Головна

Турбулентність в океані. Мехенізми генерації океанічної турбулентності. Теорії турбулентності.

  1. Альберт Бандура (1925-1988) творець соціально-когнітивної теорії навчення особистості. 1 страница
  2. Альберт Бандура (1925-1988) творець соціально-когнітивної теорії навчення особистості. 2 страница
  3. Альберт Бандура (1925-1988) творець соціально-когнітивної теорії навчення особистості. 3 страница
  4. Альберт Бандура (1925-1988) творець соціально-когнітивної теорії навчення особистості. 4 страница
  5. Альберт Бандура (1925-1988) творець соціально-когнітивної теорії навчення особистості. 5 страница
  6. Альберт Бандура (1925-1988) творець соціально-когнітивної теорії навчення особистості. 6 страница
  7. Г) Лікування у фазі регенерації

ТУРБУЛЕНТНОСТЬ (от лат. turbulentus - беспорядочный)- сложное, неупорядоченное во времени и пространстве поведение диссипативной среды (или поля), детали к-рого не могут быть воспроизведены на больших интервалах времени при сколь угодно точном задании начальных и граничных условий. Такая невоспроизводимость есть следствие собственной сложной динамики среды, определяемой неустойчивостью индивидуальных движений, и не связана с неполнотой описания, флуктуациями или действием внеш. шумов. В режиме стационарной установившейся Т. (говоря о Т., обычно понимают именно такой режим) диссипация энергии компенсируется её поступлением из внеш. источников.

34. конвективне перемішування в океані. Методика розрахунків глибини вертикальної конвекції.

Конвективное перемешивание или конвекция возникает при уменьшении плотности воды с глубиной, происходит оно только в вертикальном направлении и не зависит от того, находятся ли перемешиваемые слои в движении или нет. Конвективное перемешивание может наблюдаться как одновременно с турбулентным, так и независимо от него. Это перемешивание может существовать только в неоднородной, стратифицированной жидкости и представляет временное, нестационарное явление, возникающее вследствие суточного и сезонного изменения плотности воды. под действием тех или иных факторов в океане может происходить разрушение устойчивой стратификации, появляется однородная нейтральная стратификация, которая затем сменяется неустойчивой стратификацией вод. Появление отрицательной устойчивости приводит к тому, что более тяжелые слои воды, оказывающиеся над менее тяжелыми, увлекаются вниз под действием гравитационных сил, давая начало процессу вертикальной конвекции. В свою очередь конвекция одновременно выравнивает отрицательную устойчивость, и развитие конвекции сопровождается формированием однородного слоя все большей и большей толщины. итак, появление нейтральной, а затем отрицательной устойчивости вызывается увеличением плотности поверхностных слоев. Это увеличение плотности происходит либо за счет уменьшения температуры, либо за счет увеличения солености, либо за счет совместного изменения этих характеристик. В первом случае начинается термическая конвекция, во-втором - с соленостная конвекция; наконец, когда происходит одновременное изменение температуры и солености, то происходит процесс термохалинной конвекции. Если изменения температуры и солености чередуются или вперед выступает один из факторов (например, увеличение солености), то можно говорить о термической и соленостной стадиях в общем процессе. иногда увеличение плотности (уплотнение при смешении) может наблюдаться в результате смешения вод различной солености и температуры при турбулентном перемешивании. уменьшение температуры, вызывающее увеличение плотности поверхностных слоев, происходит за счет теплоотдачи в атмосферу при охлаждении моря в осенний и зимний периоды. увеличение солености происходит либо за счет осолонения поверхностных слоев при испарении, либо за счет осолонения при льдообразовании. эти три фактора - охлаждение, испарение и осолонение поверхностных слоев моря проявляют свое действие в разных климатических условиях и в разные сезоны, вызывая процессы вертикальной конвекции различной интенсивности и различного масштаба. Характер термической конвекции зависит от того, происходит ли она в морских водах, т. е. при солености выше 24,695‰, или в солоноватых водах, когда соленость меньше 24,695‰. В первом случае температура наибольшей плотности совпадает с температурой замерзания, и нижним пределом уменьшения температуры является температура замерзания. После достижения слоями воды температуры замерзания, дальнейшее увеличение плотности происходит за счет осолонения воды при льдообразовании. Таким образом, процесс соленостной конвекции естественно следует за термической конвекцией. в случае солоноватых вод процесс термической конвекции прекращается по достижении температуры наибольшей плотности, которая в этом случае выше температуры замерзания, поскольку при дальнейшем понижении температуры вновь возникает устойчивая стратификация. Следовательно, соленостная стадия конвекции не может непрерывно следовать за термической стадией, и для дальнейшего продолжения конвекции необходимы особые условия. в природных условиях конвективное перемешивание может происходить как за счет раздельного изменения температуры и солености, так и за счет их суммарного воздействия. В зависимости от причин, вызывающих конвекцию, и географического расположения районов, в котором она наблюдается, выделяют следующие типы конвективного перемешивания.

1. Арктический тип. Конвекция происходит преимущественно за счет осолонения при льдообразовании. Такое перемешивание характерно для замерзающих морей, в которых годовая амплитуда температуры мала, а льдообразование велико (пример - Арктический бассейн Северного Ледовитого океана).

2. Полярный тип. Конвекция происходит сначала за счет понижения температуры, затем за счет повышения солености при льдообразовании. Характерна для морей высоких широт с положительным пресным балансом и большой амплитудой температур (Белое и Карское моря).

3. Субполярный тип. Конвекция развивается только вследствие понижения температуры. Этот тип характерен для морей умеренных и высоких широт, в которых нет льдообразования и где пресный баланс близок к нулю, вертикальные градиенты солености также близки к нулю, а годовые амплитуды поверхностной температуры велики (юго-западная часть Баренцева моря).

4. Субтропический тип. Конвекция возникает в результате повышения солености при испарении и понижении температуры. Характерна для морей с отрицательным пресным балансом и большой амплитудой температуры. Примером является Средиземное море. Летом соленость на его поверхности увеличивается, так как испарение преобладает над осадками и стоком с суши. Однако конвекции благодаря повышению температуры не происходит. С наступлением зимы при охлаждении поверхностного слоя моря развивается интенсивное конвективное перемешивание, распространяющееся до дна.

5. Тропический тип. Конвекция возникает за счет повышения солености при испарении. Этот тип перемешивания характерен для тропических морей, в которых пресный баланс отрицателен, а годовые амплитуды температуры и солености малы (Красное море).

В большинстве районов Мирового океана наиболее интенсивное конвективное перемешивание происходит в результате охлаждения поверхностных слоев в холодную половину года. Этот вид перемешивания получил специальное название - зимняя вертикальная циркуляция. Ее интенсивность и глубина распространения тем больше, чем интенсивнее и продолжительнее процесс охлаждения поверхностных слоев воды зимой. в результате перемешивания в поверхностном слое воды толщиной от нескольких десятков до сотен метров образуется изотермический слой с температурой, соответствующей температуре на поверхности (гомотермия). ниже перемешавшегося слоя будет находиться слой, не охваченный зимней вертикальной циркуляцией, на границе с которым будет отмечаться более или менее резко выраженный скачок температуры. При этом в зависимости от вертикального распределения солености температура слоя, не охваченного перемешиванием, может быть выше или ниже вышележащего. для расчета глубины зимней вертикальной циркуляции и температуры после перемешивания необходимо знать начальное вертикальное распределение температуры и солености воды и количество тепла, отдаваемое поверхностью моря. глубина, до которой доходит конвективное перемешивание лишь за счет термической стадии (без льдообразования) была названа Н. н. зубовым критической глубиной конвекции (зимней вертикальной циркуляции). Количество тепла, отдаваемое одним квадратным сантиметром поверхности моря для достижения критической глубины, Н. н. зубов назвал показателем замерзания, а количество тепла, необходимое для достижения конвекцией дна (без льдообразования), - показателем вентиляции. с началом прогрева поверхностных слоев в теплую половину года холодный слой воды, образовавшийся в процессе зимней вертикальной циркуляции, исчезает не сразу, а по мере передачи тепла в глубину. В результате на некоторой глубине сохраняется холодный промежуточный слой, который в случае недостаточно интенсивного прогрева в теплую половину года может существовать до начала нового зимнего охлаждения. ак как с вертикальным распределением температуры связаны многие процессы, протекающие в океане (морские течения, распространение звука и др.), то конвективное перемешивание и, в частности, зимняя вертикальная циркуляция играют существенную роль в гидрологическом режиме океанов и морей.

35. Діючий шар океана та його структура.


2 Поверхностной эту силу называют в противоположность объёмным (например, силам тяжести, Кориолиса, барического градиента).

[3] В случае моря конечной глубины полный поток в направлении ветра имеет конечную величину, а не равен нулю как в бесконечном океане, но эта величина чрезвычайно мала по сравнению с составляющей полного потока, направленной перпендикулярно ветру.



Z - расстояние между изобарами. | Информация, ее свойства, способы представление и измерения.

Тепловое поле Земли | Основні етапи розрахунку економічної ефективності від використаня гідрометеорологічної інформації у господарській діяльності. | Динамическая высота характеризует работу, которую надо затратить для перемещения единицы массы воды по вертикали против силы тяжести от поверхности р к р0. |

© um.co.ua - учбові матеріали та реферати