Когда вода погружается в глубины океана, она перемещается далеко от того места на поверхности где была изначально сформирована. Чтобы проследить движения воды в глубоком океане, мы должны сравнить температуру на одной глубине с температурой на другой. Это возможно но тогда необходимо расчитать изменения температуры связанные с сжимаемостью воды. Когда давление увеличивается, вода сжимается и сжатие совершает над водой работу. Это заставляет воду нагреваться. Чтобы представить себе как это происходит представте себе куб с определённой массой воды. Когда куб погружается, его стороны начинают прогибаться внутрь, так как куб сжимается. Напомним что работа это сила умноженная на расстояние, значит работа это расстояние на которое погрузилась сторона куба умноженное на силу приложенную к этой стороне давлением. Нагревание небольшое но заметное в сравнении малыми изменениями температуры окружающей воды (Рисунок 6.11).

Потенциальная температура. Чтобы избежать расчёта температурных изменений вызваных сжимаемостью воды, океанографы (и метеорологи которые сталкиваются с такой же проблемой в атмосфере) используют концепцию потенциальной температуры. Потенциальная температура – это температура частицы воды поднятой адиабатически с глубины к поверхности океана. Поднять частицу адиабатически значит как бы поднять её в изолированном контейнере не дающим ей возможности обмениваться теплом с окружающим пространством. Конечно воду на самом деле никто не поднимает на поверхность. Потенциальная температура расчитывается из температуры воды на глубине, in situ.

Плотность и сигма t Плотность другая важная характеристика морской воды. Менее плотная вода течёт поверх более плотной, и если мы хотим установить как вода может перемещаться вглубь океана, мы должны быть способны расчитать плотность воды с точностью до нескольких частей на миллион.

Абсолютную плотность воды сложно измерять и делают это только в лабораториях. Наилучшая точность составляет 1:2.5 x 105 = 4 части на миллион. Чтобы избежать сложностей работы с абсолютной плотностью, океанографы используют плотность относительную к плотности чистой воды. Плотность r(s,t,p) теперь определяют используя Стандартную Среднюю Океанскую Воду с известным изотопным составом и принимаемую насыщенной растворёнными атмосферными газами. Здесь s,t,p – солёность температура и давление соответственно.

Figure 6.9 Profiles of Left in situ and potential temperature and Right sigma-t and sigma-theta in the Kermadec Trench in the Pacific measured by the R / V? Eltanin during the Scorpio Expedition on 13 July 1967 at 175.825°E and 28.258°S. Data from Warren (1973).

Напрямую плотность меряют только в лаборатории. Плотность в море всегда расчитывают из измерений in situ давления, температуры, солёности или хлорности или электропроводности, используя уравнение состояния морской воды. Относительную плотность можно расчитать с точностью до двух частей на миллион.
Плотность воды на поверхности обычно составляет 1027 кг/м3. Для простоты физические океанографы часто ограничиваются двумя последними цифрами плотности, и эту величину называют аномалией плотности или Сигмой (s,t,p):

s(s,t,p) = r(s,t,p)-1000 kg/m3 (6.6)

s (s,t,p) обычно равна 27,00 кг/м3. Рабочая группа по символам в Океанографии рекомендовала заменить s буквой g, та как s изначально была отнесена к чистой воде и явлалась безразмерной. Здесь однако мы будем следовать устоявшейся практике и использовать s.

Для изучения поверхностных слоёв океана сжимаемостью можно пренебречь и использовать новую величину сигма – t (пишется st) :

st = s(s,t,0) (6.7)

Это аномалия плотности воды когда всё давление на нее приводится к (уменьшается до) атмосферному (т.е. нулевое давление воды), а температура и солёность обладают значениями in situ.

Потенциальная Плотность При изучении более глубоких слоёв сжимаемостью пренебрегать нельзя. Так как изменение давления влияют в основном на температуру воды, его влияние в первом приближении может быть устранено с помощью потенциальной плотности.

Потенциальная Плотность – это плотность частицы воды которую бы она имела если бы была поднята адиабатически на поверхность. Аномалия потенциальной плотности такой частицы будет равна sq.

sq= s(s,q,0) (6.8)

Потенциальная плотность используется так как устраняет основное влияние давления на плотность. Она позволяет нам сравнивать плотность проб морской воды с разных глубин. Также она используется потому что вода течёт вдоль поверхностей постоянной потенциальной плотности.

sq не используется при сравнении плотности воды на очень больших глубинах, так как отношение между плотностью температурой и солёностью нелинейны. Например две пробы воды имеющие одинаковую плотность но разные температуру и солёность на глубине 4 километра, могут иметь заметно различающуюся плотность при адиабатическом подъёме на поверхность. Таким образом использование sq может привести к мнимому уменьшению плотности с глубиной (Рисунок 6.12) несмотря на то что мы знаем что это невозможно, так как такой столб воды был бы нестабилен.

Если сравниваются пробы с больших глубин, лучше использовать значения сигмы для глубины 4 км.

s4 = s(s,q,4000) (6.9)

Где s4 – плотность частицы воды погружённой адиабатически на глубину 4 км. В основном океанографы используют s4 где n – давление в децибарах разделённое на 1000.

Figure 6.12 Вертикальный разрез солёности в западной Атлантике. Масштаб глубины изменяется на 1000 м. Гидрографические станции помечены точками. Верхний: Сигма-q, демонстрирует мнимую инверсию плотности ниже 3000. Нижний: Сигма(4) демонстрирует плавное увеличение плотности с глубиной. Взято из Lynn and Reid, 1968.

Уравнение Состояния Морской Воды Плотность морской воды измеряется редко. Плдотность расчитывается по измерениям температуры, электропроводности или солёности и давления, с помощью уравнения состояния морской воды. Уравнение состояния морской воды это уравнение которое связывает плотность с температурой солёностью и давлением.

Уравнение выводится с помощью построения кривых плотности измеренной в лаборатории как функций температуры, давления и солёности (хлорности или электропроводности). Сейчас используется Международное уравнение состояния (1980) опубликованое Joint Panel on Oceanographic Tables and Standards в 1981 году. Смотри также Millero and Poisson (1981) and Millero et al (1980). Уравнение обладает точностью в 10 частей на миллион, что соответствует 0,01 единицам sq .

Я не привожу здесь уровнение состояния, так как оно содержит три многочлена с 41 константой (JPOTS, 1991).

Точность температуры, солёности и плотности Если мы хотим провести различие между водными массами и если полный диапазон температуры и солёности также мал как на рисунке 6.1, мы должны определять температуру солёность и плотность очень тщательно, с точностью до нескольких частей на миллион.

Такая точность может быть достигнута только если все параметры аккуратно определены, если все измерения проведены с большой осторожностью и все интструменты тщательно откалиброваны. Все кто использует гидрографические данные уделяют большое внимание инструкциям По Производству Работ На Океанографических Станциях (Processing of Oceanographic Station Data (JPOTS, 1991)) опубликованных ЮНЕСКО. Эта книга содержит международно принятые определения основных переменных, таких как температура и солёность и описание методов их измерения. Она также содержит принятые методы расчёта параметров выводимых на основе основных переменных, таких как потенциальная температура, плотность и устойчивость. Часть материалов этой главы основана на информации содержащейся в Processing of Oceanographic Station Data.