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 (Т ₁, S ₁, r ₁)частица окажется в среде с другими значениями этих характеристик (Т ₂, S ₂, r ₂). 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.