Перемешивание вод

Неустойчивость океана ведет к перемешиванию. Как было показано, океанологические характеристики под действием тех или иных факторов распределяются в Мировом океане неравномерно, чем обусловлено наличие горизонтальных и верти
кальных градиентов этих характеристик.

С другой стороны, в океане непрерывно происходят процессы, направленные на ликвидацию градиентов и выравнивание океанологических характеристик. При этом происходит обмен энергией и веществом между двумя соприкасающимися водными массами. Среди процессов, вызывающих обмен, доминирующая роль принадлежит перемешиванию, при котором происходит проникновение из слоя в слой либо отдельных молекул, либо значительных порций морских вод.
Процессы перемешивания имеют большое значение в жизни моря. Вследствие этих процессов происходит аэрация глубинных под, т. е. обогащение глубинных слоев моря кислородом, необходимым для жизни рыб и других организмов.
Различают молекулярное, турбулентное и конвективное перемешивание.
Молекулярное перемешивание, обусловленное хаотическим тепловым движением молекул, всегда имеет место во всей толще океана, даже в совершенно однородной воде. В чистом виде оно наблюдается в неподвижной воде или в условиях ламинарного течения. Оно выравнивает физические свойства морской воды как в вертикальной, так и в горизонтальной плоскости. Молекулярное перемешивание ничтожно по величине и при практических расчетах во внимание не принимается.
Турбулентное перемешивание является следствием турбулентных движений морской воды. Турбулентные движения жидкости характеризуются непрерывным образованием и уничтожением вихрей, при этом в каждой фиксированной точке скорость и направление движущейся частицы жидкости непрерывно пульсируют, колеблясь около своих средних значений.
Турбулентное перемешивание включает также волновое и приливное перемешивание. Волновое перемешивание распространяется сверху вниз, но не затрагивает глубинных слоев океана. Приливное перемешивание пронизывает всю толщу вод. В мелководных районах при однородном и однонаправленном приливном течении (в проливах) приливное перемешивание распространяется снизу вверх за счет трения о дно.
Турбулентное перемешивание происходит как в вертикальном, так и в горизонтальном направлении. Однако коэффициенты горизонтального перемешивания во много раз превышают коэффициенты вертикального перемешивания, так как при перемешивании в вертикальной плоскости совершается работа против силы тяжести. Большую роль при этом играет пересло- енность и устойчивость слоев морской воды.
Турбулентное перемешивание ветрового происхождения распространяется на глубину, равную максимально возможной длине ветровых волн (около 400 м), а приливное перемешивание - до самого дна океана.
Конвективным перемешиванием называется обмен вод в вертикальном направлении, происходящий в результате увеличения плотности поверхностных слоев океана за счет их охлаждения или осолонения. Известно, что плотность воды существенно зависит от температуры и солености и очень слабо от давления. Конвективное перемешивание может происходить как одновременно с турбулентным, так и независимо от него. Конвективное перемешивание начнется только тогда, когда плотность вышележащего слоя превысит плотность подстилающего слоя. Как было отмечено во второй главе, для вод океанической солености (свыше 24,7 %о) любое понижение температуры ведет к увеличению плотности. При дальнейшем понижении температуры конвекция может распространяться все глубже и глубже. Глубина распространения конвекции зависит от степени охлаждения поверхностных вод, а также от градиента плотности морской воды, т. е.

от устойчивости слоев.
При достижении водой температуры замерзания дальнейшее увеличение глубины конвективного перемешивания может происходить только за счет осолонения поверхностных вод в результате ледообразования.
При охлаждении жидкости сверху конвективный процесс протекает в следующем порядке: охладившиеся, а, следовательно, более тяжелые частицы жидкости начнут опускаться и вытеснять вверх более теплые, легкие частицы. Конвективный процесс может распространиться на всю глубину или погаситься на некоторой глубине. При охлаждении жидкости сверху активные ветви конвективных токов направлены вниз. Реактивные ветви конвекции будут иметь направление, обратное активным (рис. 7.5).

Рис. 7.5. Схема конвективного перемешивания жидкости при охлаждении ее сверху: 1 - активная струя, 2 - реактивная струя

Осолонение поверхностного слоя может быть вызвано либо испарением, либо ледообразованием. Н. Н. Зубовым предложены приближенные формулы для подсчета приращения солености (AS) вследствие ледообразования и испарения.
Если соленость образовавшегося льда принять равной нулю, то

где z -толщина в метрах однородного слоя воды (с одинаковой соленостью), S0 - соленость однородного слоя в начальный момент, Нл _ толщина образовавшегося льда, AS _ приращение солености рассматриваемого слоя.
Увеличение солености слоя при испарении равно
’ (7-4)
где he - высота испарившегося слоя.
Таким образом можно определить, насколько повысится плотность воды поверхностного слоя моря в результате осоло- нения, превысит ли она плотность подстилающего слоя, и приближенно рассчитать глубину конвективного перемешивания за счет повышения солености.
Различают пять типов конвективного перемешивания: арктический (конвекция происходит в основном за счет осолонения при ледообразовании) - характерен для Северного Ледовитого океана; полярный (конвекция происходит сначала за счет понижения температуры, а затем за счет осолонения при ледообразо-

вании) - характерен для морей высоких широт, например для Белого моря; субполярный (конвекция осуществляется только за счет понижения температуры) - характерен для незамерзающих районов океана с большими амплитудами годового хода температуры; субтропический (конвекция создается и за счет понижения температуры, и за счет осолонения в результате испарения) - характерен для субтропических районов со значительной амплитудой годового хода температуры и с интенсивным испарением, например для Средиземного моря; тропический (конвекция образуется за счет осолонения при испарении) - характерен для районов Мирового океана с отрицательным пресным балансом, например для Красного моря.
Нижняя граница, которой достигает конвективное перемешивание, сильно колеблется в зависимости от местных условий: от 25-100 м в Арктических морях до 2-4 тыс. м в Средиземном и Красном морях (до их дна).
Следует отметить, что в районах наиболее глубоких впадин Мирового океана и в некоторых морях наблюдается придонное конвективное перемешивание, вызванное некоторым повышением температуры у дна при однородности вод по солености.
Наиболее активный слой океана от его поверхности до нижней границы конвективного перемешивания (т. е. до 4 тыс. м), в котором могут наблюдаться сезонные колебания океанологических характеристик, по предложению Дефанта называется тропосферой океана. Ниже до дна располагается зона, называемая стратосферой океана.

<< | >>

Источник: Сутырина Е. Н.. Океанология : учеб. пособие. 2012

Еще по теме Перемешивание вод:

- Болотоведение - Метеорология и климатология - Научно-популярная история - Океанология (океанография) - Почвоведение -

- Биология - Ветеринария - Взаимоотношения животных - Все животные - Геология - Зоопсихология - Коровы - Кошки - Лечение животных - Лошади - Насекомые - Науки о Земле - Опасные растения и животные - Растительный мир - Редкие животные - Сельское хозяйство - Собаки - Экология -