 1.1 видно также, что термоклин (слойскачка) приподнят на экваторе, заглубляется в субтропиках и выходит к поверхности океана в умеренных широтах, что обусловленосвязью поля плотности с полем крупномасштабных океанских течений.При описании глубинного температурного режима вод океана удобнее использовать не обычную температуру, а потенциаль-Рис. 1.2. T -s -кривая для экваториальной области Атлантики по данным “К роуфорда”23 ноября 1958 г.
Числа показывают значения глубины в метрах, соответствующиевыделенным точкам кривой (Океанология, ф изика моря, 1978)ную, так как при этом исключается влияние давления на температуру.Средняя температура вод Мирового океана равна 3,8°С, а средняя потенциальная — 3,59°С. Максимальная температура океанических вод наблюдается в Персидском заливе и составляет 33,0°С.Минимальные температуры имеют место в полярных областях.
Температура замерзания океанических вод зависит от их солености.Широко используемым методом изображения осредненной вертикальной термохалинной структуры вод океанов и морей является метод T -s-диаграмм. При этом в качестве декартовых координат используется температура и соленость, а глубина отмечается точками на кривых. Пример 7Ч$-диаграммы для экваториальной области Атлантики представлен на рис. 1.2, на котором хорошо прослеживается поверхностная вода южноатлантического происхождения с ядром на глубине 100 м, антарктическая промежуточная вода, ядро которой расположено на глубине 700 м, и глубинная вода, поступающая из Северной Атлантики, с ядром на глубине3 ООО м.П ЛОТН О СТЬ М О РС К О ЙводыПлотность морской воды является функцией температуры, солености и давления: p w = p w(T, s, р). В отличие от атмосферы дляморской воды аналитической формы записи уравнения состоянияне существует.
До настоящего времени океанологи оперируют главным образом с зависимостями, полученными эмпирическим путем. Зависимость плотности морской воды от давления адекватнаее зависимости от глубины и, следовательно, не сказывается надвижении океанских вод. Поэтому вместо p w(T, s , р) используютвеличину плотности, приведенной к атмосферному давлению рапри постоянной температуре и солености p t(T y s , ра).Поскольку изменение плотности происходит только в третьемзнаке после запятой, употребляют понятие условной плотностиздесь р (4, 0, ра) — плотность пресной воды при температуре 4°Си давлении ра, равная 1 г/см3.Для морской воды, так же как и для атмосферы, используетсяпонятие потенциальной температуры (см.
ч. II, гл. 1).Влияние температуры на плотность морской воды несколько больше, чем влияние солености, вследствие этого положения термоклина и пикноклина (скачка плотности), как правило, совпадают другс другом.В среднем океан — устойчиво стратифицированная среда.Для характеристики степени устойчивости океанских вод используется величина, называемая частотой Вяйсяля, представляющаясобой частоту колебаний частицы жидкости, выведенной из положения равновесия в условиях устойчивой стратификации плотности:( 1.
2)здесь сзв — скорость звука в океане, ср и су — удельные теплоемкости воды при постоянном давлении и объеме соответственно.Структура вод Мирового океана и его динамический режим определяются в значительной степени общей циркуляцией водных масс. Причиной возникновения общей циркуляции могут служить нагревание, охлаждение, осадки и испарение, касательноенапряжение ветра, атмосферное давление. На крупномасштабныетечения, возникающие в океане, оказывает влияние сила Кориолиса.ТО Н КАЯ ТЕРМ ОХАЛИ Н Н АЯ СТРУКТУРА В О ДМ И РОВОГО ОКЕАНАПримечательной особенностью водных масс Мирового океана является открытая сравнительно недавно их тонкая термохалиннаяструктура.
Измерения, выполненные с помощью высокочувствительных зондов, показали, что вертикальные распределения температуры, плотности, солености, электропроводности воды, скорости звука и скорости течения в океане чрезвычайно изрезаны (рис. 1.3, 1.4).На вертикальных профилях перечисленных величин хорошо прослеживаются структурные детали, масштаб которых может меняться от нескольких сантиметров до десятков метров. Структурныеособенности, вертикальный масштаб которых превышает метр, хорошо воспроизводятся при повторном зондировании и, следовательно, являются относительно долгоживущими образованиями, сохраняющимися в течение времени от нескольких часов до несколькихсуток.Если обозначить в момент г в точке (х, у) мгновенные распределения по вертикали температуры, солености и плотности как T x y r (z),sx y T( z ) , p x y r (z), то для этих величин можно записать следующиевыражения:Т х, у, М= <П*)> + T L T~ (z) + Т'х у т ( Z ) , .s x, у, r ( z ) = ( s ( z ) ) + SL, х ( z ) + s x.
у, t 0 ) ’(L 3 )Px, у , r ( z ) = ( p i 2)) + P l , f ( z ) + Px, у, r ( z )-Здесь x и L — значения временного и пространственного масштабов, разграничивающие структурные элементы, обусловленныетонкой слоистой структурой и весьма изменчивой турбулентной микроструктурой.Первые члены в правой части (1.3) соответствуют стационарному и однородному в горизонтальной плоскости значению рассматриваемой величины и характеризуют класс явлений, которыйизучается классической океанографией. Третьи члены в правойчасти (1.3) отражают неоднородности, связанные с микротурбулентностью и получившие название “микроструктура”.
Вторые жечлены правой части выражений (1.3) соответствуют тем неоднородностям, которые относятся к явлению тонкой термохалинной стратификации океанических вод, определяемому как “тонкая структура”.Рис. 1.3. Результаты измерения вертикального профиля скорости звука (с интервалом10 мин) в верхнем квазиоднородном слое Индийского океанаРис. 1.4. Вертикальные профили температуры и солености по данным многократного зондирования с дрейфующего судна с интервалом в 6 мин в слое красноморскихвод, распространяющихся в толще вод Аравийского моря (Океанология.
Физика моря, 1978)Наряду с чередованием в океане участков с низкими и высокими вертикальными градиентами того или иного свойства здесьчасто наблюдаются и изотермические слои, где вертикальные градиенты свойств равны нулю. Океаническим водам свойственнотакже наличие участков с инверсионным ходом плотности по глубине. Примером такого инверсионного слоя в распределении плотности с глубиной может служить поверхностная пленка в океане,где градиент температуры на 1-2 порядка быше, чем самые резкиеградиенты, наблюдаемые в термоклине (см.
ч. II).Изрезанность вертикальных профилей солености в океане, какправило, больше изрезанности аналогичных профилей температуры. Известно, что скорости молекулярной диффузии тепла исоли в воде различаются на два порядка. Это обстоятельство приводит к возникновению в морской воде такого интересного явления, как дифференциально-диффузионная конвекция, котораятакже обусловливает расслоение жидкости. Возможно, что и коэффициенты турбулентного обмена теплом и солью в океанетакже не равны друг другу. И хотя для некоторых специфических конвективных процессов это уже доказано, для окончательного выяснения вопроса требуется проведение дальнейших исследований.Тонкая термохалинная структура в океане формируется на фонегидростатической устойчивости водных масс.
Для изменения гидростатически устойчивого поля плотности необходимо либо затратитьэнергию против архимедовых сил, что приведет к повышению потенциальной энергии жидкости, либо высвободить часть потенциальнойэнергии и перевести ее в кинетическую.Таким образом, существует два класса процессов, приводящих кобразованию тонкой структуры океана. В первом случае для ее формирования необходимо наличие внешних источников кинетическойэнергии, расходуемой на повышение потенциальной энергии жидкости. В качестве таких источников могут выступать течения, приливные явления, инерционные колебания и внутренние гравитационные волны. Во втором случае происходит расход доступной потенциальной энергии жидкости, при этом часть освобожденной потенциальной энергии безвозвратно теряется (например, вязкая диссипацияпри конвекции), а гидростатическая устойчивость жидкости повышается.Возникнув по той или иной причине, тонкая термохалинная стратификация определяет генерацию и распределение микротурбулентности в толще вод Мирового океана.ГЛАВА 2ДИНАМ ИКА ОКЕАНА И ВОД СУШ ИРАЗЛИЧНЫЕ ТИ П Ы ТЕЧЕНИЙВ ГИДРОСФЕРЕ.
ВОЛНЫТечения в Мировом океане интересны не только сами по себе, но ивследствие того, что они оказывают существенное влияние на перераспределение водных масс по земной поверхности.В зависимости от причин, порождающих течения, последние подразделяются на дрейфовые, градиентные, конвекционные, приливные, суспензионные. Существуют также течения, вызванные сейшами и волнами цунами.ДРЕЙ Ф О ВЫ Е ТЕЧЕНИЯОсновной причиной всех движений в океане является ветер.Под действием ветра в океанах, морях и пресных водоемах возникают дрейфовые течения. Силой, вызывающей дрейфовое течение, служит сила трения Р воздушного потока о подстилающуюводную поверхность.
Рассмотрим случай установившегося движенияв бесконечно глубоком море и будем считать, что плотность водывсюду постоянна и вода несжимаема. В этом случае уравнения динамики будут иметь вид( 2 . 1)div v = О,где а2 = со sin y>/v, и и v — продольная и поперечная составляющие горизонтальной скорости, v — кинематическая вязкостьводы.Граничные условия на поверхности задаются следующим образом;амОсь * направлена по ветру.242Решение системы уравнений (2.1) с граничными условиями (2.2)можно представить в видеи = V0e -az sin (45° -az),v = F0e-az cos (45° - az),Vo = ^(2.3)FTp/pva-Отсюда видно, что абсолютная величина скорости дрейфа V0 наповерхности океана прямо пропорциональна силе трения F ^ .
Направление же дрейфового течения на поверхности океана не совпадает с направлением ветра и составляет с последним угол 45°.Отклонение реального направления дрейфового течения от направления ветрового потока определяется действием силы Кориолиса. При этом в Северном полушарии дрейфовое течение отклоняется вправо отнаправления ветра, а в Южном — влево.
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
