1. Факторы, определяющие плотность морской воды

Известно, что плотность морской воды больше плотности пре­сной воды — 1000 кг/м³ (см. разд. 1.3.2, рис. 1.5), что связано с со­леностью морской воды. Плотность воды зависит также от темпе­ратуры и давления (глубины). Формально эту зависимость можно выразить формулой р =f(S, Т, р). Повышение температуры воды (при температуре выше температуры наибольшей плотности) умень­шает ее плотность (см. разд. 1.3.2). Под влиянием давления с глу­биной плотность морской воды увеличивается, хотя и весьма слабо, из-за очень малого коэффициента сжимаемости воды. Связь плот­ности морской воды с температурой, соленостью и давлением на­зывается уравнением состояния морской воды, точные алгоритмы расчета плотности приводятся в специальных океанографических таблицах.

В практических расчетах неудобно оперировать многозначными значениями, изменяющимися лишь в последних знаках (например, 1026,34 кг/м³). Поэтому в океанологии для упрощения вычислений введено понятие условной плотности, которую получают из истин­ной по формуле

а_г=р- 1000 или а_Т= (р - 1) • 10³. (10.5)

Таким образом, практически пользуются цифрами, содержащи­ми лишь последние знаки величин, т. е., например, не 1026,34, а 26,34.

Приняты различные формы записи условной плотности в зави­симости от задачи. Если рассматривается плотность воды в данной точке в толще океана, т. е. с учетом давления (in situ), условную плотность записывают с индексами S, Т, р: a_STp. Если не учитывать давления воды океана, условную плотность записывают с индекса­ми а_5Гили просто а₇. Это означает, что условная плотность в дан­ном случае зависит лишь от солености и температуры.

Кроме условной плотности для характеристики плотности ис­пользуют понятие удельного объема а — величины, обратной плот­ности, т. е. а=1/р.

2. Распределение плотности в Мировом океане

Распределение плотности воды на поверхности океана. Поскольку плотность зависит от температуры и солености воды, распределение ее связано с распределением температуры и солености (см. рис. 10.2 и 10.5).

Наиболее общие закономерности распределения плотности воды на поверхности следующие: плотность увеличивается от экватора в

сторону полюсов (до 50—60° широты). Это связано с тем, что главная роль в формировании плотности воды при сравнительно высокой температуре принадлежит термическому фактору, и поэто­му распределение плотности от экватора к полюсам следует распре­делению температуры воды. Условная плотность, равная вблизи экватора 22—23 кг/м³, увеличивается до 26—27 кг/м³ на 50—60° северной и южной широты. Плотность несколько уменьшается в более высоких северных широтах вследствие уменьшения солено­сти, поскольку при низких температурах вклад изменений солено­сти в изменения плотности превышает влияние термического фак­тора.

Общие закономерности распределения плотности связаны и с гло­бальной системой перемещения вод в Мировом океане. В высоких широтах вследствие охлаждения вод развивается вертикальная цирку­ляция (конвекция), приводящая к опусканию холодных вод и к пе­ремещению их в глубинных слоях к экватору. На поверхности оке­ана движение вод направлено от экватора к высоким широтам.

Вертикальное распределение плотности воды. С глубиной плот­ность воды в океанах увеличивается (прямая стратификация), именно этим обеспечивается вертикальное равновесие вод. При нарушении прямой стратификации возникают конвекция и перемешивание слоев воды. Обратная стратификация плотности — явление весьма крат­ковременное. Наблюдается иногда также полная однородность сло­ев по плотности — нейтральное равновесие.

В экваториальном поясе наиболее резкое возрастание <5_Т с глу­биной отмечается на нижней границе верхнего опресненного и на­иболее прогретого слоя до глубины 100—200 м. В умеренных ши­ротах распределение плотности по глубине более равномерно, а в вы­соких широтах снова появляется слой резкого повышения плотности с глубиной — слой скачка — из-за существования поверхностного опресненного слоя.

Ю.6.3. Вертикальная устойчивость и перемешивание вод

Распределение плотности по вертикали характеризуется очень важной величиной — устойчивостью Е. Физический смысл этой величины состоит в оценке того, что может произойти с частицей воды, если она будет перенесена с одного горизонта воды на дру­гой. Со своей температурой, соленостью и плотностью (Г,, S_u р,) частица окажется в среде с другими значениями этих характерис­тик (Т_ъ S₂, р₂). На перемещенную частицу будет действовать архи­медова сила F (сила плавучести), равная произведению ускорения свободного падения g на разность плотностей Ар. Величина Ар представляет собой разность между фактической плотностью на ^втоРом горизонте (р₂) и плотностью, которую приобретет частица

первого слоя, попав во второй (рТ). Последняя величина не равна р_м так как она изменилась вследствие изменения давле­ния, сжатия и, следовательно, адиабатического изменения темпера­туры А Т_А. Поведение частицы зависит от направления действия архимедовой силы, т. е. от характера изменения плотности с глуби­ной (стратификации). Если у частицы окажется меньшая плот­ность, чем плотность окружающей воды, она будет стремиться вернуться на прежний уровень, если больше — она продолжит дви­жение от первоначального горизонта, а если окажется той же плот­ности, что и окружающая вода,— останется на этом уровне. Это — три случая равновесия — устойчивое, неустойчивое и безразличное. Хессельберг и Свердруп предложили критерий вертикальной устой­чивости:

Е = ^-Е_Л. (10.6)

dz

Формула (10.6) отличается от приведенного ранее коэффициен­та устойчивости (2.33) наличием поправки Е_л, связанной с адиаба­тическим изменением температуры АТ_А. Так как плотность зависит и от температуры, и от солености, то для выявления роли каждого из этих факторов в устойчивости вод формулу (10.6) можно запи­сать в виде E=E_T+E_S, где в правой части даны значения устойчи­вости, определяемой отдельно температурой и соленостью.

Изменения плотности по вертикали (их градиенты) очень малы, поэтому и величина устойчивости тоже очень мала, она выражается миллионными долями единицы. В связи с этим пользуются обычно гораздо большей величиной: Е' 10⁸. При этом реальные числа вы­ражаются в верхних слоях в тысячах, в глубинных — в сотнях и де­сятках, а в океанических желобах — даже в единицах. Для прибли­женной оценки устойчивости можно пользоваться градиентом плот­ности по вертикали (dp/dz). В пределах верхнего тысячеметрового слоя адиабатическая поправка мала и ради упрощения расчетов ею можно пренебречь.

В океане господствует устойчивое равновесие (Е> 0), в верхнем однородном слое и в нижних слоях желобов отмечается безразлич­ное \Е-0) или даже иногда неустойчивое (£<0) равновесие.

Перемешивание или обмен (массообмен, теплообмен и т. д.) в природных водах всегда связан с турбулентностью. Существует два вида турбулентного перемешивания воды в океане в зависимо­сти от сил, вызывающих его: фрикционное, вызываемое силой трения, и плотностное, вызываемое изменением плотности.

Фрикционное перемешивание происходит в течениях (в том числе приливных), при волнении вследствие различия скоростей в от­дельных объемах движущейся воды. Этот вид перемешивания при­водит только к перераспределению характеристик без изменения общего количества теплоты, солей и т. п. Выделяют две разно­видности особенно интенсивного фрикционного перемешивания: _в поверхностном слое океана —волновое (или ветровое) пе­ремешивание, формирующее верхний почти однородный слой воды, на нижней границе которого лежит слой скачка; в районах интенсивных приливных течений — приливное перемеши­вание, захватывающее слои воды большой толщины, в которых также наблюдается большая однородность распределения характе­ристик.

Плотностное перемешивание (конвекция) происходит при обрат­ной плотностной стратификации, возникающей либо при увеличе­нии плотности вышележащих слоев, либо при уменьшении плотно­сти слоев, лежащих ниже. В этих случаях непременно должно из­мениться количество либо теплоты, либо солей, либо того и дру­гого в слое, изменившем плотность. Такое изменение происходит в поверхностном слое при охлаждении (если вода солоноватая, то лишь при температуре выше температуры наибольшей плотности), при испарении и замерзании (так как при этом вода осолоняется). Наиболее интенсивно плотностное перемешивание идет при осен­не-зимнем выхолаживании, когда развивается процесс зимней вер­тикальной циркуляции.

В тропических районах океанов увеличение плотности верхнего слоя происходит вследствие роста солености при большом испаре­нии. На некоторых участках дна океана может происходить подогрев придонных вод за счет внутренней теплоты Земли или радиоактив­ных процессов. Тогда придонная вода может всплывать, выравнивая океанологические характеристики в самых нижних слоях океана.

Толщина слоев, захваченных перемешиванием, может быть весь­ма различной: волновое (ветровое) движение перемешивает слой от 10—15 м в морях до 30—50 м в океанах, приливное — слой в де­сятки и сотни метров. Зимняя вертикальная циркуляция захваты­вает обычно десятки метров, но в однородных водах (с малой устойчивостью) — тысячи метров, как, например, в Гренландском и Средиземном морях. Обратное (снизу вверх) плотностное пере­мешивание изучено еще слабо, но можно предполагать, что в оке­анических желобах это перемешивание захватывает слои в тысячи метров.

Интенсивность процессов перемешивания оценивается коэф­фициентом турбулентного обмена. Значения коэффициентов турбу­лентного обмена значительно больше коэффициентов молекуляр­ного обмена и весьма различны, так как зависят от очень многих условий.

С плотностью связаны некоторые важные особенности ее изме­нений и, прежде всего, явление уплотнения при смешении. Такое уплотнение свойственно даже пресной воде. Действительно, если смешать две равные массы пресной воды — одну при 0, а другую при 8 °С, имеющих одинаковую плотность 999,87 кг/м³, то получим смесь температурой 4 °С и плотностью 1000 кг/м³, т. е. плотность смеси будет больше, чем плотности составных частей. В морской воде подобный эффект смешения еще более усиливается. Такое свойство воды приводит к усилению процесса перемешивания при соприкосновении разнородных вод, как, например, вод теплого и соленого течения Куросио и холодного опресненного Ойясио.