книги из ГПНТБ / Смирнов Г.Н. Океанология (в инженерном изложении) учебник

ценным водообменом или полностью изолированных (Каспийское, Аральское) эта формула не пригодна, так как их солевой состав отличается от океанского. Поэтому здесь имеют место другие соот­ ношения между растворенными в воде химическими элементами, а следовательно, и другие эмпирические формулы для расчета соле­ ности по хлору (табл. 1-3).

Т а б л и ц а 1-3

Зависимость солености от содержания хлора

(по О. А. Алекину)

Вречной воде также содержатся растворенные вещества, коли­ чество которых очень сильно зависит от физико-географических условий и колеблется от сотых долей граммоля до нескольких грамм на 1 л воды, но, как правило, в среднем не превышает 300-— 500 мг/л *.

Вречной воде содержится в среднем карбонатов 60,1% и хло­ ридов 5,2%, т. е. соотношение между растворенными веществами иное, чем для морской воды.

Однако несмотря на то, что ежегодно в Мировой океан с водой рек, сток которых составляет около 3,6-ІО4 км3, поступает пример­ но 1,69-ІО9 т карбонатов (НСОз'), общее их содержание в океане остается практически неизменным, так как они интенсивно потре­ бляются морскими организмами на построение известковых обра­ зований (раковин, панцырей, скелетов), и, кроме того, значительная часть карбонатов из-за их плохой растворимости выпадает в оса­ док. Следует отметить также, что уловить изменение содержания солей в морской воде практически невозможно, потому что по срав­ нению с общей массой солей, содержащихся в океане 56-ІО15 т, поступление солей оказывается ничтожно малым. Так, по данным

О.А. Алекина, для изменения содержания хлоридных ионов на 0,02%о, т. е. на величину точности определения концентрации этих ионов, потребуется около 2- ІО5 лет.

Оценить количественные изменения концентрации карбонатов

1641 мг, р. Теджен — 4000 мг, р. Калаус — 7904 мг [2].

20

крытых его частях зависит, главным образом, от соотношения меж­ ду количеством осадков и величиной испарения, и колебания соле­ ности по этим причинам составляют примерно 0,2%о-

Чем больше разность температур воды и воздуха, скорость вет­ ра и продолжительность действия ветра, тем больше величина ис­ парения. Поскольку при испарении соли остаются в растворе, тосоленость морской воды увеличивается. Выпадение осадков умень­ шает поверхностную соленость. Соотношение между испарением и осадками позволяет судить об изменении солености.

В полярных областях соленость изменяется, кроме того, при таянии и образовании льда и колебания здесь составляют пример­ но 0,7 % о- Вблизи устьев рек соленость зависит от стока и ее коле­ бания в этом случае могут достигать нескольких промилле.

Существенное влияние на изменение солености оказывает пере­ мешивание вод океанов и морей (см. ниже).

Изменение солености по широтам имеет, примерно, одинаковый характер для всех океанов: соленость увеличивается в направлении от полюсов к тропикам, достигает максимального значения около 20—25° с. и ю. шш. и снова уменьшается на экваторе (рис. 1-1). Та-кая закономерность связана с режимом осадков и испарения.

В полосе пассатов сохраняется ясная погода без осадков, по­ стоянно дующие сильные ветры при достаточно высокой температу­ ре воздуха вызывают интенсивное испарение, до 3 ж в год, и в ре­ зультате соленость поверхностных вод увеличивается. В экватори­ альной зоне, где ветры очень редки, несмотря на высокую температуру воздуха, испарение сравнительно невелико, примерно

2t

34,5%о, в Горле 27—30%0, в средней части 24—27%0; в Двинском и Кандалакшском заливах 26—27%0; в Двинской губе весной 10— і 9 % о-

Соленость наших арктических и дальневосточных морей в уда­ ленных от берега районах составляет 29—35%0 и может несколько изменяться в зависимости от притока вод из других областей -океана. Наши бессточные моря — Каспийское и Аральское — имеют соответственно среднюю соленость 12,8 % о и 10,3 % 0-

По глубине колебания солености происходят лишь до 1500 м, ниже этого горизонта соленость меняется незначительно. В ряде мест величина солености стабилизируется, начиная с меньшей глу­ бины. В приполярных областях при таянии льда соленость с глуби-

22

на поверхности океана или на любом другом горизонте проводятся линии равной солености — изогалины. Если требуется наглядно представить распределение солености в толще воды на каком-либо участке океана или моря, то вычерчивается специальный график —

солености и одинаковые ее величины в целых числах соединяются плавными линиями.

Для анализа изменения солености во времени строится график галиноизоплет, на котором по вертикальной оси выписывается вели­ чина солености, по горизонтальной — время наблюдения.

Наглядным средством анализа структуры вод океанов и морей являются, так называемые, Т, S — кривые. Они строятся по значе­ ниям температуры и солености, наблюдаемым на каждом горизон­ те океанологической станции. Величины 5 откладываются по оси абсцисс, а величины Т — по оси ординат. Подписывая у точек зна­

мерное изменение температуры и солености с глубиной. Если кри­ вая стягивается в точку, то это значит, что на всех горизонтах на­ блюдаются одни и те же значения температуры и солености (гомо­ генные воды), что обычно наблюдается поздней осенью или зимой, когда воды хорошо перемешаны в результате вертикальной конвек­ тивной циркуляции.

23

§ 3. ГАЗЫ В МОРСКОЙ ВОДЕ

Соприкасаясь с атмосферой, морская вода поглощает из возду­ ха содержащиеся в нем газы: кислород, азот и углекислоту. Кроме того, эти газы поступают в морскую воду в результате химических и биологических процессов, протекающих в океане, и выносятся в океан реками.

Количество растворенных газов в морской воде определяется парциальным давлением и растворимостью газов, которая зависит от химической природы газов и уменьшается с повышением темпе­ ратуры (табл. 1-4).

Таблица 1-4

Растворимость газов в пресной воде при парциальном давлении 760 мм рт. ст.

Растворимость кислорода и азота, не вступающих в реакцию с морской водой, кроме того, зависит еще от солености и уменьшает­ ся с ее увеличением (табл. 1-5).

Содержание растворенных газов в морской воде оценивается в абсолютных единицах, например, в миллилитрах на 1 л морской воды (м л/л) или в процентах от насыщающего количества, т. е. от того кодйчества газов, которое может раствориться в воде при дан­

24

Кислород и азот, в силу лучшей растворимости кислорода, в морской воде находятся в соотношении 1 :2. Содержание кислоро­ да колеблется во времени и в пространстве от значительного пере­ насыщения, иногда до 350%, что может иметь место летом на мелководье в результате фотосинтеза, до полного его исчезновения при энергичном расходовании на дыхание организмов и окисление и при отсутствии вертикальной циркуляции. При этом в результате жизнедеятельности особых бактерий в глубинных слоях может на­ капливаться сероводород (Черное море), который в присутствии кислорода легко окисляется.

Поскольку растворимость кислорода в большей степени зави­ сит от температуры, чем от солености, которая к тому же мало ме­ няется в открытых частях океана, то в холодное время года (осенью и зимой) кислород поглощается морской водой, а с повы­ шением температуры (весной и летом) избыток кислорода перехо­ дит в атмосферу.

Содержание азота, растворенного в морской воде, в поверхност­ ных слоях всегда близко к насыщению и уменьшается с глубиной..

При ничтожном значении парциального давления углекислоты, которая содержится в воздухе в количестве, равном примерно 0,03%, насыщение достигалось бы при 0,5 мл/л. Однако в отличие от кислорода и азота, углекислота не только растворяется в воде, но и (поскольку морская вода имеет слабощелочную реакцию) вступает частично в соединения с основаниями; в результате общее содержание свободной и связанной углекислоты может достигать 50 мл/л. Расходуется углекислота при фотосинтезе и на построение организмами известковых образований.

Небольшая часть углекислоты ( ~ 1 % ) соединяется с водой

Образующаяся при этом угольная кислота диссоциирует, выделяя бикарбонатный и карбонатный ионы, а также ионы водорода

Концентрация ионов водорода в морской воде определяет степень диссоциации угольной кислоты и характеризует равновесие между угольной кислотой и ионами С 03~ и НС03- .

Нормальный раствор водородных ионов содержит 1 г Н+ в 1 л воды. Опытами установлено, что при концентрации водородных ионов Ы О-7 г/л вода является нейтральной. Концентрацию водо­ родных ионов принято выражать показателем степени, взятым с обратным знаком, и обозначать символом pH. Отсюда для ней­ тральной воды pH = 7. Если в воде преобладают ионы водорода, рН<7, то вода имеет кислую реакцию, а если преобладают гидро­ ксильные ионы, рН>7, — щелочную. Установлено, что с уменьшени­ ем содержания свободной углекислоты pH растет. В открытом океане вода имеет слабощелочную реакцию и pH = 7,8—8,8.

25

§ 4. ТЕМПЕРАТУРА И ТЕПЛОВЫЕ СВОЙСТВА МОРСКОЙ ВОДЫ

Важнейшей характеристикой морской воды является ее темпе­ ратура. Нагревание поверхности океана происходит, в основном, прямой и рассеянной солнечной радиацией, а также в результате конденсации влаги, выпадения осадков, теплопередачи из воздуха и др. Кроме нагревания происходит и охлаждение воды при испа­ рении, излучении теплоты в атмосферу и конвективном теплообме­ не между океаном и атмосферой. Изменение температуры воды мо­ жет происходить также в результате горизонтальных и вертикаль­ ных перемещений водных масс.

При отсутствии материков температура на поверхности океана зависела бы только от широты места, и линии равной температу­ ры — изотермы совпадали бы с параллелями. В действительности же, за исключением южной части Мирового океана, картина рас­ пределения температуры резко отличается от указанной из-за рас­ члененности океана, влияния океанических течений и вертикальной циркуляции.

Изотермы расходятся от экватора в западной части океанов и сгущаются у экватора в восточной, так как у западных берегов океанов теплые течения, встречая материки, поворачивают на юг и на север вдоль берегов и переносят теплые воды в более высокие широты; у восточных берегов холодные течения направлены к эква­ тору. Кроме того, в результате сгона воды, вызванного постоянно дующими пассатными ветрами с северо-востока на юго-запад в северном полушарии и с юго-востока на северо-запад в южном по­ лушарии, к поверхности у восточных берегов океанов поднимаются холодные глубинные воды.

В северо-западных частях Атлантического и Тихого океанов под влиянием мощных теплых течений, — Гольфстрима и Куро-Сио,— изотермы идут под углом 45° к меридианам, иногда и вдоль мери­ дианов, и сильно сгущаются в результате взаимодействия этих теплых течений с холодными, — Лабрадорским и Курильским, со­ ответственно, расположенными в непосредственной близости от берегов.

В среднем характер изменения температуры воды по широтам для Тихого, Атлантического и Индийского океанов, примерно, оди­ наков: максимальная температура наблюдается у экватора и моно­ тонно убывает к полюсам (рис. 1-1). По абсолютным средним значениям температуры самый теплый океан — Тихий (табл. 1-6).

Средняя температура воды на поверхности Мирового океана (17,4° С) отличается от средней температуры воздуха (14,3° С), вследствие этого океан оказывает очень сильное влияние на тепло­ вые процессы в атмосфере.

Не останавливаясь подробно на распределении температуры на поверхности Мирового океана, укажем, что максимальная тем­ пература ( + 35,6° С) наблюдалась в Персидском заливе, а наибо­ лее низкая (около —2° С) — в Северном Ледовитом океане.

26

понижается наиболее интенсивно, так как ее значение на поверх­ ности выше, чем в умеренных широтах. В полярных областях тем­ пература на поверхности равна —1,6° С и снижается до —1,8° С на глубине 50 м, затем повышается до + 2 —3° С на глубине 200—400 лг вследствие поступления теплых вод Атлантического океана и да­ лее уменьшается до самого дна, где температура воды оказывается несколько ниже нуля (рис. 1-4).

В целом для Мирового океана существенные изменения темпе­ ратуры происходят до глубины, примерно 1500 м, где температура в среднем составляет 3—4° С; на глубине 4000 м температура по­ нижается до 1 —1,5° С и далее до дна изменяется весьма незначи­ тельно.

В придонных слоях температура воды практически одинакова для всех океанов и изменяется в достаточно узких пределах, в сред­ нем от +1,0 до —2° С. Температура придонных слоев воды в морях и заливах, так же как и на поверхности, зависит от физико-геогра­

ствует изменению количества солнечной радиации, в связи с чем рассматривают суточный и годовой ход температуры воды. Суточ­ ные колебания температуры зависят от погодных условий и редко превышают 1°С: в среднем для тропиков эта величина составляет 0,5° С и для умеренных широт 0,1° С.

Вблизи берегов температура воды в течение суток может иногда меняться на несколько градусов в результате ветрового сгона по­ верхностной теплой воды и поступления с глубины более холодной. Суточные колебания температуры быстро убывают с глубиной и затухают на горизонте 30—50 м.

Максимум температуры на глубине наступает на 5—6 ч позднее, чем на поверхности.

27

Рис. 1-4. Изменение температуры с глубиной на раз­ личных широтах:

Изменение температуры в течение года в данном месте на по­ верхности и по глубине зависит от колебаний солнечной радиации, турбулентной теплопроводности, вертикальных и горизонтальных перемещений водных масс.

Годовой ход температуры отличается от суточного большими амплитудой и глубиной проникновения колебаний температуры. Наименьшая амплитуда колебаний температуры на поверхности наблюдается в тропиках и составляет 1—2° С, наибольшая — в ши­ ротах 40° с. ш. и 30° ю. ш. и достигают иногда 8—10° С, что объяс­ няется преобладанием ясной погоды и слабых ветров в этих облас­ тях. Особенно большие колебания амплитуды (до 20° С и больше) имеют jwecTO при сезонном смещении границ теплых и холодных течений у берегов Америки и Азии. Обширные же области океанов характеризуются амплитудами порядка 2—5° С.

Глубина проникновения годовых колебаний температуры зави­ сит от местных условий и изменяется в довольно широких преде­ лах, но обычно не превосходит 300—500 м.

Удельная темплоемкость воды очень высокая, значительно вы­ ше, чем других веществ на земле, за исключением водорода и жид­ кого аммиака (табл. 1-7).

28

Это обеспечивает накопление теплоты в океане летом и посте­ пенную отдачу теплоты в атмосферу зимой. При охлаждении I см3 воды на 1°С выделяется количество теплоты, достаточное для на­ гревания на 1°С около 3000 см3 воздуха. Расчеты показывают, что при охлаждении слоя воды толщиной 200 м в Баренцевом море на 0,5° выделяется количество теплоты, достаточное для на­ гревания воздуха над Европой на 10° С до высоты 4 км [26].

Различают теплоемкость при постоянном давлении ср и тепло­ емкость при постоянном объеме сѵ. Поскольку во втором случае все тепло расходуется только на повышение внутренней энергии, то всегда ср> сѵ. Теплоемкость ср морской воды уменьшается с увели­ чением температуры и солености, а также с увеличением давления.

Теплопроводность морской воды характеризуется коэффициен­ том молекулярной теплопроводности, который меняется в зави­

кулярной теплопроводности идет крайне медленно.

В реальных условиях всегда имеет место турбулентное движе­ ние жидкости, и теплопередача в океане определяется коэффициен­ том турбулентной теплопроводности, который в отличие от молеку­ лярной теплопроводности зависит не только от физических свойств морской воды, но и от динамических характеристик трубулентного движения: скорости, периода ее пульсации, размеров турбулент­ ности, устойчивости слоев воды и др. Поэтому коэффициент турбу­ лентной теплопроводности для разных районов океана колеблется в очень широких пределах, и его величина может быть на несколько порядков больше коэффициента молекулярной теплопроводности.

Тепловые свойства морской воды характеризуются также вели­ чиной теплоты испарения, которая затрачивается на испарение во­ ды с поверхности океана. Испарение играет важную роль в тепло­ вом балансе океана и в теплообмене между океаном и атмосферой и является одним из основных климатообразующих факторов. Испарение зависит от турбулентности прилегающих к испаряющей

29