Название: Физические явления и процессы в океане - Безруков Ю.Ф.

Жанр: География

Рейтинг:

Просмотров: 2983

Страница: | 1 | 2 | 3 | 4 | 5 | 6 | 7 | 8 | 9 | 10 | 11 | 12 | 13 | 14 | 15 | 16 | 17 | 18 | 19 | 20 | 21 | 22 | 23 | 24 | 25 | 26 | 27 | 28 | 29 | 30 | 31 | 32 | 33 | 34 | 35 | 36 | 37 | 38 | 39 | 40 | 41 | 42 | 43 | 44 | 45 | 46 | 47 | 48 | 49 | 50 | 51 | 52 | 53 | 54 | 55 |




7.6. Устойчивость слоев в море

Рассмотрим в море частицу воды единичного объема и плотностью ρ, выведенную из состояния  равновесия, т.е. смещенную под влиянием какого-нибудь импульса вниз на вертикальное расстояние dz (рис. 10).

Когда частица перемещается с меньшей глубины на большую, ее плотность увеличивается вследствие увеличения давления. Одновременно происходит уменьшение плотности вследствие повышения температуры за счет сжатия, или адиабатическое повышение температуры. Если плотность перемещенной частицы на новом уровне окажется больше плотности окружающих вод, частица будет продолжать опускаться, и наблюдается неустойчивое равновесие. Если, напротив, ее плотность окажется меньше плотности окружающих вод, частица вернется в исходное положение (поднимется вверх) и наблюдается устойчивое равновесие. При равенстве плотностей частицы и окружающих вод и при отсутствии внешнего импульса вертикального движения частицы не будет, наблюдается безразличное равновесие.

Устойчивое, неустойчивое и безразличное состояние характеризуется стратификацией – вертикальным распределением водных слоев с различной плотностью. При этом устойчивое равновесие слоев в море – это когда более легкие (с меньшей плотностью) слои воды подстилаются более тяжелыми (с большей плотностью) слоями. Такая стратификация препятствует развитию перемешивания. Критерием вертикальной устойчивости служит градиент плотности. Чем больше вертикальный градиент плотности, тем больше сопротивляемость перемешиванию, тем более устойчива стратификация вод, т.е.  устойчивость характеризует возможность или невозможность перемешивания и его интенсивность.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

       ρ1      устойчивая                        ρ1    неустойчивая                       ρ1    нейтральная  

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

      ρ2      стратификация                   ρ2   стратификация                      ρ2   стратификация

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

  z                                                    z                                                  z

 ρ1 < ρ2 ;    положительный;          ρ1 > ρ2; отрицательный;                   ρ1 = ρ2;  = 0

Таким образом, в неоднородном по плотности море поведение частицы будет зависеть от стратификации вод, которая может быть устойчивой (положительной - плотность  с глубиной увеличивается), неустойчивой (отрицательной - плотность с глубиной уменьшается) и нейтральной (равновесной - плотность с глубиной не меняется).  При устойчивой стратификации частица, смещенная вниз, будет стремиться возвратиться в исходное положение; при неустойчивой стратификации - все больше удаляться от исходного уровня; при нейтральной  стратификации частица останется на исходном уровне.

Для количественной оценки условий равновесия необходимо сравнить на каком-либо уровне плотности перемещающихся по вертикали частиц и окружающих вод.

Предположим, что на глубине z, где давление Р, вода имеет соленость S, температуру Т и плотность ρ, а на глубине z+dz, где давление Р+dР, она имеет соответственно соленость S + dS  и  температуру  T+dT  (рис. 9).

Рис. 10. К выводу формулы устойчивости  Хессельберга-Свердрупа

Если частицу воды адиабатически переместить с глубины z на глубину z+dz, вследствие изменения давления ее плотность изменится за счет непосредственного воздействия давления на величину dР  и на величину dξ, вызванную адиабатическим изменением температуры (при сжатии или расширении). Следовательно, на глубине z+dz  плотность перемещенной с глубины z частицы будет:

ρ  + dР  +

Окружающие массы воды на глубине  z+dz  будут иметь плотность:

ρ  + dР  +dT +dS

Разность плотностей Δρ окружающих масс воды и перемещающихся по вертикали  является критерием равновесия. Эта разность будет равна:

Δρ  = ρ  + dР  +dT +dS – (ρ  + dР  + dξ)

После сокращения получим:      Δρ  =  dT +dS -

Если Δρ > 0 – равновесие устойчивое, Δρ < 0 – равновесие неустойчивое, Δρ = 0 – равновесие безразличное.            

Принято определять не величину разности Δρ, а ее изменение на единицу расстояния, т. е. градиент разности =+- . Величина градиента  обозначается через Е и называется вертикальной устойчивостью слоев в море. Это понятие было предложено Хессельбергом и Свердрупом в 1915 году. Не трудно видеть, что устойчивость отличается от вертикального градиента плотности  только величиной адиабатической поправки . Поскольку  =+,          то        Е= -      или      Е= ЕТ+ ЕS – ЕА.

Здесь ЕТ=- температурная  устойчивость; ЕS=- соленостная устойчивость; ЕА= - адиабатическая устойчивость. Таким образом, под устойчивостью слоев в море понимается вертикальный градиент плотности воды, исправленный на изменения плотности, вызванные адиабатическими изменениями температуры.

            Учитывая малые численные значения величины устойчивости, ее выражают в единицах Е×108.

Вместо обычного выражения устойчивости в океанологии также применяется частота термохалинных колебаний, когда выведенная из состояния гидростатического равновесия частица жидкости в случае устойчивой стратификации  начинает совершать колебания по вертикали относительно исходного уровня. Частота таких термохалинных колебаний в океане характеризуется критерием Вяйсяля-Брента: 

N =, где - вертикальный градиент плотности, - адиабатическая поправка, g – ускорение свободного падения.

Термохалинные колебания тем чаще, чем больше устойчивость. В слабо стратифицированных водах эти колебания очень медленны

 Выяснение устойчивости и ее измения во времени и пространстве имеют большое значение при исследовании водных масс Мирового океана. По распределению устойчивости можно судить о расположении слоя с резкими изменениями плотности - слоя скачка плотности (пикноклина), границах водных масс различного происхождения, глубине распространения конвекции и других процессах.




Страница: | 1 | 2 | 3 | 4 | 5 | 6 | 7 | 8 | 9 | 10 | 11 | 12 | 13 | 14 | 15 | 16 | 17 | 18 | 19 | 20 | 21 | 22 | 23 | 24 | 25 | 26 | 27 | 28 | 29 | 30 | 31 | 32 | 33 | 34 | 35 | 36 | 37 | 38 | 39 | 40 | 41 | 42 | 43 | 44 | 45 | 46 | 47 | 48 | 49 | 50 | 51 | 52 | 53 | 54 | 55 |

Оцените книгу: 1 2 3 4 5

Добавление комментария: