ОБЩАЯ океанологиЯ

в океане
Динамика океана
Уровень моря

воды, условная плотность
Плотность воды в океане увеличивается при понижении температуры,

росте солености и увеличении гидростатического давления.

1000 кг/м3

Плотность пресной воды при Т = 4°С

1026 кг/м3

Средняя плотность в океане, Т = 15°С, S = 35‰, z = 0 м

Максимальная плотность в океане:

1028 кг/м3

Средиземное море, Т = 15°С, S = 38‰, z = 0 м

Антарктида, Т = -0.8°С, S = 34.7‰, z = 0 м

z = 5000 м

1050 кг/м3

Минимальная плотность в океане:

1004 кг/м3

Балтийское море Т = 20°С, S = 8‰, z = 0 м

Азовское море Т = 26°С, S = 10‰, z = 0 м

σ = ρ – 1000 (кг/м3)

Условная плотность (Density anomaly)

Если распределение плотности в океане зависит только от гидростатического давления

, то океан баротропный.
Если распределение плотности есть функция всех трех параметров , то океан бароклинный.

Реальный океан всегда бароклинный, но при построении математических моделей, нередко принимаются условия баротропности и даже однородности.

Плотность морской воды

поля плотности
Плотность морской воды

в океане
Сезонный термоклин
Постоянный галоклин
Пикностад
Типы стратификации, пикноклин
Вертикальное распределение

плотности

(∂ρ/∂S)
104·α
104· β
dρ = αρdT + βρdS + kρdP
Плотность

морской воды

0 дб

0 дб

(α и β).
Плотность морской воды
Архипкин В.С. (2005)

(неустойчивая) - Конвекция
Нейтральная (равновесная)
Вертикальное ускорение движения частицы
 
Устойчивость
Термическая устойчивость
Соленостная устойчивость
 
Частота

Вяйсяля-Брента (частота плавучести)

Число Ричардсона

 

 

Турбулентность подавляется стратификацией

Турбулентность развивается

Коэффициенты вертикального турбулентного обмена обратно пропорциональны устойчивости

Плотностная стратификация и вертикальная устойчивость

Арктики и Антарктики в ледяном покрове открытого океана.

море
Конвекция в океане
Глубокая конвекция

в океане
Глубокая конвекция

при взаимодействии теплых-соленых и холодных-пресных вод равной плотности

35 psu
104·α
104· β

поправка
In-situ temperature
Potential temperature
In-situ temperature appears unstable with colder water over

warmer.

cold water

Потенциальная плотность

Θ

Консервативная температура (TEOS-10)

плотность воды при давлении

плотность
Нейтральная плотность
Вдоль поверхности нейтральной плотности водная масса движется сохраняя нейтральную

плавучесть.

Tables, 1901
International Oceanographic Tables, 1966
Океанографические таблицы, 1957, 1975
Условный удельный вес,

Specific gravity, Relative density

Формула Кнудсена

s0 = отношение удельного веса морской воды при 0оС к удельному весу пресной воды при 4оС

sT = отношение удельного веса морской воды при TоС к удельному весу пресной воды при 4оС

Главная проблема – основа не плотность, а относительный удельный вес. К тому же, плотность пресной воды равна не 1000 кг/м3, как считалось, а 999.975 кг/м3, то формула Кнудсена завышает плотность на 0.025 кг/м3

водой или выпаривалась)

Диапазон 0 ≤ S ≤ 40 ПШС-78, -2

≤ T ≤ 40oC МПТШ-68, точность 0.0035 кг/м3

Плотность при атмосферном давлении

σ = ρ – 1000 (кг/м3)

Для условной плотности рекомендован другой символ

Уравнение состояния 1980 г. (УС-80, EOS-80)

ϒ = ρ – 1000 (кг/м3)

формул и алгоритмов
Уравнение состояния 1980 г. (УС-80, EOS-80)

УС-80, не в полной мере совместимы между собой;
Принято более точное

уравнение состояния для чистой воды (1995 г.) , а также с высокой точностью измерены теплоемкость морской воды, скорость звука и температура максимальной плотности;
С более высокой точностью определен химический состав «нормальной морской воды»;
Необходимость более точного определения термодинамических характеристик, таких как энтропия и энтальпия, в частности, для изучения глобального обмена теплом;
Необходимость точного термодинамического описания взаимодействия между водой, льдом и влажным воздухом, а также скрытого тепла испарения и замерзания;
Смена температурной шкалы в 1990 г.
Проблема измерений солености по электропроводности в случае недиссоциированных соединений, например, силикатов

International Thermodynamic Equation of Seawater – 2010 (TEOS-10)

and Steam

Q – A

dS = δQ/T
Потенциал Гиббса
Энтальпия
Внутренняя энергия

Энтропия

Т - температура

P - давление

V - объем

Q - количество тепла

A - работа

Потенциал Гиббса как основа TEOS-10

Синонимы - энергия Гиббса, термодинамический потенциал, свободная энергия Гиббса

For seawater (Fofonoff, 1962; Feistel, 1993) and ice (Feistel and Hagen, 1995; Tillner-Roth, 1998; Feistel and Wagner, 2006), Gibbs functions are used because their independent variables, temperature and pressure, can be measured directly, in contrast to, e.g., entropy or density required as the input variables for other potentials.

Гиббса как основа TEOS-10

формулы плотности морской воды

σt

σ или ϒ σt

Развитие стандартных формул плотности воды

4 шкалы солености

5 шкал температуры

1887 г. → 1927 г. → 1948 г. → 1968 г. → 1990 г.

Шкала Кнудсена, 1902 → Шкала Кокса, 1966 → Практическая шкала солености, 1978 → TEOS-10, 2010

– крупномасштабных движений в промежуточных и глубинных слоях океана;
Вертикальная структура

плотности определяет вертикальную устойчивость слоев воды, динамику внутренних волн и вихрей, интенсивность вертикального перемешивания – от крайне низких значений до интенсивной глубокой конвекции;

Формирование поля плотности происходит на большей части океана из-за изменений температуры воды, в полярных районах и в распресненных морях основное влияние оказывает распределение солености.

Плотность морской воды

Плотность морской воды определяется, в основном, расчетными методами – с помощью эмпирических формул по данным о температуре, солености и гидростатическом давлении;