книги из ГПНТБ / Егоров Н.И. Физическая океанография

Теория ветрового перемешивания до сих пор разработана еще недостаточно, отсутствуют также надежные инструментальные из­ мерения турбулентности в верхнем слое океана.

Приложение общей теории турбулентности к верхнему слою океана сталкивается со значительными трудностями.

Придонный турбулентный пограничный слой. В придонном слое морей и океанов благодаря трению скорости течения уменьшаются с приближением ко дну, где становятся равными нулю, жидкость как бы «прилипает» ко дну.

Затормаживающее влияние дна сказывается до определенных расстояний. Толщина придонного слоя обычно несколько десятков метров. Этот слой называют придонным пограничным слоем.

Интенсивность турбулентности в придонном слое существенно зависит от шероховатости морского дна. Только илистое дно мо­ жно считать гидродинамически гладкой поверхностью.

Таким образом, придонный пограничный слой в морях и океа­ нах всегда является турбулентным.

Существенно, что интенсивность турбулентности в придонном слое практически не зависит от средней скорости течения. Времен­

Средние продольные и вертикальные масштабы турбулентных пульсаций соответственно составляют 3,57 и 1,25 м. Размеры тур­ булентных вихрей возрастают с удалением от дна.

В диапазоне волновых чисел от 10' 2 до 1 см-1 турбулентность в придонном потоке является изотропной и спектр хорошо описы­ вается законом степени «5/з»- Взаимосвязь продольной и вертикаль­ ной флуктуационной составляющей течения в области волновых чисел, больших 0,5~‘, очень мала, а следовательно, вихри не вносят существенного вклада в напряжение Рейнольдса.

Коэффициент турбулентности в придонном приливном потоке имеет порядок 10—102 см2/с. Около самого дна коэффициент тур­ булентности линейно растет с удалением от дна, затем рост его замедляется и в пределах всей остальной толщи пограничного слоя коэффициент турбулентности убывает.

§ 14. Конвективное перемешивание

Конвективное перемешивание создается в результате увеличе­ ния плотности (уменьшения удельного объема) вышележащих слоев воды (чаще всего поверхностных). Увеличение плотности мо­ жет происходить благодаря повышению солености поверхностных слоев при льдообразовании и испарении или благодаря понижению их температуры при охлаждении.

Иногда увеличение плотности может наблюдаться в результате смешения вод различной солености и температуры при турбулент­ ном перемешивании. Это так называемое у п л о т н е н и е при с м е ш е н и и .

110

Для начала конвективного перемешивания двух слоев необхо­ димо, чтобы изменения температуры и солености верхнего слоя привели к такому изменению плотности верхнего слоя, при кото­ ром бы она стала больше плотности нижележащего слоя (или рав­ ной ей). После перемешивания слоев их температура и соленость примут средние значения с учетом толщин перемешанных слоев. Казалось бы, и плотность также должна принять среднее значе­ ние. Однако картина получается иная.

Так, например, если смешать в равных количествах две массы воды с температурами 4° С и соленостью 0 и 30%о, то средняя ус­ ловная плотность аг, рассчитанная по начальным плотностям, дол­ жна быть равна 11,920. Фактическое же значение, определяемое по средним для смеси величинам температуры и солености, рав­ ным 4° С и 15%о, равно 11,970. Следовательно, фактическая плот­ ность на 0,050 больше средней.

Явление уплотнения при смешении обусловлено нелинейностью зависимости плотности морской воды от температуры и солености и называется уплотнением при смешении.

Можно показать аналитически и графически, что фактическая плотность будет всегда несколько выше средней, определяемой по средним значениям температуры и солености, и не будет на­ блюдаться случаев уменьшения плотности при перемешивании. Это объясняется тем, что при перемешивании происходит выравнива­ ние не плотности, а температуры и солености, которые опреде­ ляют значение последней. С целью уменьшения ошибок, связанных с уплотнением воды при смешении, при расчетах глубины конвек­ тивного перемешивания можно идти двумя путями. Первый путь состоит в том, что всю толщу воды разбивают на небольшие слои, в пределах которых можно допустить линейность связи плотно­ сти с температурой и соленостью и последовательно рассчитывать необходимые величины понижения температуры или повышения солености для возникновения конвекции между этими слоями.

Второй путь — это расчет более точными графо-аналитическими методами с учетом поправки за уплотнение при смешении, приво­ димыми в специальных руководствах.

Типы перемешивания. В природных условиях конвективное перемешивание может происходить как за счет раздельного изме­ нения температуры и солености, так и за счет их суммарного воз­ действия. В зависимости от причин, вызывающих конвекцию, и географического расположения районов, в котором оно наблюда­ ется, можно выделить следующие типы перемешивания.

1. А р к т и ч е с к и й тип. Конвекция происходит преимуще­ ственно за счет осолонения при льдообразовании. Такое перемеши­ вание характерно для замерзающих морей, в которых годовая амплитуда температуры мала, а льдообразование велико. Приме­ ром служит Арктический бассейн.

111

вследствие понижения температуры. Этот тип перемешивания ха­ рактерен для тех морей умеренных и высоких широт, в которых нет льдообразования и где пресный баланс близок к нулю, верти­ кальный градиент солености также всегда близок к нулю и го­

ратуры. Такое перемешивание характерно для морей с отрицатель­ ным пресным балансом и большой амплитудой температур. Примером является Средиземное море. Летом соленость на его поверхности увеличивается, так как испарение преобладает над осадками и стоком с суши. Однако конвекции благодаря повыше­ нию температуры не происходит. С наступлением зимы, когда поверхностный слой моря охлаждается, развивается интенсивное перемешивание, распространяющееся до дна.

рактерен для тех тропических морей, в которых пресный баланс отрицателен и годовые амплитуды температуры и солености малы. Пример — Красное море.

Зимняя вертикальная циркуляция. В большинстве районов океа­ нов наиболее интенсивное конвекционное перемешивание проис­ ходит в результате охлаждения поверхностных слоев в холодную половину года. Этот вид перемешивания получил специальное на­ звание— зимняя вертикальная циркуляция. Ее интенсивность и глубина распространения тем больше, чем интенсивнее и продол­ жительнее процесс охлаждения поверхностных слоев воды.

В результате перемешивания в поверхностном слое воды тол­ щиной от нескольких десятков до сотен метров образуется изотер­ мический слой с температурой, соответствующей температуре на поверхности.

Сказанное хорошо иллюстрируется рис. 3.1, на котором приве­ дены кривые вертикального распределения температуры воды в районе, расположенном к югу от Японии, для марта, когда зим­ няя вертикальная циркуляция достигает максимального развития, и для августа, когда температура воды на поверхности наиболь­ шая. Если соленость воды меньше 24,7%о, то минимальная темпе­ ратура охлаждения слоя не будет ниже температуры наибольшей плотности. Дальнейшее охлаждение поверхностного слоя не будет вызывать конвективного перемешивания, и при темпера­ туре замерзания начнется процесс льдообразования на поверх­ ности.

Если соленость вод больше 24,7°/с0, конвекция будет происхо­ дить вплоть до начала льдообразования и температура охлажден-

112

кого перемешанного слоя может доходить до температуры замер­ зания.

Ниже перемешавшегося слоя будет находиться слой, не охва­ ченный зимней вертикальной циркуляцией, на границе с которым будет отмечаться более или менее резко выраженный скачок тем­ пературы. При этом в зависимости

в теплую половину года может со­ храниться до начала нового зимнего охлаждения.

Так как с вертикальным распределением температуры связаны многие процессы, протекающие в океане (течения, распростране­ ние звука и др.), то конвективное перемешивание и, в частности, зимняя вертикальная циркуляция играют существенную роль в гид­ рологическом режиме океанов и морей.

§ 15. Вертикальная устойчивость слоев в море

Понятие устойчивости. Под устойчивостью слоев в море по­ нимается вертикальный градиент плотности воды, исправленный за изменения плотности, вызванные адиабатическими изменениями температуры. Устойчивость служит количественной характеристи­ кой условий вертикального равновесия слоев в море.

При перемешивании, как известно, происходит перенос частиц из слоя в слой. Когда частица перемещается с меньшей глубины на большую, ее плотность увеличивается вследствие увеличения давления. Одновременно происходит уменьшение плотности вслед­ ствие повышения температуры за счет сжатия, или так называемое а д и а б а т и ч е с к о е п о в ы ш е н и е т е м п е р а т у р ы . Если

плотность перемещенной частицы на новом уровне окажется больше плотности окружающих вод, частица будет продолжать опускаться, и наблюдается н е у с т о й ч и в о е равновесие (со­ стояние) слоев. Если, напротив, ее плотность окажется меньше плотности окружающих вод, частица вернется в исходное положе­ ние (поднимается вверх) и наблюдается у с т о й ч и в о е равновесие (состояние).

При равенстве плотностей частицы и окружающих вод и при отсутствии внешнего импульса вертикального движения частицы не будет, наблюдается б е з р а з л и ч н о е равновесие (состояние).

Аналогично можно получить условия равновесия и для частиц, перемещающихся с больших глубин на меньшие.

Следовательно, для количественной оценки условий равновесия необходимо сравнить на интересующем нас уровне плотности пе­ ремещающихся по вертикали частиц и окружающих вод.

Предположим, что на глубине г, где давление р, вода имеет со­ леность S, температуру Т и плотность р, а на глубине z + dz, где давление p + dp, она и^еет соответственно соленость S + dS и тем­ пературу Г+ dT.

Если теперь частицу воды адиабатически переместить с глу­ бины г на глубину z + dz, вследствие изменения давления ее плот-

dp л

ность изменится на величину —— dp за счет непосредственного

др

dp

воздействия давления и на величину -^-dt,, вызванную адиабати­

ческим изменением температуры (при сжатии или расширении) на величину dZ,.

Следовательно, на глубине z + dz плотность перемещенной с глу­ бины г частицы будет

Разность плотностей бр окружающих масс воды и перемещаю­ щихся по вертикали и является, как отмечено выше, критерием равновесия. Она будет равна

5р_р+ ^ dp + W ' d T + % d S - р+ | г ^ - дТi-dt

После сокращения и приведения подобных членов получим

6 ^ Ф „X „ „ , Ф6S dS.

114

Если 6 р >0 — равновесие устойчивое, б р < 0 — равновесие неустой­

что устойчивость отличается от вертикального градиента плотно-

ее выражают в единицах Д-108. Для расчета устойчивости в «Океа­ нологических таблицах» даны вспомогательные таблицы для вы­

наблюдений над температурой и соленостью на океанологических

станциях.

Изучение распределения устойчивости и ее изменчивости во времени и пространстве имеет большое значение при изучении вод­ ных масс Мирового океана. Устойчивость характеризует возмож­ ность и интенсивность перемешивания или его невозможность. По распределению устойчивости можно судить о расположении и гра­ нице слоев с резкими изменениями плотности — слоев скачка плот­ ности, границах водных масс различного происхождения, о зонах сходимости и расходимости потоков, о глубине распространения конвекции и других процессах.

В табл. 13 приведен пример вычисления устойчивости на гид­ рологической станции. Номера таблиц, указанные в соответствую­ щих графах, соответствуют номерам «Океанологических таблиц» Н. Н. Зубова, из которых и выбираются соответствующие вели­ чины. Выполняемые действия и исходные величины для расчетов в отдельных графах показаны цифрами и знаками арифметических

117

116

Глава IV

МОРСКИЕ ЛЬДЫ

§ 16. Образование и таяние морских льдов

Отправным пунктом для изучения физической сущности про­ цесса льдообразования служит теория строения воды.

По своим физическим и механическим свойствам морской лед существенным образом отличается от пресноводного. Это различие вызывается содержащимися в нем солями.

Для образования льда необходимыми и достаточными услови­ ями являются потеря тепла водой и некоторое ее переохлаждение,

атакже наличие в воде ядер кристаллизации.

Вприродных условиях в спокойной воде переохлаждение вы­

ражается обычно в десятых долях градуса и охватывает только тонкий поверхностный слой. (Наибольшего переохлаждения вода достигает при —1,4° С.) Ядрами кристаллизации обычно являются пыль, состоящая главным образом из зерен кварца, кристаллики снега, выпадающие на поверхность воды, и частицы льда, уже су­ ществующие в данном объеме. Ядра кристаллизации — это заро­ дыши, вокруг которых идет нарастание льда. Чем больше в воде ядер кристаллизации и чем она интенсивнее перемешивается, тем меньше будет ее переохлаждение.

Льдообразование в пресных водах. Рассмотрим несколько идеа­ лизированную картину замерзания пресного водоема. Горизонталь­ ные перемещения воды и воздуха временно не будем принимать во внимание. От осени к зиме происходит постепенное выстывание верхнего слоя воды. Охладившись до температуры наибольшей плотности 4° С и став более тяжелым, он опускается вниз, а на его место поднимаются менее плотные и сравнительно теплые слои; развивается вертикальная циркуляция (конвекция).

После того как весь перемешиваемый объем воды принял тем­ пературу наибольшей плотности, конвекция прекращается. После­ дующее охлаждение сказывается только на поверхностном слое воды, плотность которого становится меньше плотности подстила­ ющих его слоев. Это исключает возможность дальнейшего конвек­ тивного перемешивания. После такой «подготовки» воды происхо­ дит образование ядер кристаллизации в самом верхнем переохлаж­

119-

денном ее слое. Частицы первого льда, как только они становятся видимыми, имеют форму мелких дисков. Из них в дальнейшем образуются кристаллы льда. Рост кристаллов сначала происходит в горизонтальном направлении. Когда горизонтальный рост пре­ кращается, начинается рост кристаллов в вертикальном направ­ лении, и на поверхности водоема появляется сплошная корка льда, как результат статического льдообразования. Дальнейший рост толщи ледяного покрова происходит за счет теплообмена на гра­ нице лед—воздух. В этом случае образуется плотный прозрачный, без примесей и пузырьков воздуха игольчатый лед, который может быть представлен как сросток усеченных призм и пирамид. Раз­ мер каждого кристалла льда, образующегося в спокойных усло­ виях, нередко достигает 10 см и более. Игольчатый лед-—самый прочный вид льда, но в то же время и самый хрупкий.

Температурный профиль озера в зимнее время имеет весьма характерные очертания. У нижней границы льда температура воды близка к 0°С. Далее располагается термоклин (граница темпера­ турных слоев), характеризующийся перепадом температуры от О до 4° С. Глубина этого слоя зависит от степени суровости и про­ должительности зимы. Ниже термоклина вся масса воды имеет одну и ту же температуру 4° С.

Чтобы показать реальные условия в естественном водоеме, рас­ смотренную схему замерзания следует несколько видоизменить. Если замерзанию сопутствует ветер, охлаждение воды происходит быстрее благодаря испарению воды и турбулентности воздуха, по­ этому и лед появляется несколько раньше. Вместе с тем, сильные ветры вызывают интенсивное перемешивание верхних слоев, при этом на поверхность выходит теплая вода из глубины, толщина термоклина возрастает, а ледостав задерживается. По этой при­ чине некоторые из озер, например Онтарио, Гурон и Верхнее (Се­ верная Америка) никогда не покрываются льдами полностью.

В условиях турбулентного перемешивания воды под влиянием сильных течений и волнения, вызываемого ветром, образование ядер кристаллизации будет иметь место во всем объеме перемеши­ ваемой воды, а не только в тонком поверхностном слое. Теплота льдообразования будет вихрями выноситься на поверхность и отда­ ваться в атмосферу. Такими же вихрями будут захватываться с по­ верхности и уноситься на глубины переохлажденные частицы воды и порции холодного воздуха, что способствует переохлаждению всей массы воды. Поэтому образование льда происходит не только у поверхности, но и на различных глубинах, на дне, а также на предметах, находящихся под водой (тросах, сетях и т. д.).

Лед, образовавшийся в этих условиях, принято называть внутриводным льдом. Он возникает в результате динамического льдо­ образования.

Термин «внутриводный лед» характеризует генетическое отли­ чие этого вида льда от льда поверхностного образования и объ­ единяет два распространенных названия: глубинный лед и дон­ ный, или якорный, лед.

120