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 (Т₁, S₁, r₁)частица окажется в среде с другими значениями этих характеристик (Т₂, S₂, r₂). На перемещенную частицу будет действовать архимедова сила F (сила плавучести), равная произведению ускорения свободного падения g на разность плотностей ∆r. Величина ∆r представляет собой разность между фактической плотностью на втором горизонте (r₂) и плотностью, которую приобретет частица из первого слоя, попав во второй (р^*₁). Последняя величина не равна р₁, так как она изменилась вследствие изменения давления, сжатия и, следовательно, адиабатического изменения температуры ∆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 = . (10.6)

Формула (10.6) отличается от приведенного ранее коэффициента устойчивости (2.33) наличием поправки Е_А, связанной с адиабатическим изменением температуры ∆Т_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 (dr/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 (E=0) или даже иногда неустойчивое (Е<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.

МОРСКИЕ ЛЬДЫ

Климатические условия на поверхности Мирового океана таковы, что на значительной его акватории могут существовать льды. Продолжительность их существования весьма различна в разных районах океана — от немногих недель в течение года в умеренных широтах до практически постоянного в полярных широтах. Наибольшего распространения ледяной покров достигает к концу зимы. Площадь, занятая льдами, в Арктике достигает почти 11 млн км² (апрель), в Антарктике — почти 20 млн км² (сентябрь). Кроме того, в большей или меньшей степени, на более или менее длительный срок — недели, месяцы — льдом покрываются многие моря (Гренландское, Баффина и др.) и участки океанов (район острова Ньюфаундленд и др.). На морях, омывающих берега России, льды наблюдаются каждый год. Есть только несколько крупных портов, которые не замерзают. Это Мурманск, расположенный в Баренцевом море, Калининград на Балтийском море, Новороссийск и Туапсе — на Черном. При этом в мягкие зимы могут оставаться свободными от льда и ряд других портов Балтийского и Азовского морей.

По происхождению льды в море разделяются на три типа: собственно морские, образовавшиеся при замерзании морской воды, речные, выносимые в море реками, и айсберги, или ледяные горы, — обломки покровных ледников, спускающихся в море.

10.7.1. Ледообразование в море

При понижении температуры воды до точки замерзания становится возможным переход воды из жидкого состояния (фазы) в твердое, т. е. в лед. Но для этого нужно хотя бы очень малое переохлаждение воды, наличие в воде центров кристаллизации и отведение выделяющейся теплоты ледообразования (вспомним, что при образовании одного килограмма льда выделяется 333 кДж теплоты, которое и пойдет на нагревание воды).

В природе обычно при наступлении устойчивого похолодания соблюдаются все три условия. Лед появляется в виде отдельных кристаллов — ледяных игл. Так как у переохлажденной и еще не замерзшей морской воды соленостью >24,7‰точка замерзания лежит выше точки наибольшей плотности, в такой воде конвекция (вертикальная циркуляция) происходит вплоть до начала замерзания. Следовательно, эту температуру имеет весь слой, и кристаллы льда могут появляться не только на поверхности, но и в любой точке слоя, охваченного циркуляцией, т. е. может образовываться внутриводный лед. На неглубоких местах внутриводный лед может примерзать к камням, предметам, лежащим на дне. Тогда образуется донный лед. При длительном процессе ледообразования донный лед нарастает до таких объемов, что отрывается от дна, всплывает под действием архимедовой силы (лед легче воды) и примерзает к поверхностному льду.

Развитие ледяного покрова на поверхности после появления ледяных игл продолжается, увеличивается число игл и, наконец, они покрывают всю поверхность воды. Они смерзаются и образуют пятна пленки, похожие на пленки жира на остывшем бульоне. Этот лед и называется ледяным салом. Дальнейшее развитие льда зависит от условий погоды: при штиле образуется сплошной полупрозрачный эластичный покров — нилас. Если водная поверхность сильно опреснена, то может образоваться, как и на простой луже, тонкая твердая прозрачная, подобная стеклу корка — склянка, или ледяная корка. При небольшом волнении, препятствующем образованию сплошной ледяной поверхности, образуются отдельные льдины небольших (30—50 см) размеров, почти правильной круглой формы, возникающей вследствие непрерывного столкновения льдин при волнении. Этот вид льда называется блинчатым. Если ледообразование происходит при сильном волнении, то слой сала вместе с внутриводным льдом увеличивается, но не смерзается в монолит, образуя подобие ледяной каши, называемой шугой.

Есть еще одна начальная форма льда — снежура, которая Дальнейшее развитие начальных форм льда приводит к форми­рованию молодого льда — больших площадей светло-серого, сравни­тельно ровного льда толщиной 10—30 см. При условии продолжительного выхолаживания он увеличивает свою толщину вследствие образования нового льда на его нижней поверхности. По мере утолщения льда скорость его нарастания уменьшается из-за малой теплопроводности льда (2,1—2,6 Вт/(м • °С)).

Ледяной покров служит как бы «одеялом» для моря, которое сильно уменьшает теплоотдачу в атмосферу. Скорость нарастания толщины льда может быть вычислена по эмпирической формуле Н.Н. Зубова, которую он получил из наблюдений в Арктике:

h_л² + 50h_л - 8å(-T) = 0, (10.7)

где h_л — толщина льда, см; å(-Т) — число градусо-дней мороза, или сумма средних суточных отрицательных температур воздуха за время расчета. Формула показывает, что наибольшая толщина, до которой может намерзнуть лед за одну зиму в условиях арктических морей, 2 м. Формула применима во многих районах Мирового океана.

В открытом Северном Ледовитом океане толщина льда достигает 3—5 м. Следовательно, лед этот образовался не за одну зиму, а за несколько. Такой лед называется многолетним в отличие от однолетнего, или годовалого, который образуется только за одну зиму. Многолетний плавучий лед, занимающий открытые пространства Северного Ледовитого океана, называется арктическим паком или просто паком, так как в Антарктике таких льдов нет.

Особое ледяное образование представляют собой айсберги. Они встречаются в Северном Ледовитом океане и северной части Атлантики вблизи Гренландии и побережья Канады, но главный их источник — покровный ледник Антарктиды.

Лед может утолщаться не только вследствие теплоотдачи и намерзания новых масс льда, но и путем торошения, т. е. образования нагромождений обломков льдин в виде гряд или холмов, которые называются торосами. Могут образоваться ледяные сооружения толщиной 30—40 м, причем без появления вновь образовавшегося льда, а только благодаря сокращению площади, занятой льдами.