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

Теплота испарения морской воды по рекомендации Н. Н. Зубо­ ва принимается равной теплоте испарения дистиллированной воды. Чем меньше температура воды, тем больше теплота испарения. При температуре кипения теплота испарения наименьшая. Температура кипения морской воды возрастает с увеличением солености и при 5 = 35%о равна 100,56° С.

С изменением температуры меняется объем морской воды, что характеризуется коэффициентом термического (объемного) расши­ рения, измеряемого в 1/град

1 да

(1-4)

а dt

где а — удельный объем.

Коэффициент е зависит также от солености и давления. Величина г может быть определена из «Океанологических таблиц» (1957, табл. 80), где приведены ее значения при различных температуре» солености и давлении (глубине).

§5. ПЛОТНОСТЬ, УДЕЛЬНЫЙ ВЕС

ИСЖИМАЕМОСТЬ МОРСКОЙ ВОДЫ

Плотностью морской воды в океанографии принято называть

отношение S - - веса единицы объема воды при температуре в мо­

мент ее наблюдения к весу единицы объема дистиллированной воды при температуре 4° С. Следовательно, по определению за плотностьморской воды принимается ее удельный вес — величина безразмер-

зо

пая. С другой стороны, из физики известно, что плотность вещества определяется как масса, заключенная в единице объема. При этом ее размерность будет в системе СГС— г/см3, в СИ — кг/м3. По­ скольку плотность и удельный вес дистиллированной воды при 4° С

приняты равными единице, то численно плотность S -j- и физиче­

ская плотность равны между собой. В океанографии плотность не измеряют, а вычисляют через удельный вес, при этом для промежу­ точных расчетов и для удобства сравнения употребляются две фор­ мы удельного веса;

1) удельный вес при температуре воды 17,5° С, отнесенный к удельному весу дистиллированной воды при той же температуре.

обозначается символом

17,5

2) удельный вес при температуре 0° С, отнесенный к удельному весу дистиллированной воды при 4° С, обозначается символом

5^-. Иногда эту величину называют плотностью морской воды при

0°С.

Для сокращения и удобства записей по предложению Кнудсена введено понятие условной плотности

В соответствии с этими обозначениями вместо, например, плот­

= 1,028123 записать стандартный условный удельный вес сг0=28,12. При некоторых расчетах удобнее пользоваться не плотностью,

а обратной величиной — удельным объемом

( 1−8)

31

По аналогии с плотностью по предложению Н. Н. Зубова введено понятие условного удельного объема, определяемого (так как всег­ да 0,9< ctf< 1,0) соотношением

По результатам многочисленных исследований были установле­ ны зависимости условного удельного веса при 17,5° С и 6 ° С от со­ лености (S %о) и содержания хлора (О %о):

Для удобства расчетов по Этим зависимостям составлены табли­ цы ([30], табл. 7), откуда определяется значение рі7,5 и затем нахо­ дится величина условной плотности at по формуле

Условный удельный объем Vt может быть рассчитан по приве­ денной выше формуле, или взят из таблицы ([30], табл. 12) исходя из найденной условной плотности at, либо определен по солености и содержанию хлора по соответствующей таблице ([30], табл. 11), либо по Т, S — диаграммам, где значения Vt нанесены в виде изо­ линий в прямоугольных координатах Г и 5 (температура и соле­ ность) .

Все указанные расчеты проводятся при атмосферном давлении, т. е. приведенные формулы (или таблицы) позволяют определить плотность морской воды в поверхностном слое. На глубине вода находится под давлением вышележащих слоев и это давление, ес­ тественно, тем выше, чем больше глубина. В результате происходит сжатие воды и увеличение ее плотности. Поэтому при определении плотности или удельного объема воды на глубине необходимо учи­ тывать ее сжимаемость, которая невелика, но если бы вода была несжимаема, то уровень океана поднялся бы на 30 м относительно его действительного положения.

Величина сжимаемости характеризуется истинным коэффициен­ том сжимаемости морской воды

32

по мере удаления от экватора плотность повышается до 25,5 на се­ вере и до 27,0 на юге. В Атлантическом океане в экваториальной зоне условная плотность равна 23,00; в Индийском океане в об­ ласти тропических широт условная плотность равна 22,0—23,0. Наибольшая плотность Мирового океана, равная 28,0, наблюдается юго-западнее о. Шпицберген, куда проникают соленые воды СевероАтлантического течения. Плотность морской воды больше 28,0 наблюдается в северной части Красного моря.

Плотность воды на поверхности морей, омывающих берега Со­ ветского Союза, в соответствии с изменением температуры и соле­

за изменением температуры, поскольку колебания солености по глубине невелики (2—3% о) - В экваториальной зоне, где на поверх­ ности находятся теплые распресненные дождями воды, плотность резко увеличивается до глубины 200—300 м, затем более медленно нарастает до глубины 1500—2000 м и далее практически остается постоянной до дна (рис. 1-5). В зоне пассатов плотность нарастает менее интенсивно в верхних слоях и на глубине около 500 м стано­ вится одинаковой с плотностью в тропической зоне; дальнейшее увеличение плотности, так же как и в первом случае, практически происходит до глубины 1500 м. В умеренных широтах плотность с глубиной изменяется очень мало. В полярных областях летом в по­ верхностном слое плотность нарастает примерно до глубины 50 м, так как имеет место распреснение поверхностных вод вследствие таяния льда; ниже плотность практически остается постоянной до дна; поздней осенью и зимой вода в поверхностном слое имеет большую плотность, так как происходит осолонение воды при льдо­ образовании (см. ниже).

Изменение плотности или других гидрологических характерис­ тик в вертикальном и горизонтальном направлениях может проис­ ходить по тем или иным причинам неравномерно, о чем удобно су­

принят 1 м.

Слой, где градиент гидрологической характеристики резко от­ личается от градиента этой характеристики в других слоях, назы­ вают слоем скачка этой характеристики.

Большой практический интерес имеет слой скачка плотности. В экваториальной области всегда существует слой скачка плотно­ сти из-за наличия теплого распресненного поверхностного слоя во­ ды. В зоне пассатов слой скачка плотности создается вследствие нагревания верхних слоев воды и уничтожается в результате по­ вышения солености при испарении; здесь слой скачка плотности

34

том изменения плотности вследствие адиабатного изменения тем­ пературы. Количественно устойчивость определяется величиной архимедовой силы, действующей на смещенную по вертикали час­ тицу воды. Чем больше устойчивость, тем большую работу тре­ буется произвести против архимедовой силы. При развитии конвек­ тивного перемешивания происходит выравнивание характеристик водных масс по глубине и слой скачка разрушается.

* Это явление впервые было обнаружено Ф. Нансеном при плавании на «Фраме» в августе 1893 г. в районе полуострова Таймыр и тюлуило название «мертвой воды». О внутренних волнах см. гл. 4.

** В иностранной литературе [19] применяется термин «устойчивость страти­ фикации вод»,

§ 6. ОПТИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА МОРСКОЙ ВОДЫ

Световая энергия на поверхность моря поступает в виде прямых солнечных лучей и рассеянного света от небесного свода. Количе­ ство света оценивается освещенностью Е в люксах (лк), т. е. свето­ вым потоком F в люменах (лм), приходящимся на единицу осве­ щенной поверхности со в кв. метрах

над горизонтом и характера облачности и меняется теоретически от нуля до 140-ІО3 лк — освещенности горизонтальной плоскости солн­ цем, находящимся в зените. Практически в дневное время осве­ щенность составляет, примерно, 2 - ІО3 лк при /г= 5° и сплошной об­ лачности и 105-ІО3 лк при h = 55° и высоко-кучевых и слоисто-куче­ вых облаках (рис. 1-6 ) *.

* Кривые на рис. 1-6 получены на основании большого числа измерений и выражают изменение освещенности горизонтальной плоскости от высоты солнца. За единицу принята освещенность горизонтальной плоскости Солнцем, находя­ щимся в зените. Для получения абсолютных значений освещенности в люксах достаточно относительные цифры, приведенные на рис. 1-6, умножить на 140-103лк.

36

at

рых меньше длины световой волны, и находящимися в воде раз­ личными взвешенными частицами органического и неорганического происхождения, размеры которых соизмеримы или больше дли­ ны световой волны. Поэтому световая энергия лучей с различной длиной волны поглощается неодинаково: сильнее всего1 поглоща­ ются красные лучи, меньше — зеленые и синие. В табл. 1-9 приве­ дены показатели поглощения для дистиллированной воды в зави­ симости от длины волны световых лучей.

В природной морской воде одновременно происходит и погло­ щение и рассеяние света

где а — модуль рассеяния, зависящий от физических констант сре­ ды и равный для дистиллированной воды 1,56- ІО-4.

Формула (1-19) действительна для монохроматического света; для белого света вычисляется интегральная величина ослабления света, которая зависит от вида функций т = т(Х) и q = q(X).

37

Рассеяние света группой молекул, как это следует из теории, происходит симметрично относительно линии распространения све­ та и линии, ей перпендикулярной, и графически изображается ин­ дикатрисой рассеяния (рис. 1-8). Из рассмотрения ее следует, что при молекулярном рассеянии (рис. 1-8 , а) половина рассеянного света направлена по лучу распространения падающего света и по­ ловина рассеянного света отбрасывается назад.

38

ностью поглощения и рассеяния све­ та водой, и меняется с толщиной рассматриваемого слоя воды, и

цвет моря, который зависит не только от оптических свойств воды, но и от целого ряда внешних факторов— условий освещенности, угла наблюдения, наличия волнения и>др. Исходя из общей теории поглощения и рассеяния света в морской воде, акад. В. В. Шулей­ кин в 1921 г. нашел, что цвет моря определяется длиной волны внутреннего диффузного света [74].

С увеличением модуля рассеяния а максимум спектральных со­ ставляющих света, исходящего из моря, сдвигается в сторону длин­ ных волн и цвет моря становится более зеленоватым. При рассмот­ рении взмученных вод следует учесть также спектр света, отражен­ ного взвешенными частицами, что дает соответствующую окраску поверхности моря.

Если на поверхность моря смотреть не точно по вертикали, а под каким-то углом, то цвет моря будет определяться соотношением между белым отраженным светом и внутренним рассеянным све­ том. Чем дальше к горизонту объект (точка) наблюдения, тем боль­ ше отраженного белого света попадает в глаз наблюдателя (рис.

39