«В.Н. М ал ин ин О БЩ АЯ О К ЕА Н О Л О ГИ Я Ч А С Т Ы. Ф И ЗИ Ч Е С К И Е П Р О Ц Е С С Ы Учебное пособие Рекомендовано Министерством общ его и проф ессионального образования Российской Ф едерации я качест ве ...»

Большое значение имели экспедиции на немецком судне «Ме­ теор» (1925-1937 гг.), когда впервые стали проводиться системати­ ческие измерения на стандартных разрезах. За эти годы «Метеор»

выполнил 14 разрезов через Атлантический океан, что позволило получить достаточно точное представление о пространственной структуре водных масс и их циркуляции.

В 20-е годы в нашей стране проводились океанографические экспедиции на Баренцевом, Белом, Черном и Каспийском морях. Во время второго Международного полярного года (1932-1933 гг.) наши морские экспедиции обследовали Гренландское, Баренцево, Карское, Чукотское и Берингово моря. В дальнейшем (1934-1935 гг.) в эти моря снаряжались советские высокоширотные экспедиции на судах «Литке», «Персей», ледокольном пароходе «Садко».

В 1937 г. впервые в мире была организована дрейфующая стан­ ция на Северном полюсе (СП-1) во главе с И.Д. Папаниным, а в 1941 г.

состоялась воздушная экспедиция в район полюса относительной недоступности (севернее о. Врангеля). Дрейфующая станция и воз­ душная экспедиция положили начало принципиально новому и весь­ м эффективному способу изучения Северного Ледовитого океана.

Экспедиции в 20-х и 40-х годах позволили накопить обш ирный фактический материал не только для выяснения закономерностей рас­ пределения океанографических характеристик в морских водах, но и для исследования важнейших процессов в М ировом океане. В это время в нашей стране главное внимание стало уделяться исследованию при­ родны процессов в океанах. В трудах О.А. Алекина, П.С. Безрукова, Л.М Бреховских, М Виноградова, Л.А. Зенкевича, Н.Н. Зубова, А.П. Лисицына, А.С. М онина, В.В. Тимонова, В.В. Шулейкина и др. пока­ заны важнейшие закономерности развития физических, химических, биологических и геологических процессов, протекающ в водах М вого океана, на его берегах, дне и в атмосфере над ним.

Современная океанология находится на этапе проблемных, специализированных исследований океанов и морей. Ее харак­ терной чертой стали комплексные экспедиционные, лабораторные и теоретические исследования по отдельным крупным проблемам, свя­ занным с изучением морских течений, приливов, волнения, морских льдов, акустики м и другими разделами физической океанологии.

Для этой цели стали строиться научно-исследовательские суда. Так, сразу посте окончания Великой Отечественной войны, в 1948 г.

вступило в строй научно-исследовательское судно «Витязь», которое совершило 65 научных рейсов в различные моря и океаны. С тече­ нием времени отечественный научный флот пополнился современ­ ными, оснащенными новейшей аппаратурой, судами. В 60-е - 80-е годы во всех районах океана работали «Академик Мстислав Кел­ дыш», «М ихаил Ломоносов», «Академик Курчатов», «Дмитрий М ен­ делеев», «Академик Вернадский», «Профессор Зубов», «Профессор Визе», «Академик Шокальский», «А.И. Воейков» и др. Кроме того, круглогодично в Атлантическом и Тихом океанах несли вахту научно-исследовательские суда погоды (НИСП).

В результате проведения комплексных детальных исследований в XX в. был сделан ряд крупнейших океанологических открытий. Так, в 60-е годы была обнаружена система экваториальных глубинных противотечений. Экспедиция США под руководством Т. Кромвелла в экваториальной области Тихого океана под Ю ны Пассатным тече­ нием обнаружила постоянно движущийся на восток со скоростью см/с слой воды толщиной 300 м и шириной более 300 км. Это тече­ ние было названо именем Кромвелла.

Аналог течения Кромвелла был обнаружен в Атлантическом океане с борта судна «Михаил Ломоносов». Это течение, названное именем Ломоносова, пересекает весь океан с запада на восток и имеет скорость до 80 см/с. Затем с судна «Витязь» на экваторе в Ин­ дийском океане было обнаружено глубинное противотечение, на­ званное именем Тареева. Кроме того, отечественными экспедициями были открыты Антило-Гвианское противотечение, направленное от Багамских островов к экватору, и Ангольское течение, которое явля­ ется продолжением течения Ломоносова, ответвляющимся на юг.

Больш значение для познания многих физических процессов в океане имело открытие синоптических вихрей - физических аналогов циклонов и антициклонов в атмосфере. Если изучение синоптических вихрей фронтального типа началось еще в 30-е годы, то синоптические вихри открытого океана впервые были обнаруж ены отечественными уче­ ны и при проведении натурного эксперимента «ПОЛИГОН-70», во врем которого в Центральной Атлантике был выделен специальный квадрат со сторонами около 200 км для долговременных (шестимесячных) измере­ ний течений по всей глубине океана. Дальнейшие натурные эксперимен­ ты: американский «М ОДЕ» и совместный советско-американский «ПОЛИМ ОДЕ» полностью подтвердили существование синоптических вихрей, установили их плотную упаковку, позволили получить сведения о взаи­ модействии м ду вихрями и средними течениями.

Широкое применение в 60-х годах малоинерционной зондирую­ щ аппаратуры привело к открытию и описанию нового класса яв­ лений - тонкой структуры океана. Вертикальные профили гидрофи­ зических параметров обладают структурными деталями с вертикаль­ ны масштабом от сантиметров до Десятков метров, в то время как их горизонтальные размеры на 3-4 порядка больше. Такие образо­ вания могут даже двигаться в направлениях, противоположных ос­ новному течению. С этим открытием тесно связано и открытие «всемасштабности» океанических фронтов.

Еще одним важным для физической океанологии открытием стало обнаружение в 1946 г. российскими и американскими учеными, независимо друг от друга, подводного звукового канала. Звуковой канал представляет собой слой воды, в котором звуковые волны ис­ пытывают многократное внутреннее отражение и распространяются на сверхдальние расстояния.

К числу важных геологических открытий, несомненно, относится обнаружение в 50-х годах системы срединно-океанических хребтов и глубоководных впадин. Это стало возм ны благодаря изобретению эхолота и построению с его пом ью новы батиметрических карт М рового океана. В результате было разрушено господствующее пред­ ставление о ложе океана как о почти плоской равнине. Впервые вывод о единстве системы срединно-океанических хребтов был сделан O.K. Леонтьевым, а вскоре подтвержден и развит Юнигом и Хейзеном.

Практически одновременно была обнаружена система глубоко­ водных океанических желобов, находящихся в местах активной вул­ канической и сейсмической деятельности. Максимальная глубина океана (11 052 м) была зафиксирована с борта «Витязя» в 1957 г. в М арианской впадине вблизи о. Гуам. Как затем было установлено в результате глубоководного бурения дна океана, глубоководные же­ лоба в тектоническом отношении являются районами погружения океанической коры под континентальную (зоны субдукции), в то время как в долинах срединно-океанических хребтов вещество ман­ тии поднимается к поверхности земной коры (зоны спрединга). Ги­ потеза дрейфа континентов, предложенная А. Вегенером в 1925 г., получила многочисленные экспериментальные подтверждения.

Следствием этого стала разработанная в кратчайшие сроки концеп­ ция «новой глобальной тектоники», объясняющая с единых позиций основные закономерности развития Земли в целом.

Ряд важных открытий был сделан и в области биологии океана.

Прежде всего это касается глубоководной фауны и флоры. Почти каждая экспедиция обнаруживала новые виды глубоководных орга­ низмов. Более того, в дополнение к известным на Земле 23 типам животных российским ученым А.В. Ивановым открыт и детально изу­ чен новый тип - погонофоры. Это единственный тип животных, от­ крытый в XX в. Погонофоры представляют собой крайне своеобраз­ ны элемент глубоководной фауны, причем распространены они почти повсеместно.

Интересный феномен оазиса жизни обнаружен американскими учеными в 1977 г. с гтЪдводного обитаемого аппарата «Алвин» вбли­ зи Галапогосских островов. Здесь вследствие вулканической актив­ ности вода в придонном слое на глубине 2500 м имеет температуру 15°С. В результате биомасса бентоса на несколько порядков превы­ шает биомассу окружающих районов. Источником такого обилия жизни служат хемотрофные бактерии, способные осуществлять син­ тез органического вещества из минеральных элементов, выносимых из недр Земли.

Большой вклад в развитие подводных исследований океана, в становление экологии моря как самостоятельного направления внес известный французский океанолог Ж.И. Кусто. Особенно велики его заслуги как блестящего организатора и популяризатора науки. Весь мир знаком с его научно-популярными книгами о подводном мире океана и телесериалом «Подводная одиссея Кусго».

Естественно, что достижения современной океанологии не огра­ ничиваются перечисленными в этом кратком обзоре. Но даже из него видно, что отечественная океанология по объему экспедиционных ра­ бот, глубине теоретических исследований и степени практического использования научных результатов в течение длительного времени занимала одно из ведущих мест в мире. Однако в 90-е годы произо­ шел резкий спад в экспедиционных исследованиях морей и океанов, вызванный прежде всего экономическими причинами, были свернуты многие фундаментальные научные программы. Тем не менее, теоре­ тические исследования продолжаются, потенциал российских ученыхокеанологов все еще остается на достаточно высоком уровне. Поэтому не вызывает сомнений, что в XXI в., после преодоления экономическо­ го кризиса, вновь наступит расцвет океанографических исследований, ибо будущее человечества неразрывно связано с освоением М ирового океана и рациональным использованием его ресурсов.

ГЛАВА 1. О Б Щ И Е СВЕДЕНИЯ О М ИРОВОМ ОКЕАНЕ

км, или 39 %, а в ю ном - 49 млн. км, или 19 %. Площадь водной поверхности в северном полушарии составляет 155 млн. км, т.е.

61 %, а в ю ном - 206 млн. км, или 81 %. Неравномерное распре­ деление воды и суши имеет большое значение для распределения составляющих теплового и водного балансов, формирования общей циркуляции атмосферы и океана, а также для других планетарных и региональных процессов.

Материки, составляющие поверхность суши, в значительной степени разобщены между собой. Более того, в определенйом смыс­ ле их мож даже рассматривать как гигантские острова, поскольку они со всех сторон окружены водны пространством. И только воды океанов образуют непрерывное водное пространство на поверхности земного шара, которое Ю. Ш Заметим, что неравномерность распределения воды и суши от­ мечается и в большинстве широтных зон Земли. Если в умеренных и высоких широтах северного полушария поверхность суши имеет дос­ таточно большую площадь, то в ю ном полушарии, наоборот, её до­ ля сведена к минимуму. Наглядной характеристикой «океаничности»

является балл океанов а, представляющий собой отношение пло­ щади водной поверхности в данной широтной зоне к площади всей широтной зоны. М аксимума коэффициент а достигает в зоне 60 ю.ш., где суша почти отсутствует.

Сведения о площади отдельных океанов, приходящейся на 5градусные широтные зоны земного шара, приводятся в табл. 1.1. Не­ трудно видеть весьма значительную дифференциацию в распреде­ лении океанов как внутри отдельных широтных зон, так и в особен­ ности в меридиональном направлении. Даже самый узкий Атланти­ ческий океан севернее 55° с.ш. становится шире Тихого океана.

Вода относится к числу наиболее распространенных веществ в природе. При этом многообразие природных вод настолько велико, что трудно назвать какой-либо объект, вклю растения и животных, который бы не содержал воду в том или ином виде. В связи с этим лярные соединения 2Н2160 (D2 называют водородно-тяжелой водой.

Свойства чистой воды 1Н21б0 и составляющих тяжелой воды су­ щественно различны между собой. Наиболее полно исследованы фи­ зические свойства водородно-тяжелой воды D20, которые представ­ лены в табл. 2.2. Плотность D20 оказывается выше, чем у Н20. Одна­ ко наиболее значительные расхождения отмечаются в оценках тем­ пературы наибольшей плотности и замерзания.

Температура кипения, °С (в единицах СГС) В природных условиях вода встречается в трех состояниях:

твердом (в виде льда и снега), жидком (в виде собственно воды) и газообразном (в виде водяного пара). Эти состояния воды называют­ ся агрегатн ы м и состояниям и, или же соответственно твердой, ж и д­ кой и газо о б р азн о й фазами. Вода - единственное на земле физиче­ ское вещество, которое может одновременно находится сразу в трех агрегатных состояниях.

Изменения агрегатного состояния вещества называют ф азовы м и превращ ени ям и (п ереходам и ). В этих случаях свойства вещества (на­ пример, плотность) изменяются скачкообразно. Фазовые переходы сопровождаются выделением или поглощением энергии, называемой теп лотой ф азо во го п ер ехо д а, или скрытой теплотой. Регулятором на­ правленности и интенсивности процессов влагообмена служит гради­ ент влажности, выражаемый обычно в виде парциального давления V " водяного пара. Например,[если на границе раздела вода-воздух пар­ циальное давление водяного пара, насыщающего пространство при атмосферном давлении и температуре поверхности воды, превышает парциальное давление водяного пара в воздухе, то происходит испарениеуЕсли градиент влажности направлен в противоположную сто­ рону - конденсация влаги из воздуха на поверхность воды.

В общем случае переход воды из одной фазы в другую обуслов­ лен изменением е е температуры и давления, а сама зависимость аг­ регатного состояния воды от указанных параметров получила назва­ (рис. 2.1).

Кривая ВВ 'О на рис. 2.1 носит название кри вой п лавлен и я. При переходе через эту кривую слева направо происходит плавление льда, а справа налево - ледообразование (кристаллизация воды).

Кривая О К называется кри вой п ар о о б р азо ван и я. При переходе через эту кривую слева направо наблюдается кипение воды, а справа на­ лево - конденсация водяного пара. Кривая А О носит н азван и е кри­ в о й сублим ации, или кри вой возгон ки. При пересечении е е слева направо происходит испарение льда (возгонка), а справа налево конденсация в твердую ф азу (сублимация).

В точке О, соответствующей давлению 610.6 Па и температуре 0.01 °С, вода может одновременно находиться во всех трех агрегат­ ных состояниях. Поэтому данная точка получила название тройной.

Помимо тройной точки можно выделить ещ е д ве особые точки. В точке С, которая соответствует давлению 1.0 13-10s Па и температуре 100 °С, осуществляется кипение воды, а в точке К при давлении 2.21-1Q 7 Па и температуре 374.2 °С происходит переход водяного па­ ра в жидкое состояние путем сжатия.

Хотя определяющее значение температуры в изменении агре­ гатного состояния воды несомненно, тем не менее изменение давле­ ния в определенной степени также сказывается на фазовых перехо­ дах воды и поведении особых точек. Особенно это касается темпера­ туры замерзания, которая в диапазоне изменения давления от до 1.Q 13405 Па (1 атм) немного понижается (от 0,01 до 0 °С), затем при росте давления приблизительно до 6-107 Па (600 атм) она падает до -5°С, а при дальнейшем росте давления до 2.2-108 Па (2200 атм) уменьшается до -2 2 °С. При очень большом давлении образуются особые «модификации» льда (II - VIII), отличающиеся от обычного льда (I) своими свойствами.

Основными физическими параметрами, определяющими состоя­ ние морской воды, являются температура, гидростатическое давле­ ние и плотность. Но если температура и давление могут быть непо­ средственно измерены, то плотность, к сожалению, не измеряется, а является сложной нелинейной функцией температуры, давления и солености, которая в свою очередь также является косвенной харак­ теристикой и зависит от количества растворенных в воде веществ.

Практически все тепловые, динамические и другие свойства морской воды обусловлены указанными параметрами и особенностями е е мо­ лекулярного строения.

Температура (в переводе с латинского «смесь») в океанологии обычно измеряется в градусах Цельсия (°С), причем стандартная по­ грешность ее определения составляет не менее 0.01 °С. В некоторых случаях, в частности в энергетических расчетах, температуру выра­ жают в единицах абсолютной (термодинамической) шкалы Кельвина, которая совпадает с градусами шкалы Цельсия (1 °С = 1 К) и отсчи­ тывается от абсолютного нуля, т.е. Т К = Т °С + 273.15.

Различают температуру in situ (обозначают через Г ) и потенци­ альную температуру 0. Температура in situ (букв, «в данном месте») - это температура, наблюдаемая в соответствующей точке моря из­ мерительным устройством. П отен ц и альн ая тем п ер атур а - это темпе­ ратура частицы, адиабатически приведенная к нормальному (атмо­ сферному) давлению, т.е. та температура, которая наблюдалась бы в этой точке, если бы отсутствовали неадиабатические процессы.

Под неадиабатичёским процессом понимают изменение состоя­ ния термодинамической системы, происходящее при е е теплообмене с окружающей средой. Соответственно для адиабатического процес­ са характерно отсутствие обмена теплом с внешней средой. В ре­ зультате при адиабатическом процессе внутренняя энергия, а с нею и температура воды меняются только за счет работы сжатия или расширения. При опускании на некоторую глубину объема воды про­ исходит его сжатие и, как следствие, увеличение его внутренней энергии и температуры.

Потенциальная температура определяется следующей формулой:

где А ТА - адиабатическая поправка, являющаяся сложной функцией от температуры, давления и солености. Значения А ТЛ затабулированы и приводятся в «Океанографических таблицах». На рис. 2. дается график поправок А ТЛ при солености S = 35 °/оо с изменени­ ем температуры in situ и давления. При этом сплошные линии соот­ ветствуют адиабатическому поднятию (охлаждению) воды с глубины Р (дбар) к поверхности, а штриховые линии - адиабатическому опусканию (нагреванию) с поверхности океана до глубины Р (дбар).

Рис. 2.2. Адиабатическая поправка А ТА в зависимости от наблюденной температуры Тш silu и гидростатического давления Р.

Приведем пример расчета в с помощью этого графика. Пусть на глубине 9000 дбар Ты situ = 3 °С. Тогда поправка АТл при поднятии этой воды к поверхности в соответствии с рис. 2.3 составляет А ТА = = -1.0 9 °С, а потенциальная температура равна 6 = 1.9 1 °С. Теперь если эту воду опустить до глубины 6000 дбар, то получим А ТА = =0.61 °С и Ты situ = 2.52 °С (при опускании левая шкала используется для снятия с нее значений 9 ). Отсюда видно, что адиабатические изменения температуры в океане оказываются весьма значительны­ ми. Более того, как установлено в результате экспериментальных исследований, вертикальное распределение температуры в глубоко­ водных впадинах Мирового океана очень близко к адиабатическому процессу. В качестве примера на рис. 2.3 представлено распределение истинных и потенциальных температур, полученных 15 -16 мая 1930 г.

во впадине Минданао ( ^ = 9° 40' с.ш., X = 126° 51' в.д., h = 10 068 м).

Кривая на рисунке соответствует адиабатическому изменению темпе­ ратуры с глубиной для в = 1.25 °С. Поскольку кривая хорошо совпада­ е т с точками наблюденных температур, это свидетельствует об адиа­ батическом процессе изменения температуры во впадине Минданао.

Понятие потенциальной температуры широко используется в термохалинном анализе водных масс, в динамике морских течений и других разделах современной океанологии.

Давление в океане изменяется от одной атмосферы на поверх­ ности до сотен атмосфер в глубинных слоях. Для его определения используется уравнение гидростатики где g - ускорение свободного падения, р - плотность воды, z расстояние по вертикали с положительным направлением вниз. Ин­ тегрируя (2.1) по вертикали от поверхности до глубины h и прини­ мая при этом давление на поверхности равным атмосферному Р0, получим следующую формулу для вычисления давления на глубине h :

Если по данным наблюдений вычислить среднее в слое О - h значение плотности р и принять во внимание, что колебания атмо­ сферного давления малы по сравнению с изменениями давления в океане, то Р0 можно полагать постоянным, в частности равным ну­ лю. Тогда из соотношения (2.2) получим применяемую на практике простую формулу Если в качестве характерного значения плотности морской воды принять, что р = 1.03-103 кг/м3, из формулы (2.3) следует, что уве­ личению глубины на 1 м соответствует увеличение давления на 8 Р :

С достаточной для практических целей точностью можно счи­ тать, что в океане приросту глубины на 1 м соответствует увеличе­ ние давления на 104Н/м2.В качестве единицы для измерения давле­ ния Бьеркнес предложил 1 бар = 10s Н/м2.Поскольку увеличению глубины на 1 м соответствует прирост давления приблизительно на д б ар, то бол ее удобной единицей является д ец и б ар. Для выражения давления в д е ц и б ар ах (ДО4 Н/м2) из формул (2.3) и (2.4) следует:

где g - в м/с2, p - в кг/м3, h - в м.

Формальное соответствие глубины в метрах и давления в деци­ барах (расхождение менее 2 % ) широко используется в океанологи­ ческой практике, в том числе в «Океанографических таблицах», для замены одной величины на другую. Кроме того, для этой цели можно использовать также эмпирическую зависимость, полученную для стандартного океана (5=35 °/оо, 7= О °С) и широты ср в следующем виде:

где Р - в дбар, г - в м. Данная формула действительна в диапазоне 500-10 ООО дбар.

массу, заключенную в единице объема. В системе СИ плотность вы­ ражается в кг/м3. При этом плотность морской воды несколько выше плотности пресной воды, составляющей 1000 кг/м3, или 1 г/см3, что обусловлено соленостью. Кроме того, плотность зависит от темпера­ туры и давления. Связь между плотностью морской воды и опреде­ ляющими е е параметрами нелинейна, и даже простая теоретическая формула для нее до настоящего времени отсутствует. Поэтому наи­ более часто плотность определяется по эмпирическим формулам, которые устанавливают ее взаимосвязь с одним или несколькими параметрами. Эти формулы затабулированы и приведены в «Океано­ графических таблицах». К числу параметров, связанных с физиче­ ской плотностью и используемых в океанологии, относятся удельный объем и удельный вес.

У д е л ь н ы й о б ъ е м v есть величина, обратная плотности, т.е.

v = р ~ 1. Размерность удельного объема выражается в м3/кг. Естест­ венно, что значения удельного объема морской воды всегда несколь­ ко меньше 1000. Например, при Г = 20 °С и 5 = 35 °/оо величина v = 9 75.6 1-10 * м3/кг.

У д е л ь н ы й в е с s представляет отношение плотности р данно­ го образца воды к плотности эталонного образца (чистой воды при максимальной плотности) р т, т.е.

Следовательно, удельный вес есть величина безразмерная. Ве­ личина удельного веса несколько больше единицы.

В некоторых случаях в океанологии используется п о т е н ц и а л ь ­ н а я п л о т н о с т ь, определяемая как функция потенциальной темпе­ ратуры и солености Поскольку значения плотности в различных районах океана варьируют сравнительно мало, то на практике в целях сокращения числа знаков вводятся обозначения:

аномалия плотности (у сл о вн ая плотность) аномалия потенциальной плотности аномалия удельного веса (усл овн ы й удельн ы й вес?) Так, например, значению s = 1.02813 соответствует условный удельный вес а у = 28.13.

Между аномалией плотности и аномалией удельного веса суще­ ствует определенная связь. Если формулу (2.9) переписать в виде то, подставляя это выражение в формулу (2.7), получим солнечная энергия невелика и, следовательно, волнение, если даже оно достигает заметных размеров, не может оказать существенного влияния на поглощенную радиацию.

Последнее утверждение справедливо, если на поверхности океана не образуется пена. При наличии пены фактические значения альбедо значительно превосходят средние, полученные при той же высоте Солнца в отсутствие пены. Учет влияния пены на альбедо может иметь важное значение при расчетах температурного режима верхнего слоя океана в районах с большой повторяемостью штор­ мов. К сожалению, измерения отраженной радиации в штормовых условиях весьма редки, поэтому в расчетах обычно используются значения альбедо для некоторых средних условий волнения.

В табл. 3.2 приводятся климатические значения альбедо для Мирового океана, для отдельных сезонов года. Нетрудно видеть, что межширотная и внутригодовая (исключая полярные районы) измен­ чивость альбедо невелика. Поэтому часто в практических расчетах радиационного баланса даже за короткие (месячные) периоды вре­ мени принимают ее климатические значения.

Если сравнить альбедо океана с альбедо всех других видов под­ стилающих поверхностей, то оно оказывается самым малым. Так, аль­ бедо обнаженной почвы колеблется от 10 % (темные почвы) до 35 % (пески). Альбедо травянистого покрова составляет 18-33 %, а древес­ ной растительности 10-15 %. Альбедо старого лежалого снега равно 30-50 %, а для только что выпавшего доходит до 70-90 %. Чистый лед имеет альбедо 20-40 %. Однако в природе лед почти всегда по­ крыт хотя бы тонким слоем снега, который резко увеличивает альбедо.

Итак, из всех естественных поверхностей открытый океан явля­ ется наиболее совершенным поглотителем солнечной энергии, а снег и льды, наоборот, самыми совершенными ее отражателями.

Климатические оценки альбедо (% ) поверхности океана.

3.1.3. Поглощение и рассеяние света в морской воде С точки зрения оптики морская вода представляет собой мутную поглощающую среду, поскольку при распространении в ней светово­ го пучка одновременно происходит поглощение и рассеяние фотонов.

При поглощении лучистая энергия преобразуется в тепловую.

Кроме того, поглощение частично происходит вследствие того, что лучистая энергия участвует в химических реакциях, например таких, как фотосинтез. Однако эта часть энергии очень мала.

При рассеянии изменяется направление движения фотонов, причем этот процесс идет без потери энергии. Сами молекулы воды или растворенного в ней вещества вызывают сравнительно слабое рассеяние, называемое молекулярным. Но большая часть света рас­ сеивается взвешенными в воде частицами (планктоном, органиче­ скими остатками и т.п.), в результате чего энергия светового пучка с глубиной быстро уменьшается.

Поглощение лучистой энергии морской водой с длиной волны X характеризуется показателем поглощения % (величина, обратная расстоянию, на котором поток энергии в воде уменьшается в е раз, и имеющая размерность м-1). Потеря энергии светового пучка d i при прохождении элементарного слоя воды толщиной dz пропорцио­ нальна толщине поглощающего слоя и выражается соотношением где I - энергия луча, входящего в слой. Знак «минус» указывает на потерю энергии. Если в (3.4) разделить переменные и проинтегриро­ вать по вертикали от z - 0 до z = h, то получим следующую формулу:

где 10- энергия падающего луча (z = 0). Формула (3.5) иногда назы­ вается законом Бугера и показывает на довольно быстрое ослабле­ ние энергии света с глубиной.

Вода не одинаково поглощает световые лучи различных длин волн, т.е. обладает избирательным поглощением. Это видно из табл. 3.3, в которой представлены значения % для лучей различных длин волн Я для чистой дистиллированной воды.

Поглощение в красной части спектра значительно больше, чем в остальной части, причем оно резко возрастает около X = 0.6 мкм.

Следовательно, красная часть спектра поглощается в основном в поверхностном слое океана. В глубину проникают лучи зеленой и особенно синей части спектра, которые формируют цвет моря и соз­ дают освещенность в глубинах.

Показатель поглощения чистой водой световых По аналогии с поглощением рассеяние светового луча опреде­ ляется показателем рассеяния G, который представляет собой ве­ личину,обратную расстоянию, на котором световой поток уменьша­ ется в е раз. Поаналогии с (3.4) потеряэнергии светового луча вследствие молекулярного рассеяния элементарным слоем dz выра­ жается следующей формулой:

или после интегрирования по вертикали от г = 0 до z = h Заметим, что Данная формула справедлива лишь в случае изо­ тропного (равномерного во всех направлениях) рассеяния света мо­ лекулами воды. В действительности это не так, поскольку молекулы воды анизотропны и изменения их ориентации при тепловом движе­ нии влияют на интенсивность рассеяния света по разным направле­ ниям. Данный эффект может быть учтен путем введения показателя рассеяния в данном направлении G (j), зависящего в основном от длины волны и показателя преломления п.

Кроме того, молекулярное рассеяние света происходит из-за на­ личия в морской воде растворенных веществ. Однако значение его невелико, поскольку оно составляет менее 1/4 от рассеяния света чистой водой. В результате полное молекулярное рассеяние пред­ ставляет сумму всех трех эффектов. С увеличением длины волны наблюдается уменьшение суммарного показателя молекулярного рассеяния Gm.

Однако определяющее влияние на рассеяние света оказывают находящиеся в морской воде взвешенные частицы. Их размеры обычно сравнимы или больше длины световых волн. Строгой теории рассеяния света на таких частицах не существует, тем не менее даже приближенные оценки свидетельствуют, что взвеси увеличивают молекулярный показатель рассеяния Gm практически на два порядка.

В среднем вклад молекулярного рассеяния в суммарное рассея­ ние даже в самых чистых океанских водах не превышает 7-8 %, а в большинстве случаев им вообще можно пренебречь. Типичные зна­ чения рассеяния для поверхностных вод открытого океана составля­ ют 0.10 - 0.16 м-1, а для глубинных вод 0.05 - 0.10 м-1. Максималь­ ное значение рассеяния, равное 2.7 м"1 измерено вблизи побережья Перу. В табл. 3.4 приводятся значения G для различных слоев, рас­ считанные К.С. Шифриным по данным измерений на 34 глубоковод­ ных станциях в Тихом и Индийском океанах.

Как уже отмечалось, световой поток рассеивается по различным направлениям неравномерно. Изменение показателя рассеяния в пространстве характеризуется индикатриссой рассеяния, определяе­ мой безразмерным показателем:

где G - полный показатель рассеяния. Индикатрисса, определяющая рассеяние как функцию угла рассеяния, является важнейшей опти­ ческой характеристикой. Можно выделить три общих свойства мор­ ских индикатрисс: 1) резкая вытянутость в направлении падающего пучка; 2) размытый минимум в диапазоне 100-130°; 3) небольшое возрастание в обратном направлении. На рис. 3.4. приводятся харак­ терные индикатриссы молекулярного рассеяния и рассеяния за счет взвешенных в морской воде частиц.

Рис. 3.4. Индикатриссы рассеяния света молекулой воды (э), крупной частицей (б) и еще более крупной частицей (в).

Изменения полного показателя рассеяния с глубиной.

Несмотря на интенсивное поглощение света в поверхностном слое, некоторая часть его может проникать в океан до значительных глубин. Глаз человека способен улавливать не менее 2.5-10-15 долей энергии солнечного света на поверхности океана. Такое количество световой энергии проникает в среднем на глубину 300-400 м. Ниже этой глубины для человека наступает полный мрак. Однако с помо­ щью чувствительных электрофотометров дневной свет отмечается на глубине порядка 1000 м.

При ослаблении света за счет поглощения и рассеяния происхо­ дит изменение его спектрального состава, поскольку показатели по­ глощения и рассеяния различным образом зависят от длины волны.

Максимум кривой спектрального распределения в чистых океанских водах смещается в область 0.45-0.46 мкм, т.е. характеризует синезеленую часть спектра.

В табл. 3.5 приводятся долевые вклады полной энергии светово­ го потока, проникающего до определенных глубин океана. При этом за 100 % принята энергия лучей, проходящих через поверхность во­ ды. Как видно из этой таблицы, длинноволновые лучи (больше 0.9 мкм) поглощаются в основном поверхностным слоем толщиной в несколько метров. На глубину более 10 м проникает рассеянная си­ не-зеленая часть спектра. На горизонте 100 м сохраняется лишь око­ ло 1 % от светового потока на поверхности.

Кроме того, можно отметить резкое ослабление светового пото­ ка с глубиной. Этот процесс по аналогии с формулами (3.5) и (3.7) приближенно может быть представлен в следующем виде:

где Е0 - световой поток (облученность) на горизонтальной плоско­ сти, расположенной непосредственно под поверхностью моря, a показатель вертикального ослабления (экстинции), представляющий собой сумму показателей поглощения и рассеяния.

Полный поток (% ) солнечной энергии, доходящий до различной глубины. По Свердрупу и др.

Длина вол­ Характерные значения показателя вертикального ослабления а для некоторых районов чистых вод открытого океана при X = =0.46 мкм, т.е. для синей части cneicrpa, приводятся в табл.3.6. Не­ трудно видеть, что изменчивость коэффициентов а невелика. Это означает, что в приближенных расчетах можно использовать сред­ нее значение показателя ослабления ( a = 0.035).

Значения показателя вертикального ослабления a для открытых океанскихрайонов. По Ерлову го океана океана Тихий океан (вблизи о. Таити) 100 - Мировой океан в целом Как было установлено в результате наблюдений, по степени трансформации светового потока с глубиной для открытых районов океана можно выделить три зоны: подповерхностную, промежуточ­ ную и глубинную. Глубина первой зоны принята до горизонта исчез­ новения белого диска za, глубинная зона располагается ниже Aza, а промежуточная —в диапазоне от zn до 4za.

Естественно, что в подповерхностной зоне наблюдаются значи­ тельные флуктуации облученности. Вертикальный показатель ослаб­ ления здесь зависит от угла падения солнечного излучения, а спектр излучения весьма широк - от ультрафиолетового до оранжево­ красного цвета. В промежуточной зоне изменчивость светового пото­ ка резко ослабевает, а спектральный диапазон излучения непрерыв­ но сужается. Показатель вертикального ослабления приближается к его значению в глубинной зоне. В третьей зоне флуктуации осве­ щенности практически отсутствуют, все изменения связаны только с внешними факторами, воздействующими на световой поток у по­ верхности воды (облачность, суточный ход и т.д.). Спектр излучения здесь беден, присутствует только сине-зеленый цвет.

Существуют и другие классификации вертикального распреде­ ления светового потока. В частности, применительно к задачам био­ океанологии выделяют три вертикальные зоны: эвфотическую, дисфотическую, афотическую. Эвфотическая зона представляет верхний слой океана, в котором наиболее интенсивно осуществляется про­ цесс фотосинтеза фитопланктона. Дисфотическая зона простирается от эвфотической до границы восприятия света человеком. Наконец, афотическая зона - это область полного мрака, находящаяся ниже дисфотической зоны.

Проблема цвета связана не только с физикой излучения, но и с физиологией зрения. При этом следует учитывать, что мы имеем де­ ло только с той долей лучистой энергии, которая оказывает воздей­ ствие на человеческий глаз. Необходимо различать цвет морской воды и цвет моря.

Цвет морской воды - это собственная окраска воды, завися­ щая от процессов избирательного поглощения и рассеяния света, т.е. от оптических свойств воды и толщины просматриваемого слоя воды, но не зависящая от внешних факторов. Цвет моря, напротив, определяется не только оптическими свойствами самой воды, но и в значительной степени внешними факторами (наличие облачности, волнения, угол наклона Солнца и др.).

Отметим, что наблюдатели, смотрящие с берега или с борта одна, видят не цвет воды, а цвет моря, который определяется соот­ ношением величин и спектральным составом двух основных свето­ вых потоков, попадающих в глаз наблюдателя. Один из них - отра­ женный поверхностью моря световой поток, падающий от Солнца и ! небесного свода, а другой - световой поток рассеянного света, исхо­ дящий из глубин моря.

При определении цвета он отождествляется с преобладающей длиной световой волны и оценивается согласно системе, по которой любой цвет рассматривается как сочетание трех основных состав­ ляющих цвета: красного, зеленого и синего. Для оценки спектраль­ ного распределения энергии обычно используется стандартная коло­ риметрическая система Международной комиссии по освещению (1957 г.).

Существует несколько различных теорий относительно объясне­ ний синего цвета чистой морской воды и его изменений с увеличениj ем мутности. Впервые полное объяснение цвета моря дал в 1921 г.

; В.В. Шулейкин. Он вывел формулу, которая учитывает основные ! влияющие на цвет факторы: рассеяние света молекулами воды и | крупными частицами (пузырьками воздуха, взвесью) и его поглощеI ние молекулами и растворенными веществами.

При взгляде по вертикали вниз в глаз попадает главным образом свет, рассеянный толщей воды вверх. Цвет этих лучей в соответствии с законами поглощения и рассеяния в основном зависит от показателя рассеяния, который меняется с изменением количества взвесей в мор­ ской воде. При этом наличие взвешенных частиц может увеличить показа­ тель рассеяния иногда более чем на порядок. В соответствии с этим цвет моря при малом количестве взвешенных частиц более синий, а в откры­ тых частях океана - даже близок к фиолетовому. В мутных прибрежных водах увеличение константы а ведет к тому, что в рассеянном свете уве­ личивается вклад лучей большей длины волны, т.е. зеленых и желтых, и поэтому цвет здесь становится более зеленым, а иногда и бурым.

С процессами поглощения и ослабления света морской воды тесно связана ее прозрачность, под которой понимается отноше­ ние потока излучения, прошедшего в ней без изменения направле­ ния путь, равный единице, к потоку излучения, вошедшему в воду в виде параллельного пучка. Прозрачность морской воды тесно связа­ на с коэффициентом пропускания Т, который представляет собой отношение потока излучения, пропущенного некоторым слоем воды, к потоку излучения, попавшему на этот слой. Для коэффициента пропускания имеет место следующее соотношение:

В результате прозрачность морской воды в будет равна т.е. равна коэффициенту пропускания для однородного слоя единичной толщины.

~Наряду с указанным физическим определением прозрачности : используется и другое, в котором под прозрачностью морской воды ! понимается предельная глубина, на которой перестает быть види­ мым стандартный белый диск диаметром 30 см. Эту величину назы­ вают относительной прозрачностью.

Физическая природа исчезновения диска на определенной глу­ бине заключается в том, что при проникновении светового потока в толщу воды происходит его ослабление за счет рассеяния и погло­ щения. На некоторой глубине рассеянный в стороны поток оказыва­ ется равным энергии прямого света. Следовательно, если опускать диск ниже этой глубины, поток, рассеянный в стороны, будет больше основного потока, идущего вниз, и будет «закрывать» диск. В ре­ зультате он перестанет быть видимым.

Прозрачность воды зависит от условий освещенности, состояния моря, размеров и природы взвешенных в ней частиц, а также от ряда других факторов. На рис. 3.5 дается распределение относительной прозрачности Мирового океана. Прежде всего следует отметить циркумконтинентальную зональность: выделяются замутненные при­ брежные воды с глубиной видимости диска менее Ю м, площадь ко­ торых составляет около 2 % от площади Мирового океана.

В открытом океане распределение прозрачности связано с про­ цессом общей циркуляции и содержанием планктона, поэтому оно подчиняется широтной зональности. В полярных и умеренных широ­ тах, где биомасса планктона велика, прозрачность составляет 10м. В тропических широтах, напротив, содержание планктона мини­ мально и прозрачность здесь 30-40 м. Повышение прозрачности ха­ рактерно для районов Мирового океана с антициклоническим круго­ воротом вод, а понижение прозрачности - для районов циклониче­ ских круговоротов. Наиболее высокие значения прозрачности зафик­ сированы еще в XIX в. Крюммелем в районе Саргассова моря (62 м) и Рис. 3.5. Распределение относительной прозрачности в д М в зоне Южной тропической конвергенции Тихого океана в апреле 1971 г. во время рейса НИС «Дмитрий Менделеев» в точке с коорди­ натами 19° 04' ю.ш., 162° 36' з.д. (67 м). Среднее значение относи­ тельной прозрачности для открытых районов Мирового океана со­ ставляет 27.5 м.

Свечение моря как оптическое явление представляет собой «внутренний» свет моря, т.е. его освещенность, вызванную собствен­ ным излучением внутренних источников света. Различают две главные причины свечения - биолюминесценцию и фотолюминесценцию.

Биолюминесценция представляет собой свечение, связанное с процессом жизнедеятельности морских организмов. Она является частным случаем хемолюминесценции (свечения при экзотермиче­ ских реакциях) и возникает при окислении специального вещества (люциферина), вырабатываемого живыми организмами в присутст­ вии катализатора - люциферизы. Наиболее интенсивная биолюми­ несценция характерна для бактерий, фитопланктона и зоопланктона.

Хотя световой поток от отдельной бактерии ничтожен, при мас­ совом скоплении они могут излучать свет, заметный глазом. Макси­ мум спектра свечения бактерий приходится на диапазон 0.47мкм. Примерно в этом же интервале длин волн находится максимум свечения простейших, среди которых наиболее активными излучателями являются жгутиконосцы.

В отличие от бактерий и простейших, биолюминесценция зоо­ планктона происходит преимущественно вне организмов. При раз­ дражении они извергают в морскую воду вещества, вступающие в хемилюминесцентную реакцию. Основная роль в этой группе при­ надлежит ракообразным и прежде всего веслоногим рачкам, которые могут создавать значительную освещенность на близком от себя рас­ стоянии. Наибольшие уровни биолюминесценции встречаются в дея­ тельном слое, где освещенность за счет дрейфующего фитопланкто­ на иногда доходит до 10'1 лк.

Фотолюминесценцией называют свечение тел, возникающее под действием видимого или ультрафиолетового излучения. Данное яв­ ление было открыто еще в 1922 г. как излучение, избыточное по от­ ношению к свету, рассеянному морской водой. В море наиболее ин­ тенсивна фотолюминесценция растворенных органических веществ и пигментов фитопланктона. В соответствии с этим наиболее интен­ сивной фотолюминесценция оказывается в верхнем слое с высокой биологической продуктивностью.

Цветение моря - оптическое явление, связанное с изменением окраски моря при скоплении в поверхностных слоях мельчайших мор­ ских организмов - представителей фитопланктона или зоопланктона.

Обычно цветение происходит в период массового размножения («взрывного роста») какого-либо вида планктона. Например, жгути­ ковые перидинеи и ноктилюки, развиваясь иногда в огромных коли­ чествах, вызывают цветение в виде розовых, буро-красных, желтых или зеленоватых пятен и полос. В открытых морских районах тропи­ ческой зоны иногда наблюдается интенсивное развитие синезеленой водоросли триходесмиум на пространстве в несколько де­ сятков и даже сотен миль.

Некоторые виды жгутиковых могут настолько интенсивно окра­ шивать поверхность воды, что это явление получило название «красного прилива».

В полярных районах за счет скопления бледно-розовых рачков нередко наблюдается красное или розовое цветение. Естественно, что во время цветения резко падает прозрачность воды.

Основные физические процессы и явления, характеризующие распространение звука и света в морской воде (отражение, прелом­ ление, рефракция, ослабление и поглощение) можно считать иден­ тичными друг другу. Однако, несмотря на это, если свет и другие электромагнитные колебания проникают внутрь океана на десятки, в лучшем случае сотни метров, то звуковые волны могут распростра­ няться в водной среде на сотни километров. Более того, скорость звука может быть с высокой точностью измерена с помощью дистан­ ционных приборов (эхолота, гидролокатора).

Изобретение эхолота в свое время позволило совершить пере­ ворот в гидрографии. В относительно короткий срок были составле­ ны батиметрические карты Мирового океана, а также открыты сис­ темы срединно-океанических хребтов и глубоководных впадин. Дру­ гие акустические методы позволили получить картину геологическо­ го строения дна под океаном задолго до начала работ по глубинному бурению в открытом океане.

Акустические характеристики могут быть использованы для ин­ дикации водных масс, изучения течений, поверхностных и внутрен­ них волн, а также морских льдов. Акустические методы нашли широ­ кое распространение при решении многих прикладных задач. К ним, в частности, относятся поиск и добыча скоплений рыб, поиск полез­ ных ископаемых на дне морей и океанов, обеспечение навигации и проводка судов и др. Особо следует отметить широкий спектр ис­ пользования акустических методов в военно-морских силах.

Известно, что распространение звука в воде происходит в виде продольных акустических волн, представляющих собой периодиче­ ские сжатия и разряжения упругой сплошной среды. Скорость про­ дольных упругих деформаций и представляет скорость звука. Про­ цессы сжатия и разряжения можно рассматривать как адиабатические, т.е. изменение энтальпии за счет работы расширения намного превы­ шает приток тепла извне, и поэтому последним можно пренебречь.

Для однородной и изотропной среды, когда акустическая волна распространяется прямолинейно и с постоянной скоростью, не зави­ сящей от направления распространения, скорость звука описывается следующим образом:

где х ~ модуль объемной упругости, к - коэффициент адиабатической сжимаемости, р и v - соответственно плотность и удельный объем.

Поскольку все эти характеристики зависят от температуры, со­ лености и давления, то и скорость звука также определяется пара­ метрами состояния морской воды.

Акустические волны принято делить по их частотам на три груп­ пы: звук, инфразвук и ультразвук. Понятие «звук» относится к аку­ стическим колебаниям, слышимым человеком, т.е. с частотами от 16 Гц до 18 кГц. Более низкочастотные колебания называют инфразвуковыми, а более высокочастотные - ультразвуковыми. В океане наблюдаются практически все три типа акустических колебаний, од­ нако наиболее распространенными являются колебания с частотами от сотен герц до десятков килогерц.

Г" Исходя из формулы (3,10), можно проанализировать влияние отдельных факторов на изменение скорости звука. Нетрудно пока­ зать, что наибольшее влияние на нее оказывает температура боды.

Это связано с тем, что при повышении Г происходит одновременное ; уменьшение плотности и коэффициента сжимаемости. В результате j наблюдается усиление эффекта увеличения скорости звука.

По иному обстоит дело, если рассматривать изменения S и Р.

С увеличением солености плотность увеличивается, а коэффициент сжимаемости уменьшается. Вследствие того, что убывание к проис­ ходит более интенсивно по сравнению с ростом р, скорость звука возрастает. Так, с увеличением S на 14 °/оо за счет р скорость зву­ ка уменьшается на 0.04 %, а за счет уменьшения к она возрастает на 0.123 %. Следовательно, при увеличении S на 14 °/оо скорость звука увеличится на 0.083 %. При скорости звука, равной, например, 1450 м/с, это составит 1.2 м/с.

Аналогичным образом изменяются значения плотности и коэф­ фициента сжимаемости с увеличением давления, причем убывание к является более сильным. Поэтому при увеличении давления скорость звука растет примерно на 1.7 м/с на 100 м глубины.

Итак, с увеличением Т, S и Р скорость звука возрастает. При этом наибольшее влияние на нее оказывает температура воды. Од­ нако следует иметь в виду, что степень этого'влияния зависит от значения самой температуры. Ниже приводятся оценки приращения скорости звука при изменении температуры на 1 °С для ее различных значений:

Эти оценки свидетельствуют, что с увеличением Трост скорости звука замедляется.

В океане, как известно, температура с глубиной вначале резко уменьшается, а затем остается почти постоянной вплоть до дна, в то время как гидростатическое давление постоянно возрастает. Следо­ вательно, эти факторы действуют в противоположном направлении, причем для больших глубин влияние давления уже может оказаться сравнимым и даже превзойти влияние изменений температуры.

Пусть при неизменной солености температура уменьшается с 20 °С на поверхности океана до 4 °С на глубине 5000 м. В этом случае уменьшение скорости звука на глубине 5000 м за счет температуры составит 61.5 м/с, а ее увеличение под воздействием давления ока­ жется равным около 85 м/с.

В настоящее время для определения скорости звука использу­ ются два основных метода. Прежде всего это прямой метод, основанный на непофедсгвенном измерении величины Сс помощью различных акустических устройств. С момента появления первых мор­ ских измерителей скорости звука в 40-х годах точность измерения ее возросла почти на 2 порядка: от метра в секунду до сантиметра в секунду. Особенно важное значение имела разработка высокочувст­ вительного рефрактометра, который позволил перейти к изучению мелкомасштабной структуры поля скорости звука.

Не потерял своего значения и косвенныйметод, использующий эмпирические зависимости скорости звука от параметров состояния.

На основе накопленных в Мировых центрах сбора данных (в России ВНИИГМИ-МЦД) огромных массивов стандартных гидрологических наблюдений были выполнены исследования крупномасштабной структуры поля скорости звука, проведено акустическое районирова­ ние Мирового океана, изучена его сезонная изменчивость, составле­ ны различные карты, атласы. Суть косвенного метода заключается в том, что в лабораторных условиях составляются растворы, макси­ мально приближающиеся по составу и концентрации солей к морской воде. Опытным путем, с высокой степенью точности, определяется скорость звука при различных значениях Т, S и P. i После этого со­ ставляются таблицы или находятся эмпирические зависимости, по­ зволяющие рассчитывать скорость звука.

В настоящее время известно большое число различных эмпири­ ческих формул, состоящих, как правило, из суммы полиномов разной степени, описывающих изменения температуры, солености и давле­ ния. В качестве примера приведем достаточно точную и сравнитель­ но простую формулу, полученную в 1971 г. Фраем и Пагом:

где С0 - скорость звука при Т= 0 °С, S - 35 °/оо и нормальном атмо­ сферном давлении (С0- 1449.3 м/с), а АСт, ACs, АСР и ACS P T соответственно поправки на изменение температуры, солености, давления и их нелинейное взаимодействие. Эти поправки описыва­ ются полиномами 2-4 степени и имеют следующий вид:

А С Г = 4.5877’ —5.356 •10_2Тт2 + 2.604-10-4Т \ ACs =1.19 (S - 35)+ 9.6 •10"2(S - 35)3, АСР = 1.5848 Р +1.572 •10 '5Р 2 - 3.46 •1042 Р 4, A C STP = 1.354-10~57’2Р-7.19*10~7ГР2 -1.2-10_2(5'-35)J Здесь Твыражается в °С, S - в °/оо/ Р -ъ кг/см2. Интервал изме­ нений Т, S и Р, определяемый условием -31 ~ Таким образом, после перемешивания мы получаем оценки ве­ и S q X. Этой паре значений соответствуетединственное личин значение температуры Т0 и которое удобно определить, например, по T,S -диаграмме.

Понижение средней температуры первого слоя, необходимое для его полного перемешивания, определяется как Тогда теплоотдача слоя через поверхность океана, вызвавшая Рассчитаем теперь перемешивание первого и второго слоев. Ес­ ли рассуждать точно так же, как и при расчете перемешивания двух слоев за счет теплоотдачи, образовавшийся однородный слой тол­ щиной Az02 будет иметь удельный объем v dz Здесь d C / d z - вертикальный градиент удельного содержания субстанции. Вертикальный градиент d C /d z, а вместе с этим и поток Q положительны (направлены вниз), если С убывает с глубиной ( А С < 0 ), и отрицательны (направлены вверх), если С растет с глубиной ( А С > 0).

Коэффициент турбулентного обмена А равен потоку субстан­ ции С при условии, что вертикальный градиент ее содержания равен единице, т.е. - d C /d z = 1. Поскольку единицей потока Q явля­ ется кг/(м2 а вертикального градиента дС/дг - величина, обрат­ ная длине (м-1), то, согласно (4.37), единицей коэффициента турбу­ лентного обмена А служит кг/(м-с).

Наряду с динамическим коэффициентом турбулентного обмена в океанологии довольно часто используется его кинематический ана­ лог, т.е.

Его единицей в соответствии с формулой (4.38) является м2 В качестве субстанции С могут быть использованы активная и пас­ сивная примеси, а также импульс. Активной прим есью называется такая характеристика морской воды, изменение которой может ока­ зывать влияние на турбулентный обмен. К активным примесям отно­ сятся температура и соленость, изменяющие плотность морской во­ ды, а следовательно, и вертикальную устойчивость водных слоев, которая в свою очередь влияет на турбулентность.

К пассивны м прим есям относятся те характеристики, изменения которых не влияют на турбулентный обмен. Это растворенные газы и органические вещества, взвеси и т.п. И мпульс представляет собой произведение скорости движущейся частицы воды на ее массу.

На основании вышесказанного рассмотрим вертикальный турбу­ лентный обмен теплом, солями и импульсом. В общем случае верти­ кальный поток тепла, представляющий перенос теплосодержания частиц воды в единицу времени через единичную горизонтальную площадку, в соответствии с (4.31) состоит из конвективного и верти­ кального турбулентного потоков тепла. С учетом (4.34) вертикальный турбулентный поток тепла Q можно записать в следующем виде:

Коэффициент АТ в этой формуле нередко называется к оэф ф и ­ циентом вертикального турбулентного теплообм ена, а величины cpAT и kT - соответственно коэффициентам и вертикальной турбу­ лентной теплопроводности и тем пературопроводности.

Вертикальный турбулентный поток солей представляет поток солесодержания ( Ф - 0.00IS ) в единицу времени через единичную горизонтальную площадку за счет вихревого движения частиц воды и может быть записан в следующем виде:

Коэффициент циента вертикальной турбулентной д и ф ф узи и прим еси, a kSz - к о­ эф ф иц иента вертикальной турбулентности прим еси.

Если вихревой поток импульса представить как т = p U ' W, то по аналогии с (4.39) и (4.40) имеем Здесь A u - динамический коэффициент вертикальной турбу­ лентной вязкости, а к ^ - кинематический коэффициент вязкости.

Для расчета турбулентного обмена пассивной примеси можно использовать формулы, аналогичные (4.40).

Естественно, что наряду с вертикальным турбулентным обменом в океане происходит и горизонтальный турбулентный обмен всеми субстанциями. В этом случае горизонтальные турбулентные потоки по осям х и у могут быть записаны в виде формул, аналогичных (4.39 )-(4.4 1 ). Поскольку в отношении горизонтального турбулентно­ го обмена обычно принимается гипотеза однородности и изотропно­ сти, т.е. равномерного распространения вихревого движения во всех направлениях, следует принять где индекс « С » - субстанция С.

По-иному обстоит дело, если рассматривать турбулентный об­ мен одновременно по вертикали и горизонтали. Действительно, су­ щественные различия вертикальных и горизонтальных масштабов, а также стабилизирующий эффект архимедовых сил приводит к резко­ му отличию характера вихревого движения воды по вертикали от аналогичных движений по горизонтали, т.е. к анизотропии турбу­ лентного обмена.

В результате должны наблюдаться значительные расхождения в оценках коэффициентов турбулентности. В этом нетрудно убедиться, если обратиться к табл. 4.1, в которой приведены порядки коэффи­ циентов турбулентности для различных субстанций, причем для со­ поставления даны также коэффициенты молекулярного обмена.

П оряд ок коэффициентов турбулентности, м 1 с Субстанция Импульс Энтальпия Солесодержание Действительно, коэффициенты горизонтальной и вертикальной вяз­ кости на несколько порядков превышают соответствующие коэффи­ циенты турбулентности для тепла и соли. При этом взаимосвязь ме­ жду указанными коэффициентами выражается через турбулентные числа Прандтля и Шмидта следующим образом:

Кроме того, как видно из табл.4.1, Р г » 1, Sc » 1. Это связано с тем, что турбулентный обмен импульсом осуществляется как путем непосредственного столкновения между вихрями, так и через пуль­ сации давления. А турбулентный обмен теплом и солями происходит лишь в результате прямого перемешивания и не зависит от столкно­ вений турбулентных вихрей. Поэтому последние два процесса можно считать подобными, что и приводит к примерному равенству коэф­ фициентов турбулентной температуропроводности и диффузии соли (в отличие от молекулярных процессов).

Следует также отметить зависимость коэффициентов турбу­ лентности от ее масштабов, причем с уменьшением последнего они уменьшаются. Так, для среднемасштабной турбулентности порядок коэффициентов горизонтальной и вертикальной вязкости составляет соответственно 1СГ1 и 10~ - 10_ м2 а для мелкомасштабной тур­ булентности он уменьшается до 10-3 м2 в горизонтальном и верти­ кальном направлениях.

Более детальная зависимость коэффициента горизонтальной диффузии от масштаба явления L получена Р.В. Озмидовым и А. Окубо по данным опытов с диффузией пятен трассеров в океане (рис. 4.11). Отметим, что для построения этого рисунка использова­ лись значения L, охватывающие широкий диапазон процессов тур­ булентности: от мелкомасштабных (10 м) до синоптических ( 109 м).

Как видно из рис. 4.11, который изображен в логарифмическом мас­ штабе, отчетливо проявляются две локальные прямые, хорошо соот­ ветствующие закону «четырех третей», предложенному Ричардсо­ ном. Суть этого закона состоит в том, что характеристики однород­ ной и изотропной турбулентности пропорциональны масштабу сред­ него движения в степени 4/3. Нарушение закона «четырех третей»

происходит в зоне масштабов 1— км, где экспериментальные точки «переходят» с одной прямой универсальной зависимости на другую с меньшим значением коэффициента пропорциональности, т.е. скоро­ сти диссипации турбулентной энергии.

Рис. 4.11. Зависимость коэф­ фициента горизонтальной турбулентной диффузии к, от масштаба явления / по дан­ ным опытов с диффузией пя­ тен трассеров в океане.

По Р.В. Озмидову и А. Окубо.

Для определения коэффициентов турбулентного обмена исполь­ зуются прямы е и косвенны е методы. Первые основаны на использо­ вании измерений пульсаций гидрофизических полей (температуры, солености, скорости течения и др.) с помощью высокочувствитель­ ной и малоинерционной аппаратуры. К сожалению, имеющихся ре­ зультатов измерений турбулентных пульсаций явно недостаточно, а точность измерений является невысокой вследствие больших при­ борных шумов и инструментальных погрешностей, которые очень сложно отделить от реальных изменений характеристик морской среды. Если учесть также большое число влияющих факторов на мелкомасштабную турбулентность, то становится понятным широкий разброс значений коэффициентов турбулентности.

В качестве примера использования прямого метода на рис. 4. приведено распределение коэффициентов вертикальной вязкости и температуропроводности в Антарктике, полученное на основании прямых измерений пульсаций температуры и скорости течения турбулиметрами. Указанные коэффициенты определялись по следую­ щим формулам:

Наблюдения выполнялись при слабом ветре, поэтому основным источником энергии турбулентности был сдвиг скорости. При этом вертикальная устойчивость слоев была максимальна в слое 15-18 м.

Данной особенностью объясняется распределение коэффициентов турбулентного обмена, которые имеют максимум над слоем резкого изменения устойчивости (см. рис. 4.12).

Другой (косвенный) метод нахождения коэффициентов турбу­ лентности состоит в построении теоретических моделей, исполь­ зующих те или иные физические гипотезы относительно зависимости коэффициентов турбулентности от определяющих параметров. В этом случае обычно применяются уже осредненные значения гидро­ физических полей, полученные в результате обработки массовых океанографических наблюдений. Однако, учитывая сложности и многообразие процессов турбулентности, их широкий спектр про­ странственно-временной изменчивости, а также наличие большого числа влияющих факторов, нет ничего удивительного в том, что до настоящего времени не получены универсальные зависимости, по­ зволяющие рассчитывать коэффициенты турбулентности с требуе­ мой для практических целей точностью.

4.8. М асш табы и м еханизм ы генерации океанской Как было установлено в многочисленных исследованиях, турбу­ лентность в океане проявляется в весьма широком диапазоне и обычно подразделяется на три класса: крупномасштабная (макротурбулентность), среднемасштабная (мезотурбулентность) и мелко­ масштабная (микротурбулентность). Характерные значения про­ странственно-временных масштабов основных видов турбулентности приводятся в табл. 4.2. Естественно, что из всех видов турбулентно­ сти в океане наиболее изучена мелкомасштабная турбулентность. К источникам мелкомасштабной турбулентности относятся поверхно­ стные (капиллярные, гравитационные, ветровые) и внутренние вол­ ны, а также другие процессы; к мезомасштабной - волны и явления, обусловленные приливными и инерционными колебаниями; к круп­ номасштабной - синоптические вихри, волны Россби, дрейфовые течения и др.

Поскольку спектр явлений турбулентности достаточно широк, раз­ деление движения в океане на среднее и пульсационное в соответствии с формулой (4.31) представляет достаточно сложную задачу, ибо это разделение полностью зависит от выбора пространственно-временной области, для которой определены средние значения. Разделение будет статистически надежным только тогда, когда пространственно­ временная область осреднения включает очень большое число вихрей, размер которых меньше размера области осреднения, и очень малую часть вихрей, размер которых больше области осреднения.

Сведения о характерны х пространственно-врем енны х м асш табах для основны х видов турбулентности Турбулентность Крупномасштабная От десятков суток до Среднемасштабная От часов до несколь­ Мелкомасштабная От долей секунды до В настоящее время выделяют несколько главных механизмов генерации турбулентности в океане.

1. Неустойчивость и обрушивание поверхностных ветровых волн, создаваемых динамическим воздействием атмосферы. Очевид­ но, что это наиболее мощный механизм генерации турбулентности в верхнем слое океана, поскольку ветровое волнение в океане проис­ ходит повсеместно.

2. Неустойчивость вертикальных градиентов скорости в дрейфо­ вых течениях, создаваемых прямым воздействием ветра на поверх­ ность океана и охватывающих его верхний слой. Гидродинамическая неустойчивость определяется критерием Рейнольдса R e > R e ftp, причем принимается, что R e K » 2 0 0 0.

3. Неустойчивость внутренних волн и их опрокидывание - по­ всеместный и, очевидно, основной механизм генерации мелкомас­ штабной турбулентности во внутренней (основной) толще океана.

4. Гидродинамическая неустойчивость квазигоризонтальных ме­ зомасштабных нестационарных течений, создаваемых, например, при­ ливными и инерционными колебаниями (с масштабами в десятки км).

5. Неустойчивость вертикальных градиентов скорости в страти­ фицированных крупномасштабных океанских течениях. Проявляется лишь в отдельных районах, поэтому носит в основном региональный характер.

6. Конвекция в слоях с неустойчивой стратификацией плотно­ сти, создаваемая охлаждением поверхности океана в холодные сезо­ ны года, а в некоторых случаях - за счет повышения солености в поверхностных слоях в периоды интенсивного испарения.

7. Неустойчивость вертикальных градиентов скорости течения в придонном пограничном слое океана. Роль этого источника генера­ ции турбулентности относительно невелика, особенно по сравнению с верхним слоем океана.

С точки зрения генерации турбулентности, океан естественно разделяется на три слоя: а) верхний перемешанный слой, где глав­ ный вклад в генерацию турбулентности вносит опрокидывание по­ верхностных волн; б) основная толща океана, где главный вклад вносит неустойчивость внутренних волн; в) придонный пограничный слой, где главный вклад вносит неустойчивость приливных волн и основных океанских течений.

ГЛАВА 5. ТЕПЛО- И ВЛАГООБМЕН В СИСТЕМЕ

ОКЕАН-АТМОСФЕРА

Взаимодействие океана и атмосферы обусловлено не только ог­ ромной площадью непосредственного контакта между океаном и ат­ мосферой, но и особенностями их строения (термическими, плотностными, кинетическими, химическими и др.), которые вызывают су­ ществование значительных пространственно-временных градиентов на границе раздела двух сред.

На основании сказанного можно выделить следующие виды (ти­ пы) взаимодействия: тепловое (энергетическое), гидрологическое (влажностное), динамическое, солевое и газовое. Каждое имеет свои специфические закономерности, однако все они связаны друг с дру­ гом и формируют единую систему планетарных круговоротов (цик­ лов): тепла, влаги и других субстанций. Особенно тесно взаимосвя­ заны планетарные круговороты тепла и влаги. Дело в том, что испа­ рение определяет не только количество влаги, вовлекающейся в планетарный круговорот, но и расходование основной массы солнеч­ ной энергии, поглощаемой поверхностью Мирового океана. В то же время выделение тепла в атмосфере, происходящее при конденса­ ции влаги, является важнейшим энергетическим фактором циркуля­ ции воздушных масс. Более подробно отдельные виды взаимодейст­ вия будут рассмотрены ниже.

Для процессов взаимодействия океана и атмосферы характерен не­ прерывный пространственно-временной спектр: на низкочастотном уча­ стке этого спектра различимы процессы, охватывающие Мировой океан в целом и длящиеся десятилетиями и столетиями, а на высокочастотном участке процессы, измеряемые всего лишь долями сантиметра и для­ щиеся доли секунды. В связи с этим возникает необходимость классифи­ кации процессов взаимодействия океана и атмосферы по пространст­ венно-временным масштабам. В настоящее время наиболее широко ис­ пользуется разделение на три пространственно-временных диапазона:

а) мелкомасштабное (микромасштабное, локальное) взаимодействие;

б) среднемасштабное (мезомасштабное) взаимодействие;

в) крупномасштабное (глобальное) взаимодействие.

М елкомасш табное взаим одействие включает процессы с периодами 1СГ1 - 103 с и пространственными масштабами 1СГ2 - Ю м, причем вследствие пространственной анизотропности (неодно­ родности) характерный вертикальный масштаб составляет ДО2- м, а горизонтальный 10° - Д 3 м. При мелкомасштабном взаимодей­ ствии происходит непосредственный обмен теплом, влагой, импуль­ сом через границу раздела океан-атмосфера и формируется сильная перемежаемость пограничных слоев взаимодействующих сред. Кроме того, в результате такого взаимодействия образуются поверхностные и внутренние волны, турбулентность и некоторые другие процессы, связанные с эволюцией приводного слоя атмосферы.

М езомасш табное взаим одействие характеризует процессы, развивающиеся в пограничных слоях океана и атмосферы, они име­ ют горизонтальные размеры от сотен метров до сотен километров и временной масштаб от часов до месяцев. К мезомасштабному взаи­ модействию относятся волновые процессы в пограничных слоях, имеющие приливное и инерционное происхождение, конвективное и турбулентное перемешивание, а также колебания температуры, вы­ зываемые суточными изменениями солнечной радиации (например, бризовая циркуляция в атмосфере над морским побережьем).

К верхней границе спектра мезомасштабных процессов примыкает синоптическая изменчивость, которая включает очень широкий диапа­ зон масштабов: от структурных особенностей атмосферных образований и океанских фронтов (104м) до размеров самих образований (ДО6м) и от времени прохождения атмосферных фронтов ( 104с) до периодов взаи­ модействия с океаном не только отдельных барических образований, но и целых типов атмосферной циркуляции. Наконец, мезомасштабная из­ менчивость присуща также всем потокам тепла, влаги и других субстан­ ций между океаном и атмосферой.

Крупном асш табное взаим одействие включает процессы с пространственными масштабами от тысяч километров до размеров Мирового океана в целом и за промежутки времени, характеризую­ щие сезонную и межгодовую изменчивость. В океане к процессам крупномасштабного взаимодействия относятся длиннопериодные (в том числе годовые) колебания температуры воды и солености, фор­ мирование главного термоклина, изменчивость главных океанских течений, автоколебания системы океан-атмосфера, формирование и изменчивость ледяных полей в полярных областях и др. Крупномас­ штабная изменчивость свойственна также потокам тепла, влаги и других субстанций, которые испытывают не только ярко выраженные сезонные, но и заметные межгодовые колебания.

Итак, для всех пространственно-временных диапазонов взаимо­ действия единственным физическим процессом, проявляющимся на всех частотах, оказывается обмен теплом, влагой и импульсом. Это обстоятельство свидетельствует об его исключительно большой роли в формировании изменчивости взаимодействия океана и атмосферы.

При крупномасштабном взаимодействии особое значение приоб­ ретает пространственная дифференциация потоков тепла и влаги, т.е. очень неравномерное распределение их на поверхности океанов.

При этом наряду с обширными акваториями, где тепло- и влагообмен близок к среднеширотным значениям, выделяются ограниченные районы, в которых интенсивность этих процессов оказывается значи­ тельно выше. Такие районы В.В. Тимонов назвал очагами взаимодей­ ствия океана и атмосферы. В дальнейшем Г.И. Марчук определил их как энергоактивны е зоны океана (ЭАЗО ) и сформулировал кон­ цепцию ЭАЗО, согласно которой они играют ключевую роль в круп­ номасштабном взаимодействии и, как следствие, в проблеме долго­ срочного прогноза погоды и короткопериодных колебаний климата.

Естественно, что при изучении процессов взаимодействия океа­ на и атмосферы принципиальным представляется вопрос о том, ка­ ким образом атмосфера оказывает воздействие на океан и, наобо­ рот, как осуществляется обратное влияние. Воздействие атмосферы проявляется в основном в динамической (механической) форме, т.е.

в виде передачи океану импульса, а также частично в форме потоков тепла и вещества (осадки, конденсация в приводном слое). Поэтому движение в океане, за небольшим исключением, можно рассматри­ вать как результат динамического воздействия атмосферы. К таким движениям относятся ветровые волны, турбулентность в верхнем и внутреннем слоях океана, а также дрейфовые течения.

Приток энергии от атмосферы к океанским движениям происхо­ дит в разных пространственных масштабах. При этом Р.В. Озмидов выделил три основных диапазона, в которых осуществляется пере­ дача импульса океану: ветровые волны (Ю 1 м), инерционные коле­ бания (ДО4м), синоптические вихри (ДО6м).

Что касается обратного влияния океана на атмосферу, то это прежде всего тепловое воздействие, а также частично и динамиче­ ское воздействие. Поскольку теплоемкость воды значительно больше теплоемкости воздуха, океан аккумулирует коротковолновую солнеч­ ную радиацию в основном в верхнем десятиметровом слое, причем преимущественно в низких широтах. Значительная часть этого тепла посредством системы меридиональных течений транспортируется в умеренные и высокие широты, где отдается в атмосферу. В целом около 60 % всей тепловой энергии, поступающей в атмосферу из океана, приходится на счет испарения. Остальная часть обусловлена эффективным излучением и турбулентным теплообменом.