В.А. Магницкий - Общая геофизика (скан) (1119281), страница 43
Текст из файла (страница 43)
Вода обладает рядом аномалий, из которых с точки зрения физических процессов, протекающих в гидросфере Земли, наиболее важны следующие. В отличие от огромного большинства веществ, для которых твердая фаза является более плотной, чем жидкая, плотность льда существенно меньше плотности воды (примерно на 10%). Максимальной плотностью пресная вода обладает при температуре + 4'С, а не при нулевой температуре. Вд всех естественных водоемах помимо обычной воды Н20 в ничтожных долях (порядка десятитысячных долей) присутствует тяжелая вода, представляющая собой окись дейтерия. Для тяжелой воды температура максимальной плотности составляет 11,б С.
Вода естественных водоемов — это основной вид сырья для получения тяжелой воды, необходимой для атомной промышленности. СОЛЕНОСТЬ ВОДМИРОВОГО ОКЕАНА Характернейшей особенностью вод Мирового океана является их соленость, т.е. наличие в воде растворенных минеральных солей. Соленость — величина безразмерная, ее измеряют в промилле— тясячных долях (',~ ). Соленость вод открытого океана от района к району меняется от 31 до 383,. Экстремальные значения солености (минимальные и максимальные) наблюдаются во внутренних морях. Если во внутреннем море осадки и речной сток преобладают над испарением с'его поверхности, то соленость такого моря будет ниже, чем в Мировом океане. Примером могут служить Черное и Балтийское моря, соленость которых составляет 23 и 203, соответственно.
Если же в водном балансе внутреннего моря преобладает испарение, то соленость такого моря будет выше, чем в океане. Так, например, в Средиземном море она составляет 38$„а в Красном — 413;,. Крупномасштабные неоднородности распределения солености в океане обусловлены распределением испарения и осадков, а также вертикальной и горизонтальной циркуляцией вод Мирового океана, 234 ИнтереСной- оСобенностью распределения солености вод Мирового океана является наличие промежуточного, относительно распресненного слоя воды, существующего в трех океанах (Атлантическом, Тихом, Индийском) на глубине 500-1500 м и имеющего форму антарктического кольца.
Прослойка слабосоленого слоя воды существует также и в северной половине Тихого океана, где она формируется в верхнем слое океана. Эта особенность в распределении солености вод Мирового океана все еще недостаточно изучена и понята. Проникновение в Атлантику через глубинную часть Гибралтарского пролива средиземноморской воды формирует в Атлантическом океане прослойку вод с относительно высокой соленостью. ТЕМПЕРАТУРА ВОД МИРОВОГО ОКЕАНА Температурный режим Мирового океана определяется в основном двумя процессами: поверхностным и объемным поглощением солнечной радиации и испарением с его поверхности.
Перераспределение температуры в водах океанов и морей связано с крупномасштабными океанскими течениями, горизонтальным и вертикальным турбулентным перемешиванием. Основной особенностью вертикального распределения температуры в водоемах является наличие так называемого слоя скачка температуры — сезонного термоклина. Выше этого слоя лежит слой почти однородной температуры — верхний квазиоднородный слой. 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 вод океана 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 теплых поверхностных слоем скачка, где температура падает примерно 235 Рис. 1.1. Распределение температуры Т в "С (а) и плотности о; (б) на квазимеридио- нальном разрезе через Западную Атлантику (Океанология. Физика моря, 1978) от 17 до 7'С.
Из рис. 1.1 видно также, что термоклин (слой скачка) приподнят на экваторе, заглубляется в субтропиках и выходит к поверхности океана в умеренных широтах, что обусловлено связью поля плотности с полем крупномасштабных океанских течений, При описании глубинного температурного режима вод океана удобнее использовать не обычную температуру, а потенциаль- 23б у 7ФУ УКХ Рис.
1.2. Т вЂ” х-кривая для экваториальной области Атлантики по данным "Кроуфорда" 23 ноября 1958 г. Числа показывают значения глубины в метрах, соответствующие выделенным точкам кривой (Океанология. Физика 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 Т вЂ” ю-диаграмм. При этом в качестве декартовых координат используется температура и соленость, а глубина отмечается точками на кривых. Пример Т-ю-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 глубине 3 000 м.
ПЛОТНОСТЪ МОРСКОЙ ВОДЫ Плотность морской воды является функцией температуры, солености и давления: р„= р'(Т, 5, р). В отличие от атмосферы для 237 морской воды аналитической формы записи уравнения состояния не существует. До настоящего времени океанологи оперируют главным образом с зависимостями, полученными эмпирическим путем, Зависимость плотности морской воды от давления адекватна ее зависимости от глубины и, следовательно, не сказывается на движении океанских вод.
Поэтому вместо р (Т, ю, р) используют величину плотности, приведенной к атмосферному давлению р при постоянной температуре и солености р~(Т, я, р ). Поскольку изменение плотности происходит только в третьем знаке после запятой, употребляют понятие условной плотности М~» Ра) 1 10з р(4,0,р) (1,1) ~(~» Ра) здесь р(4,0, р ) — плотность пресной воды при температуре 4 С и давлении р, равная 1 г/см, з Для морской воды, так же как и для атмосферы, используется понятие потенциальной температуры (см. ч, 11, гл. 1). Влияние температуры на плотность морской воды несколько больше, чем влияние солености, вследствие этого положения термоклина и пикноклина (скачка плотности), как правило, совпадают друг с другом.
В среднем океан — устойчиво стратифицированная среда. Для характеристики степени устойчивости океанских вод используется величина, называемая частотой Вяйсяля, представляющая собой частоту колебаний частицы жидкости, выведенной из положения равновесия в условиях устойчивой стратификации плотности: ~2 Я ~Я + р Иг с2 с~ Р зв (1.2) здесь с„— скорость звука в океане, с и с — 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, касательное напряжение ветра, атмосферное давление. На крупномасштабные течения, возникающие в океане, оказывает влияние сила Кориолиса. 238 — тОНКЛЯ тИМОХЛЛИННАЯС ттхтУРА ВОД МИРОВОГО ОКЕАНА Примечательной особенностью водных масс Мирового океана является открытая сравнительно недавно их тонкая термохалинная структура.
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 можетменяться от нескольких сантиметров до десятков метров.
Структурные особенности, вертикальный масштаб которых превышает метр, хорошо воспроизводятся при повторном зондировании и, следовательно, являются относительно долгоживущими образованиями, сохраняющимися в течение времени от нескольких часов до нескольких суток. Если обозначить в момент г в точке (х, у) мгновенные распределения по вертикали температуры, солености и плотности как Т,(г), ~1У1~ (е) Ру у (г), го для этих величин можно записать следующие выражения: (г) = (Т(~)~ + Т~ -(г) + Т„У, О х, У,Ф (~(л)) + ~~ ~(~) + "~~ У ~ (~)> Р~, У, ~(~) = (Р(~)~ + Р~., ~ (~) + Р ~, У, (~) (1.3) 239 Здесь Г и 1, — значения временного и пространственного масштабов, разграничивающие структурные элементы, обусловленные тонкой 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, который изучается классической океанографией. Третьи члены в правой части (1.3) отражают неоднородности, связанные с микротурбулентностью и получившие название "микроструктура". Вторые же члены правой части выражений (1.3) соответствуют тем неоднородностям, которые относятся к явлению тонкой термохалинной стратификации океанических вод, определяемому как "тонкая структура". Рис. 1.3.
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
