книги из ГПНТБ / Егоров Н.И. Физическая океанография

Общее количество тепла Q, переносимое в результате молеку­ лярной теплопроводности, определяется формулой

dt

где — ---- градиент температуры.

Наибольшие изменения температуры в океане, а следовательно, и наибольшие ее градиенты наблюдаются в вертикальном направ­ лении. Горизонтальные градиенты температуры примерно в 10е— 107 раз меньше вертикальных. Тем не менее даже в вертикальном направлении передача тепла за счет молекулярной теплопроводно­ сти протекает весьма медленно вследствие малого значения коэф­ фициента молекулярной теплопроводности. Для дистиллированной

ской воды немного меньше и возрастает с увеличением температуры и давления. Расчеты показывают, что если бы температура воды на поверхности океана была 0°С, а затем повысилась до 30° С и оста­ валась неизменной, то в результате молекулярной теплопроводности температура на глубине 300 м оказалась бы через 1000 лет равной только 3° С.

Молекулярная теплопроводность в чистом виде в океане может наблюдаться только тогда, когда либо вода неподвижна, либо ча­ стицы воды перемещаются в виде параллельных струй (ламинарное движение). Ни одно, ни другое условие в океане не наблюдается. Как показывают наблюдения, в воде практически всегда происхо­ дит вихревое (турбулентное) движение. Поэтому как приведенный пример расчета интенсивности молекулярной теплопроводности, так и отсутствие реальных условий для ее существования в океане поз­ воляют не принимать в расчет молекулярную теплопроводность.

Для океана основную роль играет теплопроводность, связанная с турбулентностью, которая будет рассмотрена в гл. III. Здесь только отметим, что коэффициент турбулентной теплопроводности в тысячи раз больше коэффициента молекулярной теплопроводности.

С теплопроводностью связана т е м п е р а т у р о п р о в о д н о с т ь , характеризующая скорость переноса тепла. Она имеет размерность см2/с в системе СГС и определяется как отношение коэффициента теплопроводности воды к ее теплоемкости при постоянном давлении ср и плотности р. Для молекулярной температуропроводности это отношение имеет вид

Тепловое расширение морской воды, температура ее наиболь­ шей плотности и замерзания. С изменением температуры морской воды изменяется и ее объем. Мерой этого изменения служит коэф-

60

фициент теплового (объемного) расширения е, определяемый из со­ отношения

где а — удельный объем.

Зависимость е от температуры и солености представлена на рис. 2.5. На этом рисунке линия е = 0 характеризует те значения тем­ пературы и солености, при которых удельный объем будет наимень­ шим, а следовательно, плотность — наибольшей. Поэтому ее мо­ жно рассматривать как кривую, характеризующую т е м п е р а т у р у н а и б о л ь ш е й п л о т ­

ской воды от ее солености. Обе кривые пересекаются

вточке с соленостью

ствие чего соленость незамерзшей воды возрастает. С увеличением солености понижается температура замерзания; следовательно, од­ ной из особенностей льдообразования в морской воде будет то, что этот процесс может происходить только при непрерывном пониже­ нии температуры. В пресной воде, как известно, замерзание воды происходит при неизменной температуре.

Вторая особенность льдообразования в морской воде связана с точкой пересечения кривых температуры наибольшей плотности и начала замерзания морской воды.

Температура наибольшей плотности воды с соленостью меньше 24,695%о, так же как и пресной воды, лежит выше температуры ее замерзания. Поэтому процесс замерзания развивается в такой воде почти так же, как в пресной.

Осенью, с началом холодов, начинается общее выхолаживание водоемов. Прежде всего, охлаждается поверхностный слой воды. Плотность ее при этом повышается и вода с поверхности опускается

61

вниз, а на ее место поднимается более теплая вода. Благодаря пе­ ремешиванию вся толща воды достигает сначала определенной тем­ пературы (гомотермия), равной температуре наибольшей плотно­ сти. При дальнейшем охлаждении плотность воды поверхностного слоя начинает уменьшаться и перемешивание прекращается. Для образования льда в воде с соленостью меньше 24,695%0 оказывается достаточным ее охлаждение до температуры замерзания сравни­ тельно тонкого поверхностного слоя.

Температура наибольшей плотности воды с соленостью, большей 24,695%о, лежит ниже температуры ее замерзания.

При охлаждении такой воды перемешивание во время замерза­ ния не прекращается. Поэтому для образования льда необходимо охладить значительно больший по толщине поверхностный слой, чем при замерзании пресной и солоноватой воды.

Скрытая теплота испарения и льдообразования. Скрытая теп­ лота испарения воды определяется количеством тепла в калориях, затрачиваемого на превращение 1 г воды в пар той же температуры. Равное ему количество тепла, выделяемое при конденсации 1 г во­ дяного пара, называется с к р ы т о й т е п л о т о й к о н д е н с а ц и и . Для дистиллированной воды в пределах температур от 0 до 30° С скрытая теплота испарения определяется формулой

L = 596 — 0,52^ кал/г,

которая используется и при расчетах испарения морской воды. Скрытая теплота испарения воды, как следует из формулы, ве­

лика, и поэтому она играет большую роль в тепловом балансе по­ верхности океана и атмосферы. Это тепло вместе с водяным паром переходит в атмосферу, составляя положительную часть ее тепло­ вого баланса и отрицательную для океана.

С к р ы т а я т е п л о т а л ь д о о б р а з о в а н и я определяется количеством тепла в калориях, выделяемого при переходе одного грамма воды в лед той же температуры. Равное ему количество

ного льда она равна 79,67 кал/г при 0° С.

Для морского льда, таяние которого происходит при непрерыв­ ном повышении температуры, правильнее говорить не о скрытой те­ плоте плавления, а о числе калорий, необходимых для расплавления 1 г морского льда с начальной температурой t. Это тепло расхо­ дуется на плавление чистого льда, заключенного в 1 г морского льда, и на повышение температуры чистого льда и рассола \ обра­ зующегося при таянии льда. Затрачиваемое при этом количество тепла приведено в табл. 7 (по Н. Н. Зубову).

Вязкость (внутреннее трение). Вязкость, так же как и тепло­ проводность, можно рассматривать:

1 Определение рассола и процесса его образования дано в гл. IV.

62

Таблица 7

Количество тепла (кал), необходимое для растопления 1 г морского льда при температуре t и солености 5 (по Н. Н. Зубову)

а) как физическое свойство морской воды, когда исследуются процессы в условиях ламинарного движения при малых скоростях;

сти, который равен произведению коэффициента молекулярной вязкости на удельный объем жидкости;

б) как характеристику возможности и интенсивности перемеши­ вания при различных динамических процессах, в основном вихре­ вых, сопровождающихся перераспределением и выравниванием

ставляет собой силу, необходимую для противодействия разъеди­ нению временно объединенных молекул. Ее можно определить также как силу, необходимую для того, чтобы сдвинуть столб жид­ кости с поверхностью основания и высотой, равными единице, отно­ сительно соседнего с ним слоя, со скоростью, равной единице. Вяз­ кость характеризует обмен количеством движения между соседними слоями. Вязкость, или сила внутреннего трения F, отнесенная к еди­ нице площади, определяется по известной формуле Ньютона

dv

где л — коэффициент молекулярной вязкости, --------градиент ско- dz

роста в направлении г.

Направление силы перпендикулярно направлению градиента скорости.

В системе СГС единицей коэффициента молекулярной вязкости, называемого также коэффициентом внутреннего трения, принят

пуаз ( — -— ) . Для кинематической вязкости

\ см • с /

v = ar|

63

вязкости, по Стефану и Аррениусу, равна 180- 10-4 пуаз.

Вязкость морской воды увеличивается с повышением солености и резко уменьшается с повышением температуры. Если принять зна­ чение коэффициента вязкости дистиллированной воды при 0°С за 100, то относительные значения этого коэффициента (при атмосфер­

При рассмотрении большинства процессов, протекающих в океане, молекулярной вязкостью обычно пренебрегают, так как она так же как и молекулярная теплопроводность в тысячи раз меньше турбулентной вязкости. Расчеты показывают, что для обра­ зования течения на глубине 10 м со скоростью, равной половине ско­ рости на поверхности при наличии только молекулярной вязкости, потребовалось бы 2,4 года. Передача же количества движения от поверхности в глубинные слои за счет турбулентной вязкости про­ исходит в отрезки времени, определяемые часами.

Однако для таких процессов, как осаждение взвешенных в воде твердых частиц и мельчайших живых организмов (планктона), «па­ рящих» в воде, молекулярная вязкость имеет существенное значе­ ние. Эти организмы имеют рожки, иголочки и другие приспособле­ ния для «парения», использующие вязкость воды. Скорость оса­ ждения твердых частиц пропорциональна квадрату их радиуса и обратно пропорциональна коэффициенту молекулярной вязкости. Поэтому, зная коэффициент вязкости, можно определить размеры малых частиц по скорости их осаждения, что используется, напри­ мер, в практике определения размеров частиц морских грунтов.

Диффузия и осмотическое давление. Частицы растворенного вещества в слабых растворах, подобных морской воде, отдалены друг от друга на очень большие расстояния. Находясь в неупорядо­ ченном движении, они устремляются в сторону наименьшего сопро­ тивления среды. Такой средой является либо чистый растворитель, либо масса воды с меньшей концентрацией солей. Поэтому, когда

64

соприкасаются два раствора различной концентрации, частицы ра­ створенного вещества начинают переходить из раствора с большей концентрацией в раствор с меньшей концентрацией. Переход будет продолжаться до тех пор, пока концентрации обоих растворов не выравняются.

Переход частиц из слоя в слой, осуществляемый без помощи ме­ ханического перемешивания, носит название м о л е к у л я р н о й

д и ф ф у з и и .

Процесс молекулярной диффузии растворенных в воде солей и газов происходит весьма медленно. Он определяется соотношением

где М — количество растворенных частиц, прошедших через пло­ щадку 1 см2 в направлении, перпендикулярном градиенту концен­

трации раствора dS в единицу времени; D — коэффициент молеку­

лярной диффузии, см2/с, когда 5 выражается в , и в

когда 5 выражено в г/г.

Если под 5 понимать соленость, то формула будет определять диффузию солей, а если концентрацию растворенных в воде газов, то диффузию газов.

Так же как молекулярная теплопроводность и молекулярная вязкость, молекулярная диффузия не играет существенной роли при изучении реальных процессов в океане, так как коэффициент диф­ фузии равен 2 • 10-5 см2/с, и ею обычно пренебрегают.

Основным процессом, определяющим перенос солей и газов в океане в горизонтальном и особенно в вертикальном направлении, является турбулентная диффузия, о которой будет речь ниже при рассмотрении процессов перемешивания.

С соленостью морской воды связано физическое свойство, отсут­ ствующее в дистиллированной воде, осмос. Эго свойство имеет важное биологическое значение, обеспечивая проникновение в мор­ ские организмы необходимых им для питания и построения их тел веществ, растворенных в морской воде.

Явление осмоса наблюдается в том случае, когда раствор отде­ лен от растворителя полупроницаемой пленкой, которая пропускает молекулы растворителя, но не пропускает молекулы растворенного вещества. В этом случае молекулы растворителя, стремясь вырав­ нять концентрацию, начинают переходить в раствор, повышая его уровень до положения равновесия. В результате этого создается давление на пленку, называемое о с м о т и ч е с к и м д а в л е н и е м и определяемое величиной гидростатического давления, его уравно­ вешивающего. Осмотическое давление увеличивается на V273 часть при повышении температуры на 1°С. Особенно сильно оно возра­ стает при увеличении солености. Для морской воды с температурой 20° С осмотическое давление равно для воды соленостью 4%0 — 2,28, 12%о — 8,30, 20%о — 13,92, 28%0 — 19,65 и 36%0 — 25,50 мм рт. ст.. .

Поверхностное натяжение воды. Простые опыты обнаружи­ вают у жидкостей, и в частности, у воды особое свойство, называе­ мое поверхностным натяжением и заключающееся в том, что по­ верхность воды ведет себя так, как будто она покрыта топкой упру­ гой пленкой.

Если положить на поверхность воды плашмя тонкую стальную иглу, то она не тонет. Но достаточно той же иглой проткнуть по­ верхность воды, как игла проходит через образовавшееся отверстие и погружается.

Образование поверхностной пленки объясняется тем, что моле­ кула на поверхности жидкости лишь со стороны жидкости окружена молекулами жидкости, вследствие чего ее энергия вдвое больше энергии молекулы, находящейся внутри жидкости. Стремясь занять положение с минимальной потенциальной энергией, молекулы жид­ кости на поверхности стремятся втянуться внутрь объема. Жидкость под действием внутренних сил молекулярного притяжения стре­ мится уменьшить свою свободную поверхность. В результате на гра­ нице свободной поверхности действует сила поверхностного натя­ жения, направленная касательно к поверхности жидкости и равная

F = al,

где / — длина контура границы, а — коэффициент поверхностного натяжения.

Коэффициент а характеризует свободную энергию единицы пло-

/ ЭРГ \

щади ^ j поверхности жидкости. В то же время он равен ра­

боте, необходимой для образования 1 см2 пленки. Коэффициент а может быть выражен силой, которую требуется приложить к еди­ нице длины воображаемой пленки и необходимой для удержания ее в растянутом состоянии. В последнем случае его единицей измере-

- Дим

ния будет------ . см

Величина коэффициента поверхностного натяжения морской воды зависит от ее температуры и солености и приведена в табл. 9.

66

Электропроводность морской воды. Морская вода представляет собой почти полностью ионизированный раствор различных солей и благодаря этому является достаточно хорошим проводником элек­ трического тока. Электропроводность морской воды растет с повы­ шением ее температуры и солености (рис. 2.6).

<т(Ясм3) ' 1

в настоящее время широко используется для определения послед­ ней вместо классического химического метода. Создание солемеров, работающих на принципе измерения электропроводности морской воды, позволило решить задачу непрерывной регистрации солено­ сти как во времени, так и в пространстве.

Радиоактивность вод океана. Радиоактивность морской воды, донных отложений, флоры и фауны моря в современный период

определяется содержанием в них естественных и искусственных ра­ диоизотопов. Морская вода содержит в своем составе практически все известные радиоактивные изотопы. Общее представление о сте­ пени концентрации основных радиоизотопов в воде Мирового океана и ее удельной активности дает табл. 10. Из данных таблицы сле­ дует, что альфа-активность океанической воды в основном опреде­ ляется содержанием в ней калия-40 и соответствует примерно-3,5х ХЮ-10 Кюри/л. Другие излучатели и изотопы вносят в суммар­ ную активность воды пренебрежимо малый вклад.

* Активность изотопа с дочерними продуктами.

** Только в верхнем слое воды толщиной 50—100 м.

Альфа-активность морской воды формируется в основном за счет урана, иония и радия и соответствует примерно 4 • 10~10 Кюри/л. Морская вода отличается постоянством своего солевого состава, а уровень радиоактивности воды районов открытого моря находится в прямой пропорциональной зависимости от степени ее солености; чем выше соленость, тем выше ее радиоактивность.

К настоящему времени в водах Мирового океана обнаружены далеко не все из известных радиоизотопов. Это объясняется их очень низким уровнем содержания в океане и отсутствием соответ­ ствующих методов определения. Это справедливо прежде всего по отношению к Sn124, Tm130, Nd150*, Sm152, Lu178, W180 и к другим, мало распространенным изотопам, имеющим большие периоды полурас­ пада (1010—1020 лет). Большинство сведений о радиоактивности мо­ рей и океанов относится к содержанию и распределению в морской воде и донных осадках урана, тория и некоторых долгоживущих членов их радиоактивных семейств, а также генетически не связан­ ных с ними изотопов К-40 и Rb-87. Время жизни этих радиоактив­ ных элементов соизмеримо с возрастом земной коры, и они опреде­ ляют основную часть естественной радиоактивности океанов. В мор­ ской воде присутствуют также изотопы с гораздо меньшими

68

периодами полураспада: Н3, С14, Вк7, Вк10 и Si32. Наиболее полная сводка данных о концентрации природных радиоактивных элемен­ тов в водах Мирового океана приведена в работе Н. И. Попова. Следует, однако, заметить, что из-за малочисленности определений некоторых изотопов в морской воце и большого разброса результа­ тов отдельных анализов данные о концентрации таких изотопов,

как Са48, In115, Sn124, Th230, Т232, Ра231, нельзя принимать их в ка­

из условий равновесия с ближайшими материнскими изотопами, нс всегда обоснован из-за нарушения радиоактивного равновесия в океане.

По современным данным, природная радиоактивность морской воды определяется, в основном, наличием в ней радиоактивного изо­ топа калия К40. Подсчитано, что в водах Мирового океана содер­ жится 6,3 • 10~10 тонн К40, что дает удельное значение радиоактив­ ности 3,5 • 10-10 Кюри/л. Вклад в природную радиоактивность дру­ гих радиоактивных изотопов таких, как Rb87, U238, Ra276 и др. невелик и составляет всего порядка 1% удельного значения, рас­ считываемого по калию.

К сожалению, наблюдений над радиоактивностью вод океана до появления атомного оружия практически не было. Поэтому за при­ родную радиоактивность принимается приведенная выше расчетная величина — 3,5- 10-10 Кюри/л.

Проведенные в последние годы наблюдения в различных частях Мирового океана показали, что радиоактивность вод в океанах пре­ вышает природную в 2 и более раза, а в отдельных районах Ти­ хого и Индийского океанов — почти в 3 раза. При этом оказалось, что радиоактивность морской воды распределена сравнительно рав­ номерно по акватории Мирового океана, что дает основание пред­ полагать об атмосферной природе заражения вод океана.

Во всех трех океанах: Атлантическом, Индийском и Тихом ре­ зультаты наблюдений дают примерно одинаковый характер распре­ деления радиоактивности по вертикали. Отмечается три хорошо вы­ раженных слоя распределения радиоактивности по глубине: по­ верхностный, промежуточный и глубинный, которые довольно тесно связаны с положением слоя скачка плотности (слоем резкого воз­ растания плотности).

Поверхностный слой располагается над слоем скачка до гори­ зонта порядка 40—50 м. Он является слоем ветрового перемешива­ ния и характеризуется наиболее высокими значениями радиоактив­ ности, равномерно распределенной по глубине.

Промежуточный слой, совпадающий со слоем скачка, харак­ теризуется резким падением количества радиоактивных веществ с глубиной.

Глубинный слой располагается ниже слоя скачка и характе­ ризуется малыми значениями радиоактивности, которая здесь близка к природной.

69