авторефераты диссертаций БЕСПЛАТНАЯ БИБЛИОТЕКА РОССИИ

КОНФЕРЕНЦИИ, КНИГИ, ПОСОБИЯ, НАУЧНЫЕ ИЗДАНИЯ

<< ГЛАВНАЯ
АГРОИНЖЕНЕРИЯ
АСТРОНОМИЯ
БЕЗОПАСНОСТЬ
БИОЛОГИЯ
ЗЕМЛЯ
ИНФОРМАТИКА
ИСКУССТВОВЕДЕНИЕ
ИСТОРИЯ
КУЛЬТУРОЛОГИЯ
МАШИНОСТРОЕНИЕ
МЕДИЦИНА
МЕТАЛЛУРГИЯ
МЕХАНИКА
ПЕДАГОГИКА
ПОЛИТИКА
ПРИБОРОСТРОЕНИЕ
ПРОДОВОЛЬСТВИЕ
ПСИХОЛОГИЯ
РАДИОТЕХНИКА
СЕЛЬСКОЕ ХОЗЯЙСТВО
СОЦИОЛОГИЯ
СТРОИТЕЛЬСТВО
ТЕХНИЧЕСКИЕ НАУКИ
ТРАНСПОРТ
ФАРМАЦЕВТИКА
ФИЗИКА
ФИЗИОЛОГИЯ
ФИЛОЛОГИЯ
ФИЛОСОФИЯ
ХИМИЯ
ЭКОНОМИКА
ЭЛЕКТРОТЕХНИКА
ЭНЕРГЕТИКА
ЮРИСПРУДЕНЦИЯ
ЯЗЫКОЗНАНИЕ
РАЗНОЕ
КОНТАКТЫ


Pages:     | 1 | 2 || 4 | 5 |   ...   | 13 |

«И ЕГОРОВ. Н. Г И Д Р О iyi Е Т Е О И 3 Д А Т ЛЕНИНГР А Д * 1 9 7 4 УДК 5 5 1.4 6 Приводятся основные сведения ...»

-- [ Страница 3 ] --

В систем СГС ед н ц коэф ициента м е и и ей ф олекулярной вязкости, назы ого такж коэф иц ваем е ф иентом внутреннего трения, принят пуаз (•—-—\. Д кинем \ см•с / ля атической вязкости v —ат) / CM 2 \ ед н ц изм и и еи ерени принят стокс у— — J. Величина м я олекулярной вязкости, п Стеф иАррениусу, равна 1 0•1 -4пуаз.

о ану Вязкость м р о ской в д увеличивается с п ш и солености оы овы ен ем и резко уменьш ается с повы ен емтем ши пературы Если принять зна­.

ч и коэф ициента вязкости дистиллиррванной в д п и 0°С за ен е ф оы р 1 0 то относительны значения этого коэф ициента (пр атм ер­ 0, е ф и осф н м давлении) м о огут бы представлены данны и табл. 8 Влияние ть м.

давления на коэф ициент вязкости г м о ф ) ал.

Таблица S Относительные величины вязкости (по Рупину и Крюммелю) Соленость, °/о„ Температура, °с 0 20 0 100,0 103,2 105, 10 7 3,0 75,8 7 8, 20 5 6,2 5 8,6 61, 30 4 4,9 4 7,0 49, При рассм отрении больш инства проц ессов, протекаю их щ в океане, м олекулярной вязкостью о ы н пренебрегаю так как б чо т, она так ж как и м е олекулярная теплопроводность в ты сячи раз м ьш турбулентной вязкости. Расчеты показы т, что для обра­ ен е ваю зования течения на глубине 1 мсо скоростью р 0, авной п олови е ско­ н рости на поверхности пр наличи только м и и олекулярной вязкости, потребовалось б 2,4 года. П ы ередача ж количества движ е ения от поверхности в глубинны слои за счет турбулентной вязкости про­ е исходит в отрезки вр ен, определяем е часам ем и ы и.

Однако для таких проц ессов, как осаж дение взвеш енны в в д х ое тверды частиц и м х ельчайш ж х организм (планктона), «па­ их ивы ов рящ в во е, м их» д олекулярная вязкость и еет сущ м ественное значе­ н е. Эти организм и ею рож и и ым т ки, голочки и другие приспособле­ н я для «парения», использую ие вязкость в д. Скорость оса­ и щ оы ж дения тверды частиц пропорц х иональна квадрату их радиуса и обратно пропорц иональна коэф ициенту м ф олекулярной вязкости.

П оэтом зН коэф ициент вязкости, м ж о определить р еры у, ая ф он азм м х частиц п скорости и осаж алы о х дения, ч используется, напри­ то м, в практике определения разм ер еров частиц м орских грунтов.

Дф иф узия и осм отическое давление. Ч астицы растворенного вещ ества в слабы растворах, подобны м ской в д отдалены х х ор о е, друг от друга на о ен больш е расстояния. Н чь и аходясь в неупорядо­ ч н м движ ен о ении, о и устрем тся в сторону наим н ляю еньш сопро­ его тивления ср ы Такой ср ой является ли чисты растворитель, ед. ед бо й ли м бо асса в д с м ьш концентрацией солей П о ы ен ей. оэтом когда у, соприкасаю два раствора различной концентрации, частиц ра­ тся ы створенного вещ ества начинаю переходить и раствора с б т з ольшей концентрацией в раствор с м ьш концентрацией. П ен ей ереход будет продолж аться д тех п р пока концентрации об х растворов н о о, ои е вы равняю тся.

П ереход частиц и слоя в слой, осущ з ествляем й б п ощ м ы ез ом и е­ ханического перем ивания, носит название молекулярной еш диффузии.

Процесс м олекулярной диф узии растворенны в во е солей и ф х д газов происходит весьм м лен о. О определяется соотнош ем а ед н н ени dS М=а— -,— dz где М —количество растворенны частиц, прош их ч ез пло­ х едш ер щ адку 1 см в направлении, перпендикулярном градиенту концен­ трации раствора в единиц врем ;

у ени —коэф ициент м ф олеку Г лярной диф узии, см/с, когда S вы ается в — л, и в см•с ф 2 раж — см когда 5 вы ено вг/г.

раж Если п S поним соленость, то ф ула будет определять од ать орм диф узию солей а если концентрацию растворенны в во е газов, ф, х д то диф узиюгазов.

ф Так ж «ак м е олекулярная теплопроводность и м олекулярная вязкость, м олекулярная диф узия н играет сущ ф е ественной р ли п и ор изучени реальны проц и х ессов в океане, так как коэф ициент диф ф ­ ф узии равен 2-10-5 см/с, и е о ы н пренебрегаю 2 ю б чо т.

Основны п ессом определяю им п м роц, щ еренос солей и газов в океане в горизонтальном и особен в вертикальном направлении, но является турбулентная диф узия, о которой будет р ь ниж п и ф еч ер рассм отрении проц ессов перем ивания.

еш С соленостью м ской в д связано ф зи ор оы и ческое свойство, отсут­ ствую ее в дистиллированной во е, осмос. Это свойство и еет щ д м важ биологическое значение, обеспечивая прони ное кновение в м ­ор ские организм необходим х и для питания и построения и тел ы ым х вещ еств, растворенны в м ской во е.

х ор д Явление осм наблю оса дается в том случае, когда раствор отде­ лен от растворителя полупрониц ой пленкой которая пропускает аем, м олекулы растворителя, н н пропускает м ое олекулы растворенного вещ ества. В этом случае м олекулы растворителя, стрем вы ясь рав­ нять конц ентрац, начинаю переходить в раствор, повы ая его ию т ш уровень д полож о ения равновесия. В результате этого создается давление на пленку, назы ое осмотическим давлением ваем и определяем вели ной гидростатического давления, его уравно­ ое чи веш иваю его. О отическое давление увеличивается н V часть щ см а п и повы ени тем р ш и пературы на 1°С. О собенно си льно о о возра­ н стает п и увели р чении солености. Д м ской в д с тем ля ор оы пературой 2 С осм 0° отическое давление равно для в д соленостью 4 0—2,28, оы % 1 % —8,30, 20% —1 2 28% 1,6 и 3 % —25,50 м рт. ст.

2о о 3,9, о— 9 5 6 о м 5 Заказ № 1 1 П оверхностное натяж ение в д. П о ы росты о ы обнаруж е п ты и­ ваю у ж т идкостей, и в частности, у во ыо б есвойство, назы д со о вае­ м е поверхностны натяж о м ением и заклю щ чаю ееся в том ч по­, то верхность в д ведет себя так, как будто она покры тонкой упру­ оы та го п ко.

й лен й Если полож на поверхность в д плаш я тонкую стальную ить оы м иглу, то о н тонет. Н достаточно той ж и на е о е глой проткнуть по­ верхность в д, как игла проходит ч ез образовавш оы ер ееся отверстие ипогруж ается.

О бразование поверхностной пленки объясняется тем ч м, то оле­ кула на поверхности ж идкости лиш со стороныж ь идкости окруж ена м олекулам жи идкости, вследствие ч е энергия вд е б его е во ольш е энергии м олекулы находящ, ейся внутри ж идкости. Стрем занять ясь полож е с м ни альной потенц ени им иальной энергией, м олекулы ж ид­ кости на поверхности стрем ятся втянуться внутрь объ а. Ж ем идкость п д действием внутренних сил м о олекулярного притяж ения стре­ мится ум еньш сво свободнуюповерхность. В результате на гра­ ить ю н ц сво д о поверхности действует сила поверхностного натя­ и е бо н й жения, направленная касательно к поверхности ж идкости и равная F = al, где I —длина контура границ, а —коэф ициент поверхностного ы ф натяж ения.

Коэф ициент а характеризует свобод энергию ед н ц п о ф ную ииы л / эрг \ „ щ ^-- —J поверхности ж ади идкости. В то ж вр я о равен ра­ е ем н бо н бхо и ой для образования 1 см пленки. Коэф ициент а те, ео д м 2 ф м ет бы вы ен си, которую требуется прилож к еди­ ож ть раж лой ить н ц д н воображ ой пленки и н и е ли ы аем еобход м для удерж и ой ания ее в растянутом состоянии. В послед случае его ед н ц и ер нем и и ей зм е дни н я будет----.

и см Величина коэф ициента поверхностного натяж ф ения м р й о ско во ы зависит от е тем д е пературы и солености и приведена в табл. 9.

Таблица Коэффициент поверхностного натяжения морской воды, дин/см (по Н Н Зубову)..

Соленость, °/ Температура, °С 15 5 75,97 76,19.

' 75, 0 76, 73,81 74, 73, 15 74, 71,65 71, 30 71,4-3 72, Э л ектр оп ровод н ость м орской воды. М орская вода представляет со о п ч полностью и б й о ти онизированны раствор различны солей й х и благодаря этом является достаточно хорош п овод и элек у им р н ком трического тока. Электропроводность м ской в д растет с повы ор оы ­ ш и еетем ен ем пературы исолености (рис. 2.6).

в (Я см 3 ) Как ви н на рисунке, п и и енени солености от 6 д 4 % до р зм и о 0о и тем пературы от 0 д 24° С электропроводность в д увеличи­ о оы вается бо ч в 1 раз, от 0,00574 д 0,0585 — лее ем 0 о —-——.

О •см м Зависим ость электропроводности м ской в д от солености ор оы в настоящ вр я ш роко используется для опред ее ем и елени послед­ я н вм классического хим ей есто ического м етода. Создание солем ов, ер работаю их н при и и ер я электропроводности м р й ща нц пе зм ени о ско в д, позволи реш задачу неп ер вн регистрации солено­ оы ло ить р ы ой сти как в вр ен, так ив пространстве.

о ем и Р а д и о а к т и в н о с т ь в о д о к е а н а. Радиоактивность м ро ско в д, й оы донны отлож х ений, ф о ы и ф лр ауны м р в соврем й п и д оя енны ер о 5* определяется содерж анием в них естественны и искусственны ра­ х х диои зотопов. М орская вод содерж в сво составе практически а ит ем все известны радиоактивны и е е зотопы О ее представление о сте­. бщ п и конц ен ентрац основны р оизотопов в в д М ии х ади о е ировогоокеана и ее удельной активности дает табл. 1. И данны таблицы сле­ 0з х дует, ч альф то а-активность океанической в д в осн вно опреде­ оы ом ляется содерж анием в н калия-4 и соответствует п и ер о 3,5X ей 0 рм н XI О 0 Кю -1 ри/л. Д ругие излучатели и и зотопы вносят в сум ар­ м н активность в д пренебреж м м й вклад.

ую оы и о алы Таблица Радиоактивность воды Мирового океана Удельная Общее Общая Удельная Концентрация, количество активность активность, Изотоп активность, изотопов Мирового распад/см с г/л в Мировом океана, Кюри/л океане, г Кюри 1,2-10-2 3,5-10-ю 4,'5-10- Калий-40 63 000 460 2,2-10-4 6,0-10- 8,4-10-5 8 Рубидий-81 118 1,0-10-4* 3,0-10-12 3 Уран-238 2,0-10-6 2 1,5-10-8 3,0-10-6* 8,0-10- Уран-235 1,0-10-8 2,0-10-7* 5,0-10- Торий-232 14 3,0-10-13 1,0-10- Радий-226 3,0-10-5* 4,2-10-4 1 7,0-10-6 2,0-10- Углерод-14 4,0-10-14 5,6-10- 8,0-10-П 1,0-10-12 1,5-10- Тритий 2,0-10-5** ' * Активность изотопа с дочерними продуктами.

** Только в верхнем слое воды толщиной 50— 100 м.

Альф а-активность м ской в д ф ируется в осн вн м за ор о ы орм оо счет урана, и н я ирадия и соответствует п и ер о 4•1 ~0К ри/л.

ои рм н 01 ю М орская вода отличается постоянством своего солевого состава, а уровень радиоактивности в д р онов откры о ы ай того м р находится.

оя в прям пропор и ой ц ональной зависим ости от степени ее солености;

ч вы е соленость, темвы е ее радиоактивность.

ем ш ш К настоящ у вр ен в водах М ем ем и ирового океана обнаруж ены далеко н все и известны радиоизотопов. Это объясняется и е з х х о ен низким уровнем содерж чь ания в океане и отсутствием соответ­ ствую их м д в опред щ ето о елени Это справедливо преж всего п я. де о отнош ю к Sn14 Tm3, N 5, Sm5, Lu18 W8 и к другим м ени 2, 10 d10 12 7, 10, ало распространенны изотопам и ею и больш е п р о ы полурас­ м, м щм и еид пада (101—1 2 лет). Больш 0 0° инство сведени о радиоактивности м ­ й о р и океанов относится к содерж ей анию и распределению в м р ко оо й вд ид о е онны осадках урана, тория и н то ы долгож х еко р х, ивущих членов и радиоактивны сем х х ейств, а такж генетически н связан­ е е н хснм и ы и и зотопов К-40 и R b-87. Врем ж я изниэтихрадиоактив­ ны элем х ентов сои ер м с возрастом зем ко ы и о и опреде­ зм и о ной р, н ляю основнуючасть естественной радиоактивности океанов. В м ­ т ор ской во е присутствую такж и д т е зотоп с гораздо м ьш м ы ен и и пери одам полураспада: Н3 С1, Вк7 Вк1 и Si3. Н и,4, 0 2 аиболееполная сводка данны о концентрации при х родны радиоактивны элем х х ен­ тов в водах М ирового океана приведена в работе Н. И П. опова.

Следует, однако, зам етить, что из-за м алочисленностиоп ед и р елен й некоторы и х зотопов в м ской вод ибольш разброса результа­ ор е ого тов отдельны анализов данны о концентрации таких и х е зотопов, как Са4, In15 Sn14 Th20 Т22 Ра21 нельзя приним и в ка­ 8 1, 2, 3, 3, 3, ать х честве средних для М ирового океана. Это полож ение относится и к тем членам радиоактивны сем х ейств, которы н определялись ее в м р й во е, так как расчет и ср ней концентрации, и о ско д х ед сходя и условий равновесия с ближ им м з айш и атеринским изотопам и и, н всегда обоснован из-за наруш е ения радиоактивного равновесия в океане.

П соврем м данны, природная радиоактивность морской о енны м во ыопределяется, в о о о, наличи в н радиоактивного изо­ д сн вн м ем ей топа калия К4- П 0 одсчитано, что в водах М ирового океана содер­ ж ится 6,3•1 ~0 тонн К4, ч дает удельное значение радиоактив­ 01 0 то но 3,5•1 — К ри/л. Вклад в при од сти 01 ю 0 р ную радиоактивность дру­ гих радиоактивны и х зотопов таких, как Rb8, U28 Ra26 и д.

7 3, 7 р невелик и составляет всего порядка 1% удельного значения, рас­ считы ого п калию ваем о.

К сож алению наблю, дений над радиоактивностью вод океана д о появления атом ного оруж практически н б л. П ия е ы о оэтом за при­ у р д ую радиоактивность приним он ается приведенная вы е расчетная ш величи —3,5•1 -1 Кю на 0 0 ри/л.

П роведенны в последние го ы наблю е д дения в различны частях х М ирового океана показали, ч радиоактивность вод в океанах пре­ то вы ает при ш родную в 2 и б л раза, а в отдельны районах Ти­ о ее х хого и И ндийского океанов—п очти в 3 раза. П этом оказалось, ри ч радиоактивность м ской в д распределена сравнительно рав­ то ор оы н м н п акватории М о ер о о ирового океана, ч дает основание пред­ то полагать о атм ерной при од зараж б осф ре ения водокеана.

Во всех трех океанах: Атлантическом И, ндийском и Тихом ре­ зультаты наблю дений даю пр м н одинаковы характер распре­ т и ер о й д еления радиоактивности п вертикали. О ечается три хор о вы о тм ош ­ раж енны слоя распределения радиоактивности п глубине: по­ х о верхностны пром уточны и глубинны которы д й, еж й й, е овольн тесно о связаны с полож ением слоя скачка плотности (слоем резкого воз­ растания плотности).

П оверхностны слой располагается над слоем скачка д гори­ й о зонта порядка 40—5 м О является слоем ветрового перем ива­ 0. н еш ни и характеризуется наиболее вы я соким значениям радиоактив­ и и ности, р авном ерно распределенной п глубине.

о П еж ром уточны слой, совпадаю ий со сл ем скачка, харак­ й щ о теризуется р езким падени количества радиоактивны вещ ем х еств с глубиной.

Глубинны слой располагается ниж слоя скачка и характе­ й е ризуется м м значениям радиоактивности, которая здесь алы и и близка к п и од ой рр н.

П подводны атом х взры радиоактивность в д воз­ ри х ны вах оы растает в районе взры в сотни ты и даж м лли ы раз, ва сяч е и он в зависимости от м ности заряда. П р и этом радиоактивность ощ м р й в д определяется активностью осколков деления п и о ско о ы р взры и вел чи ве и ной наведенной радиоактивности в частицах, ра­ створен н ы х в воде.

Соотношения м ду радиоактивностью наведенной и обуслов­ еж ленной осколкам деления п и взр ве атом и р ы ного заряда ср ней ед м ности, характеризую следую им данны и:

ощ тся щи м ' Наведенная Радиоактивность Время, прошедшее Число делящихся радиоактивность осколков деления, в морской воде, ядер за 1 с с момента взрыва Кюри Кюри 4,440- 0 мин 1,2-1012 5,047-Ю 7,476- 3 мин 1,007- 2,02-ЮЮ 4,490- 1 ч 1.22.10Ю 6,431- 9,094- 5 ч 1,466- 2,45- Как ви н и таблицы наведенная радиоактивность в м ен до з, ом т взры составляет всего 0,004% радиоактивности, опр еляем ва ед ой осколкам деления атом и ного заряда. О днако с увели чением про­ м утка вр ен после взры доля навед еж ем и ва енной радиоактивно­ сти возрастает, а е величи становится сои ер м с радиоак­ е на зм и ой тивностью осколков деления. П этом несм ри, отря на ум еньш ение абсолю х значений радиоактивности, последняя долгое вр я тны ем остается значительно вы е допустим ш ой.

Если предполож ить, ч радиоактивны и то е зотопы хим ических элем ентов, растворенны в м р йв д распределеныр х о ско о е, авном ерно, в о ъ е 5-101 см (пр м но равном м б ем 3 3 и ер ассе в д, заклю оы чен­ н й в «султане», образую ем п и п д н взр ве атом ой о щ ся р о вод ом ы н б м ы среднего калибра), то удельное значение навед об енной радио­ активности в м ент взры будет равно 5,047•1 7: 5•1 1= 0 ом ва = 1 ~ К ри/см. Д 05 ю 3 опустим радиоактивность водыдля техниче­ ая.

ских нуж 9•1 -8 Кю д0 ри/см, адля пи 3 тьевойв д 2,25•1 ~ К ри/см.

оы 09 ю П риродная радиоактивность м ской в д, как о ечен вы е, ор оы тм о ш приним ается равной 3 -1 Кю,5 Ю 0 ри/л, и 3,5•1 ~3 Кю ли 0 1 ри/см. § 9 Н то ы о ен ости распределения солен,. еко р е соб н ости температуры и плотности в д М о ирового океана Соленость, тем пература и плотность—важ нейш ф ие изико-хим и­ чески характеристики м ской в д. П е ор о ы оэтом изм ен е и распре­ у ен и х деления в вр ен и пространстве определяет н только осн о ем и е овны е ч ты общ гидрологического состояния в д М ер его о ирового океана, н о и и динам х ику. В сво о ер ь, характер распределения солености, ю ч ед температуры и плотности м ской в д зависит н только от ф ор оы е изи­ ческих свойств сам в д (теплоем ой о ы кости, теплопроводности, тре : ни диф узии и т. п.), н и от воздействия внеш ф я, ф о них акторов: п и р I хода и расхода тепла, поступаю его от Солнца, терм щ ического и динам ического взаимодействия м ду океаном и атм ерой. Эти еж осф воздействия будут рассм отрены в п ослед главе. Здесь ж рас­ ней е см м только некоторы особенности распределения солености, отри е тем пературы и плотности й и пространственно-врем х енной изм ен­ ч вости и.

П этом нет необходим ри ости п вод ть под об е данны о гео­ ри и р ны е граф ическом распределении указанны характеристик, так как та­ х ки данны м ж о найти в специальны пособиях и трудах п ре­ е е он х о гиональной океанограф и в частности, в «М ии, орском атласе» (т. 2, ф изико-географ ический, 1953).

S% о E-R см о - с.ш 80° 60 40 20 0 20 40 60 80°ю.ш.

Рис. 2.7. Среднее годовое распределение по широ­ там солености (%0) и разности испарения и осад­ ков Е —^ (по Вюсту, 1954).

Распределение солености. На всех океанах (исклю чая м ро я) распределение солености поверхностны в д вд ш х о оль иротны зо хн б л и и м ее равном о ее л ен ерно. Миним солености в откры х райо­ ум ты нах океанов отм ечаетсявблизи^ кватора, а м аксим взонах о л ум ко о 20° север о и ю ной ш нй ж ироты _полю соленость ум.||^ сам еньш ается, достигая наим еньш значений'в'приполярны районах, где ум их х ень­ ш и солености обусловлено опресняю и вли ем полярны ен е щм яни х *льдш зонах океанов, свободны о льдов, отм ГрЗ х то ечается д во ьн оло тесная"связь среднегодового распределения п ш о иротам солености поверхностны во океана с разностью вели н испарения Е и ко­ хд чи личества вы падаю их осадков R. Эта связь представленана р с. 2.7.

щ и П риведенная ‘связь справедлива только для осредненны вел ч н х ии п ш ротны зонам океанов. В отдельны районах о а наруш ои м х н ается влиянием переноса солей течениям Сказанное наглядно иллю и. ст­ рируется д анны и о распределении отклонени солености на по­ м й верхности М ирового океана, представленны и в прилож м ении 1.

В этом при ени п и ен (п Г. Д лож и р вед ы о итриху, 1 5 ) отклонения средних год х вели н солености н поверхности реального М овы чи а и­ р во океана от «норм о го ального» распределения, которое и ело б м ы м есто, если б океан равном ы ерно покры в Зем. За нор аль вал сю лю м н е значения приняты средни ш ы е иротны вел ч н, которы рас­ е ииы е считаны п ф о актическим данны для ю ного полуш м ж ария. О при­ ни вед ы в правой части рисунка для соответствую их ш ен щ ирот. Алге­ браическая сум а этих вели н и отклонений, показанны на карте, м чи х де ф а т? актическое среднегодовое значение солености в д н ан ом районе океана. Если, наприм в Саргассовом м р на карте пока­ ер, ое зано отклонение +1,5% п и «норм0р альном значении 3,7 о то со­ » 5 %, леность на поверхности в этом районе будет 3,2 о Следовательно, 7 %.

карта аном алий позволяет получить н только аном е алии, н и ф о ак­ тические ср еднегодовы значе­ е н я солености в д на поверх­ и оы ности.

Горизонтальное распределён н е солености н различны и а х' глубинах отличается от ее рас­ пределения н поверхности О а. с­ н ы п и и ыэтого обуслов­ овн е р ч н лен распределением тем ы пера­ туры в д п вертикали и глу­ оы о б н ы и течениям. Характер ин м и этих и енени лучш всего зм й е прослеж ивается п и рассм р от­ р и вертикального распреде­ ен и ления солености.

^Распределени солености п е о вертикали различно в р и и азл ч Рис. 2.8. Типовые кривы е вертикального нхш ы иротны зонах океанов.

х распределения солености (п о В. Н. С те­ Это различие прослеж ивается панову и В. А. Ш аги н у ).

в осн вн м д глубин порядка оо о 1 — полярный тип, 2 — субполярный, 3 — уме­ ренно тропический, 4 — экваториально-тропиче­ 1 0 м Н е этого горизонта 5 0. иж ский, 5 северо-атлантический, 6 — присреди соленость с глубиной остается земноморский, 7 — индомалийский.

практически неи ен, а е зм ной е и енения п ш ротны зонам несущ зм ои м ественш лг|Все м ногообрази е вертикального распределения солености удалось свести к неболь­ ш у числу типов. На р с. 2.8 представлены ти ом и повы кр вы вер­ е ие тикального распределения солености, п В. Н Степанову иВ. А. Ш о. а гину. Географ ическое распределение указанны характеристик # х типов вертикального распределения солености представлено н а р с. 2.9. На при енны на ри 2.8 типовы кривы вертикального и вед х с. х х распределения солености ви н, ч в верхних слоях в поляр ом д о то н и субполярном типах отм ечается р езкое возрастание солености с глубиной (скачок солености). О сновной характеристикой слоя ска­ чка солености служ м ит аксим альны вертикальны градиент соле­ й й ности. Качественно о определяется м н аксим альной, кривизной (м и­ ним альны радиусом кривизны кр вой вертикального распределе­ м )и н я солености.СКонкретны значения градиента солености, п и и е р которы м ж о'говорить о слое скачка солености, так ж как и х он е о слое скачка тем пературы и плотности, определяю р аем м тся еш ы и практическим задачам и и^ Колебания солености в течение года (годовы ам е плитуды п д,о которы и поним м ается, разность максим альны и м х иним альны ее х значений за год) в заданной точке откры того океана незначи­ тельны и н превы аю 0 0 о На ниж горизонтах о и ещ е ш т.,2 %- них н е м еньш и равны на горизонте 2000 м—0 4 о а на горизонте е,0 %, 3000 м—0 2 о, ч леж в пределах точности изм,0 °/ о то ит ерени соле­ я ности И. склю чение составляю полярны области, где в летнее т е врем наблю я дается ум еньш ение солености вследствие таяния льдов^Годовы ам е плитуды здесь м огут превы ать 0 %. В о ш,7 о т // != !' ЩШ M g ЩЦ Рис. 2.9. Распространение по акватории Мирового океана характерных типов вертикального распределения солености (по В. Н. Степанову и В. А. Шагину).

дельны м х орях и прибреж х районах океанов, где отм ны ечается интенсивны б й ереговой сток, колебания солености м огут дости • гать нескольких пром илле.

Колебания солености за м и отрезки вр ен (м, еньш е ем и есяц сутки) характеризую зам тся етно больш м величи и Это вполн ии нам. е естественно. Годовы ам е плитуды колебаний солености (так ж е как тем пературы и плотности вод ) определяю п разнице ы тся о среднем есячны значений. Н с увеличением пери осреднени х о ода я средние вел чи ы более стабильны ч м ьш пер од осред­ ин ;

ем ен е и нения, тем и енчи средняя характеристика. Н р м ', если зм вее ап и ер рассм атривать среднесуточны характеристики солености, то о и е н м огут различаться н несколько пром а илле, особ н в прибреж ен о ­ ны районах после вы х падения интенсивны осадков и усиленного х вы носа пресны в д Эти так назы ы м х о. ваем е ало- и м ли икром ас­ ш табны ф е луктуации солености пока и зучены слабо вследствие отсутствия длительны непреры х наблю й над соленостью х вны дени м ской во ы Такого р ор д. ода и енения значительно лучш иссле­ зм е дованы в -отнош ении тем пературы во ы относительны колеба­ д, е ния 1 которой значительно превосходят относительны колебания е солености.

Распределение тем пературы в д. Для всех океанов м оы аксим ум среднегодовы значений тем х пературы в д на поверхности отм оы е­ чается севернее экватора, в районе так назы ого терм ваем иче­ ского экватора. В зон 0—1 ° с. ш о составляет для Атлантики е 0.н 26,88°, Тихого океана 27,20° и И ндийского 27,88°. Терм ический эк­ ватор перем ается в течение года п ш роте, однако только ещ ои на отдельны участках западны частей океанов см ается в ю ­ х х ещ ж н е полуш о арие в зим северного полуш у ария. Характер распре­ деления тем пературы в д теснейш образом связан с тепло­ оы им в м балансом и циркуляцией океана и атм еры Эти связи де­ ы ’ осф.

тально будут рассм отрены в п ослед ней главе. Д общля его представления о особенностях географ б ического распределения тем пературы в д на поверхности океанов в прилож оы ении 2 дана карта отклонений средних годовы значений тем х пературы в д оы от «норм альны (п Г. Д х» о итриху, 1 5 ). П «норм 9 Q од альны и м»

значениям так ж как и п и распределении солености, пони­ и, е р м тся средни год е тем аю е овы пературы которы наблю, е дались б,ы пр условии, что океан покры и вает всю Зем. За норм лю альны е значения приняты средни ш ротны тем еи е пературы для ю н й жо о о и ы М п л в н ирового океана, где 86% пространства м ду эквато­ еж р м и 70° ю ш покры во о. О показаны на карте справа, о.. то д й ни для соответствую их ш щ ирот. Алгебраическая сум а норм м ального значения и отклонения дает ф актическое значение средней годо­ в й тем о пературы в данном р он ай е.

На при ен ой карте м ж о зам вед н он етить некоторы особенно­ е сти в распределении тем пературы в д на поверхности.

оы В ум еренны ш х иротах у западны б х ерегов океанов отм еча­ ю отрицательны отклонения, а у восточны —полож тся е х итель­ н е, тогда как в низких ш ы иротах картина обратная. У бер егов Антарктиды в Тихом океане отм ечаю полож тся ительны отклоне­ е н я тем и пературы.а в Атлантическом и И, ндийском океане—от­ риц ательны е.

Средняя тем пература н поверхности всего М а ирового океана равна 1,4 С, т. е превы ает на 3 ср ню тем 7°. ш ° ед ю пературу воз­ духа н зем о ш а н м аре. Сам й теплы океан—Тихий, у которого ы й средняя тем пература во ы ''Ш д ‘^Ж 6ёр^0бт'й^ав^''1'9,1 С. В И 0 н­ дийском океане она равна 1,6 а в А 7, тлантическом 1,9 С. Са­ 6° м низкая тем ая пература во ьГ'н поверхности океана равняется 'д а — С, а сам вы 2° ая сокая +36° С.

С глубиной различия в географ ическом распределении тем ­ пературы ум еньш тся и у дна тем аю пература в д в всем М оы о и­ 1 О тносительны е колебания определяю тся как отнош ение абсолю тны х коле­ баний к среднему зн ачен ию.

р во океане становится практически од н во и изм ом и ако м еняется от 0°С у по сов д 2° С в экваториальны районах.

лю о х Л У ен ен е пространственной и енчивости тем ^ м ьш и зм пературы с глубиной м но проследить п ее верт и альному рас­ ож о.к пределению. На р с. 2.10 представлены типовы кривы вер­ и е е тикального распределения тем пературы в д (п В. Н. Степа­ оЫ о но и В. А. Н ву екрасовой), а на рис. 2 1 и географ.1 х ическое распределение. Кривая 1 относится к полярном типу, 2—субант­ у арктическом 3 —субарктическом атлантическом 4 —субарк­ у, у у, тическом тихоокеанском и 5 —ум у у еренно тропическом И хода у. з кривы ви н, чтос глубин б х до о­ лее 1 0 м тем 50 пература в д оы становится практически оди­ наковой в всех районах М о иро­ во океана, м лен о ум го ед н ень­ ш аясь с глубиной. Н аиболее резко слой скачка среднегодо­ в й тем о пературы в поверхно­ стном слое отм ечается в суб­ арктическом тихоокеанском типе. И этого н следует, ч з е то п и других типах вертикаль­ р ного распределения тем пера­ туры в д н наблю оы е дается слоя скачка. О отм н ечается п и всех типах, однако и еет р м четко вы енны сезонны раж й й хо. увели дС чением притока.1. Рис. Типовые кривы е вертикального тепла весной происходит вна в ВА..

трттггя Т !Р Г Н П Й пппигуппит т) тт о _ распределения температуры воды (п о R С тепанову и Н екр асо во й ).

чале интенсивны прогрев о 1 — полярный тип, 2 — субантарктический, 3 — й т • _ Н С Т Л Н Т Н ОО п вер о субарктический атлантический, 4 — субарктиче ОИе Ь О О К Г о хн С Н Г С О океана Вследст- ский тихоокеанский, 5 — умеренно тропическии.

Т ОО Л Я в е этого возникает слой ска и чка тем пературы располож, енны вбли поверхности (сезонны й зи й терм оклин). С увели чением прогрева поверхностного слоя и пере­ н сом тепла в ниж о ележ ие слои п д вли ем турбулентного ащ о яни перем ивания, обусловленного в осн вн м волнени, слой еш оо ем скачка опускается, а градиент тем пературы в н ем возра­ стает. Глубина залегания слоя скачка и величина градиента тем пературы в н зависят от интенсивности прогрева по­ ем верхностного слоя и перем ивания. В ум еш еренны ш х иротах о о ы н располагается на глубинах от.10—1 д 5 м н б чо 6о и ниж п и значениях вертикального градиента тем ер пературы от долей градуса д нескольких градусов на м. Д оц о етр ля енки ин­ тенсивности слоя скачка м ж о 'условно принять следую ую он щ ш калу: слабо вы енны -п и значении градиента м ее раж й— р ен 0 град/м ум,1, еренны п и градиенте 0,1—1 град/м и резко'вы йр ра­ ж й при. градиенте б лее 1 град/м О енны о. днако, как о еч отм ен вы е в отнош и скачка солености, конкретны значения ш ени е градиентов, определяю их слой скачка, зависят от поставленны щ х практических задач, В об ем случае к сл ю скачка тем щ о пературы относят сло с градиентом б лее 0,05 град/м Н й о. аибольш глу­ ей б н и интенсивности слой скачка тем иы пературы достигает кконцу лета. С ум еньш ением притока тепла и началом охлаж дения по­ верхностного слоя во ы возникает вертикальная конвекц свя­ д ия, занная с по ш и плотности поверхностны в д которая обу­ вы ен ем х о, словливает вы равнивание температуры верхней толщ в д д и оы о глубин 200— м Н е этой глубины год е колебания тем 300. иж овы ­ пературы практически отсутствую и устанавливается отн си т о Рис. 2.1 1. Распространение типов и зм ен ен и я температуры воды по вертикали в М ировом океане (п о В. Н. Степанову и В. А. Н ек р асо во й ).

тельно стационарны реж. О склады й им н вается в результате того, ч приток тепла сверху вни ком то з пенсируется горизонтальны м п ен со н глубинах б лее холодны в д и полярны и суб­ ер о м а о хо з х полярны областей. В связи с этим в распределении.тем х пературы п вертикали отм о ечается характерное''деление всей толщ в д и оы н два слоя: поверхностны слой теплой в д и ниж а й оы ележ ий ащ слой хо д й в д, простираю ийся д дна с тем ло но о ы щ о пературам и порядка 2— С. П 4° ереход от области теплой к области холод ойн в д происходит в сравнительно тонком пограничном слое в д, оы оы котор й м ж о рассм ы он атривать как, квазистационарны слой ска­ й чка тем пературы назы ы главным терм.о клином.

, ваем й В откры океане глубина залегания терм том оклина близка к глу­ б н залегания и ие зотер ы 8 0 В тропиках она равна 300— м —1 °.

400 м в субтропиках 500—1 0 м а в вы, 00, соких ш иротах, где вся толщ в д от поверхности д дна отличается од од а оы о нор ностью значений тем пературы слой скачка подним, ается к поверхности.

Распределение тем пературы в зоне ш а отличается от рас­ ельф пределения в откры том океане. О бусловлено это преим ест­ ущ вен о тем что в зон ш а отм н, е ельф ечается см ение вод откры еш ­ того океана и вод м атерикового стока. Характерной чертой рас­ пределения тем пературы в д зон ш а является ее боль­ о ы ы ельф ш и енчивость.

ая зм На ри 2.12 при ены кривы среднеквадратических откло с. вед е. н и тем ен й пературы в д п данны наблю оы о м дения с 1 8 п 1 6 г.

80 о для различны р онов северной Атлантики в слоях 0—1 0 100— х ай 0, 200 и 200—300 м.

Как ви н на рисунке, до изм енчивость тем пературы в районе ш а близка к из­ ельф м вости енчи тем пературы ф ронтальны зон х.

Колебания тем пературы в д на поверхности океа­ оы н в достигаю весьм боль­ о т а ш х вел ч н На ри 2. и ии. с.

представлены ш иротны из­е м ен я годовы ам ен и х плитуд тем пературы во ы на по­ д верхности океанов и сум м тепла солнечной радиации (п Г. Свердрупу, 1942). о J L о Б щ V V V IV III II I / X X и II I Годовы ам е плитуды опре­ А делены как разность сред­ Рис. 2.12. Среднеквадратические отклонения них м есячны тем х ператур температуры воды для различных районов во ы в августе, когда сред­ Северной Атлантики 100—200 (2), 200—300гг.

д за период 1880— пературы в слоях Б —100 (1), 0— м нем есячны е тем (3);

А, фронтальные зоны;

V III — рай­ наивы ие, и в ф сш еврале, оны сильных течений;

IX, X — прибрежные когда о инаинизш На ри­ н ие. районы;

I— V II — остальные районы.

сунке ви н, чтом до аксим ум годовы ам х плитуд отм ечается в ш иротах 40° с. ш и 30— ю ш. 40°..

П этом в северны частях Атлантического иТихого океаново и ри х н больш ч в ю ны ч особен зам е, ем ж х, то но етно в западны районах х океанов. П реобладаю ие здесь западны ветры вы щ е носят в океан холодны воздуш е м, которы вы ваю увеличение год х е ны ассы е зы т овы ам плитуд д 18 Вм о - °. есте с тем в ю ны частях океанов отм жх ечается более тесная связь м ду ш еж иротны и и енениям годовы ам м зм и х пли­ туд тем пературы во ы и сум ам тепла п сравнениюс север ы и д ми о нм частям в которы на распределении тем и, х пературы больш сказые ­ вается влияние континентов, а такж циркуляция атм еры и вод е осф океана.

В экваториальны областях, так ж как и в полярны год е х е х, овы ам плитуды тем пературы наим еньш и составляю около 2 Суточ­ ие т °.

н е колебания тем ы пературыв д на поверхности в откры океане оы том н евели 0,2— ки 0,3°, увеличиваясь в тропической зоне океанов д о 0,3— 0,4°. Ам плитуда суточны колебаний изм х еняется в течение года, ум еньш аясь зи ой и увеличиваясь летом О зависит такж м. на е от облачности и волнени с увели я, чением которы суточны коле­ х е бания ум еньш тся.

аю Глубина прони кновения суточны колебаний определяется глу­ х б н й ветрового перем ивания и о ы н н превы ает нескольких ио еш б чо е ш десятков м о Оетр в. дноврем енно ам плитуда суточны колебаний х с глубиной ум еньш ается, достигая на горизонте 5 мп и ер о 20% 0 рм н ам плитуды на поверхности, а вр я наступления м ем аксим а суточ­ ум н й тем о пературы на этом горизонте см ается п отнош ю ко ещ о ени вр ен м ем и аксим а н поверхности (14—1 часов) пр м н н ум а 5 и ер о а 5— часо 6 в.

Годовы колебания тем е пературы распространяю н значи­ тся а тельно б льш е глубины ч суточны П этом характер изм ои, ем е. ри ене­ н я тем и пературы на различны глубинах зависит от год х и е­ х овы зм н и количества солнечного тепла, непосредственно поглощ ого ен й аем различны и слоям, турбулентной теплопроводности, вертикального м и движ ения в д в районах соприкосновения холодны и теплы тече­ о, х х н й от и горизонтальны п ем ен й Это наглядно иллю и х х ер ещ и. стри­ руется ри 2.14, где слева (Л показан го о й хо тем с. ) д во д пературы в д н различны глубинах для бухты М оы а х онтерей, а справа (В) в течении Куросио, ю нее Японии. В п во случае год ж ер м овой хо д тем пературы зависит от всех указанны вы е п и и и неоди х ш рчн наков N 60° 40 20 0 20 40 60° S Шир о ты Рис. 2.1 3. Ш иротны е и зм ен ен и я годовы х ам плитуд температуры воды на поверхности океанов (ж и р н ы е линии) и сумм т е п л а. солнечной радиации (то н к и е линии) (п о Свердрупу, 1942).

а — Атлантический океан, б — Тихий океан, в — Индийский океан.

на различны глубинах, а в втор только от поглощ х о ом ения тепла и турбулентной теплопроводности и сохраняется од пны н всех ноти м а глубинах. Годовой ход в океане прослеживается д 200— м о 300.

Проведенны за последние го ыдлительны и ер я тем е д е зм ени пера­ туры в д на буйковы станциях позволи вы оы х ли явить н только го­ е довые (макромасштабные) и суточные (среднемасштабные) изме­ нения температуры, но также мало- и микромасштабные, опреде­ ляемые часами и минутами. Последние представляют не только большой теоретический, но и практический интерес, особенно при оценке дальности действия гидроакустических систем.

Рис. 2.14. Годовой ход температуры воды на различных глубинах в бухте Монтерей, Калифорния (а) и в течении Куросио, южнее Японии (б).

В настоящее время установлено, что температура воды характе­ ризуется большой изменчивостью не только на поверхности, но и на других горизонтах. Например, по наблюдениям в Тихом океане с помощью малоинерционных датчиков В. Д. Поздыниным были за­ регистрированы изменения температуры на 2° за 40 с. Изменения температуры воды в Балтийском море на горизонте 5 м (по С. И. Крылову) составили 2,3° за 3,5 мин и 1,0—1,5° за 30 с.

Изменчивость температуры воды по материалам наблюдений на многосуточных станциях характеризуется следующей таблицей:

Изменчивость температуры воды в некоторых районах Мирового океана по данным наблюдений на многосуточных станциях Амплитз'да Средняя Горизонт, температуры, Район наблюдения температура м °С воды, °С 5 - 1,5 6 0,0 Полярный 50 - 1,4 0 1, 295 0,1 6 0,2 0 2, И Ветвь Гольфстрима в Нор­ 800 0,4 - 0,5 вежском море 125 20,1 1, Индийский океан 3, 0 16, Течение Куросио 3, 20 14, 2, 800 0, 0 2 7,2 0, Экваториальный 200 14,2 6, 1000 4,6 1, Благодаря накопленным данным продолжительных и непрерыв­ ных наблюдений над температурой воды в различных районах Ми­ рового океана оказалось возможным для изучения пространствен­ но-временной, изменчивости температуры воды применить аппарат теории вероятностей и, в первую очередь, аппарат теории корреля­ ционных и структурных функций. Больше всего имеется данных, позволяющих судить о временной изменчивости температуры. Для характеристики пространственной изменчивости в первом прибли­ жении может быть использовано соотношение r = vt, позволяющее перейти от временного интервала t к пространственному г, v — ско­ рость течения.

Характерные кривые корреляционных функций обычно опреде­ ляются законом, близким к экспоненциальному.

Распределение плотности. Распределение плотности морской воды определяется распределением температуры и солености. В от­ крытом океане характер распределения плотности зависит главным образом от распределения температуры. Наибольшие значения плотности отмечаются в высоких широтах, где на поверхности она достигает 1,0275 г/см3. К экватору плотность уменьшается, достигая наименьших значений в области термического экватора (1,0220 г/см3). Неравномерность распределения плотности по гори­ зонтали вызывает движение масс воды в» направлении, благоприят­ ствующем выравниванию плотности. Поэтому поверхностные воды высоких широт опускаются и движутся в направлении экватора к горизонтам, на которых плотность воды одинакова с поверхност­ ной плотностью высоких широт. Вследствие этого глубинные и при­ донные воды во всем Мировом океане являются холодными. С глу­ биной плотность воды возрастает благодаря понижению темпера­ туры и увеличению давления, что создает устойчивость1 слоев воды и препятствует вертикальным движениям вод океана. ^Особенно больших значений устойчивость достигает в слоях резкого увеличе­ ния плотности с глубиной — с л о я х с к а ч к а п л о т н о с т и, которые обычно совпадают со слоями скачка температуры. Лишь в редких случаях слой скачка плотности создается благодаря обра­ зованию скачка солености. Однако в ряде случаев распределение солености по вертикали может способствовать увеличению градиен­ тов плотности в слое скачка, связанном со слоем скачка температуры.

Слой скачка плотности препятствует турбулентному перемеши­ ванию, а следовательно, и переносу тепла, количества движений, солей и газов по вертикали. В слое скачка зачастую сосредоточи­ вается большое количество мельчайших морских животных и расте­ ний (планктона), что затрудняет проникновение света и звука че­ рез этот слой. В связи с этим при изучении океанов и морей уде­ ляется большое внимание выявлению наличия слоя скачка, опреде­ лению, его характеристик и условий образования и разрушения.

Характер пространственно-временной изменчивости плотности морской воды достаточно тесно связан с изменчивостью темпера­ Определение устойчивости дается в гл. I I I.

туры. Поэтому приведенные данные об изменчивости температуры определяют в подавляющем большинстве случаев и изменчивость плотности.

§ 10. Водные массы Мирового океана При исследовании физического состояния и динамики вод Ми­ рового океана оказалось целесообразным рассматривать не отдель­ ные их физико-химические характеристики (температуру, соле­ ность, содержание кислорода и др.), а комплексные, которые отра­ жали бы в определенной мере те процессы, которые протекают в океане. Такой метод, как известно, нашел широкое практическое применение в синоптической метеорологии, которая использует по­ нятие воздушной массы как комплексной характеристики физиче­ ского состояния достаточно большого объема воздуха, обладаю­ щего, однородностью значений основных физических параметров (температуры, влажности и др.).

В океанографии нашло широкое применение идентичное поня­ тие— в о д н ы е ма с с ы. Согласно ГОСТу, указанному во введе­ нии, под водными массами понимаются большие, соизмеримые с размерами океана (моря) объемы воды, длительное время сохра­ няющие относительную однородность основных физических, хими­ ческих и биологических характеристик, сформированных.в опреде­ ленных географических районах океана. В качестве основных фи­ зико-химических характеристик при выделении водных масс чаше._ всего используются их соленость и температура. Дополнительно привлекаются такие характеристики, как содержание газов, щелоч­ ность, оптические свойства, гидробиологические показатели и дру­ гие. Однако ограниченность данных о дополнительных характери­ стиках водных масс заставляет пользоваться в основном характери­ стиками солености и температуры.

В настоящее время можно указать на следующие основные ме­ тоды выделения водных масс: метод r S -кривых, метод общего ана­ лиза, метод выделения цо градиентам гидрологических характери­ стик, метод изопикнического анализа.

Метод T S - кривых. Этот метод предложен Гелланд-Гансеном, а его теория дана В. Б. Штокманом и развита А. В. Ивановым.

/О н основан на том, что характеристики температуры и солености водных масс одного и того же происхождения достаточно согласо­ ванно располагаются на ГЗ-диаграмме, 7\?-диаграмма представляет бланк с прямоугольными осями координат — температура — Т и со­ леность— S, на который могут быть нанесены кривые равного зна­ чения плотности (изопикны) j или удельного объема (изостеры).

На эту диаграмму по данным наблюдений на океанографических станциях над соленостью и температурой наносят точки, около ко­ торых указывается глубина измерений. Точки соединяются плавной кривой и на основе ее анализа судят о характеристике водных масс.

На рис. 2.15 приведен пример анализа TS-кривых при выделе­ нии водных масс в процессе их вертикального перемешивания.

6 Заказ № 115 Верхняя часть рисунка относится к смешению двух, а нижняя — трех водных масс. Слева даны кривые вертикального распределения температуры и солености на различных этапах перемешивания — А, Б и В.

На рис. 2.15Л показана Г5-кривая до начала перемешивания двух однородных водных масс, одна из которых расположена в слое 200—600 м и имеет 7’ = 10°С и 5 = 34,8%о, вторая расположена в слое 600—1000 м и имеет Т = 2° С и 5 = 34,0% На этом этапе мы видим о.

на диаграмме только две точки.

На рис. 2.15 показан первый этап перемешивания, когда слои 200—400 и 800—1000 м еще не охвачены перемешиванием. Точки Рис. 2.15. ^-соотнош ени я при вертикальном перемешивании водных масс.

Наверху — смешение двух однородных водных масс;

внизу — смешение трех однородных водных масс;

слева — распределение температуры и солености по вертикали в начальной стадии (Л) и в двух стадиях дальнейшего перемешивания— (Б) и (5 );

справа — три стадии и перемешивания (Л, Б, В) на ^-диаграмме.

на прямой, соединяющей первоначальные водные массы, относя щиеся к горизонтам 500, 600 и 700 м, характеризуют значения тем­ пературы и солености водных масс для этих горизонтов на первом этапе перемешивания. Отношение расстояния этих точек от началь­ ных к общему расстоянию между начальными точками характери­ зует, в какой пропорции смешаны в данный момент водные массы.

Так, например, точка, относящаяся к глубине 500 м, отстоит от на­ чальной на —. Следовательно, на этой глубине водная масса обра зована путем смешения 12,5% воды 5 = 34,0%0 и Т = 2, 0 ° и 87,5% воды 5 = 34,8% и 7=10,0°. На рис. 2.15В показан более поздний о этап перемешивания.

В нижней части на рис. 2.15 показан аналогичный процесс сме­ шения трех водных масс. В этом случае Г5-кривая (рис. 2.155) оказывается более сложной. Однако любую сложную T -кривую’S можно заменить ломаной, как показано пунктиром в нижней части рис. 2.15 5. Конечные точки ломаной ^инии и точка излома опре..... V.

е. \ * деляют начальные значения температуры и солености водных масс, участвовавших в перемешивании.

Приведенный на рис. 2.15 пример является идеализированной схемой, показывающей процесс формирования водных масс.

На рис. 2.16 приведены Г5-кривая гидрологической станции, вы­ полненной в Гренландском море в августе 1956 г., и заменяющая ее ломаная. Конечные точки лома­ ной П и Д характеризуют значе­ ния температуры и солености по­ лярной ( Т = —1,2°;

5 = 30,60%)) и донной ( Т = —1,10°;

5 = 34,96%о) воды соответственно, а точки из­ лома П р и А — температуру и со­ леность двух других водных масс — промежуточной верхней воды Арктического бассейна ( Т = =4,6°;

5 = ЗА70°/оо) и атлантиче­ ской ( Т = 3, 0 ;

5 = 35,00%0).

Для определения вертикаль­ ных границ между водными мас­ сами достаточно разделить попо­ лам отрезки ломаной П П р, П р А, А Д. В приведенном примере эти границы следующие: для поляр­ ной водной массы 0—23 м, проме­ жуточной — 23—200 м,атлантиче­ ской — 200—386 м, донной — 386—1500 м.

Следует отметить, что метод Г5-кривых непригоден для ана­ лиза 'поверхностных вод в райо­ нах с заметными годовыми коле­ баниями температуры и солености, Рис. 2.16.выполненной гидрологической ^ -к ри вая которые обусловливают конвек­ станции, в Гренландском море (август 1956 г.).

цию и изменение характеристик водных масс под воздействием внешних факторов. Однако в некото­ рых районах Мирового океана и, в частности, в зонах конверген­ ции, где наблюдается достаточно интенсивное горизонтальное пере­ мешивание благодаря значительным горизонтальным градиентам температуры и солености, также может быть применен метод T S кривых;

в этом случае кривая строится по значениям температуры и солености, измеренным не по вертикали, а вдоль изопикнической поверхности.

Метод общего анализа водных масс. Для анализа водных масс и их трансформации В. Т. Тимофеевым был предложен метод, наз­ ванный им методом общего анализа. Он основан на использовании Г5-кривых с привлечением дополнительных характеристик.

Сущность метода заключается в следующем. На основе анализа данных о температуре и солености, полученных при выполнении 6* гидрологических разрезов, устанавливаются основные типы вод­ ных масс и их характеристики. Анализ производится на основе построения разрезов, карт географического распределения темпера­ туры и солености, ^ S -кривых с учетом распределения других фи­ зико-химических свойств (pH, Ог, щелочности и др.).

После установления основных типов водных масс для данного водоема строится в поле Г5-диаграммы треугольник (треуголь­ ники), вершинами которого (которых) являются средние из экстре мальных величин солено v ^ О -2 0 2 4 С/ О ^ “ |) 0 /оа | || || | г ранных типов вод. Пра­ вильность выбранных ха­ рактеристик определяется путем нанесения на эту Г5-диаграмму отдельных характерных точек по на­ блюденным крайним зна­ чениям температуры и со­ лености на гидрологиче­ ских станциях.

Если преобладающее большинство точек распо­ лагается внутри треуголь­ ника, значение температу­ ры и солености для выб­ ранных типов вод опреде­ лено правильно. Содержа­ ние выбранных типов водных масс в вершинах треугольника принимает­ ся за 100%. Далее строит Лл Л..

WU *VV /U • ^ u VA W Vi V ся ГЗ-номограмма для оп п \ ределения процентного со бой точке моря. Пример Рис. 2.17. T S -номограмма В. Т. Тимофеева. ТЗК0Й номограммы ДЛЯ Г Т Гслучая TftOV тг T tnv ТЛТОС трех г\ T rv масс Т7Т Г водных приведен на рис. 2.17.

Здесь П соответствует полярной водной массе, А —атлантиче­ ской, Д — донной. Для любой другой водной массы т того же моря наносят на диаграмму точку по ее температуре и солености. На сто­ ронах треугольника отсчитывается процентное содержание в ней основных водных масс. По определенному таким путем процентному содержанию основных водных масс в различных точках моря и на разных горизонтах строятся вертикальные разрезы процентного со­ держания основных водных масс и их географическое распределе­ ние. Такие карты позволяют судить об очагах формирования основ­ ных водных масс, их перемещении и интенсивности процессов перемешивания.

Выделение водных масс по градиентам гидрологических ха­ рактеристик. В этом методе, предложенном В. К. Агеноровым, водные массы определяются по значениям градиентов гидрологиче­ ских характеристик. Агеноров выделяет водные массы первого рода, у которых градиент гидрологических характеристик близок к нулю, и второго рода, у которых этот градиент постоянен. При взаимо­ действии двух водных масс между ними устанавливается линия фронта, по обе стороны от которой располагаются фронтальные зоны, а за ними зоны трансформации.


Фронтальная зона определяется как зона, где наблюдается рост градиента гидрологической характеристики, а фронт — как линия с максимальными градиентами гидрологической характеристики.

Метод может оказаться полезным при исследовании зон сопри­ косновения водных масс: зоны сходимости (конвергенции) и расхо­ димости (дивергенции) течений.

Метод изопикнического анализа водных масс, предложенный А. Е. Парром, основан на предположении, что движение вод проис­ ходит вдоль поверхностей равных значений плотности — изопикни ческих поверхностей. Поэтому, выбрав определенную характери­ стику водной массы (соленость, содержание кислорода, щелочность и др.), называемую отождествительным свойством, и. исследуя ее изменения в пространстве вдоль изопикнической поверхности, мо­ жно установить траекторию движения водной массы, определить границы между водными массами различного происхождения и су­ дить о степени их перемешивания.

Вместе с определенными преимуществами этот метод обладает и известными недостатками. Так, например, позволяя определить истинные траектории движения частиц, он не дает возможности су­ дить об их скорости. Далее, учитывая, что в процессе анализа ис­ пользуется только одно отождествительное свойство, метод позво­ ляет определить географическое распределение только двух типов водных масс, обладающих максимальным и минимальным значе­ ниями отождествительного свойства. Между тем, каждая из этих двух типов водных масс может, в свою очередь, быть результатом смешения других водных масс, установить которые рассматривае­ мым методом не представляется возможным. Для устранения по­ следнего недостатка В. Т. Тимофеевым был предложен прием вы­ деления первоначальных водных масс на основе изопикнического анализа с использованием 75-диаграмм, применяемых в методе об­ щего анализа водных масс.

Основные типы водных масс Мирового океана. Различие в ме­ тодах анализа водных масс приводит и к различию в определении типов водных масс реального моря или океана и их характеристик.

Это тем более логично, что само понятие водной массы в известной мере условно, а поэтому ее характеристики "будут зависеть от при­ нятого определения водной массы и выбранного параметра для ее оценки. Так, например, применяя метод изопикнического анализа, можно выделить только два типа водных масс в рассматриваемом районе, а если исходить из метода градиентов гидрологических характеристик, нельзя проводить анализы водных масс в случае переменной величины градиента гидрологической характеристики.

При выделении водных масс морей и океанов чаще используется метод ГЗ-кривых и тесно с ним связанный метод общего анализа водных масс. Метод изопикнического анализа используется обычно для исследования перемешивания и динамики водных масс, а не для их выделения.

В самом общем виде водные массы можно разделить на два типа. К первому типу относятся теплые поверхностные воды, охва­ тывающие слой, в котором наблюдается годовой ход физико-хими­ ческих характеристик водной массы, называемый, по аналогии с атмосферой, о к е а н и ч е с к о й т р о п о с ф е р о й.

Ко второму типу относятся холодные глубинные и донные воды, заполняющие всю остальную часть океана, называемую о к е а н и ­ ч е с к о й с т р а т о с ф е р о й. Деление на тропосферу и страто­ сферу применимо только для районов низких и умеренных широт.

В высоких широтах (в полярных и субполярных районах) холодные воды выходят на поверхность. Двигаясь в сторону экватора, они встречаются с теплыми водами, следующими к полюсам, и благо­ даря большей плотности погружаются на глубины. В субтропиче­ ских зонах отмечается опускание и теплых, но более соленых вод, которые также оказываются более плотными. Опускание и переме­ шивание поверхностных вод приводит к формированию глубинных и придонных вод умеренных и высоких широт. Зоны встречи течений и опускания вод — зоны к о н в е р г е н ц и и (сходимости) показаны на карте поверхностных течений, приведенной в приложении 9.

Зоны конвергенции тесно связаны с о к е а н о г р а ф и ч е с к и м и ф р о н т а м и, которые, так же как и атмосферные фронты, пред­ ставляют собой зоны раздела между водными массами с различ­ ными свойствами.

\ В зонах фронтов отмечаются наибольшие вертикальные гради­ енты температуры и солености, а следовательно, и плотности воды, заметные вертикальные течения, направленные вниз.

На рис. 2.18 представлено распределение температуры, солено­ сти и плотности на вертикальном разрезе в зоне фронта. Так как в океане не может происходить только опускание вод, а должен су­ ществовать и компенсационный подъем вод, то наряду с зонами конвергенции отмечаются и зоны дивергенции (расходимости) те­ чений, где осуществляется подъем вод. В открытых частях океанов (см. приложение 9), зоны дивергенции выражены слабее. В связи с этим следует полагать, что более интенсивный подъем вод проис­ ходит у берегов континентов, что подтверждается наблюдаемыми резкими понижениями температуры воды вдоль некоторых из них.

В отличие от метеорологических фронтов и воздушных масс океа­ нические фронты и водные массы отличаются стабильностью гео­ графического положения. Характер вертикального распределения температуры и солености вод океанов позволяет выделить в средних •и низких широтах следующие водные массы: поверхностные, подпо­ верхностные, промежуточные, глубинные и донные.

Рис. 2.18. Распределение температуры t, солености S, плотности сг( и ано­ малий удельного объема в 10б на разрезе, указанном в левой нижней части рисунка, перпендикулярно Гольфстриму, по данным наблюдений экспедиции «Атлантик» (19—23 IV 1932 г.).

В высоких широтах водные массы, как отмечено выше, отли­ чаются достаточно большой однородностью значений температуры и солености по вертикали. Тем не менее и в этих районах можно выделить характерные водные массы.

В Арктическом бассейне В. Т. Тимофеев выделяет три типа вод­ ных масс: арктическую (поверхностную), атлантическую (глубин­ ную) и донную. Арктическая водная масса охватывает слой 0—50 м и характеризуется значениями температуры от —1,65 до —1,75° С и значениями солености менее 32,0%0.

Атлантическая водная масса располагается в слое от 50 до 2000—2500 м и имеет четко выраженный максимум температуры на горизонте 300—400 м, составляющий в приатлантической части бас­ сейна 2,04-3,0° С, а в притихоокеанской +0,5-ь0,6°С при солености всей толщи воды 34,7—34,9%о. Донная водная масса заполняет ос­ тальную часть бассейна и имеет температуру около —0,80° С и со­ леность около 34,90%0.

Для других океанов первая общая характеристика водных масс дана Г. Свердрупом, а затем Г. Дитрихом и В. Н. Степановым.

В настоящее время наиболее полной является характеристика вод Мирового океана, данная О. И. Мамаевым, основные выводы которого приведены ниже. Классификация водных масс дана им на основе.анализа обобщенных 75-соотношений вод океана.

Обобщенные 75-соотношения вод океана — соотношения, кото­ рые рассматриваются ниже, представляют основной материал для 75-анализа в том смысле, что являются основой для дальнейшего изучения вод и картирования их характеристик: вертикальной и го­ ризонтальной протяженности, путей распространения, процентного соотношения и других показателей взаимодействия, количествен­ ного сопоставления результатов термохалинного анализа с другими показателями динамики вод, а также со «вторичными» признаками вод (скажем, с распределением различных форм планктона и его биомассой). Наконец, весьма важной задачей является определение по обобщенным типам 75-кривых коэффициентов вертикального и горизонтального турбулентного перемешивания. Знание таких ко­ эффициентов совершенно необходимо для изучения планетарных процессов обмена теплом и солями и последующего решения других геофизических и географических проблем. Имея в виду связь между 75-диаграммой и коэффициентами обмена, можно сказать, что ко­ эффициенты обмена являются своеобразным параметром состояния природных вод океана и каждой точке 75-диаграммы соответствует по крайней мере одно значение коэффициента, привязанного, в свою очередь, к определенному типу 75-кривой.

Затрагиваемый вопрос не нов. Как отмечено выше, обобщенные 75-соотношения водных масс Мирового океана (исключая припо­ верхностный 100-метровый слой) были определены Свердрупом и Дитрихом. Эти диаграммы показаны в приложениях 3 и 4 соответ­ ственно. Известные 75-соотношения Свердрупа показаны на диа­ грамме области, где укладываются основные типы 75-кривых Ми­ рового океана;

по приложению 3 можно отметить тот или иной вид определенной 75-кривой в разных районах океана. Однако схема Свердрупа страдает известным недостатком, так как не охватывает целых групп 75-кривых между основными типами и соответствую ! щих районам, переходным по отношению к тем, указания на кото­ рые имеются на рисунке. Для характеристики указанного недо­ статка приведем такой пример: область центральных вод восточной части северной половины Тихого океана переходит, если следовать по меридиану, на юг, в область экваториальных вод;

этому «пере­ ходу» соответствует постепенное, плавное изменение формы 75-кри вой от одного типа к другому даже при переходе через фронтальные области. Однако на схеме Свердрупа между типовыми 75-полосами имеется значительный разрыв, и неясно, какую форму принимают «промежуточные» 75-кривые.

;

Осредненная 75-диаграмма Дитриха (приложение 4) в извест ! ной мере устраняет отмеченные недостатки диаграммы Свердрупа, так как в 75-области, соответствующей каждому из океанов, укла­ дываются все возможные для этих областей 75-кривые. Однако картина слишком генерализована, и мы лишаемся возможности судить об их форме, так как основные типы здесь не определены, и в пределах каждой из заштрихованных 75-областей мы можем, вообще говоря, вообразить 75-кривую любой формы. Конечно,.


| схема Дитриха тоже подсказывает нам преобладающую конфигу­ рацию 75-кривых, однако, глядя, например, на 75-область, соот­ ветствующую Индийскому океану, с трудом можно представить себе вероятность почти 75-прямой, характерной для водных масс юж­ ной. части.Бенгальского залива, где с глубиной наблюдается почти | полная гомохалинность.

В работе В. Н. Степанова рассматриваются основные типы структур вод Мирового океана, проводится их классификация»

а также приводятся типовые 75-кривые, соответствующие основ­ ным структурам.

Таким образом, представляется необходимым уточнение кар­ тины 75-соотношений основных водных масс;

на них, помимо основ­ ных «вееров», «пучков» и других совокупностей 75-кривых, должны I быть изображены и термохалинные индексы (значения температуры и солености) первоначальных водных масс (в том числе и «точеч ! ных»), а также основные треугольники смешения, чтобы анализ.

75-соо'тношений можно было существенно дополнить выводами, I следующими из аналитических теорий 75-кривых. Кроме того, не­ обходима известная систематизация 75-индексов основных водных масс. Эта задача была решена О. И. Мамаевым, j Видоизмененные 75-соотношения основных водных масс Атлан | тического, Индийского, Тихого и Южного океанов, построенные I О. И. Мамаевым, даны в приложениях 5—8 соответственно. В ос i нову этик обобщенных 75-соотношений положена схема Свердрупа (приложение 3), и в известной степени они могут рассматриваться как модификация последней. Кроме того, при построении этих соот­ ношений, помимо 75-диаграммы Свердрупа, были использованы ее рии 7\$-кривых, построенных для избранных разрезов в океанах, а также литературные источники.

Помимо термохалинных индексов первоначальных водных масс, в приложениях 5—8 показаны положения основных прямых и треу­ гольников смешения (хотя основания треугольников в большинстве случаев не нанесены, чтобы не загромождать схем) и типы Г5-кри вых (жирные линии — сплошные и штриховые), формирующихся в результате смешения первоначальных водных масс (черные кру­ жочки)'. Понятно, что появление на Г5-диаграмме термохалинных индексов первоначальных водных масс открывает дорогу большему простору в определении возможных вариаций ГЗ-кривых в соответ­ ствии с их «геометрией».

Классификация водных масс. Таким образом, на обобщенных Г5-диаграммах (приложения 5—8) Г5-линии рассматриваются не как образцы индивидуальных водных масс, а как линии смешения между основными (материнскими) водными массами океана. Здесь можно видеть, что эти воды разбиваются на три типа: т р о п о ­ с фе р н ые, п р о м е ж у т о ч н ы е и с т р а т о с ф е р н ы е (глу­ бинные и придонные) водные массы. Возвращение к терминологии Дефанта — «тропосфера океана» и «стратосфера океана» — пред­ ставляется в данном случае весьма уместным.

Рассмотрим коротко основные особенности этих трех типов вод­ ных масс.

Тропосферные водные массы располагаются в приповерхностных слоях океанов*, на горизонтах примерно от 100 до 500—900 м, и приурочены в основном к антициклоническим круговоротам вод в океанах. Как правило, тропосферные воды характеризуются при­ поверхностным субтропическим максимумом солености. J S -индексы тропосферных вод и определяются как точки пересечения касатель­ ных у соответствующего экстремума. Приповерхностная водная масса, очень тонкая, с подвижным термохалинным индексом, при этом исключается (хотя может служить объектом отдельного рас­ смотрения). В случае когда подповерхностный максимум солености не имеет места, индекс тропосферной массы «выходит на поверх­ ность». При этом не должно смущать «отсутствие толщи» у таких j тропосферных водных масс: именно стабильность Г5-индекса в не­ которой приповерхностной точке океана можно трактовать как ука­ зание на «водную массу». Область распространения тропосферных (центральных) водных масс Мирового океана, по Свердрупу, пока­ зана в приложении 9.

Промежуточные водные массы образуют своеобразную жидкую границу между тропосферой и стратосферой океана и распола­ гаются на глубинах примерно от 600—800 до 1200 м. Промежуточ­ ные воды определяются на Г5-кривых характерными экстремумами и делятся на три основных вида:

1) промежуточные воды с минимумом солености, образующиеся в субарктических и субантарктических широтах;

это субарктические воды в Атлантическом океане, субарктические воды в Тихом океане и антарктические воды во всех трех океанах (в южных их частях);

2) промежуточные воды с максимумом солености, образующиеся в результате водообмена океана с замкнутыми морями с отличным от океана термохалинным строением. Это средиземноморская вод­ ная масса в Атлантическом океане, красноморская водная масса в Индийском океане, слои повышенной солености в Аравийском море, а также водная масса моря Тимор в Индийском океане;

3) промежуточные воды с максимумом температуры, проникаю­ щие в высокие широты. Это атлантическая водная масса в Север­ ном Ледовитом океане и антарктическая промежуточная водная масса в Южном океане, показанная в приложении 8.

Несколько особняком стоит промежуточная водная масса на юго-востоке Тихого океана — восточно-субтропическая промежуточ­ ная вода, образование которой происходит аналогично образованию антарктической водной массы, но в более низких широтах. Область, распространения основных промежуточных водных масс Мирового, океана показана в приложении 10.

Стратосферные (глубинные и придонные) водные массы можно разделить на два основных вида — воды, образующиеся в высоких широтах северного полушария и характеризующиеся максимумом солености, и воды, образующиеся в высоких широтах Южного, океана и характеризующиеся минимумом солености («максимум»

и «минимум» нужно понимать здесь в относительном смысле, когда рассматриваются только стратосферные воды). Стратосферные воды перемещаются из областей высоких широт навстречу друг другу, и там, где они приходят в соприкосновение, воды северного, полушария оказываются глубинными, а воды южного полушария — придонными;

термохалинные характеристики таковы, что антаркти­ ческие воды всегда оказываются ниже водных масс северного про­ исхождения. Распространение стратосферных вод показано в при­ ложении 11.

Перечень основных водных масс Мирового океана, индексы ко­ торых даны в приложениях 5—8, сведен в табл. 11. Здесь водные массы классифицированы по океанам, их положению по вертикали (глубине), а также по размещению с севера на юг.

Перечисленные водные массы обнимают акваторию, исключаю­ щую районы формирования стратосферных водных масс;

именно, акваторию, с юга ограниченную линией антарктической конверген­ ции, а с севера — полярными фронтами Атлантического и Тихого океанов. Водные массы, лежащие к северу и к югу, отличаются большей «термохалинной сложностью», что затрудняет выделение отдельных термохалинных индексов. К этим водам (если исключить Арктический бассейн) относятся: субарктические (приповерхност­ ные) воды Северной Атлантики;

субарктические воды северной ча­ сти Тихого океана;

антарктические воды в Южном океане — поверх­ ностные и промежуточные.

Несмотря на трудность (и даже невозможность) выделения тер­ мохалинных индексов указанных вод, Г5-области их существова­ ния указаны для Южного океана в приложении 8, для Тихого океана в приложении 7..

Таблица 1 Основные водные массы Мирового океана и их 7’5-индексы Океан Атлантический Индийский Тихий Т р оп осф е р н ы е водны е м ассы С у б т р о п и ч е ск а я Б ен гал ь ск ого зал и в а С у б т роп и ч е ск ая з а п а д ­ (25,0° С ;

33,8%о) ной част и северной п о­ ловины Т и х ог о ок е ан а (20,0° С ;

34,8%0) Северной Атлантики Э кват ори ал ьн ая (25,0° С;

С у б т роп и ч еск ая в ост оч ­ (20,0° С ;

36,5%о) 35,3%о) ной част и северной п о ­ ловины Т и хого ок еан а (20,0° С ;

35,2%о) С у б т р о п и ч е ск а я Ю ж н ой М о р я Т и м ор (20,0° С ;

Э к в ат ор и ал ь н ая и су б ­ Атлантики (18,0° С ;

34,5°/оо). С у б т ро п и ч е ­ т роп и ч еск ая южной п о ­ 35,9%о) ск ая южной части ловины Т и х ог о ок е а н а о к е а н а (16,0° С;

(25,0° С ;

36,2%о) — (20,0° С ;

35,7°/оо) 35,6%о) П р ом е ж у т оч н ы е водны е м ассы С у б а р к т и ч е ск а я (2,0° С ;

С у б ар к т и ч е ск ая (5,0° С ;

34,9%о) 33,8%о) — (9,0° С;

33,5%о) К р а с н о м о р с к а я (23,0° С ;

Средизем номорская С у б т роп и ч е ск ая в о с т о ч ­ (11,9° С ;

36,5%о) 40,0%о) М о р я Т и м ор ной част и южной п о ­ (12,0° С ;

34,6%о) ловины Т и х ог о ок е ан а (11,5° С ;

33,9%о) А н т арк т и ч еск ая (5,2° С ;

А н т арк т и ч е ск ая (2,2° С ;

А н т арк т и ческ ая (5,0° С ;

33,8%о) 34,3%о) 3 4,1%0) С т р ат осф е р н ы е (глубинны е и придонны е) водны е м ассы Г л у б и н н а я и п ри д он н ая Г л уб и н н ая и п ри д он н ая Гл уби н н ая и п ри д он н ая Северной Атлантики а н т аркт и ческая (0,6° С ;

(1,3° С ;

34,7%о) (2,5° С ;

34,9%о) 34,7%о) Г л у б и н н а я Ю ж н ой А т ­ лантики (4,0° С ;

35,0°/оо) П р и д о н н а я ан таркт и ч е­ с к а я (— 0,4° С;

34,66°/оо) 1 П ов ерхн ост н ы е (т р оп осф е рн ы е) арктические, субаркт и чески е, ан таркт иче­ ские и су б ан т аркт и чески е воды, не им ею щ ие ст абил ьн ого Г5-индекса, в таблице не указан ы.

Касаясь субарктических вод, отметим попутно отличие их для Атлантического и Тихого океанов;

первые отличаются ярко выра­ женной гомохалинностью (однородностью солености) по вертикали (средняя соленость составляет 34,9%о), вторые — ярко выраженной гомотермичностью (однородностью температуры) (средняя темпе­ ратура по вертикали 1,5°С). По-видимому, именно этим различием объясняется широкое распространение в Тихом океане промежуточ­ ных субарктических вод по сравнению с Атлантическим океаном.

Гл ава III П Е Р Е М Е Ш И В А Н И Е И У С Т О Й Ч И ВО С ТЬ ВО Д О КЕАН А §11. П онятие о п ерем еш и вани и В океане непрерывно действуют процессы, изменяющие верти­ кальное и горизонтальное распространение его физико-химических характеристик:

— поглощение и излучение тепла;

— осадки и испарение;

— замерзание и таяние;

— поступление пресных вод с суши и в некоторой степени жиз­ недеятельность организмов и другие процессы.

Так как эти процессы не одинаковы в различных частях океа ана и на различных глубинах, с ними связаны неравномерность распределения физических характеристик и, следовательно, воз­ никновение горизонтальных и вертикальных градиентов этих ха­ рактеристик.

Появление градиентов вызывает другие процессы, направлен­ ные на выравнивание физических характеристик и называемые пе­ ремешиванием.

Выделяют молекулярное, конвективное и турбулентное переме­ шивание.

М о л е к у л я р н о е перемешивание обусловлено хаотическим тепловым движением молекул, проникающих из слоя в слой и вы­ зывающих выравнивание физических свойств как в вертикальном, так и в горизонтальном направлениях. Оно может наблюдаться в чистом виде в неподвижной воде или в условиях послойного и спокойного движения в виде параллельных струй,, называемого ламинарным.

Однако движения океанических вод — течения, волны, прили­ вы —при определенных условиях теряют динамическую устойчи­ вость: градиенты скорости движения частиц увеличиваются, воз­ никают вихри, ламинарный режим движения переходит в турбу­ лентный.

Т у р б у л е н т н о е движение отличается от ламинарного отсут­ ствием плавных, ясно очерченных линий тока, неупорядоченностью во времени и пространстве поля скорости, приводящей к переме­ шиванию струй. Происходит ли движение в ламинарном или тур­ булентном режиме, зависит от соотношения сил инерции и сил вязкости, характеризуемого числом Рейнольдса R e=—, (3.1) v L — характерный линейный масштаб движения, определяемый раз­ мерами потока в поперечном направлении, и —характерная ско­ рость течения, v — кинематическая вязкость жидкости.

Благодаря силам инерции частицы воды, обладающие различ­ ной скоростью движения, сближаются и возникают значительные градиенты скорости, приводящие ламинарное движение к динами­ ческой неустойчивости и образованию вихрей. Силы вязкости, нао­ борот, выравнивают скорости в близких точках, препятствуя вих реобразованию. Чем больше величина Re, т. е. чем больше преоб­ ладание сил инерции над силами вязкости, тем менее устойчиво упорядоченное ламинарное движение и тем больше возможности его перехода в турбулентный режим. Это происходит при некото­ ром критическом значении числа Рейнольдса ReK Очевидно, что p.

из-за многообразия и многомасштабности движений в океане, для каждого вида движений в зависимости от и, L и выбранных мас­ штабов осреднения значение ReK может быть различным.

p Турбулентное перемешивание может происходить как в верти­ кальном, так и в горизонтальном направлениях. Характерной осо­ бенностью его является необходимость наличия сооответственно вертикальных и горизонтальных градиентов скорости.

К о н в е к т и в н о е перемешивание возникает при уменьшении плотности воды с глубиной, происходит оно только в вертикальном направлении и не зависит от того, находятся ли перемешиваемые слои в движении или нет. Конвективное перемешивание может на­ блюдаться как одновременно с турбулентным, так и независимо от него.

Общая теория перемешивания, приводящего к выравниванию физических характеристик морской воды, была предложена Шмид­ том. Сущность этой теории состоит в следующем.

Предположим для простоты, что перемешиваемые слои воды го­ ризонтальны, а перемешивание происходит в вертикальном на­ правлении. Выберем какое-нибудь свойство этих слоев Ь, опреде­ ляемое тем, что при его изменении в единице массы изменяется и некоторая другая характеристика В, причем между изменениями величин b и В существует линейная зависимость d B = fid b, где |3 — некоторая физическая постоянная.

Например, если положить, что b — температура воды, В — количе­ ство тепла, то (3 будет характеризовать'теплоемкость воды.

Если через горизонтальную площадку f за время t сверху про­ никает некоторое количество частичек с массой т и свойством Ь, то характеристика В изменится на величину Чтобы не было убыли в массе, через ту же площадку и за то же время, но снизу, должно проникнуть такое же количество ча­ стиц, которое вызовет изменение характеристики В на величину Р ^ т Ь. Тогда изменение характеристики В, отнесенное к единице площади и единице времени, которое обозначим через опреде­ у, лится из соотношения У= Пусть b является некоторой функцией глубины h. Разложив эту функцию в ряд Тейлора и ограничившись первыми тремя чле­ нами разложения, получим z2 d 2b db b = b 0+ z - — - + dz 2 dz Подставляя найденное значение в предыдущее соотношение, b получим т т 'm z m zj + 2 - 2 j + -Ц - ^ 2 - Т ft 1 d 2b dz2 у+ Так как масса частиц, прошедших сверху, равна массе частиц, прошедших снизу, то т 2^т = 0.

2] — + Далее, естественно предположить, что движение частиц с обеих сторон площадки симметрично, т. е. каждой частице, приходящей с некоторого расстояния + z, должна соответствовать частица стой же массой, но находившаяся в начальный момент на расстоянии —2. Отсюда J^ m z2— m z2= 0.

2] Тогда „ db T=f dz ft где у — изменение характеристики В за единицу времени в резуль­ тате перемешивания через единицу площади, р — физическая по mz стоянная,-------- —-------- — А — величина, в выражение которой не Д входят свойства воды и их градиенты и которая характеризует интенсивность перемешивания. Эту величину Шми'дт назвал к о э ф ­ фициентом п е р е ме ши в а н и я ( о б м е н а ). Размерность этого коэффициента, очевидно, будет г/'см • с.

Таким образом, V - P - i- A Р-2) Эта формула определяет изменение характеристики В при пере­ мешивании через единицу поверхности в единицу времени.

Определим теперь, используя полученное равенство (3.2), из­ менение характеристики В в столбе воды с основанием 1 см2 и вы­ сотой d z в единицу времени. Оно будет равно изменению характе­ ристики В на расстоянии d z, т. е. дифференциалу от соотношения (3.2). Считая коэффициент перемешивания А не зависящим от 2, получим для определения изменения величины В в столбе воды в единицу времени соотношение Cp-h м4 (3.3) ~dz.

dz Разделив (3.3) на массу столба воды высотой d z, основанием 1 см2 и плотностьюр,т.е. на р d z, получим выражение дляи нения характеристики В в единицу времени, отнесенное кединице dB массы, т. е. для величины dt ' Лр d 2b dB _ p dt dz Так как получим dB = $db, db A d 2b 3 '4 ) Формула (3.4) выведена в предположении независимости коэффици циента перемешивания Л от г. Если A = f ( z ), то формула примет вид 1 / д d 2, dA db db -b р^ dz2 dz dz dt Так как в полученных соотношениях коэффициент перемешива­ ния Л не зависит от свойства b и физической константы р, то его можно определить из наблюдений над любым свойством и харак­ теристикой из соотношения Y ц.м dz Физический смысл величин ри приведен в табл. 12.

Ь, В, у Таблица Физический смысл величин 6, В, | и у Изменение характеристики B t Коэффициент Характеристика Физическая отнесенной Свойство Ь к единице РА константа ( В времени и единице 'площади у К оличество М а с с а воды (г) Т рения С к о р о ст ь К ол ичество дви ж ен и я д ви ж ен и я течения (г/см • с) (г/см • с 2) (см /с) (г • см /с) Тем пература К ол ичество У д ел ьн ая те­ Т е п л оп р ов од ­ К оличество тепла (кал / (град ) тепла (кал ) пл оем кость н ости (кал / г р а д • см • с) см 2 • с • г) воды (к а л / г р а д • г) Д и ф ф у зи и К оличество С ол ен ост ь К ол ичество М а с с а солей (г). солеи (г/г) (г/см • с) солей (г) (г/см 2 • с) Д и ф ф у зи и К оличество С од ерж ан ие М а с с а газов К ол ичество г а ­ (г) (г/см с) г азов г азов (г/г) зо в (г) (г/см 2 • с) Из таблицы следует, что произведение коэффициента перемеши­ вания А, не зависящего от выбранного свойства, на физическую константу дает суммарный коэффициент, зависящий от выбран­ ного свойства и имеющий свое название. Для скорости течения это коэффициент трения rj, для температуры — коэффициент теплопро­ водности %, для солености и содержания газов — коэффициент диффузии D.

С учетом сказанного для изменения соответствующих характе­ ристик В, отнесенных к единице времени и единице площади, по­ лучим следующие соотношения:

для силы трения dv для количества тепла (теплопередачи) dt Q - % dn для изменения количества солей (диффузии) dv dt dS где ——, — и — ;

— ----- градиенты скорости, температуры и соле dn dn dn ности соответственно.

7 Заказ № 1i5 Соотношения (3.5) принципиально применимы как для молеку­ лярного, так и турбулентного перемешивания. Однако, так как они получены в предположении, что выравнивание всех свойств про­ исходит исключительно за счет проникновения частиц из одного слоя в другой, то, строго говоря, они применимы только при иссле­ довании диффузии твердых частиц и газов, растворенных в воде.

При изучении теплопроводности и трения необходимо учитывать и другие факторы, влияющие на выравнивание свойств при пере­ мешивании, как, например, излучение, внутримолекулярные силы и др. Вследствие этого коэффициенты теплопроводности и трения, рассчитанные как произведение физической константы |3 на коэф­ фициент перемешивания А, будут отличаться от истинных их зна­ чений, получаемых экспериментально.



Pages:     | 1 | 2 || 4 | 5 |   ...   | 13 |
 





 
© 2013 www.libed.ru - «Бесплатная библиотека научно-практических конференций»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.