Biblioteka-Lektsii_gidrologia_ukr

41

3 Водно-фізичні властивості води в порах ґрунту

Однією з головних властивостей породи, що визначають її відношення до води, є пористість і шпаруватість. Під пористістю розуміють наявність у породах малих порожнеч - капілярних пір, під шпаруватістю - наявність у породах більш великих, некапілярних проміжків - шпар різного походження і форми. Іноді сукупність усіх порожнеч поєднують у поняття загальної пористості. Величина пористості р визначається відношенням обсягу uпор до обсягу породи в сухому стані V, виражається в чи відсотках у частках одиниці.

Пористість ґрунтів і порід визначає важливі водяні властивості: водопроникність, водовіддачу і водоудерживающую здатність.

Остання властивість характеризується вологоємністю, тобто тією кількістю води, що утримується в ґрунтах і гірських породах за певних умов. Вона виражається (у %) відношенням чи ваги обсягу води, що міститься в породах, відповідно чи до ваги сухої породи, чи до її обсягу. У залежності від ступеня насиченості ґрунтів і порід водою і тими силами (капілярних, адсорбційних), що утримують у них воду, вологоємність підрозділяється на:

-повна вологоємність (ПВ), чи водовместимость , характеризується найбільшою кількістю вологи, що може вміщати порода при повному заповненні всіх пір;

-капілярна вологоємність (KB) - найбільша кількість капиллярно-подпертой вологи, що може міститися в породу. Це величина перемінна, залежна від висоти шаруючи, для якого вона визначається, над рівнем вільної води;

-найменша вологоємність (НВ), чи польова вологоємність, характеризується кількістю вологи, що чи ґрунт ґрунт спо собны удержати в підвішеному стані силами капілярної й адсорбційної дії; відповідає ка пиллярной підвішеній волозі.

Гірські породи підрозділяються на сильновлагоемкі, слабковлагоемкі і невологоємкі. До сильновлагоемких порід відносяться торф, глина, суглинки; до слабовлагоемким порід - мергелі, крейда, пухкі піщаники, глинисті дрібні піски, лес; до невологоємкихвеликоуламкова породи: галька, гравій, пісок і масивні вивержені й осадові породи.

Зміст води в ґрунтах і породах у вагових чи об'ємних одиницях на який-небудь момент часу називається природною вологістю. Звичайно природну вологість виражають відношенням (у %) ваги води до ваги мінеральної частини породи.

Водовіддача - здатність породи, насиченою водою, віддавати шляхом вільного стекания та чи інша кількість води. Характеризується коефіцієнтом водовіддачі, тобто відношенням обсягу стікаючої з насиченої породи води до обсягу всієї породи, і виражається або в частках від одиниці, або у відсотках.

Водопроникність - здатність породи пропускати через себе воду. Водопроникність і водовіддача залежать від пористості, від розміру і форми пір породи. Чим більше діаметр пір, тим кращою водопроникністю і більшою водовіддачею володіють породи.

Усю вологу в порах породи можна розділити на ряд категорій:

1 Хімічно зв'язана, чи конституційна, вода - входить у молекулу речовини гідроксильною групою, наприклад Fe2O3+3H2O>-2Fe(OH)3. Видалення хімічно зв'язаної води при прожарюванні супроводжується розпадом мінералу.

2 Кристаллизаційна вода - є складовою частиною багатьох мінералів, наприклад гіпсу (CaSO4х2H2O), і віддаляється з породи нагріванням до 100-200°С чи хімічним шляхом.

3 Пароподібна вода - знаходиться в порах і порожнечах порід і переміщається, як уже вказувалося, головним чином під впливом різниці упругостей пари з областей з більшою пружністю в області з меншої.

4 Гігроскопічна вода - це вода, адсорбована частками породи з повітря. При відносній вологості повітря в порах, близької до насичення, вологість породи досягає деякого стану, називаного максимальної гигроскопичностью. Гігроскопічна і максимально гігроскопічна вода міцно зв'язана з частками мінерального ґрунту. Диполі її строго орієнтовані до поверхні мінеральних часток. Кількість шарів молекул адсорбованої води при максимальної гигроскопичности, за даними різних дослідників, варіює в широких межах.

5 Плівкова вода - обволікає частки породи понад максимальний гигроскопичности. Ця вода адсорбується з рідкої фази. Вона менш міцно зв'язана з мінеральними частками і відноситься

пересувається в почво-грунтах під впливом капілярних (меніскових) сил із зони більшого зволоження в зону меншого зволоження.

7 Гравітаційна, чи вільна, вода - заповнює некапілярні порожнечі породи.

У твердому стані вода в породах зустрічається або в складі мерзлих ґрунтів, або у виді льоду (печерного, копалини).

Внутрішньоклітинна вода - міститься в нецілком розклалися залишках рослин у ґрунті. У великій кількості така вода міститься в болотних ґрунтах і особливо в торфах.

4 Класифікація підземних вод

Відповідно до викладених вище теорій і гіпотез підземні води підрозділяються на наступні групи:

1. Вадозні води, що підрозділяються на інфільтраційні - води, що просочуються крізь зернисті породи; інфлюаційні - води, що втікають з поверхні по тріщинах і порожнечам гірських порід; конденсаційні - води, що утворяться з пароподібної вологи повітря, укладеного в подзем ных порах, тріщинах і інших порожнечах. Вадозні води - поверхневого (атмосферного) походження, представляють у процесі їхнього підземного стоку одне з ланок загального круговороту води.

2. Ювенільні - води магматичного і метаморфічного походження.

3.Седиментаційні води.

5 Рух підземних вод. Закон фільтрації Дарси

Всмоктування, чи інфільтрація, - процес проникнення вологи в ґрунт.

Пересування її від шару до шару в умовах різного ступеня насичення водою нижче розташованих обріїв почво-грунтов відноситься до процесу просочування. Процес цей складний і складається з декількох стадій. Частіше виділяють дві стадії: усмоктування і фільтрації. Вода атмосферних опадів, потрапляючи на сухий ґрунт, у початковий момент піддається дії сорбційних і капілярних сил і інтенсивно поглинається поверхнею ґрунтових часток. Поступово пори малого перетину заповнюються і рух води в стадії усмоктування здійснюється у виді плівкового і капілярного переміщення.

Упочво-грунтах завжди маються великі порожнечі, тріщини, ходи кореневої системи рослин, по яких вода з поверхні ґрунту у формі капельно-струйчатого (турбулентного) руху може проникати на ту чи іншу глибину. Цей процес називають інфлюацією. Співвідношення між усіма формами руху міняється в широких межах у залежності від вологості почво-грунтов, їхнього механічного складу, культурної обробки, наявності повітряних пробок і т.п..

Кількісними характеристиками усмоктування, чи інфільтрації, є інтенсивність і сумарна величина. Під інтенсивністю усмоктування розуміють кількість води в міліметрах шаруючи, поглиненою ґрунтом в одиницю часу (мм/хв). Сумарна величина усмоктування характеризується шаром води, поглиненою ґрунтом за деякий проміжок часу, і виражається в мм.

Інтенсивність усмоктування залежить не тільки від водяних властивостей почво-грунтов, але в значній мірі визначається і їх вологістю. Якщо ґрунт сухий, він володіє великою інфільтраційною здатністю й у перший період часу після початку дощу інтенсивність усмоктування близька до інтенсивності дощу. Зі збільшенням вологості почво-грунтов інтенсивність інфільтрації поступово зменшується і при досягненні повної вологоємності в стадії фільтрації стає постійної, рівний коефіцієнту фільтрації даного почво-грунта.

Уприроді існують два види руху води: ламінарний і турбулентний. Ламінарний властивий руху води в дрібнозернистих породах. Швидкості руху в них невеликі і виміряються чи метрами навіть сантиметрами в добу. У великоуламкових і тріщинуватих породах швидкості руху води значно більше; у них може відбуватися турбулентний рух, властиве відкритим потокам. В обох випадках рух води у водоносних шарах з вільною поверхнею відбувається під впливом гідростатичного напору від місць з більш високим рівнем до місць з більш низьким рівнем. У природних умовах вода пересувається в напрямку до виходів джерел, до відкритих водойм, якщо рівень в останніх коштує нижче, ніж рівень води у водоносному шарі, і, навпаки, може іти з водойм

43

у ґрунт при зворотному співвідношенні рівнів. Рух води у водоносному шарі може бути викликане штучно відкачкою води з колодязя, штучним дренажем.

Найбільш вивчений закон руху води в дрібнозернистих породах- у пісках із дрібними, переважно капілярними порами. Рух води у випадку фільтрації підкоряється закону Дарси, що виражається формулою

Q=FK h / /

де Q - кількість води в м3/с, що протікає в одиницю часу через даний поперечний переріз породи площею F м2;

К - деяка величина, називана коефіцієнтом водопроводимости чи коефіцієнтом фільтрації; h - напір;

/ - довжина шляху фільтраційного потоку в метрах.

Величина напору визначається по різниці рівнів у двох перетинах потоку, тобто h = H1 - Н2, де H1 і H 2- висота рівнів у крапках А и В.

1.Світовий океан і його частини.

2.Будова, рельєф дна океанів і морів.

3.Донні відкладення в океанах і морях.

4.Хімічний склад вод Світового океану і їхня солоність.

5.Водяний і сольовий баланси.

1 Світовий океан і його частини

Світовий океан, що розчленовує сушу на окремі, не зв'язані один з одним масиви (Євразія, Північна і Південна Америка, Австралія, Африка, Антарктида, Гренландія й ін.), у свою чергу розділений материками на окремі, сполучені між собою частини.

Частина Світового океану, розташована між окремими материками й відрізняющаяся своєрідною конфігурацією берегової лінії й особливостями підвідного рельєфу, що відбиває історію формування даної ділянки земної кори, називається океаном.

Частина океану, що вдасться в сушу і повідомляється з прилежащим чи океаном морем вільно, через протоки, чи відділена островами, їхніми грядами, підвідними підняттями (порогами), називається морем.

Основними ознаками океанів є самостійна система плинів і атмосферної циркуляції і структура водяних мас з характерним просторовим і вертикальним розподілом океанологічних елементів. За цими ознаками Світовий океан умовно підрозділяють на чотири частини:

1.Тихий;

2.Атлантичний;

3.Індійський;

4.Північний Льодовитий.

Границі океанів чітко виражені лише береговими лініями суші, омиваної ними. Морської ж границі носять до деякої міри умовний характер.

Найбільший по площі Тихий океан розташований між Північною і Південною Америкою, Антарктидою, Австралією й Азією.

Границя його з Північним Льодовитим океаном проходить між Азією і Північною Америкою в Берингов протоці.

На заході границя Тихого океану проходить уздовж берегів Азії, на півночі Австралії, по меридіані до Антарктиди. На півдні границею всіх трьох океанів є берег Антарктиди. Східною границею Тихого океану служать берега Північної і Південної Америки, далі границя проходить від м. Горн через протоку Дрейка до Антарктичного півострова.

Атлантичний океан розташований між Європою, Африкою, Північною і Південною Америкою й Антарктидою. На південно-сході він граничить з Індійським океаном (по меридіані м. Голкового, 20° в. д.), а на південно-заході з Тихим. На півночі Атлантичний океан примикає до Північного Льодовитого океану. Уся північна границя Атлантичного океану проходить по підвідних порогах, що відокремлює його від Норвезького, Гренландского і Баффинова морів.

Індійський океан розташований між Африкою, Азією, Австралією й Антарктидою. На південно-сході він граничить з Тихим океаном, на заході - з Атлантичним.

Південною границею Північного Льодовитого океану є береги Європи, Азії, Північної Америки і Гренландії.

2 Будова, рельєф дна океанів і морів

Ферма земної кори в області океанів тісно зв'язана з історією походження материків і океанів. Існує більш двох десятків гіпотез, що пояснюють походження океанів і материків. Океани вважають порівняно молодими, виниклими на місці розпаду і руйнування древніх материків і мілководних морів.

На підставі даних історичної геології відомо, що колись існували великі материки Північно-Атлантичний, що включав Північну Америку, Європу і простір між ними, де розташована північна частина сучасної Атлантики, і Гондвана, що охоплювала Південну

45

Америку, південну частину Атлантичного океану, Індійський океан, Индостан, Африку, Австралію. У процесі розвитку земної кори ці масиви розкололися. Окремі їхні частини виявилися нижче рівня Світового океану, тому що приблизно 200 млн. років тому, на границі палеозойської і мезозойської ери, відбулися занурення величезних ділянок земної кори, унаслідок чого площа океанічних западин виявилася значно більше площі материків. Збільшення на планеті площ, займаних океаном, і глибини западин відбувається й у нашу геологічну епоху; цей процес зветься "океанизации".

На дні океанів і морів зустрічаються два типи земної кори:

1.континентальний

2.океанічний

Континентальний тип відрізняється від океанічного більш складною структурою і більшою товщиною шарів. При повній його будівлі від поверхні всередину розташовуються:

1.шар осадових порід;

2.гранітний;

3.базальтовий;

4.що підстилається перидотитовым шаром (мантія).

Океанічний тип земної кори, крім верхнього шару пухких, глинистих і мулистих порід, складається в основному з базальтової оболонки товщиною до 5 км.

До початку XX сторіччя рідкі тросові виміри глибин привели до неправильного представлення про простоту будови рельєфу дна Світового океану: ложі (область найбільших глибин) представлялося рівним, нерозчленованим, а глибоководні западини - найбільш стабільними формами земної кори.

У XX в. у зв'язку з винаходом ехолота виміру глибин стали вироблятися на великих площах і набагато більш докладно.

Ехолоти - прилади, принцип роботи яких заснований на випромінюванні з корабля і прийомі на ньому звукових імпульсів, відбитих від дна,- дозволяють фіксувати глибину не в окремих пунктах, а вичерчувати профілі рельєфу.

Численні виміри в різних крапках океанів і морів дозволили одержати представлення про особливості рельєфу морського дна.

Дані про рельєф дна узагальнюються у виді батиметрических карт.

Аналіз батиметрических карт дозволив виділити основні морфологічні зони рельєфу дна Світового океану. На картах чітко помітна смуга незначних глибин, що облямовує материки, острови й архіпелаги. Вона поступово порожнього опускається в середньому до глибини 200 м (іноді до 600 м) і являє собою підвідне продовження материків, називане материковою обмілиною, чи шельфом. Вона одночасно служить границею поверхні континентів і приблизною границею впливу моря на материк. Іноді шельф відрізняється складним рельєфом, обумовленим тим, що некоторые його місця являють собою затоплені участки суші.

3 Донні відкладення в океанах і морях

Донні відкладення тісно зв'язані з геологічною історією океанів і навколишніх їхніх материків. Опадоутворення і нагромадження морських відкладень відбувається на всій площі Світового океану. Оголення корінних гірських порід зустрічаються лише в місцях великих ухилів дна й інтенсивних придонних плинів.

В основному ж поверхня дна океанів і морів покрита пухкими відкладеннями, що розрізняються по складу і походженню. Ці відкладення підрозділяються на континентальні і пелагічні. Перші з них, по своєму походженню тісно зв'язані із сушею, являють собою продукти її руйнування і називаються терігенними.

Другі, тобто пелагічні, виникають поза безпосереднім зв'язком із сушею, на великій відстані від її; в утворенні їхня основна роль належить організмам, що живуть у товщі води. Пелагічні відкладення складаються з илов органічного походження, називаних органогенними, з домішкою терригенных опадів і червоної глини. Терігенні відкладення також містять домішка опадів органічного походження.

Під впливом механічного впливу моря - хвилювання, приливних і сгонно-нагонных

46

коливань рівня - відбувається руйнування гірських порід материків, уламки яких, переміщувані плинами, піддаються хімічному впливу морської води. Крім того, уламки гірських порід суші приносяться ріками, льодами, вітрами.

Велике значення в утворенні морських відкладень мають підвідні виверження вулканів, у результаті яких утворяться вулканічні пісок і мул. З терігенного матеріалу, що попадає у Світовий океан, кремнекислота, солі кальцію і натрію поглинаються морськими організмами для побудови раковин і кістяків. Відмирання цих організмів супроводжується осіданням на дно їхніх залишків, що є основою глибоководних органогенних відкладень. Деякі види опадів і конкрецій утворяться в результаті біохімічних процесів. Серед пелагічних відкладень зустрічаються частки космічного походження: космічний пил, магнітні кульки, у складі яких виявлений нікель.

4 Хімічний склад вод Світового океану і їхня солоність

Морська вода являє собою універсальний розчин, до складу якого входять усі відомі хімічні елементи. У морській воді в розчині знаходяться тверді мінеральні речовини, гази, мікроелементи, колоїди і суспензії органічного і неорганічного походження.

Загальна кількість розчинених мінеральних речовин, тобто солей, у 1 кг морської води, узяте по вазі (у грамах), називається солоністю морської води. Середня солоність морської води 35 г солей, розчинених у 1 кг морської води, тобто 0,035 часткою кілограма.

В океанологічній практиці солоність виражається в тисячних частках, тобто в промилле,

іпозначається S %0 (35 %0). Більш строго сольовий склад варто виражати в іонній формі. Склад морської води різко відрізняється від складу річкових вод. У морській воді

переважають хлориди, значна кількість сульфатів і мало карбонатів. У річковій воді хлориди містяться в дуже малих кількостях, сульфатів трохи менше, ніж у морській воді, багато карбонатів і інших речовин.

5 Водяний і сольовий баланси

Зміни солоності в різних районах Світового океану залежать від фізико-географічних, гідрометеорологічних і океанологічних факторів. Найбільше значення мають:

1.випар з поверхні моря;

2.випадання опадів;

3.приплив материкових вод;

4.процеси ледообразования і танення льодів.

Крім того, велике значення мають і динамічні фактори - вертикальне перемішування шарів і горизонтальний перенос водяних мас плинами (адвекція солей).

Приплив прісних вод з материків, випадання опадів, приплив менш солоних вод із сусіднього району чи океану моря, а також процес танення льодів опрісняють морські води, знижуючи їхню солоність.

Процеси випару і льодоутворення, що супроводжуються випаданням солей у розсіл, а також приплив більш солоних вод, внесених плинами, підвищують солоність.

Зміни всього комплексу цих процесів у часі й у просторі визначають просторовий і вертикальний розподіл солоності, сезонні, багаторічні й інші зміни її. Сольовий баланс морів і океанів зв'язаний зі зміною компонентів водяного балансу.

Прибуткову частину водяного балансу складають атмосферні опади, що випадають на поверхню моря, прісні води, принесені ріками, води від танення морського льоду і, нарешті, приплив води із сусідньої водойми.

Видаткову частину водяного балансу цього ж обсягу води складають утрати води на випар, на утворення льоду і відтік води в сусідні водойми. Для деяких морів враховується витрата води на просочування через дно.

Рівняння водяного балансу можна записати у виді:

О + S + Fпр = І + F0T

де О - кількість опадів, що випадають на поверхню водойми; S - кількість вод берегового стоку;

Fпрприплив вод із сусіднього басейну;

47

І - кількість вологи, витраченої на випар;

F0T - відтік води в сусідній басейн за рахунок водообмена.

Уцьому рівнянні О + S - І умовно називають прісної складової водяного чи балансу, коротше, прісним балансом.

Якщо О + S >І, то прісний баланс позитивний, тобто величина опадів і вод берегового стоку перевищує втрати на випар.

Якщо 1>0 + S , прісний баланс негативний.

Упершому випадку відбувається зниження солоності води в море, а в другому - підвищення. От чому, наприклад, в екваторіальній зоні, де кількість опадів перевищує випар, солоність трохи знижена в порівнянні з пасатними зонами. У пасатних зонах високий випар не лімітується випаданням опадів, тому солоність тут висока. У морях велике значення має і водообмен із сусіднім чи морем океаном.

Річний стік розчинених речовин, що надходять з материковими водами в океан, приблизно дорівнює 3200 млн. т.

Продукти дегазації мантії надходять в океан при виверженні підвідних вулканів і з гарячими джерелами. У цих продуктах переважають з'єднання вуглецю (СО2 і С), сірки (SO3,

SO2, S, Н2S), галогени (Cl, F) і водень (Н).

Якщо прийняти, що на поверхность океану випадає атмосферних опадів 324 тис. км3 у рік, то в океан попадає приблизно 1,0-1,3 млрд. т солей.

Витрата солей відбувається при: а) випаданні солей в осад, б) выкристаллизовывании солей з розсолу сольових осередків льоду при низьких температурах (до -55°С), в) випарі морської води в районах з жарким кліматом у закритих і напівзакритих морях, г) виносі солей при розбризкуванні води вітром і інших менш ефективних процесах.

З усіх компонентів приходу і витрати солей найбільше значення мають приплив з материковим стоком і з надр Землі за рахунок дегазації мантії, а також випадання солей з морської води в осад, що компенсують ін. друга.

Протягом тривалих відрізків часу - геологічних епох - сольовий склад вод Світового океану можна вважати сталим. Це зв'язано з тим, що прихід солей балансується витратою і, крім того, кількість солей, що надходять чи випадають зі складу морської води, настільки незначно в порівнянні із сольовою масою, що знаходиться в її розчині, що вимагаються дуже великі проміжки часу (200 000-160 000 років) для того, щоб солоність змінилася на 0,02-0,01%0.

1.Основні фізичні властивості морської води.

2.Акустичні властивості морської води.

3.Основні оптичні характеристики морської води.

4.Загальна схема теплообміну в системі океан-атмосфера-літосфера. Тепловий баланс океану.

1 Основні фізичні властивості морської води

Щільність - найважливіша фізична властивість морської води. Її зміни визначають багато фізичних і динамічних процесів у Світовому океані. Під щільністю розуміється відношення маси речовини до його обсягу, тобто це маса одиниця об'єму.

Щільність - у системі СІ виражається в кілограмах на кубічний метр (кг/м3). Щільність прісної води при 4° С в системі СІ дорівнює 1000 кг/м3, а морський при 15° С - 1020-1030 кг/м3 у залежності від солоності. Поняття "щільність" тісно зв'язана з поняттям "питома вага", через який в океанології прийнято виражати щільність.

Питома вага морської води - це відношення ваги одиниця об'єму морської води при температурі t до ваги одиниця об'єму дистильованої води при тій же температурі і нормальному атмосферному тиску.

В океанології в якості стандартної прийнята температура 17,5°С (середня температура лабораторного приміщення), до якого приводиться значення питомої ваги морської води, обмірюваного при будь-якій температурі.

Питома вага морської води залежить тільки від солоності і виражається несистемною одиницею г/см3.

Питома вага і щільність морської води незначно відхиляються від одиниці, тому для скорочення запису з числа, що виражає питому вагу, віднімають одиницю і переносять кому на три знаки вправо. Наприклад, питома вага р17,5 = 1,02624 записують як 26,24.

Під щільністю морської води в океанології розуміють удельнный вага морської води при температурі, що вона мала в даному місці, на даній глибині, віднесений до дистильованої води при температурі її найбільшої щільності 4°С.

Світіння і цвітіння моря

Світіння моря являє собою явище, розповсюджене по усьому Світовому океані. Воно спостерігається тільки в морській воді і ніколи не буває в прісній. Світіння морської води створюється організмами, що випускають "живе" світло. До таких організмів відносяться насамперед світні бактерії. У предустьевых районах і взагалі в опріснених прибережних водах, де поширені головним чином такі бактерії, світіння моря спостерігається у виді рівного молочного світла. Світіння викликається, крім того, дрібними і дрібними найпростішими організмами, з яких найбільш відома ночесветка (Noctіluca). На перший погляд таке світіння здається рівним. У дійсності ж воно утвориться безліччю окремих білих, зеленуватих чи червонуватих спалахів, що підсилюються при інтенсивному русі води. Ночесветки скапливаются іноді на поверхні моря в такій кількості, що вода здається пофарбованої в червонуватий колір. У деяких організмів світіння зв'язане з процесом подиху, тому під час штормів, при збагаченні води киснем, світіння буває більш інтенсивним.

Деякі більш великі організми (великі медузи, моховинки, риби, кільчасті черви й ін.) також відрізняються здатністю робити світло. У море світіння спостерігається у всіх шарах, як поверхневих, так і глибинних.

Цвітіння моря являє собою бурхливий розвиток зоо- і фітопланктону в поверхневих шарах моря. Масові скупчення цих організмів викликають зміни у фарбуванні поверхні моря у виді жовтих, рожевих, молочних, зелених, червоних, бурих і інших смуг і плям. Ночесветки і перідінеї викликають цвітіння у виді буро-рожевих, жовтих чи зелених смуг; бурхливе цвітіння синьо-зелених водоростей у тропічних областях створює враження квітучого лугу. Процес цвітіння знижує прозорість, змінює колір моря і звичайно створює перенасичення киснем у верхніх шарах води.

49

2 Акустичні властивості морської води

Поширення звуку в морській воді залежить від температури, солоності, тиску, змісту газів, а також зважених домішок органічного і неорганічного походження. Неоднорідність морської води визначає поширення звуку по складних траєкторіях. Стан же поверхні моря і характер ґрунтів, що вистилають дно, обумовлюють відображення звукових коливань, що супроводжуються загасанням унаслідок поглинання і розсіювання звукової енергії.

Зміни температури, солоності і тиску по глибині, від місця до місця і від сезону до сезону визначають зміни фізичних умов поширення звуку. Для розрахунку швидкості поширення звуку складені спеціальні таблиці, у яких приводяться значення з у залежності від температури, солоності і тиску. Швидкість звуку у Світовому океані коливається в межах 14001550 м/с.

3 Основні оптичні характеристики морської води Прозорість

Сонячні промені, що падають на поверхню моря, частково відбиваються від її, частково, переломлюючися, проникають усередину. В відбитій енергії залежить від висоти сонця, тобто від кута, під яким сонячні промені падають на поверхню моря. Коли сонце знаходиться в зеніті (кут падіння променів 0°) і сонячні промені падають прямовисно на водяну поверхню, у воду проникає близько 98 %, а відбивається близько 2 % усієї радіації. Якщо сонце знаходиться на обрії і промені утворять майже прямий кут з нормаллю до водяної поверхні, вони майже цілком відбиваються від її. При висоті сонця до 70° частка відбитої радіації не перевищує 2,1 %.

Морська вода - напівпрозоре середовище, тому світловий потік, проникаючи у воду, піддається ослабленню за рахунок виборчого поглинання і розсіювання. Ослаблення світла відбувається по-різному в короткохвильовій і довгохвильовій областях сонячного спектра. Довгохвильова радіація - інфрачервоні, червоні і жовтогарячі промені - інтенсивно поглинається тонким поверхневим шаром, а сині, фіолетові й ультрафіолетові промені, ефективно розсіюючи, проникають на значну глибину.

Залежність ослаблення світла від довжини хвилі, наявності домішок, їхнього виду і розмірів впливає на прозорість і колір моря. Тому прозорість морської води неоднакова в різних частинах Світового океану і міняється згодом. Поблизу берегів і на мілководдя, особливо після штормів і бур, під впливом хвильового перемішування у воді збільшується кількість зважених часток і вона стає менш прозорою. Точно так само знижується прозорість морської води під час бурхливого розвитку планктону. Прозорість морської води визначається відношенням потоку випромінювання, що пройшло через шар води z, до потоку, що вошли у воду у виді рівнобіжного пучка. При масових спостереженнях використовується поняття відносної прозорості. Під відносною прозорістю розуміють глибину, на якій стає невидимим стандартний білий диск діаметром 30 див. Найбільша прозорість спостерігалася в Саргасов море - 66,5 м, у Тихому океані прозорість досягає 59 м, в Індійському 40-50 м. Загалом, , у відкритій частині Світового океану прозорість зменшується від екватора до полюсів, але й у полярних районах вона може бути значної. Так, наприклад, у Мурманського узбережжя ранньої навесні спостерігалася прозорість, рівна 40-o 45 м. У Середземному морі прозорість досягає 60 м, у Чорному 25 м, у Балтійському (у південній частині) 13 м и в Білому морі усього лише 8 м.

В міру наближення до берегів прозорість зменшується в зв'язку зі збільшенням кількості суспензій, внесених ріками, і взмучиванием ґрунту хвилюванням.

Колір моря

Колір, так само як і прозорість морської води, залежить від виборчого поглинання і розсіювання, умов освітленості, стану поверхні і глибини моря.

Варто розрізняти колір морської води і колір поверхні моря. Морська вода, позбавлена домішок, у великій товщі в результаті виборчого поглинання і розсіювання має синій і блакитний колір. Колір же поверхні моря міняється в залежності від погодних умов, освітленості на поверхні моря й інших факторів.

Для найпростіших візуальних визначень кольору моря використовується спеціальна шкала кольоровості (Фореля-Уле), що складає з 21 пробірки з кольоровими розчинами від

50

чисто синього (типово океанська вода) до коричневого кольору (болотна вода). У тропічних областях всіх океанів і в багатьох морях зустрічаються райони з темно-синім фарбуванням морської води. У помірних широтах і на екваторі місцями вода приймає зеленуватий колір; у приполярних областях вона стає усе більш зеленуватою. Зеленуваті і навіть зелені води характерні для прибережних областей. Вода Середземн моря відрізняється синім кольором. У Чорному морі вода близька по фарбуванню до води Середземн моря, але трохи світліше; в Азовському морі вона зеленувата. Ще більш зелено-сірим відтінком відрізняються води Балтійського моря. У Білому морі вода зеленуватого кольору з жовтуватим відтінком.

В даний час для виміру оптичних характеристик уживаються складні прилади - спектрофотометри, нефелометри і т.п., що дозволяють дуже тонко досліджувати світлове поле в морях і океанах.

Колір поверхні моря змінюється в залежності від погодних умов, колір же води може залишатися незмінним. На колір моря великий вплив роблять хмарність, вітер і хвилювання. Якщо небо покрите щільними хмарами, море сутеніє, тому що кількість відбитих і розсіяних променів при цьому значно зменшується. Ділянки моря, близькі до місця спостереження, здаються більш темними, чим вилучені. В око спостерігача, що дивить вертикально на поверхню моря, попадають промені, головним чином вихідні з води, і фарбування моря визначається цими променями (власний колір моря). Від далеких же ділянок моря в глаз спостерігача будуть попадати переважно відбиті промені. З цієї причини фарбування моря блідне в міру видалення від спостерігача і на обрії море зливається з загальним тлом неба.

4 Загальна схема теплообміну в системі океан-атмосфера-літосфера. Тепловий баланс океану

Основне джерело тепла, одержуваного поверхнею Світового океану,- це пряма і розсіяна сонячна радіація. Частина її відбивається водяною поверхнею, частина випромінюється в атмосферу і міжпланетний простір.

Морські води, стикаючись з атмосферою, обмінюються з нею теплом. Якщо вода тепліше повітря, то відбувається віддача тепла в атмосферу, якщо ж вода холодніше, вона одержує деяку кількість тепла в процесі теплообміну.

Велика кількість тепла море втрачає на випар. Відомо, що на випар кожного грама води затрачається понад 2,43х105 Дж/кг (580 кал). Звідси неважко представити, яке велика кількість тепла втрачають поверхневі шари океану, наприклад, в області пасатів, де випар дуже великий.

У високих широтах нагрівання й охолодження морської води зв'язано з льодовими явищами. В осінньо-зимовий період при утворенні льоду завжди виділяється схована теплота ледообразования, що затрачається на нагрівання води і повітря над нею. Навесні при таненні льоду відбувається, навпаки, охолодження води і повітря.

Додатковим джерелом тепла можуть служити річкові води. Нарешті, велика роль у розподілі і зміні температури вод океанів і морів належить материкам, що панують вітрам і особливо плинам.

Тепло, що надходить від Сонця, поглинається тонким поверхневим шаром і йде на нагрівання води, але завдяки малій теплопровідності води майже не передається на глибину. Проникнення тепла від поверхні до нижележащим шарів відбувається головним чином шляхом вертикального перемішування, а також за рахунок адвекції тепла глибинними плинами. У результаті вертикального перемішування в літню пору до поверхні піднімаються більш холодні води і знижують температуру поверхневих шарів, а глибинні води отеплюються. У зимовий час, коли поверхневі води охолоджені, із глибин у процесі вертикального обміну відбувається підтік більш теплих вод, що затримують початок ледообразования.

Тепловий баланс

На поверхні розділа океан-атмосфера, а також у товщі води безупинно відбуваються процеси, що змінюють тепловий стан вод. Деякі з цих процесів супроводжуються виділенням тепла і приводять до підвищення температури води, інші приводять до втрати тепла і зниженню температури. Співвідношення кількостей тепла, що надходить у воду і теряемого нею в результаті взаємодії різних теплових і динамічних процесів, називають тепловим балансом