- •Министерство науки и образования Украины
- •Cодержание
- •Введение
- •1. Предмет и задачи океанологии
- •2. Основные океанологические организации
- •2.1. Международные организации
- •2.2. Важнейшие национальные научные учреждения
- •3. История исследования Мирового океана
- •4. Географическая характеристика Мирового океана
- •4.1. Морфометрические характеристики и деление Мирового океана
- •Распределение суши и воды на поверхности земного шара
- •4.2. Мировой океан как единый природный объект
- •4.3. Географическая характеристика Мирового океана
- •Основные морфометрические характеристики океанов
- •4.4. Строение океанической коры и основные элементы рельефа дна
- •Желоба Мирового океана с глубинами более 9000 м
- •5. Строение и химический состав морской воды
- •5.1. Молекулярное строение воды и ее аномалии
- •5.2. Химический состав морской воды
- •Состав природных вод (% по массе)
- •5.3. Соленость морской воды
- •5.4. Растворенные газы
- •Наиболее опасные тяжелые металлы
- •6. Основные физические характеристики морской воды
- •6.1. Плотность, удельный вес и удельный объем. Уравнение состояния морской воды
- •1) Условная плотность морской воды:
- •3) Стандартный условный удельный вес при температуре 00с:
- •6.2. Давление и сжимаемость морской воды
- •6.3. Термические свойства морской воды
- •6.4. Диффузия и осмос
- •7. Турбулентное перемешивание в океане
- •7.1. Типы турбулентного перемешивания
- •7.2. Вязкость (или сила внутреннего трения)
- •7.3. Морская турбулентность
- •7.4.Элементы статистической теории турбулентности
- •7.5. Турбулентный обмен в океане
- •7.6. Устойчивость слоев в море
- •7.7. Конвективное перемешивание
- •8. Оптические свойства морской воды
- •8.1. Световое излучение
- •8.2. Радиационный баланс Земли и освещенность поверхности моря
- •8.3. Поглощение и рассеяние света в море
- •Показатели поглощения χλ волн видимой части солнечного спектра
- •8.4. Прозрачность и цвет воды
- •8.4.Биолюминесценция и цветение моря
- •9. Акустические свойства морской воды
- •9.1. Скорость распространения звука
- •9.2. Поглощение и рассеяние звука в море. Реверберация
- •9.3. Рефракция звуковых лучей. Подводный звуковой канал
- •9.4. Биогидроакустика
- •10. Взаимодействие океана и атмосферы
- •10.1. Взаимосвязь процессов в океане и атмосфере
- •10.2. Изменчивость процессов в океане
- •10.3. Теплообмен в системе океан-атмосфера
- •10.3.1. Составляющие теплового баланса океана
- •10.4. Влагообмен в системе океан-атмосфера
- •10.5. Явления Эль Ниньо и Ла Нинья
- •10.6. Глобальное потепление: реальность и прогноз
- •11. Распределение температуры и солености в Мировом океане
- •11.1. Распределение температуры
- •Температура и соленость на поверхности океанов
- •11.2. Распределение солености
- •12. Термохалинный анализ вод океана
- •12.2. Смешение двух и трех водных масс
- •12.3. Смешение четырех водных масс
- •12.4. Аналитическая геометрия т,s- кривых
- •12.5. Статистический т,s- анализ
- •13. Водные массы Мирового океана
- •14. Фронтальные зоны и фронты в Мировом океане
- •15. Физико-географическое районирование Мирового океана
- •16. Морские льды
- •16.1. Классификация льдов
- •1. Начальные виды льда.
- •16.2. Соленость льда
- •16.3. Физические свойства льда
- •16.4. Механические свойства льда
- •16.5. Дрейф льдов
- •16.6. Распространение льдов в Мировом океане
- •17. Биологическая структура океана
- •17.1. Биологические зоны и провинции в океане
- •17.2. Морские гидробионты
- •17.3. Морская экосистема
- •17.4. Морской промысел
- •18. Природные ресурсы Мирового океана
- •Полезные ссылки
- •Английская система мер
- •Меры длины
- •Меры площади
- •Меры веса
- •Меры объёма
7.6. Устойчивость слоев в море
Рассмотрим в море частицу воды единичного объема и плотностью ρ, выведенную из состояния равновесия, т.е. смещенную под влиянием какого-нибудь импульса вниз на вертикальное расстояние dz (рис. 10).
Когда частица перемещается с меньшей глубины на большую, ее плотность увеличивается вследствие увеличения давления. Одновременно происходит уменьшение плотности вследствие повышения температуры за счет сжатия, или адиабатическое повышение температуры. Если плотность перемещенной частицы на новом уровне окажется больше плотности окружающих вод, частица будет продолжать опускаться, и наблюдается неустойчивое равновесие. Если, напротив, ее плотность окажется меньше плотности окружающих вод, частица вернется в исходное положение (поднимется вверх) и наблюдается устойчивое равновесие. При равенстве плотностей частицы и окружающих вод и при отсутствии внешнего импульса вертикального движения частицы не будет, наблюдается безразличное равновесие.
Устойчивое, неустойчивое и безразличное состояние характеризуется стратификацией – вертикальным распределением водных слоев с различной плотностью. При этом устойчивое равновесие слоев в море – это когда более легкие (с меньшей плотностью) слои воды подстилаются более тяжелыми (с большей плотностью) слоями. Такая стратификация препятствует развитию перемешивания. Критерием вертикальной устойчивости служит градиент плотности. Чем больше вертикальный градиент плотности, тем больше сопротивляемость перемешиванию, тем более устойчива стратификация вод, т.е. устойчивость характеризует возможность или невозможность перемешивания и его интенсивность.
ρ1 устойчивая ρ1 неустойчивая ρ1 нейтральная
ρ2 стратификация ρ2 стратификация ρ2 стратификация
z z z
ρ1 < ρ2 ; положительный; ρ1 > ρ2; отрицательный; ρ1 = ρ2; = 0
Таким образом, в неоднородном по плотности море поведение частицы будет зависеть от стратификации вод, которая может быть устойчивой (положительной - плотность с глубиной увеличивается), неустойчивой (отрицательной - плотность с глубиной уменьшается) и нейтральной (равновесной - плотность с глубиной не меняется). При устойчивой стратификации частица, смещенная вниз, будет стремиться возвратиться в исходное положение; при неустойчивой стратификации - все больше удаляться от исходного уровня; при нейтральной стратификации частица останется на исходном уровне.
Для количественной оценки условий равновесия необходимо сравнить на каком-либо уровне плотности перемещающихся по вертикали частиц и окружающих вод.
Предположим, что на глубине z, где давление Р, вода имеет соленость S, температуру Т и плотность ρ, а на глубине z+dz, где давление Р+dР, она имеет соответственно соленость S + dS и температуру T+dT (рис. 9).
Рис. 10. К выводу формулы устойчивости Хессельберга-Свердрупа
Если частицу воды адиабатически переместить с глубины z на глубину z+dz, вследствие изменения давления ее плотность изменится за счет непосредственного воздействия давления на величину dР и на величину dξ, вызванную адиабатическим изменением температуры (при сжатии или расширении). Следовательно, на глубине z+dz плотность перемещенной с глубины z частицы будет:
ρ + dР + dξ
Окружающие массы воды на глубине z+dz будут иметь плотность:
ρ + dР +dT +dS
Разность плотностей Δρ окружающих масс воды и перемещающихся по вертикали является критерием равновесия. Эта разность будет равна:
Δρ = ρ + dР +dT +dS – (ρ + dР + dξ)
После сокращения получим: Δρ = dT +dS - dξ
Если Δρ > 0 – равновесие устойчивое, Δρ < 0 – равновесие неустойчивое, Δρ = 0 – равновесие безразличное.
Принято определять не величину разности Δρ, а ее изменение на единицу расстояния, т. е. градиент разности =+-. Величина градиентаобозначается черезЕ и называется вертикальной устойчивостью слоев в море. Это понятие было предложено Хессельбергом и Свердрупом в 1915 году. Не трудно видеть, что устойчивость отличается от вертикального градиента плотности только величиной адиабатической поправки. Поскольку=+, тоЕ=-илиЕ= ЕТ+ ЕS – ЕА.
Здесь ЕТ=- температурная устойчивость;ЕS=- соленостная устойчивость;ЕА=- адиабатическая устойчивость. Таким образом,под устойчивостью слоев в море понимается вертикальный градиент плотности воды, исправленный на изменения плотности, вызванные адиабатическими изменениями температуры.
Учитывая малые численные значения величины устойчивости, ее выражают в единицах Е×108.
Вместо обычного выражения устойчивости в океанологии также применяется частота термохалинных колебаний, когда выведенная из состояния гидростатического равновесия частица жидкости в случае устойчивой стратификации начинает совершать колебания по вертикали относительно исходного уровня. Частота таких термохалинных колебаний в океане характеризуется критерием Вяйсяля-Брента:
N =, где - вертикальный градиент плотности,- адиабатическая поправка,g – ускорение свободного падения.
Термохалинные колебания тем чаще, чем больше устойчивость. В слабо стратифицированных водах эти колебания очень медленны
Выяснение устойчивости и ее измения во времени и пространстве имеют большое значение при исследовании водных масс Мирового океана. По распределению устойчивости можно судить о расположении слоя с резкими изменениями плотности - слоя скачка плотности (пикноклина), границах водных масс различного происхождения, глубине распространения конвекции и других процессах.