Отже, океан поглинає більшу частину сонячної радіації, яка проходить через його поверхню, причому це поглинання носить об'ємний, а не поверхневий характер. Океан як би запасає тепло і нагрівається. Але тепло, поглинене водною масою в будь-якій точці (на глибині), не залишається в цій точці постійно. В океані існує цілий ряд процесів, які обумовлюють перенесення тепла від точки до точки, формуючи як вертикальний розподіл температури в океані, так і гори-зонтальним структуру поля температури.
Познайомимося з тим, як виглядає вертикальне распреде-ня, або. як прийнято частіше говорити, вертикальний профіль температури в океані. Спочатку згадаємо про можливе харак-тере руху повітряних і водних мас - ламинарном і тур-булентном. Цим питанням займався відомий гідродинаміки Рейнольді. Їм був введений критерій, що носить його ім'я і маю-щий вид
Гл. 8. Термодинаміка океану 159
Спочатку вважалося, що це значення числа Рейнольдса, напів-чівшее назву критичного, універсально і справедливо для всіх потоків (в трубах, каналах, руслах річок, морські течії), т. Е. Що в потоці будь-якої конфігурації і масштабу перехід від ламінарного до турбулентного характером руху буде про-виходити при Re = 2 000. Подальші дослідження показали, що це не так, і можна з допомогою деяких технічних хитрувань «затягнути» ламінарний режим до Re = 40 000, але можна отримати турбулентний плин і при Re = 100. Однак величина числа Re = 2 000, деклару рова Рейнольдсом, і до сих пір служить деяким орієнтиром.
Якщо застосувати цей критерій до океану і взяти найбільш характерні значення величин, що входять в число Re, а саме U = 1 м / с, L - 6 км і молекулярну кінематичну в'язкість води, що дорівнює v - 0,01 • 10
4 м 2 / с, то Re = 6 • 10 9. Відповідно до тако-му значенню числа Re океан повинен бути сильно турбулізуючими-ван, т. Е. Сильно перемішаним. При таких значеннях числа Re всі фізичні характеристики океану повинні бути вирівняні по глибині, в тому числі і температура води. Однак вже перші виміри вертикального розподілу температури води в різних частинах Світового океану показали, що це не так. Численні наступні експедиції, під час яких проводилися вимірювання температури води на різних глиби-нах, показали наявність складного розподілу температури по глибині [25, 41, 44].
Характерні види розподілів температури T (z) по гли-біне показані на рис. 8.2, 8.3. Як видно з малюнків, ні про яке повному перемішуванні вод океану говорити не при-ходиться, незважаючи на величезне значення числа Re. Добре перемішаним можна вважати тільки верхній шар океану тол-щіной Я
10-100 м, який отримав назву верхнього ква-зіоднородного шару (ВКС). Товщина його може змінюватися від десятків до сотень метрів, а в дрібних морях і до дна, в зави-ності від гідрометеорологічних умов. До ВКС примикає шар сезонного термокліна (СТ) - шар з великими градієнтами температури і солоності. ВКС і СТ утворюють так званий
_________________ Гл 8 Термодинаміка океану __________________ 161
діяльний шар океану (ДСО) - шар, який схильний до непо-безпосередніх впливу процесів енерго-, тепло- і масообміну з атмосферою, тут же поглинається основна частка проник-нього в воду сонячної радіації При сильному охолодженні товщина ДСО може досягати декількох сотень метрів.
Нижче сезонного термокліна лежить головний термоклин (ГТ), що охоплює найбільшу частину океанічних вод. Головний термоклин - область, де йде поступова зміна темпера-тури і солоності з глибиною, але вертикальні градієнти цих величин значно менше, ніж в шарі сезонного термокліна Структура головного термокліна формується вже не процесами безпосередньої взаємодії океану з атмосферою, а глобальними процесами загальної циркуляції вод Світового океану І, нарешті, кілька десятків метрів товщі вод, прими-кається до дну океану, утворюють придонний прикордонний шар, фізичні параметри якого залежать від рельєфу дна, від трен я про дно, від взаємодії з головним термоклином
Подання про безперервне, плавній зміні з глиби-ної щільності, температури, солоності, інших характеристик існувало досить довго і не вкладалося в рамки сильно турбулізованим, добре перемішаного океану І тільки з появою зондуючого апаратури з високою роздільною здатністю третьому було виявлено, що океан переслоіть в значно біль-ший ступеня, ніж це випливає з попередніх вимірювань в океані і в більшості природних водойм існують мно-гочісленние чітко виражені шари, які хоча і транс-формуються в течен е роки, проте зовсім не зникають і не перемішуються (рис 8.4) [138] Пунктирна лінія на графіку залежності швидкості звуку від глибини відповідає залежності швидкості звуку від тиску (глибини) при сталості солоності і температури
Поверхні розділу в океані існують досить про-тривалості час (місяці, а в окремих районах океану навіть роки) Здавалося б, що дифузія і теплопровідність повинні достатньо швидко згладжувати тонкоструктурних неоднорідності Однак цього не відбувається Ці структурні утворення є активними елементами, що визначають перенос енергії і речовини в океані Явище долговремен-ного існування протяжних шарів і розділяють їх високоградієнтних прошарків було відкрито американським ученим Г Стоммелом і членом-корресп ндентом АН СРСР До Н Федоровим і отримало назву тонкої термохалінної структури вод океану [138] В рейсі 1967 року ці фірми в серії тонких
Мал. 8.4. Результати вимірювання температури Т (ліва крива), з-лінощів 5 (права крива) і швидкості звуку с (профілі отримані з інтервалом 10 хв) в верхньому квазіоднородном шарі Індійського океану. Шкала швидкості звуку відноситься до другого профілю
вимірювань зареєстрували ступінчасту структуру морської води моря Тимор.
Причиною такої повсюдної перешарованими океанічних вод є стійка стратифікація, або стійке рас-визначення густини. Дослідження зі стратифікації-ми рідинами показали, що для перемішування рідини зі стійким розподілом щільності по вертикалі необхід-ми потужні зовнішні джерела енергії. Взагалі кажучи, такі зовнішні джерела енергії, які працюють в цьому направле-нии, в океані є - це вітер, що обумовлює вітро-хвильовий перемішування, і конвекція в осінньо-зимовий період. Несмот-ря на те що ці джерела досить потужні, їх потужності в кращому випадку вистачає тільки на перемішування ВКС і на збільшення його товщини, тобто на збільшення глибини залягання СТ. Найчастіше ж вони призводять до виникнення добре пере-мішаних тонких шарів (вірніше прошарків) води, розмежованих один від одного шарами з великими градієнтами фізичних вели-чин. Товщини їх - від одиниць сантиметрів до десятків метрів. Такі шари спостерігаються і в ВКС, і були зафіксовані на глибині 3 км.
Експериментальне виявлення тонкої термохалінної структури океану і атмосфери є одним з найбільш важливих відкриттів останніх десятиліть XX століття. Замечатель-ної особливістю тонкої термохалінної структури є її стійкість. Навіть потужні циклони, шторми, хвилі не
Гл 8 Термодинаміка океану 163
руйнують ці структури, які можуть мати горизонталь-ні розміри в сотні кілометрів. Механізми, що призводять до утворення таких структур, вивчені недостатньо.
Якщо позначити в момент часу г в точці (х, у) миттєве-ве розподіл по вертикалі температури TXj y ^ T (z), то для нього можна записати
Аналогічні вирази можна записати для солоності і пліт-ності морської води. Перший член з правого боку - клас явищ, що становлять предмет класичної океанографії; другий член - неоднорідності, що відносяться до явища тонкої термохалінної структури; третій член - мікротурбулентність по Рейнольдсу; L иг - значення просторових і часових масштабів, що розмежовують структурні елементи водних мас, обумовлені топкою шаруватою структурою і Турбулент-ністю. Як правило, изрезанность вертикальних профілів з-лінощів більше, ніж изрезанность температурних Розподіливши-ний. Морська вода має ще одним цікавим властивістю. Якщо в атмосфері швидкості молекулярної дифузії тепла і вологи майже однакові, то швидкості дифузії тепла і солі в океані різняться на два порядки (К ^ = 1,4 Ю
3 см 2 / с, К ^ = = 1,04- 10
5 см 2 / с), що призводить до такого явища як диф-ференціально-дифузійна конвекція, що є одним з механізмів, що обумовлюють формування тонкої Термохім-лінной структури морських вод.
Конвекція в багатокомпонентної середовищі, якою є океан (атмосфера, мантія Землі також є такими середовищами), проявляється зазвичай у двох формах: у першому випадку форми-ються горизонтальні високоградієнтним прошарку, у дру-ром - виникають так звані «сольові пальці», представ ляющие собою тонкі вертикальні потоки. В однорідному середовищі теплова конвекція проявляється у вигляді вертикальних струменів, або факелів [127]. Обидві форми конвекції надійно зареєстровані в океані. Кора і мантія Землі є многок-понентную систему складного складу, що містить тверде ве-суспільством і флюїд. Багато мінерали зберегли сліди конвекції в рідкій фазі. Багатокомпонентна конвекція викликає складність ву вертикальну шарувату структуру зіркових і планетних
Гл 8 Термодинаміка океану
Гл 8 Термодинаміка океану
Рис 8 6 Картина конвективних течій рідини над нагрітим го--різонтального циліндром в однорідної (а) і в стратифікована-ної (б) рідини
Щільність стратифікованою середовища
залежить від солоності 5 і коефіцієнта сольового стиснення / 3, а - коефіцієнт теплового розширення Стратифікація характе-ризуется періодом плавучості
У однорідної рідини спостерігається спливаюча струмінь У міру її віддалення від нагрівача (спливання), хоча і ско-кість і температура струменя зменшуються, рух стає турбу-лентним Картина в стратифікованою середовищі принципово інша - виникає складна структура течій Характерними елементами структури багатокомпонентної конвекції є висхідний первинний факел і система конвективних осередків Розділяють осередку високо! радіентние прошарку представ-ляють собою особливий клас внутрішніх прикордонних течій, від-присутність в однорідному середовищі [59, 148] Конвективні осередки випромінюють в середу внутрішні хвилі нульової частоти або Діссен-пативністю-гравітаційні хвилі На наведених фотографіях
Гл. 8. Термодинаміка океану
Мал. 8.7. Еволюція конвективного течії близько плоского вертикаль-ного теплообмінника при слабкій стратифікації: а, б, в - т = 8, 20, 32 хв відповідно
чітко показано відмінність в характері конвективного руху в однорідної і багатокомпонентної середовищах. Залежно від ве-личини теплового потоку і характеристик середовища над точковим джерелом спостерігаються п'ять типів течій (дифузне, шаруваті, ламінарно-шаруваті, показане на фотографії, пальцеве-шаруваті і інтрузіонное).
Описані особливості картини багатокомпонентної конвектор-ції над циліндром зберігаються і при переході до точкового джерела тепла і при бічному нагріванні стійко стратиф-царювати середовища. На рис. 8.7 показані тіньові фотографії конвекції при бічному нагріванні в лінійно-стратифікованому розчині кухонної солі [149]. Серед слабкої стратіфіцірова-на, період плавучості дорівнює 33 с, масштаб температури AT = = 0,7 ° С. У розвитку термоконцентраціонной конвекції від пло-кого джерела тепла можна виділити три фази: формування високоградієнтних прошарків, замикання вихрових осередків в зоні охолодження, встановлення перебігу і узгодження його структу-ри. Картина зберігається і при розвитку конвекції від плоско-го джерела холоду. Швидкість розвитку структур уповільнює-ся зі зменшенням стратифікації. В умовах даного досвіду конвективні вихрові вали з кроком близько висоти осередків синхронно утворюються через тривалий час (t - 5-7 хв) після початку нагрівання і поступово трансформуються в конвективні осередки (рис. 8.7, а, б). Експерименти показали, що якісно структура течії при бічному охолодженні зберігається і при фазових переходах. Ці процеси відіграють визначальну роль при замерзанні льоду і танення айсбергів.
Таким чином, як показують дані натурних дослід-ваний, вертикальний розподіл температури і солоності
_________________ Гл. 8. Термодинаміка океану ______________________ 167
має складний характер, містить велику кількість струк-турне утворень різних масштабів і різної природи. Дослідження цих особливостей, механізмів їх виникнення та трансформації є одним із найважливіших завдань гідрофіт-зики.