авторефераты диссертаций БЕСПЛАТНАЯ БИБЛИОТЕКА РОССИИ

КОНФЕРЕНЦИИ, КНИГИ, ПОСОБИЯ, НАУЧНЫЕ ИЗДАНИЯ

<< ГЛАВНАЯ
АГРОИНЖЕНЕРИЯ
АСТРОНОМИЯ
БЕЗОПАСНОСТЬ
БИОЛОГИЯ
ЗЕМЛЯ
ИНФОРМАТИКА
ИСКУССТВОВЕДЕНИЕ
ИСТОРИЯ
КУЛЬТУРОЛОГИЯ
МАШИНОСТРОЕНИЕ
МЕДИЦИНА
МЕТАЛЛУРГИЯ
МЕХАНИКА
ПЕДАГОГИКА
ПОЛИТИКА
ПРИБОРОСТРОЕНИЕ
ПРОДОВОЛЬСТВИЕ
ПСИХОЛОГИЯ
РАДИОТЕХНИКА
СЕЛЬСКОЕ ХОЗЯЙСТВО
СОЦИОЛОГИЯ
СТРОИТЕЛЬСТВО
ТЕХНИЧЕСКИЕ НАУКИ
ТРАНСПОРТ
ФАРМАЦЕВТИКА
ФИЗИКА
ФИЗИОЛОГИЯ
ФИЛОЛОГИЯ
ФИЛОСОФИЯ
ХИМИЯ
ЭКОНОМИКА
ЭЛЕКТРОТЕХНИКА
ЭНЕРГЕТИКА
ЮРИСПРУДЕНЦИЯ
ЯЗЫКОЗНАНИЕ
РАЗНОЕ
КОНТАКТЫ


Pages:     | 1 |   ...   | 2 | 3 || 5 | 6 |   ...   | 14 |

«ю. в. и с т о ш и н О К ЕА Н О Л О ГИ Я Д опу щ е н о Главным управлением ...»

-- [ Страница 4 ] --

не образуется, и звук распространяется дальше. Звуковые лучи изгибаются, обращаясь выпуклостью вниз. Такой тип рефракции характерен для зимнего времени года, когда отмечается изо термия, а в высоких широтах может наблюдаться более низкая температура верхних слоев по сравнению с нижележащими слоями.

При знакопеременной рефракции распространение звуковых лучей имеет некоторые интересные в практическом отношении особенности. Если скорость звука имеет минимум на некоторой глубине, появляется так называемый звуковой канал, т. е. слой воды, в котором звуковые лучи, претерпевая многократное внут­ реннее отражение, распространяются на сверхдальнее расстоя­ ние. Ось канала находится на глубине минимума скорости звука (рис. 24). Глубина минимума скорости звука в Мировом океане сильно колеблется и зависит от причин ее образования. Для стационарного (глубинного) звукового канала, возникающего за счет повышения давления, наибольшая глубина наблюдается в тропических зонах (до 1500 м в северных частях Атлантиче­ ского и Индийского океанов), к северу и к югу она постепенно уменьшается.

В умеренных широтах в весенне-летний период минимум ско­ рости может наблюдаться на небольшой глубине, на которой располагается слой с низкими температурами воды (результат зимнего охлаждения). Обычно к осени он исчезает. Этот звуко­ вой канал, в отличие от вышеописанного (стационарного), назы­ вается сезонным.

Звуковой канал может образоваться и в том случае, когда скорость звука имеет максимум на некоторой глубине. Это происходит, если источник звука помещен в верхнем изотерми­ ческом слое достаточной толщины. В приповерхностном слое имеет место многократное отражение лучей от поверхности моря и их полное внутреннее отражение в пределах изотермического а) б) П оверхност ь м оря 1 УЧ х Н Рис. 24. Вертикальное распределение скорости звука (а) и траектории лучей в звуковом канале (б).

слоя. Это явление называется эффектом приповерхностного зву­ кового канала, который характерен для полярных морей, где он обычно располагается на глубинах 50— 100 м.

Звуковые каналы в Мировом океане используются для сверх­ дальней передачи акустических сигналов. Для этого исполь­ зуются звуки низкой частоты с малым поглощением;

— обычно взрывы тринитротолуола (ТНТ), в отличие от передачи на малые и средние расстояния, где предпочтительны ультрако­ роткие волны. Наличие звукового канала позволяет регистри­ ровать звуки небольшого взрыва (2,5 кг) на расстояниях, пре­ вышающих 5000 км (максимальное зарегистрированное рас­ стояние 19 200 км), проходимых звуком за несколько часов.

Очевидно, что источник звука и приемник сигналов должны по­ мещаться на глубине залегания оси звукового канала.

Явление реверберации. Звукорассеивающие слои в океане.

Реверберацией называется остаточное звучание, сохраняющееся после выключения источника звука в течение некоторого вре­ мени (от долей секунды до нескольких секунд). При непрерыв­ ных коротких посылках звука реверберация затрудняет прием полезного сигнала. Явление реверберации обязано своим проис­ хождением процессам отражения и рассеяния звуковых волн.

Рассеяние звука дном и отражение акустических волн от неровностей дна вызывают донную реверберацию. Процессы рас­ сеяния в приповерхностном слое моря и отражение от неров­ ностей поверхности моря (при волнении) являются причиной поверхностной реверберации. Рассеяние звука в толще воды, главным образом газовыми пузырьками, планктоном и другими крупными взвесями, вызывает объемную реверберацию.

§ 4. Электрические свойства морской воды Электропроводность морской воды. Чистая (пресная) вода является очень плохим проводником электричества, ее электро­ проводность равна 0,0043 • 105 обратных ома на см. Напротив, морская вода, будучи слабым, а потому почти полностью иони­ зированным раствором, хорошо проводит электрический ток.

Электропроводность морской воды зависит как от ее солености, так и от температуры (табл. 13) и повышается с повышением температуры и увеличением солености.

Таблица Электропроводность морской воды (в обратных омах на с мХ Ю5) 5%о /° 20 25 30 10 1747 2141 2904 0 1067 2196 2467 2912 3347 3317 1219 2812 1766 1378 2594 3172 3739 15 1542 3544 4175 2899 20 1712 4624 » 2474 3215 3925 Как видно из табл. 13, на изменение электропроводности в большей степени влияет изменение солености: в диапазоне температур от 0 до 25° электропроводность увеличивается менее чем в два раза, а в диапазоне солености от 10 до 40°/оо электро­ проводность увеличивается в 3,5 раза.

То обстоятельство, что электропроводность морской воды сильно меняется при изменении ее солености, положено в основу электрического метода измерения солености морской воды. Точ­ ность определения этим способом не ниже, а даж е выше точ­ ности титрования на хлор. Электрический способ определения солености позволяет, кроме того, употреблять самописцы, что невозможно при химическом способе определения солености.

Теллурические токи в морской воде. Так же как и в твердой оболочке Земли, в морской воде возникают теллурические токи, обусловленные корпускулярным испусканием солнца, которое в свою очередь связано с числом и площадью солнечных пятен.

Величина теллурических токов в океане выше, чем в твердой оболочке, вследствие лучшей электропроводности морской воды.

Градиент потенциала теллурических токов в море колеблется от десятых милливольта до десятка милливольт на километр, а в период сильных магнитных бурь и интенсивных вспышек солнечных сияний измеряется вольтами на километр. С глубиной величина теллурических токов несколько повышается.

Токи индукции. Морская вода, обладающая электропровод­ ностью, является хорошим проводником электричества. При дви­ жении морской воды в ней индуцируется электродвижущая сила (э. д. с.), пропорциональная напряженности магнитного поля и скорости движения морской воды (проводника):

E — 10~*Lvz, где L — расстояние между электродами в см, v — скорость течения в см/сек, z — вертикальная составляющая магнитного поля Земли в эрстедах.

Измерив наведенную э. д. с. и зная напряженность магнит­ ного поля Земли в данном месте и в данный момент, можно' определить скорость морских течений.

§ 5. Радиоактивность морских вод Природная (естественная) радиоактивность. В морской воде растворены почти все (если не все) известные ныне элементы, в том числе и радиоактивные. Поэтому морская вода должна обладать некоторой природной (естественной) радиоактив­ ностью. Содержание радиоактивных изотопов в море по сравне­ нию с общим количеством растворенных в нем веществ мало.

Природная радиоактивность в море определяется в основном наличием в нем изотопа калия К40. Роль остальных радиоактив­ ных изотопов (тория, рубидия, углерода, урана и радия) невелика.

Удельное значение радиоактивности вод Мирового океана со­ ставляет 3,0 • 10~10 кюри1 на литр. Естественная радиоактивность морской воды в 180 раз меньше радиоактивности гранита и в 40 раз меньше радиоактивности осадочных пород суши. В дон­ ных Отложениях Мирового океана содержание радиоактивных веществ повышено.

Искусственная радиоактивность. Известно, что после выра­ ботки 1 меговатта электроэнергии, полученной с помощью ядер­ ного реактора за год, остается около 365 г радиоактивных от­ ходов. Общее количество отходов в настоящее время достигает 100 г в год. Большая часть этих отходов через некоторое время 1 Кюри — мера радиоактивности, 1 кюри соответствует 37 миллиардам распадов радиоактивного вещ ества в секунду.

неизбежно попадает в воды океана. Не меньшую опасность таит непосредственное выпадение радиоактивных веществ на поверх­ ность океана при испытаниях ядерного оружия. После взрывов атомных бомб в районе атолла Бикини радиоактивность воды на поверхности океана в области испытаний увеличилась в мил­ лион раз и даж е через 4 месяца после взрыва продолжала оставаться в три раза больше природной на расстоянии 6500 миль от атолла. При сохранении нынешних темпов раз­ вития атомной промышленности ожидается, что годовое коли­ чество радиоактивных отходов к концу века возрастет до 1000 т причем их радиоактивность в несколько раз превысит, суммарную естественную радиоактивность океанов.

Замечено, что животные и растительные организмы по-раз­ ному реагируют на присутствие радиоактивных веществ. Неко­ торые из них способны накапливать (концентрировать) их в больших количествах;

особенно восприимчивыми оказались животный и растительный планктон и мальки рыб. Однако и взрослые рыбы активно концентрируют радиоактивные изо­ топы (особенно в костях, чешуе и внутренностях), в том числе и долгоживущие изотопы с относительно большим периодом полураспада, такие, как стронций-90 и иттрий-90, весьма опас­ ные для человека.

§ 6. Диффузия, осмос и поверхностное натяжение Диффузия. Перемещение частиц растворенного в морской воде вещества, осуществляемое без механического перемешива­ ния, называется молекулярной диффузией. Частицы вещества в слабых растворах перемещаются в сторону наименьшего со­ противления среды, т. е. в сторону с наименьшей концентрацией солей. Интенсивность процесса диффузии пропорциональна гра­ диенту концентрации. Молекулярная диффузия определяется со­ отношением где М — количество растворенных частиц в г, прошедших в еди­ ницу времени через площадку в 1 см2 в направлении, перпейди dS кулярном градиенту концентрации, — градиент концентрации раствора, а — коэффициент молекулярной диффузии в см2 /сек (если 5 выражается в г/см3).

Перемещение частиц в процессе молекулярной диффузий происходит очень медленно — коэффициент диффузии составляет примерно 2 - 10~5 см2/сек.

Осмос — диффузия растворенных веществ через пористую перегородку, разделяющую раствор и чистый растворитель или два раствора различной концентрации. Особое значение имеет осмос через полупроницаемую перегородку (пленку), прони­ цаемую только для молекул одного из веществ, составляющих раствор, например пропускающую только молекулы раствори­ теля (воды) и не пропускающую молекулы растворенного ве­ щества, молекулы которого больше, чем поры пленки. Такими перегородками у организмов обычно являются оболочки клеток, стенки кровеносных сосудов и пищеварительного тракта.

Осмотическим давлением называется избыточное гидроста­ тическое давление, создаваемое разностью уровней, по обе сто­ роны непроницаемой перегородки при переходе через нее ве­ щества, составляющего раствор.

Явление осмоса имеет большое биологическое значение. Оно может быть использовано также для получения чистой воды из морской.

Поверхностное натяжение — особое свойство воды, состоящее в том, что ее поверхность как бы покрыта тонкой упругой плен­ кой, стремящейся сократиться. Своим образованием такая по­ верхностная пленка обязана действию молекулярных сил: на по­ верхности жидкости каждая молекула окружена другими моле­ кулами воды только со стороны жидкости, в результате чего равнодействующая сил молекулярного притяжения не равна нулю (как на глубине) и направлена вниз, вследствие чего мо­ лекула жидкости на поверхности стремится втянуться внутрь и уменьшить свою свободную поверхность. Замечено, что тонкая стальная игла, положенная плашмя на поверхность воды, не тонет, поддерживаемая силами поверхностного натяжения.

Поверхностное натяжение имеет решающее значение при образовании капиллярных волн на поверхности моря.

§ 7. Значение изучения физических свойств морской воды Изучение строения морской воды и ее физических свойств позволяет ученым понять многие явления и процессы, совершаю­ щиеся в Мировом океане. Велико и практическое значение фи­ зических свойств морской воды. Так, например, резкое изменение цвета и прозрачности воды может служить признаком близости берега или отмелей. Большая прозрачность воды позволяет с самолета просматривать подводные суда на значительных глу­ бинах: Особенно широкое применение получили результаты ис­ следования по акустике моря. Звук используется при определе­ нии глубин моря (эхолот), для обнаружения под водой подвод­ ных лодок и затонувших судов (гидролокация), для установле­ ния связи на близкие и сверхдальние расстояния, а также при проведении сейсморазведки под морским дном методом отра­ женных волн.

Широко используется эхолот («фишер-лупа») в рыбной про­ мышленности. Он позволяет обнаруживать в толще воды косяки рыб (размеры косяков, степень концентрации рыб и т. д.).

В настоящее время уже решена задача обнаружения донных рыб, концентрирующихся на самом дне (треска, камбала), что весьма важно для успешного отлова рыбы в тонком придонном слое, так как вертикальное раскрытие донного трала составляет около 4 м. На повестке дня стоит вопрос об использовании гидролокаторов для определения вида, размеров и количества рыбы в море.

Электрические свойства морской воды широко используются при конструировании океанографических приборов (солемеры, ЭМИТ).

ГЛАВА VI СОЛЕНОСТЬ И ХИМИЧЕСКИЙ СОСТАВ МОРСКОЙ ВОДЫ § 1. Понятие о химическом составе и солености морской воды Морская вода отличается от воды рек, озер и других водое­ мов суши рядом своеобразных особенностей — горько-соленым вкусом, большим удельным весом;

она не растворяет мыла, не пригодна для питания паровых котлов, так как образует боль­ шое количество накипи, и т. п. Это объясняется тем, что в мор­ ской воде растворены различные твердые минеральные веще­ ства, соли которых придают ей отличительные свойства.

Количество растворенных твердых минеральных веществ (солей), выраженное в граммах на килограмм морской воды, называется ее соленостью.

Общее содержание растворенных солей в морской воде со­ ставляет в среднем для окрытых частей Мирового океана 35 г в 1 кг воды, или 0,035 долей килограмма. Тысячные доли целого называют промилле и обозначают знаком % Следовательно, о.

средняя соленость Мирового океана равна 35 промилле (35%о).

В отдельных районах Мирового океана соленость может в широких пределах отклоняться от средней величины в зависи­ мости от гидрологических и климатических условий того или другого района.

В морской воде растворено много различных веществ, но эти вещества представлены в морской воде неодинаково. Одни ве­ щества содержатся в ней в сравнительно больших количествах (в граммах на килограмм воды), другие ж е — в количествах, исчисляемых лишь тысячными долями грамма на тонну воды.

Эта последняя группа веществ особенно многочисленна и назы­ вается группой микроэлементов морской воды. Соленость морской воды определяется главным образом веществами пер­ вой группы.

Установлено, что состав веществ, определяющих соленость морской воды, совершенно одинаков для всех точек как на по­ верхности, так и на глубинах Мирового океана. Где бы мы ни взяли пробу морской воды, мы найдем в ней одни и те же вещества.

Впервые состав морской воды был определен Дитмаром на основании исследования 77 проб, собранных в различных пунк­ тах Мирового океана. Осредненные результаты этих определе­ ний приведены в табл. 14.

Та бл ид а Химический состав морской воды На 1000 г Составные части (соли) Проценты воды Хлористый н а т р и й................................ 2 7,2 хлористые соедине­ 77, 3, Хлористый м а г н и й................................ ния 88, 1 0,9J Сернокислый м а г н и й.......................... 4,7 ] 1, Сернокислый к а л ь ц и й........................... 1,2 3,6 сульф аты 10, Сернокислый калий........ 0, 9 2,5J Углекислый к а л ь ц и й........................... карбонаты 0, 0, 0,1 прочие Бромистый магний и д р........................ 0, 3 5, И того................................................ В настоящее время установлено, что соли, находящиеся в ра­ створе, диссоциируют (распадаются) на ионы: катионы—ионы, заряженные положительно (атомы водорода и металлов, обра­ зующиеся при распаде кислот, оснований и солей), и анионы — ионы, заряженные отрицательно (кислотные и водные остатки).

Поэтому теперь солевой состав морской воды принято выражать не в виде солей, а в виде их ионов (табл. 15).

При изменении солености в сторону ее повыщения или пони­ жения соответственно будут повышаться или понижаться цифры, приведенные в графе 2 табл. 15, относительное же со­ держание солей и ионов (в процентах) останется прежним. От­ сюда следует, что, если нам известно содержание в морской воде хотя бы одного какого-либо иона (например, хлор-иона), можно легко вычислить и соленость. Этим способом пользуются на практике.

Как упоминалось выше, кроме указанных в табл. 15 важ­ нейших составных частей, в морской воде присутствует большая группа микроэлементов, содержание которых весьма мало. Так, содержание серебра в морской воде составляет всего 0,0002—• 0,0003 г (0,2—0,3 мг) на 1 тморской воды, содержание золота в том же количестве воды менее 0,000005 г (0,005 мг). Однако общее.количество золота в Мировом океане исчисляется несколь. кими миллиардами тонн.

Таблица С одерж ание главнейш их ионов в морской воде, по С. В. Бруевичу Грамм-ионы в 1 кг воды Проценты Ионы и молекулы соленостью 35 %Q Анионы 19,3534 55, Хлоридный СГ 2,7007 7, Сульфатный S O " 0,1427 0, Г идрокарбонатн ы й 1 Н СО з' 0, 0, Бромидный В г' 0,0 0 0, Фторидный F ' 0,0265 0, Б орн ая кислота Н 3В 0 Катионы 30, 10, Н атри я N a‘ 1,2970 3, М агния M g" 0,4080 1, К альция С а" 1, 0, К алия К ' 0, Стронция S r" 0, 100, 35, 1 Ионы Н СО з' и С 0 3" вы раж ены в Н СО э'.

2 Величины концентрации Sr, по более достоверным данным Э. Г ольдбер­ га, в д в а р аза больше.

Из веществ, находящихся в морской воде в незначительных количествах, особо выделяют группу соединений азота, фосфора и кремния, имеющих решающее значение для жизнедеятель­ ности живых организмов. Так ж е невелико содержание раство­ ренных в морской воде газов.

Таким образом, состав воды Мирового океана, так же как и континентальных вод, можно подразделить на пять групп:

1) главнейшие ионы и молекулы, приведенные в табл. 15;

2) растворенные в воде газы: кислород (Ог), углекислота (СОг), азот (N2), сероводород (H2S ), метан (СН4) и др.;

3) биогенные элементы: соединения азота, фосфора, кремния;

4) микроэлементы: все прочие элементы, не вошедшие в ука­ занные три группы;

5) органические вещества.

§ 2. Хлорный коэффициент Современные способы определения солености делятся на два вида: физические и химические. К физическим способам отно­ сятся: а) определение солености воды по плотности при задан­ ной температуре (ареометрирование), б) измерение коэффици­ ента преломления воды (оптический), в) измерение электро­ проводности. К химическим методам определения солености 3 Ю. В. Истошин относятся: а) проведение полного химического анализа и б) изме­ рение количества одного какого-либо химического элемента, обычно хлора (способ титрования).

Последний способ наряду с ареометрированием и измере­ нием электропроводности получил широкое распространение.

Техника определения содержания хлора в морской воде значи­ тельно проще, чем определение содержания других веществ.

Способ титрования на хлор требует знания соотношения между содержанием хлора и соленостью морской воды. Эмпири­ ческое соотношение между соленостью Мирового океана и со­ держанием хлора, установленное Международной комиссией по изучению моря в Копенгагене под руководством Кнудсена (1901 г.), таково:

5°/00 = 0,0 3 0 + 1,8050с!. Число 1,8050 носит название хлорного коэффициента.

Лаймен и Флеминг предложили в 1959 г. более точную фор­ мулу:

2 °/оо = 0,069 + 1, 8 1 12С10/оо, где Б%о — сумма ионов. Расхождение S%0 и 2%0, вычисляемых по С1% при 5 = 35.% составляет +0,16%0.

о о, Предложенная в 1963 г. американскими исследователями но­ вая формула 5 = 1,80655С1%о, основанная на работах Р. Кокса, дает для вод океанической со­ лености значения, совпадающие или весьма близкие к значе­ ниям, вычисленным по формуле Кнудсена. В целях сравнимости с накопленными ранее материалами решено пользоваться ста­ рой формулой Кнудсена.

Формула Кнудсена справедлива только для океанов и мо­ рей, свободно с ними сообщающихся. Для полуизолированных морей (например, Черное и Азовское), а также для изолирован­ ных солоноватых бассейнов (например, Каспийское и Араль­ ское) эта формула непригодна.

Соленость воды морей, солевой состав которых отличается от океанического, можно вычислить по формулам для морей:

Черное.... 5 = 0,1 8 4 + 1,795С А зовское... S = 0,2 1 0 + 1,7 9 4 А ральское... S == 0,2 6 0 + 2, 791С Каспийское... S = 0,1 4 0 - j - 2, 360С Балтийское... S = 0,115 + 1.805С 1 В этой формуле под содерж анием хлора понимается число граммов хлора, эквивалентное общ ему количеству галоидов, т. е. хлора, брома и йода, содерж ащ ихся в 1 кг морской воды, при условии, что все карбонаты окис­ лены, а органическое вещество сожжено.

§ 3. Причины изменения солености Изменение солености в океане в целом и в каждой его точке в отдельности происходит под воздействием испарения, осадков и процессов вертикального перемешивания и горизонтального переноса водных масс (адвекции). Вблизи берегов большую роль играет распреснение поверхностных вод стоком рек, а в вы­ соких широтах — вследствие таяния льдов.

При испарении в пар переходит чистая вода, а выделившиеся соли повышают соленость остающегося объема воды. Испарение становится более интенсивным с увеличением скорости ветра и дефицита влажности. В свою очередь дефицит влажности про­ порционален разности температур воды и воздуха. Чем больше эта разность и чем сильнее и постояннее ветер, тем испарение больше, так как воздух, получивший вследствие испарения не­ которое количество влаги, немедленно заменяется новым, более сухим воздухом. Испарение особенно велико в пассатных зонах океана (за исключением приэкваториальной области, богатой осадками). Испарившаяся вода (водяные пары) уносится вет­ рами за пределы района своего образования и выпадает в виде осадков в другом месте океана или на континенте. Выпа­ дение осадков уменьшает соленость поверхностных вод. Вот почему изменение солености в данной точке океана пропорцио­ нально в конечном итоге разности величин испарения и осадков. Если эта разность (испарение минус осадки), выра­ женная в сантиметрах за год, будет положительной, то в дан­ ном месте происходит осолонение поверхностных вод, вслед­ ствие чего в этих районах следует ожидать повышения со­ лености.

Увеличение солености происходит также при образовании льда, так как большая часть солей в виде рассола стекает вниз и осолоняет поверхностный слой воды подо льдом.

Однако на сколько увеличится соленость воды зимой вслед­ ствие ледообразования, на столько уменьшится соленость весной в результате таяния, если, конечно, не будет выноса местных льдов в соседние водоемы, как, например, в Черном, Каспий* ском, Японском морях. В таких морях происходит лишь сезон­ ное изменение солености, в целом ж е за год соленость за счет ледообразования не изменяется. Другой результат бывает там, где наблюдается постоянный вынос морских льдов и айсбергов из пределов их образования. В местах, где эти льды тают, про­ исходит необратимое распреснение поверхностных вод океана, например в зонах таяния приносных льдов и айсбергов южнее Ньюфаундлендской банки в Атлантике и в южных частях Миро­ вого океана, где тают антарктические льды и айсберги.

Большие реки, такие как Амазонка, Ориноко, Конго, Обь, Енисей, Лена, оказывают распресняющее действие на воды 8* океанов и морей на больших расстояниях от их устьев. Влия­ ние малых рек сказывается только вблизи устьев.

Существенные нарушения в распределение солености вносят мощные океанические системы течений, такие, как Гольфстрим или Куросио. Этими течениями приносятся в высокие широты из пассатных зон более соленые воды.

Перераспределение солености в вертикальном направлении обязано главным образом плотностной конвекции и ветровому перемешиванию. Ветер перемешивает только воды поверхност­ ного слоя (до 100 м). Конвекция, возникающая в результате осолонения или охлаждения поверхностных вод, может дости­ гать больших глубин (до 1000 м и более).

Выше были рассмотрены причины изменений солености, про­ исходящих в океанах и морях в настоящее время. Однако суще­ ствует еще несколько причин, воздействие которых сказывается лишь по истечении весьма длительного времени. В периоды мощ­ ных оледенений огромные массы воды сковывались ледниками и тем самым почти исключались из влагооборота Земли. В эти пе­ риоды соленость Мирового океана постепенно возрастала, достигая максимума в конце периодов оледенения. В послеледниковые периоды соленость уменьшалась вследствие таяния ледников.

Весьма медленные, относительно незначительные по вели­ чине изменения солености происходят в результате поступления и потери солей. В океан непрерывно поступают соли из разных источников: 1) с материковым стоком, 2) из недр Земли (про­ дукты дегазации мантии), 3) с атмосферными осадками, 4) при растворении твердых осадков и пород на дне океана. Вместе с тем так же непрерывно происходит убыль солей из вод океана: 1) при выпадении солевых веществ в осадок на дно океана, 2) при испарении морской воды в полуизолированных бассейнах в районах с засушливым климатом, в результате чего большое количество солей выпадает в осадок (по типу Кара Богаз-Гола и Сиваша), 3) вследствие выноса солей на конти­ ненты ветром, 4) при пропитывании донных грунтов и инфильт­ рации, 5) в процессе адсорбции ионов взвесями с последующим выпадением их в осадок.

По величине все перечисленные выше статьи прихода-рас­ хода солей далеко неравнозначны: наибольшее значение имеет принос солей с материковым стоком и выпадение солей из мор­ ской воды на дно океана. Но как бы ни было велико количе­ ство приносимых или теряемых солей, оно не идет ни в какое сравнение с общим количеством растворенных солей, уже имею­ щихся в водах Мирового океана: солевая масса океана дости­ гает огромной величины 49—56Х 1015 т Это обстоятельство.

объясняет, почему незаметны какие-либо изменения солености вод Мирового океана. Вторая причина состоит в том, что приход солей в океан балансируется их расходом, § 4. Понятие о балансе солей и постоянстве солевого состава В течение весьма длительных отрезков времени, измеряемых геологическими эпохами, соленость и солевой состав Мирового океана можно считать установившимися, и для этих периодов времени допустимо говорить о балансе солей и постоянстве со­ левого состава.

Рассмотрим приходную и расходную части солевого баланса Мирового океана.

Приходная часть солевого баланса океана 1. П о с т у п л е н и е солей с м ат е ри к ов ы м стоком.

В табл. 16 приведены состав и величина ионного стока с ма­ терика в океан, по О. А. Алекину.

Таблица Ионный состав материкового стока в океан Сумма сг Са- Mg" SO," Na-+K- НС03' ионов 8 9, 3,3 4 7,6 6, 13, Средний состав ’, мг/л 11, 6, 5 3,4 7,2 100, 3,7 6,8 13, 15, Весовые проценты Ежегодный вынос в оке­ 117 217 1692 494 ан, млн. т.....................

1 Солевой состав материкового стока принят к ак среднее меж ду соста­ вами речного стока с территорий Северной Америки (по Д. А. Л евингстону) и С С С Р (по О. А. А лекину), к ак наиболее точно определенными.

Вместе с органическими веществами общий годовой сток растворенных веществ в океан составит 3200 млн. т Растворен­.

ные в речной воде соли по своему происхождению разделяются на: 1) соли осадочных пород морского, происхождения, 2) про­ дукты дегазации мантии, поступающие непосредственно на ма­ терик, 3) продукты выветривания изверженных пород, 4) мор­ ские соли, занесенные ветром на материк.

2. П о с т у п л е н и е н е п о ср е д с т в е н н о в о к е а н п р о ­ д у к т о в д е г а з а ц и и м а н т и и. Эти продукты поступают в толщу вод на дне океана при извержении подводных вулканов вместе с излившейся лавой, а также систематически через фума ролы и трещины с горячими источниками. В составе продуктов дегазации мантии (солей и газов) преобладают соединения угле­ рода (С 0 2 и СО) и серы ( S 0 3, S 0 2, S, H2S ), галогены (Cl, F) и водород. Количественной оценке эта статья прихода солей не поддается.

3. П о с т у п л е н и е с о л е й с а т м о с ф е р н ы м и о с а д ­ к а м и. Если принять, что в 1 л атмосферных осадков содер­ жится около 3—4 мг солей, то при общем годовом количестве осадков на поверхности океана 324 тыс. км3 в океан ежегодно поступает приблизительно 1,0— 1,3 млрд. тсолей. При этих рас­ четах не учитывается непосредственное поступление пыли, при­ носимой с материков. Хотя эта пыль в большей своей части оседает на дно океана, все же некоторая ее часть растворима и переходит в раствор. Таким образом, поступление солей из атмосферы лишь в 2,5—3 раза уступает поступлению их с реч­ ным стоком.

4. П о с т у п л е н и е с о л е й п р и р а с т в о р е н и и п о р о д и о с а д к о в н а д н е о к е а н а. В основном растворяются кар­ бонаты при условии присутствия повышенного количества СОг, частично растворяются и другие соединения, например алюмо­ силикаты. Определить количество растворенных солей пока еще не представляется возможным.

Расходная часть солевого баланса океана 1. В ы п а д е н и е с о л е й из р а с т в о р а в о с а д о к на д н е о к е а н а. Если принять, что все количество кальция и гид­ рокарбонатных ионов, а также некоторое количество магния выпадает в осадок, то ежегодная убыль солей, по О. А. Але кину, составит 2222 млн. г: НСОз'— 1692 млн. т Са" —, 494 млн. ти M g"— 36 млн. т Если выразить Н С 03' через С 0 2",.

то из главных ионов выпадает 1361 млн. г С аС 03 и MgC0 3 Кроме того, в осадок из речного стока выпадает около 360 млн. т минеральных коллоидов и некоторое количество микроэлементов, не поддающееся учету.

2. У б ы л ь с о л е й п р и у н о с е в е т р о м м о р с к и х б р ы з г с п о в е р х н о с т и о к е а н а на м а т е р и к состав­ ляет приближенно 300—400 млн. г (при объеме осадков на ма­ териках 100 тыс. км3 и их минерализации 3—4 мг/л).

Потеря солей при испарении морской воды в полуизолиро ванных заливах и лагунах, на пропитывание илов и инфильт­ рацию, а также при адсорбции ионов взвесями не поддается количественной оценке.

Сравнение цифр приходной и расходной частей солевого ба­ ланса заставляет считать эти не поддающиеся оценке расходные статьи весьма значительными по величине, соизмеримыми с по­ терями на выпадание солей в осадок на дно Мирового океана.

Некоторые из указанных выше процессов, определяющих приходо-расход солей в Мировом океане, должны бы, на первый взгляд, сказаться на солевом составе морской воды. Действи­ тельно, состав солей в речной воде совершенно другой, чем 4 в океане. В речной воде преобладают карбонаты (табл. 16), а хлоридов мало, в море же, наоборот, преобладают хлориды (табл. 14). Однако увеличения карбонатов в морской воде тем не менее не происходит, так как они легко выпадают в осадок и, кроме того, интенсивно потребляются морскими организмами на построение защитных раковин, панцирей, скелетов, на созда­ ние коралловых рифов и островов. Не происходит заметного увеличения и хлоридов, главным образом по той причине, что их в речной воде очень мало. Подсчитано, что для увеличения содержания в океане хлоридных ионов только на 0,02%о необ­ ходимо около 200 О О лет.

О Таким образом, и сам состав морской воды не подвергается существенным изменениям, т. е. на протяжении длительных от­ резков времени солевой состав океана можно считать постоян­ ным. Академик В. И. Вернадский, рассматривая проблему по­ стоянства солевого состава океана, считал, что солевой состав морской воды регулируется главным образом биологическими процессами.

§ 5. Происхождение солей в Мировом океане На вопрос о происхождении солей в морской воде ученые еще не дали определенного ответа. Д о недавнего времени име­ лись два предположения на этот счет. Согласно первому вода Мирового океана была соленой со времени его возникновения.

Согласно второму океан осолонился постепенно вследствие вы­ носа солей в океан реками и благодаря вулканической деятель­ ности.

В подтверждение правильности первого предположения при­ водятся анализы состава древнейших отложений каменной соли, образовавшихся в отдаленные эры существования Земли. Эти отложения получились вследствие усыхания морских бассейнов с соленой водой. Остатки древних морских организмов, сохра­ нившиеся в упомянутых отложениях, дают основание предпо­ лагать, что эти организмы существовали в соленых водах.

К тому же, вспомнив, что вода является прекрасным раствори­ телем, невозможно ожидать, чтобы воды первичного океана были пресными.

Очевидной также является правильность и второго предпо­ ложения об изменчивости солености и солевого состава под влиянием речного стока и процессов дегазации мантии Земли.

И особенно справедливо это утверждение для периода, пред­ шествовавшего появлению биологического регулятора солевого состава.

В последнее время выдвинута еще одна гипотеза по поводу происхождения солености Мирового океана, являющаяся как бы синтезом сильных сторон рассмотренных выше предположе­ ний. Согласно этой гипотезе:

а) воды первичного океана были солеными с момента его возникновения, но их соленость и солевой состав, безусловно, были иными, чем теперь;

б) соленость Мирового океана и состав его солей-по своему генезису являются результатом сложных и длительных процес­ сов, связанных с историей развития Земли.

Роль одного только речного стока хотя и может объяснить накопление всей массы солей по количеству, но недостаточна для объяснения существующего ныне состава. Поступление глав­ нейших катионов в воды океана действительно обязано процес­ сам выветривания горных пород и речному стоку, большинство ж е анионов, по-видимому, поступило из недр Земли в резуль­ тате дегазации мантии. По А. П. Виноградову, 50% солевой массы океана приходится на долю процессов выветривания изверженных пород суши, а остальные 5 0 %— на долю процес­ сов дегазации мантии;

в) соленость менялась в течение всего периода существова­ ния Мирового океана как в сторону ее повышения, так и в сто­ рону понижения, а не односторонне, как это следует согласно второму предположению. По-разному менялся и солевой состав.

К концу палеозоя, судя по составу солей существовавших тогда морей и впоследствии высохших, химический состав океана был уже близок к современному. Крупное регулирую­ щее значение с момента появления жизни на Земле приобрели биологические процессы;

г) соленость и состав морской воды меняются и в настоящее время, но этот процесс настолько медленный, что из-за недоста­ точной чувствительности методов химического анализа люди не могут заметить эти изменения.

Смена геологических периодов, резко отличающихся харак­ тером горообразовательной и вулканической деятельности, а также климатическими условиями, появление жизни в океа­ н е — вехи, знаменующие направленность процесса изменчивости солевого состава и солёности Мирового океана.

§ 6. Горизонтальное и вертикальное распределение солености Мирового океана и причины, обусловливающие это распределение Соленость Мирового океана неодинакова как на поверх­ ности, так и на глубинах. В зависимости от факторов, повышаю­ щих или понижающих соленость, она может колебаться в ту или другую сторону от ее средней величины (для поверхности океана она равна 34,7°/оо). В открытых частях океана соленость колеблется в сравнительно узких пределах (32—37,9%о), в мо­ рях диапазон колебаний значительно больше — от 8 до 42% (Красное море, залив Акаба).

Распределение солености на поверхности Мирового океана для лета показано на рис. 25, где проведены линии равной со­ лености— изохалины. Если отвлечься от некоторых различий в абсолютных величинах солености, то можно обнаружить об­ щие черты распределения солености на поверхности Мирового океана. Соленость имеет минимум в высоких широтах, что объясняется малым испарением, обилием осадков и частично таянием приносных льдов. С приближением к пассатным зонам она увеличивается, достигая максимума у тропиков (около 25° с. ш. и 20° ю. ш.). Высокая соленость в тропических зонах океанов объясняется очень большим испарением, обязанным постоянным ветрам (пассатам) и преобладающей ясной погоде.

Далее по направлению к экватору соленость несколько умень­ шается. Наибольшую соленость имеет Атлантический океан, в котором на указанных широтах соленость достигает 37,5%о (абсолютный максимум на поверхности открытого океана), в Тихом океане она несколько меньше — 36,5% о Так как соленость на поверхности океана определяется глав­ ным образом испарением и осадками, то представляет интерес сопоставить ее с распределением разности между испарением и осадками (рис. 26). Эта разность оказалась отрицательной в вы­ соких широтах и у экватора, что и обусловило пониженную со­ леность в этих районах.

Указанное в общем зональное распределение солености на поверхности нарушается наличием течений, что особенно за ­ метно в северной части Атлантического океана.

Горизонтальное распределение солености на различных глу­ бинах существенно отличается от распределения ее на поверх­ ности. Это объясняется рядом причин. Одна из них состоит в том, что распределение воды в океане по слоям определяется ее плотностью, а так как температура воды с глубиной обычно понижается, то для устойчивого равновесия не требуется повы­ шения солености по мере увеличения глубины. Соленость с глу­ биной может понижаться (анахалинность), возрастать (ката халинность) или оставаться неизменной (гомохалинность).

Так, например, в высоких широтах обильные осадки распрес няют поверхностную воду, делают ее менее плотной, что вы­ зывает большую устойчивость вод и препятствует перемешива­ нию. Поэтому в районах минимальной поверхностной солености не обязательно ожидать аналогичной картины на глубинах.

Большую роль в нарушении согласованности в горизонталь­ ном распределении солености на поверхности и на глубинах иг­ рают глубинные течения. Так, на горизонте 75— 150 м у эква­ тора в Тихом и Атлантическом океанах уже не прослеживается вторичный минимум солености, свойственный поверхностным горизонтам. Здесь поверхностные воды подстилаются слоем высокосоленой воды (свыше 36%о), увлекаемой с запада на Рис 25. Распределение солёности на поверхности Мирового океана летом.

t= c о s к H и Ctf о я sЗ С Ы -e( tt 0) Dh восток глубинными экваториальными противотечениями Кром­ велла и Ломоносова.

Таким образом, установлено, что в открытом океане соле­ ность с глубиной меняется различно. Однако существенные из­ менения солености происходят только в верхнем слое, до глубин 1500 м. Ниже этого горизонта, или в так называемой «страто­ сфере» океана, колебания солености ничтожно малы.

3 2, 0 0 3 3.0 0 3 4.0 0 3 5.0 0 3 6.0 0 3 1,0 0 3 2.0 0 3 3.0 0 3 4,0 0 3 3,0 0 3 4.0 0 S%e Рис. 27. Типы вертикального распределения солености.

В ряде мест Мирового океана соленость становится одйооб разной со значительно более высоких горизонтов. Так, в по­ лярных областях соленость сильно изменяется только до глубины 200 м, а глубже до дна практически остается неиз­ менной.

В однообразное распределение солености на глубинах вно­ сит некоторое нарушение медленное горизонтальное движение вод, главным образом из Арктических и Антарктических облас­ тей. Адвекция арктических вод прослеживается в промежуточ­ ных водах, а антарктических — в придонных, причем эти воды двигаются на север, пересекая экватор, вплоть до самых север­ ных пределов океанов.

Однако несмотря на большое разнообразие вертикального распределения солености, удается выделить наиболее характер­ ные типы этого распределения. На рис. 27 (по В. Н. Степанову и В. А. Шагину) показаны семь типов вертикального распреде­ ления солености: а — все семь типов вместе, б — полярный тип, Рис. 28. Распространение по акватории М ирового океана характерны х типов вертикального распределения солености.

в — субполярный, г — умеренно-тропический (минимум на глу­ бинах 600— 1000 м создается водами полярного происхождения, а понижение солености с глубиной в придонных горизонтах обязано адвекции антарктических вод), д — экваториально-тро пический, е — североатлантический, ж — присредиземноморский, з — индомалайский.

Распределение этих типов по акватории Мирового океана показано на рис. 28.

Колебания солености во времени в открытых частях океанов незначительны: годовые колебания верхнего слоя не превышают 1% Только в прибрежных районах, в морях и заливах они мо­ о.

гут достигать 2—3%о. В глубинной части океана соленость от­ личается большим постоянством: ее изменения находятся в пре­ делах точности измерений (0,02—0,04%о).

§ 7. Газы, растворенные в морской воде, и взвешенные вещества Газы в морской воде. Кроме твердых веществ, в морской воде растворены некоторые газы: кислород, азот, углекислота и иногда сероводород. Количество растворенных в морской воде газов весьма незначительно.

Содержание газов сильно изменяется во времени и прост­ ранстве, имеет очень большое значение для органической жизни моря и служит хорошим показателем происхождения водных масс и степени перемешанности последних.

Большое содержание растворенного кислорода в глубинных слоях указывает на интенсивную вертикальную циркуляцию, в результате которой захваченный из воздуха кислород прони­ кает на глубины.

Наоборот, наличие сероводорода говорит о полной застой­ ности водной массы, происходящей вследствие отсутствия гори­ зонтальной и вертикальной циркуляции.

Особенно большое значение для распространения животных организмов в море имеют кислород и некоторые другие газы — углекислота и сероводород.

Растворимость газов в воде понижается с повышением тем­ пературы. При увеличении давления1 растворимость газов уве­ личивается. Для кислорода и азота, не вступающих в соедине­ ния с морской водой, растворимость' понижается с увеличением солености.

Растворенные в воде кислород и азот, согласно теории рас­ творов, стремятся к равновесию с кислородом и азотом воздуха.

Если газы, растворенные в воде, находятся в равновесии с га­ зами в воздухе, то можно сказать, что они насыщают воду дан­ ной температуры и солености.

В табл. 17 показано количество кислорода (см3/л), насыщаю­ щего морскую воду при различных температурах и соленостях.

Кислород поступает в морскую воду либо из воздуха, если в воде он находится в состоянии недосыщения, либо в резуль­ тате фотосинтетической деятельности морских растений (глав­ ным образом фитопланктона). Расходуется кислород на дыха­ ние морских организмов и на окисление различных веществ;

кроме этого, он отдается в атмосферу при избытке его в поверх­ ностных слоях моря.

1 В данном случае подразум евается парциальное давление, которое для разных атмосферных газов различно. Так, если в воздухе содерж ание кисло­ рода и азота вы раж ается округленно отношением 1 : 4, то в воде при 1,5° те ж е газы будут находиться в отношении примерно 1 :2. С ледова­ тельно, вода поглощ ает кислород в большей степени, чем азот, что очень важ но для развития ж изни в воде.

Таблица Количество кислорода (в см?1л), насыщающего морскую воду s% 35 8, 8, 9,50 8, —2 10,88 10, 7, 8, 9,00 8, 0 9, 10, 6,41 6, 6, 7,56 7, 10 8, 5,35 5, 5, 6,22 5, 20 6, 4, 4,95 4,65 4, 5, 30 5, Таким образом, количество растворенного в морской воде кислорода сильно колеблется, начиная от пересыщения и кон­ чая большими степенями недосыщения, а иногда и полным его отсутствием. Поэтому, говоря о содержании кислорода в воде, приводят не только количество кубических сантиметров раство­ ренного кислорода в литре воды (абсолютное содержание), но и процентное отношение этого количества к количеству, насы­ щающему воду при данных температуре, солености и давлении (относительное содержание).

Пусть, например, в литре морской воды при солености 35% и температуре 20° оказалось 5,35 см3 растворенного кислорода.

Из табл. 17 следует, что это количество кислорода насыщает воду при данных температуре и солености.

Относительное содержание кислорода в воде при этом равно 100%. Если бы кислорода в данной воде оказалось 4,00 см3 /л, то его относительное содержание составило бы 75%.

Как видно из табл. 17, растворимость кислорода в большей степени зависит от изменения температуры, чем от измене­ ния солености. Если при этом учесть, что соленость воды в океане вдали от берегов вообще изменяется мало, то станет более понятным значение колебаний температуры воды для обмена кислородом между водой и воздухом. Так, если упомяну­ тую выше пробу воды (S = 35%o;

Ог = 5,35 см3/л) охладить с до 10°, то относительное содержание кислорода в ней умень­ шится до 83% и вода начнет поглощать кислород из атмосферы.

Отсюда следует, что океан весной и летом отдает кислород атмосфере до тех пор, пока идет его нагревание, а осенью и зи­ мой поглощает его из атмосферы.

Другим мощным источником увеличения количества кисло­ рода в поверхностных слоях моря является фотосинтетическая деятельность растений. Сущность этого процесса заключается в разложении углекислоты в хлорофилловых зернах зеленых клеток растений и выделении свободного кислорода. Этот про­ цесс идет только при наличии света и кончается с наступлением темноты, когда растения выделяют углекислоту и поглощают кислород. При одинаковой интенсивности освещения наиболь­ шее значение для этого процесса имеют красные лучи. Так как красные лучи поглощаются самыми верхними слоями воды, а общая освещенность быстро уменьшается с глубиной, то ес­ тественно, что максимум фотосинтетической деятельности сосре­ доточен в поверхностных слоях. Это иногда приводит к пересы­ щению воды кислородом, особенно летом в мелководных районах с богатой флорой.

Так, например, в Азовском море был случай, когда вода была пересыщена кислородом до 350%. С глубиной количество кисло­ рода в открытых океанах немного уменьшается, но в общем его повсюду достаточно, за исключением пяти громадных хали статических зон, расположенных по обе стороны от экватора в Атлантическом и Тихом океанах и по одну сторону в Индий­ ском океане. Так, в центре южной халистатической области Ти­ хого океана на глубине 400—500 м количество кислорода падает почти до нуля. Глубже содержание кислорода увеличивается, так как глубинные воды океана медленно перемещаются от по­ люсов к экватору. Во внутренних морях, изолированных от оке­ ана, в нижних слоях воды и в углублениях дна обычно наблю­ дается недостаток кислорода или полное его исчезновение.

Азот в поверхностных слоях моря находится почти в полном равновесии с азотом атмосферы.

Количество свободного растворенного азота в глубинных слоях моря определяется образованием и распадом органиче­ ского вещества и деятельностью бактерий. При распаде органи­ ческого вещества образуется свободный азот.

Однако этот элементарный азот, растворенный в морской воде, непосредственно растениями усваиваться не может и его значение для жизни в море чрезвычайно мало. Растворенный азот может усваиваться непосредственно только особым видом бактерий. Большое значение имеет азот, находящийся в связан­ ном состоянии, а именно в виде солей: азотной кислоты (HNO3) — нитратов, азотистой кислоты (HNO2) — нитритов и солей аммония (NH4).

Иногда на дне моря, в самом грунте, вследствие процесса разложения органического вещества, а также в результате жиз­ недеятельности серобактерий образуется сероводород (H2S ), являющийся сильным ядом для всех организмов. Сероводород может заражать также глубинные слои воды и тогда они ста­ новятся непригодными для существования животных и расти­ тельных организмов. Характерным примером заражения серо­ водородом глубинных слоев является Черное море, в котором только 13% по объему заполнено водой, не зараженной серо­ водородом.

В морской воде находится также некоторое количество сво­ бодной и связанной углекислоты. В отличие от кислорода и 1 азота, углекислота (СОг) не только растворяется в морской воде, но и вступает с ней в соединения, например С 0 2 + Н20 = Н 2С 0 3 (угольная кислота).

Угольная кислота в свою очередь частично распадается на ионы: бикарбонатный (Н С 03') и карбонатный (С 0 3). Свобод­ ной угольной кислоты в морской воде очень мало. Она нахо­ дится в море главным образом в химически связанном виде, в форме карбонатов и бикарбонатов.

Несмотря на малое содержание углекислоты в море, она для жизни океана играет не меньшую роль, чем кислород. Углекис­ лота является единственным источником углерода, необходи­ мого для построения органического вещества растениями.

Соединение углекислоты — угольная кислота — играет основную роль в коррозии металлов и разрушении бетона, т. е. имеет су­ щественное значение в хозяйственной деятельности человека.

Взвешенные вещества. В морской воде растворено некоторое количество органического вещества. В ней находится также значительное количество мути и взвесей. При выпаривании чис­ той, лишенной мути (взвесей) морской воды растворенные в ней вещества выпадают в виде кристаллов. Вещества же, находя­ щиеся в коллоидном растворе или в мутном растворе, при осаж­ дении образуют хлопья или студни.

Если размеры взвешенных частиц меньше одного миллимик­ рона (10-7 см), то присутствие их в воде оптическим путем не обнаруживается. Частицы коллоидных растворов имеют диаметр от одного до 100 миллимикрон. Такие частицы обнаруживаются ультрамикроскопом. Диаметр частиц мутных растворов превы­ шает 100 миллимикрон;

эти частицы легко обнаруживаются с помощью обыкновенного микроскопа и могут быть отделены от жидкости фильтрованием.


Мутность оказывает значительное влияние на физические свойства морской воды. Так, например, оптические свойства воды, ее цвет и прозрачность в основном зависят от количества взвесей и коллоидных частиц.

§ 8. Современные исследования режима солености и состава морских вод Соленость является одной из консервативных характеристик гидрологического режима Мирового океана и поэтому резуль­ таты наблюдений над пространственным распределением соле­ ности широко используются для распознавания природы про­ цессов, происходящих в океанах и морях. Так, на основе изме­ рений солености в экваториальном районе Тихого океана был сделан вывод, что соленые воды, увлекаемые глубинным 9 Ю. В. Истошин Экваториальным противотечением (течением Кромвелла), ранее находились на поверхности южнее экватора (на 10—25° ю. ш.).

Здесь они опустились на глубину около 200 м (в результате интенсивного испарения на поверхности и последующей конвек­ ции), затем проследовали на север и в конце концов были увле­ чены течением Кромвелла.

Аналогичное исследование было проведено в 1963 г. с целью изучения движения средиземноморских вод в Атлантическом океане (от Гибралтарского пролива до Британских островов).

Вдоль Пиренейского полуострова было сделано несколько пер­ пендикулярных к берегу разрезов. Обнаружено, что средиземно морские воды повышенной солености образуют слой между и 1500 м и прослеживаются до южных берегов Англии.

Тщательные измерения солености и солевого состава исполь­ зуются для решения вопроса о распреснении морской воды ре­ ками. В 1963 г. повторными съемками исследовались законо­ мерности в поведении стока р. Конго.

. О казалось, что д а ж е в период высокого половодья опреснение зах ваты ­ вает небольшой слой (до 10 м), ниж е горизонта 25 м всегда располагается вода большой солености (35%о). Ю ж ная граница пресных вод характери­ зуется вертикальным расположением изохалин. Горизонтальный градиент соле­ ности равен в среднем 0,3°/оо на 1 милю. Распреснение распространяется на 100 миль и более.

" Таким Образом, методика тематических исследований режима солености требует проведения повторных съемок исследуемого района с более частым расположением разрезов.

В Советском Союзе изучение солевого режима некоторых из его морей, помимо научного, приобрело реальный практический интерес. В связи с зарегулированием стока крупных рек, впа­ дающих в наши южные моря (Азовское, Каспийское, Араль­ ское), и изъятием стока на орошение встал вопрос о сущест­ венном изменении солености этих морей. Рядом научно-иссле довательских институтов (Государственный океанографический институт, Институт океанологии АН СССР и др.) были прове­ дены расчеты возможных изменений солености и даны рекомен­ дации по сохранению солености на известном уровне (устрой­ ство водостеснительной дамбы в Керченском проливе, сброс части стока северных рек в Каспийское море и т. д.).

Не меньшее значение имеет изучение химического и газо­ вого состава океана. В последнее время повышенный интерес вызывает исследование органического вещества, баланса угле­ кислоты и распределение радиоактивных элементов в водах океанов и морей.

Радиоактивные изотопы - в морской воде широко исполь­ зуются в качестве индикаторов при изучении крупномасштаб­ ной горизонтальной циркуляции вод и вертикального перемеши­ вания. В частности, изучение содержания радиоактивного угле­ рода С14 помогло установить возраст глубинных вод, время, не­ обходимое для их обновления, и районы их происхождения.

Методика этих исследований характеризуется повышенными требованиями к точности наблюдений и применением современ­ ных способов измерений и новейших приборов.

§ 9. Практическое значение изучения солености и состава морской воды В качестве иллюстрации разностороннего практического зна­ чения изучения солености морской воды и ее солевого и газо­ вого состава можно привести следующие примеры.

1. Соленость морской воды является основной компонентой, определяющей «грузовую марку» судов ММФ. Ее особенно сле­ дует учитывать на судовых трассах, характерных резкими перет ходами от океанических к пресноводным условиям плавания (подробнее в § 6 главы VIII).

2. Соленость и состав морской воды обязательно учитыва­ ются при портостроительных работах:, выбор той или иной марки бетона и антикоррозийных покрытий, борьба с древоточцами (в пресной воде древоточцы не живут).

3. Особенно большое значение имеет изучение колебаний солености и состава воды для рыбной промышленности. Многие виды рыб болезненно реагируют даже на незначительные изме­ нения солености в сторону увеличения. Это обстоятельство учи­ тывается в реализации водохозяйственного комплекса в Кас­ пийском, Азовском и других морях. С другой стороны, увеличе­ ние солености иногда стимулирует жизнедеятельность рыб и их промысел: спорадические повышения солености придонных вод Балтики благоприятно сказываются на промысле трески.

Важность изучения содержания биогенных элементов, кисло­ рода и углекислоты очевидна. То же самое относится и к изу­ чению содержания радиоактивных элементов. Известны случаи, когда чрезмерное заражение радиоактивными элементами тунца (после ядерных испытаний на атолле Бикини) заставило нало­ жить запрет на реализацию улова и тонны выловленной рыбы пришлось уничтожить.

4. Соленость и химический состав морской воды детально изучаются для нужд химической промышленности — для извле­ чения ряда химических компонентов: магния, калия, брома, йода, глауберовой и поваренной соли. Воды океанов и морей могут обеспечить необходимым сырьем стекольную, фармацев­ тическую, текстильную, целлюлозно-бумажную промышленность и производство удобрений. Морская вода в недалеком буду­ щем — неиссякаемый источник пресной воды.

9* Г Л А В А VII ТЕМПЕРАТУРА МОРСКОЙ ВОДЫ § 1. Тепловые свойства морской воды Основные тепловые свойства воды (теплоемкость, теплота плавления и кристаллизации, теплота испарения и конденса­ ции) резко отличают воду от всех других жидкостей.

Теплоемкость морской воды — количество теплоты, необхо­ димое для повышения температуры 1 г морской воды на 1°.

За единицу теплоемкости принята 1 кал., равная количеству тепла, необходимого для повышения температуры 1 г дистилли­ рованной воды от 14,5 до 15,5°.

Теплоемкость воды выше, чем у всех других веществ, за ис­ ключением водорода (3,4 кал.) и жидкого аммиака (1,2 кал.).

Теплоемкость морской воды несколько ниже, чем теплоем­ кость пресной воды, она уменьшается с увеличением темпера­ туры и солености воды (табл. 18).

i Таблица Значения теплоемкости морской воды в зависимости от ее солености и температуры *5°/оо 0 10 30 35 0 1,005 0,973 0,956 0,941 0, 0,9 4 1, 10 0,970 0,952.0,9 3 0,940 0, 20 0, 0,9 9 9 0,950 0,938 0,932 0. 30 0,998 0,966 0, 0,949 0,937 0, Вследствие большой теплоемкости морской воды Мировой океан медленно нагревается и медленно остывает. Однако из-за малой теплоемкости воздуха (0,273) отепляющий эффект моря (при охлаждении воды) огромен.

Можно рассчитать, сколько тепла выделится в атмосферу пои охлаждении м о рск о й в о д ы на 1°. Например,. 1 см3 морской воды (5 = 35%о, ^=10°, плотность i,02697) при понижении тем­ пературы на 1° (с 10,5 до 9,5°) выделит тепла Q = 0,935 X 1,02697 = 0,96022 кал.

Это количество тепла находим умножением теплоемкости на плотность. Если температура воздуха была 0°, то плотность его при нормальном атмосферном давлении (760 мм) будет равна 0,00129, следовательно, для нагревания 1 сж3 воздуха на 1° по­ требуется тепла Q = 0,2 7 3 X 0,00129 = 0,00035 кал.

Следовательно, тепло, выделившееся при охлаждении 1 см морской воды на 1°, повысит на 1° температуру следующего ко­ личества кубических сантиметров воздуха:

0,96022, Х СМ 0, Подсчитано, что при охлаждении слоя воды толщиной 200 м только на 0,5° будет выделено тепло, способное нагреть воздух над Европой до высоты 4 км на 10°.

Теплопроводность морской воды чрезвычайно мала. Если принять теплопроводность серебра за единицу, то теплопровод­ ность морской воды (при 18°) составит 0,001340, воздуха при той ж е температуре — всего лишь 0,000056, морского льда — 0,002800. Таким образом, вода, лед и воздух являются плохими проводниками тепла. Перенос тепла в морской воде путем мо­ лекулярной теплопроводности происходит настолько медленно, что им при расчетах пренебрегают.

Теплопроводность морской воды возрастает с увеличением температуры (слабо) и уменьшением солености (еще слабее).

Теплотой плавления вещества называется теплота, погло­ щаемая при плавлении 1 г вещества при условии постоянства температуры. Если к твердому телу непрерывно притекает теп­ лота, то его температура поднимается до температуры плавле­ ния, а затем остается неизменной до тех пор, пока все вещество не перейдет в жидкое состояние.

Теплота плавления дистиллированной воды (или точнее льда, образовавшегося из дистиллированной воды), равная 79,67 кал.

при 0°, значительно больше, чем теплота плавления всех других веществ, за исключением аммиака (108 кал.).

Теплота плавления морского льда, отличающегося от прес­ ного своей соленостью, зависит от солености морского льда и при небольших отрицательных температурах (от 0 до —5°) резко убывает с повышением солености льда.

Теплота плавления вещества численно равна т еплот кри­ е сталлизации, выделяющейся при обратном переходе из жидкого состояния в твердое.

Под т еплот испарения понимается то количество теплоты, ой которое требуется для поддержания неизменной температуры при испарении (или, наоборот, при конденсации) 1 г жидкости.

Теплота испарения дистиллированной воды при температуре 0° составляет 596 кал., с повышением температуры она посте­ пенно понижается и при 100° равна 539 кал.

Теплота испарения у воды больше, чем у какого-либо дру­ гого вещества. Это обстоятельство имеет огромное значение для тепловых процессов в море и атмосфере, так как большая часть солнечной энергии расходуется на испарение воды в море.


Считается, что в среднем за год с поверхности океана испаряется слой воды высотой около 1 м При этом условии оказывается,.

что на испарение каждого квадратного сантиметра поверхности ежегодно затрачивается около 60 ккал.

Температура кипения морской воды отличается от темпера­ туры кипения пресной воды. С увеличением солености темпера­ тура кипения немного увеличивается.

На температуру воды очень большое влияние оказывает дав­ ление. Так, если некоторый объем воды перенести с поверхности моря на некоторую глубину, то вследствие сжимаемости воды этот объем уменьшится, а температура повысится. Это повыше­ ние произойдет не за счет притока тепла со стороны, а исключи­ тельно за счет внутренней энергии вещества. Такое изменение температуры называется адиабатическим.

При подъеме образца воды с больших глубин ее темпера­ тура адиабатически понижается вследствие уменьшения давле­ ния. Если, например, образец воды соленостью 34,85%о и темпе­ ратурой 2,40° поднять на поверхность моря с глубины 3000 м, то ее температура адиабатически понизится до 2,25°, а если об­ разец воды с такими же данными (/= 2,50°, 5 = 34,85%о) поднять на поверхность с глубины 10 000 м, то ее температура адиаба­ тически понизится до 1,13°.

§ 2. Основные причины изменения температуры воды Температура воды в том или ином районе моря или океана изменяется в результате следующих процессов:

а) поступления тепла от солнца и теплообмена с атмосфе­ рой, б) поступления тепла из выше- или нижележащих слоев воды (вертикальный теплообмен), в) приноса тепла со стороны в результате горизонтального переноса воздушных и водных масс или адвекции.

Тепло, поступающее в море от солнца, поглощается очень тонким поверхностным слоем воды и глубоко в море не прони­ кает. Уже на глубине 1 см от поверхности тепловой эффект лучистой энергии солнца почти в 100 раз меньше, чем на самой поверхности моря, а на глубине 1 м — в 8350 раз. Если бы воды океана не перемешивались в результате вертикального переме­ щения частиц воды, или конвекции, а также под воздействием ветра или течений, то практически глубинные горизонты океани­ ческих вод вовсе не получали бы тепла.

Передача тепла от поверхностных слоев морей и океанов к нижележащим слоям осуществляется прежде всего именно пу­ тем механического перемешивания и конвекции. Перемешивание в море вызывается: а) ветровым волнением, б) течениями.

В результате ветрового волнения тепло проникает на глу­ бины, не превосходящие длины волн, наблюдающихся в данном месте, т. е. обычно не глубже 100—200 м.

Ветровые течения способствуют проникновению тепла при­ близительно на такую же глубину.

Значительно большее значение в процессе передачи тепла на глубины имеют приливо-отливные течения. Эти течения, в отли­ чие от ветровых, сказываются во всей толще вод океана.

В результате перемешивания в летнее время температура воды поверхностных слоев несколько понижается, а глубин­ ных— повышается, и разница в температуре воды верхних и нижних слоев уменьшается. Зимой, когда температура воды на поверхности бывает ниже, чем на глубине, в результате переме­ шивания происходит непрерывный подток к поверхности более теплых глубинных вод, несколько задерживающий процессы ледообразования.

Как уже было упомянуто, вертикальное перемещение частиц воды в море называется конвекцией. Она возникает в резуль­ тате превышения плотности вышележащих слоев над плот­ ностью нижележащих слоев. Это бывает, когда под воздействием ряда факторов плотность верхних слоев повышается или когда плотность нижележащих слоев уменьшается.

Конвекция может привести как к нагреванию глубинных слоев, так и к их охлаждению. Если плотность более теплых слоев увеличивается за счет повышения солености, например в результате сильного испарения, то на глубины будет поступать более теплая вода. Если плотность воды на поверхности повы­ шается за счет понижения ее температуры, то на глубины будет поступать более холодная вода и температура глубинных вод будет понижаться.

В первом случае конвекция не распространяется на боль­ шие глубины, во втором она может захватить слой толщиной 500 м и более.

Глубина распространения конвективных токов в море зави­ сит от степени плотностной переслоенности моря. Чем эта переслоенность больше, тем глубина конвекции меньше.

Температура воды в данной точке моря может изменяться также под влиянием течений, т. е. в результате подхода вод с иной температурой.

§ 3. Причины изменчивости температуры воды у побережий океанов и морей Помимо общих и главных причин, определяющих термиче­ ский режим Мирового океана, описанных в предыдущем пара­ графе, прибрежные воды испытывают влияние второстепенных факторов. Среди них наибольшее значение имеет тепловой сток рек.

В. В. Шулейкин при расчете теплового баланса Карского моря подсчитал поступление тепла, выносимого в море реками (Обь, Енисей). Он показал, что влияние теплового стока этих рек хотя и сильно уступает притоку тепла, приносимого ветвью Северо-Атлантического течения, все ж е оно весьма существенно для обширного района моря, находящегося под воздействием речных вод. Еще больше оно для участка, непосредственно при­ мыкающего к устью реки, так как температура воды сибирских рек летом поднимается довольно высоко (до 17—20°).

Таким образом, реки умеренного пояса и даже в высоких широтах оказывают отепляющее влияние на приустьевые уча­ стки моря. В тропических районах, наоборот, речной сток в не­ которых случаях может понижать температуру морской воды (горные реки).

Большое значение имеет ветровой режим побережий: сгон­ ные ветры вызывают отток теплых вод от берега в сторону от­ крытого моря и поднятие с глубин холодных вод. Температура воды при этом может понизиться на несколько градусов (на 6— 8°) за 2 часа. Такой случай наблюдался автором летом 1936 г.

в бухте Моржовой (Берингово море), в которой нагретый тон­ кий поверхностный слой подстилался холодными водами.

Особый характер приобретает воздействие течений на из­ менение температуры воды у побережий. Если в открытом океане многие течения ориентированы вдоль широт (пассатные течения, экваториальные противотечения, Дрейф Куросио и т. д.) и не оказывают существенного влияния на температуру воды, то в морях довольно часто имеют место течения, направленные с севера на юг и наоборот. Первые резко понижают темпера­ туру воды и даже приносят льды в районы, где их обычно не бы­ вает (Ойясио и Приморское течение в Японском море), вто­ рые-— повышают ее и препятствуют появлению льдов (Мурман­ ский берег Баренцева моря).

§ 4. Тепловой баланс моря Понятие о тепловом балансе моря На поверхности океанов и морей происходят сложные тепло­ вые процессы. Некоторые из них приводят к потере тепла во­ дой, другие же сопровождаются притоком тепла в воду. Если преобладают процессы, связанные с потерей тепла, то темпера­ тура воды моря понижается;

если приток тепла превышает по­ терю, то температура повышается.

Основным источником_ прихода тепла является солнце. Тепло поступает от солнца в виде коротковолновой солнечной радиа­ ции, состоящей из прямой солнечной радиации и радиации, рас­ сеянной атмосферой. Часть такой суммарной солнечной радиа­ ции не воспринимается водой, а отражается обратно в атмо­ сферу (отраженная радиация).

Некоторую роль играет приход тепла в результате конденса­ ции паров воды на водной поверхности. Кроме того, когда вода холоднее воздуха, море приходует тепло, а когда теплее, рас­ ходует тепло в атмосферу путем турбулентного теплообмена между морем и атмосферой.

Основными причинами потери тепла морем являются: 1) ис­ парение и 2) эффективное излучение, т. е. разность между длин­ новолновым (тепловым) излучением поверхности моря и встреч­ ным длинноволновым излучением атмосферы.

В некоторых морях существенное значение может иметь по­ ступление или расход тепла в результате процессов водообмена рассматриваемого водоема с соседним или рассматриваемой части водоема с соседними (внутриводный теплообмен), как это имеет место, например, в Белом море.

В ледовитых морях необходимо также считаться с теплом, выделяемым при образовании льда, и теплом, затрачиваемым на его таяние. Некоторые небольшие изменения в общий приход расход тепла моря вносят неодинаково нагретые материковые воды и поступающие на его акваторию атмосферные осадки.

Алгебраическая сумма количества тепла, поступающего в воду и теряемого водой в итоге всех тепловых процессов, на­ зывается тепловым балансом моря. Отдельные статьи приходо расхода тепла называются составляющими, или элементами (компонентами), теплового баланса. Составляющие теплового баланса вычисляются обычно в калориях на один квадратный сантиметр в сутки (кал/см2 сутки). Тепловой баланс можно под­ считать за любой отрезок времени: сутки, месяц, год.

В подавляющем большинстве случаев проведение всего ком­ плекса наблюдений над всеми составляющими теплового ба­ ланса практически не представляется возможным. Это приводит к необходимости при расчетах пользоваться не наблюденными, а вычисленными значениями составляющих теплового баланса.

Исследование тепловых процессов в природных условиях представляет одну из главных задач современной океанологии.

Зная природу и характер этих тепловых процессов, можно вы­ яснить причины возникновения целого ряда явлений, происходя­ щих в океане и атмосфере, и научиться их предсказывать.

Уравнение теплового баланса Современные данные о тепловом состоянии Земли свидетель­ ствуют о том, что количество тепла, получаемого поверхностью земного шара за длительное время, равно количеству тепла, расходуемого им в мировое пространство.

Поэтому в среднем за многолетний период (порядка столе­ тия) температуру всей поверхности земного шара можно условно рассматривать как неизменную.

Поскольку средняя температура воды Мирового океана за многолетний период также остается неизменной, есть основание полагать, что все тепловые потоки в сумме должны быть равны нулю, т. е.

Qco.i i Оизл i Qhcii — Qkohb ± Qлeд — Q — Qctok i Qo i Qt aflB где Qcon — поглощенная поверхностью воды прямая и рассеян­ ная солнечная радиация (т. е. суммарная солнечная радиация за вычетом отраженной радиации);

QH — эффективное излуче­ 3a ние;

Q — теплота испарения или конденсации (при испарении uern море теряет тепло, при конденсации приобретает его);

QK hb — O конвективный теплообмен (отрицательный — когда море теряет тепло, положительный — при получении тепла);

Qaen — теплота процессов ледообразования и таяния;

Оя,гн— тепло, получаемое или теряемое в результате процессов водообмена (внутривод ный теплообмен);

Qctok — теплота материкового стока;

Q0— теплота атмосферных осадков;

Qt — количество тепла, связан­ ное с изменением температуры воды.

В этом равенстве учтены лишь основные составляющие теп­ лового баланса. Целый ряд тепловых явлений, имеющих мень­ шее значение для теплового режима моря, обычно не учиты­ вается, и поэтому уравнение теплового баланса в таком виде является приближенным. Неучтенными оказываются, например, приток тепла от дна моря, тепло, образующееся за счет нахо­ дящихся в воде радиоактивных веществ и за счет химических и органических процессов, а также тепло, выделяющееся при преобразовании механической энергии в тепловую. Допускае­ мая из-за этого ошибка пока еще не выходит за пределы точ­ ности подсчетов теплового баланса.

Очень часто пренебрегают также теплотой материкового стока и теплотой атмосферных осадков. Для незамерзающих мо­ рей отпадает необходимость учета теплоты процессов ледообра­ зования и таяния. Нет нужды учитывать эту теплоту и для за­ мерзающих морей, когда подсчитывается баланс за год. В этом случае теплота, выделяющаяся при ледообразовании, равна теп­ лоте, поглощаемой при таянии льда, если только лед не прино­ сится в данное 1 море из соседних морей или не выносится из моря.

Средние месячные величины количества тепла определяются умножением приращения толщины льда за месяц на скрытую теплоту плавления (равную 80 кал/г).

При таких допущениях уравнение теплового баланса примет ВИД Qcom — Qu3x i Q hcii i Q i QaflB kohb Измерение или вычисление составляющих теплового баланса Солнечная радиация. Чтобы определить, какое количество тепла суммарной солнечной радиации (QCon) действительно по­ глотилось водой, надо из общего количества поступающей на поверхность моря суммарной радиации (QcyM вычесть количе­ ) ство отраженной радиации (Q0Tp).

Отражательная способность поверхности моря характери­ коэффициентом отражения г— ^°тр зуется так называемым или величиной альбедо А = ^ отр •100%- Величина альбедо ме VcyM няется в широких пределах в зависимости от состояния поверх ности моря и угла падения солнечных лучей. Чем меньше вы­ сота Солнца, тем больше альбедо и тем больше лучистой энер­ гии уходит обратно в атмосферу.

Таким образом, Qcon QcyM Qотр ИЛИ QCJ 0I QcyM где г — коэффициент отражения.

Для вычисления поглощенного водой количества тепла в кал/см2сутки можно пользоваться следующим эмпирическим соотношением:

Qc m= QcyMС - г) (1 - CN), o где QoyM— максимально возможная суммарная солнечная ра­ диация в кал/см2сутки, определяемая по таблице В. Н. Украин­ цева (табл. 19), и (1 — CN) — поправочный множитель на об­ лачность, где С — коэффициент, зависящий от формы облаков (обычно принимают С = 0,70 или С = 0,7 5 ), N — количество об­ лаков в десятых долях покрытия неба.

Таблица Максимальные возможные количества суммарной солнечной радиации (в кал/см2 сутки), по В. Н. Украинцеву Ш иро­ та, I II ш V VI VII VIII IX X XII IV XI град.

35 424 505 620 750 840 (880) 845 780 650 540 40 325 415 550 680 770 (810) 780 575 700 445 45 210 320 460 610 715 760 720 500 355 250 50 115 220 390 690 740 690 434 560 590 285 72 170 55 510 665 720 660 380 120 550 €0 50 130 286 645 700 640 512 475 180 80 65 2 85 240 446 637 690 615 460 280 130 30 — 58 200 647 710 610 70 445 420 — — — 75 — — 180 456 710 800 690 430 88 — — Если известно отдельно количество общей облачности (N0) и нижней облачности (NB), то выражение (1 — CN) вычис­ ляется по формуле П. П. Кузьмина (1 —СА/')==1 — 0,14(jVo— ЛГН — 0,67iVH ).

Для получения значений радиации на широтах, лежащих между приведенными в таблице, следует прибегать к графиче­ ской интерполяции. Необходимо иметь в виду, что величины радиации, приведенные в табл. 19, относятся к середине месяца, и поэтому для получения значений радиации на каждые сутки также необходимо пользоваться интерполяцией.

Для выбора значений альбедо воды рекомендуется пользо­ ваться т а б л.20.

Таблица Величины альбедо спокойной поверхности моря (в %), по П. П. Кузьмину и С. И. Сивкову Широ­ I II III та, IV V VI VII VIII X XI IX XII град.

75 34 16 10 8 9 12 25 70 54 12 7 8, 10 — — — 65 37 18 6 27 9 6 6 8 — — 5 60 47 26 13 7 6 5 6 32 5 55 6 5 6 15 27 19 50 23 14 8 5 4 4 5 5 7 11 7 45 17 14 5 4 4 11 6 40 12 5 4 4 6 4 4 5 7 10 35 7 4 4 4 4 4 5 6 8 И 30 6 4. 4 4 4 4 4 5 7 Величины альбедо в этой таблице даны в процентах для пря­ мой радиации, поэтому, пользуясь табл. 19, производят расчеты для безоблачного неба, причем, прежде чем подставить вели­ чины альбедо в формулу Зсол = СсумО - г ) ( 1 -С Л О, их надо разделить на 100. При грубых подсчетах альбедо воды (г) можно принять равным 0,10 или 0,15.

Эффективное излучение. Для того чтобы определить эффек­ тивное излучение, необходимо вычислить разность между длин­ новолновым (тепловым) излучением поверхности моря и встреч­ ным длинноволновым излучением атмосферы. Почти всегда излучение с поверхности моря больше встречного излучения атмо­ сферы (лишь в редких случаях, при большой мощности облаков, имеет место обратное явление). Поэтому, как правило, в резуль­ тате эффективного излучения море теряет тепло. Вследствие этого в уравнение теплового баланса величина эффективного излучения почти всегда входит с отрицательным знаком.

Эффективное излучение может быть рассчитано по следую­ щей эмпирической формуле:

3 „ з л = о ( 1 - с л / ’), где физл — эффективное излучение в кал/см2 мин, Е 0— эффек­ тивное излучение при безоблачном небе, С — коэффициент, опре­ деляющий влияние облачности на эффективное излучение, N -г- общее количество облаков.

Величину 2изл можно вычислить по «Океанологическим таб­ лицам» Н. Н. Зубова, 1957 г. (табл. 122, 124 и 127), причем сначала по табл. 122 определяется излучение моря (температура воды принимается равной температуре абсолютно черного тела), а затем по табл. 124 определяется встречное излучение безоб­ лачного неба. По разности этих величин вычисляется.Ео. Влия­ ние облачности (1 — CN2) можно рассчитать по табл. 127 в за­ висимости от общего количества облаков и широты места. По­ лученную величину следует умножить на 1440 (количество минут в сутках).

Испарение. Количество тепла, потерянного на испарение, пропорционально количеству испарившейся воды. Каждый испа­ рившийся грамм воды отнимает у оставшейся жидкости X кало­ рий, где X обозначает скрытую теплоту испарения, т. е. около 580—600 кал. Поэтому для определения количества тепла, за ­ траченного на испарение, обычно измеряют либо толщину слоя воды (в сантиметрах), испарившейся за некоторый промежуток времени, либо количество воды (в граммах), испарившейся с каждого квадратного сантиметра моря. Для подсчета толщины испарившегося слоя воды (в см/сутки) можно воспользоваться формулой В. С. Самойленко (табл. 130 «Океанологических таб­ лиц»), Способ расчета подробно изложен в § 5 главы XIV.

Количество тепла, теряемого поверхностью моря при испаре­ нии (или получаемое при конденсации), определяется умноже­ нием толщины испарившегося слоя на плотность воды и теплоту испарения (по табл. 131 «Океанологических таблиц»).

Конвективный теплообмен. Этот элемент теплового баланса в морях умеренного пояса играет меньшую роль, чем другие его компоненты. Конвективный теплообмен осуществляется в ре­ зультате непосредственного соприкосновения воздуха с водной поверхностью. Главную роль в развитии конвективного тепло­ обмена играет разность температур воды и воздуха, а также скорость ветра.

Для расчета количества тепла, затрачиваемого (или при­ обретаемого) морем в результате конвективного теплообмена, применима формула В. С. Самойленко ~ C hW h {tw t h), Q kohb где Qkohb — количество тепла в кал/см2сек1 затрачиваемого во­, дой (при tw t h) или приобретаемого (при tw th),-tw— темпе­ ратура воды (в градусах Цельция), th— температура воздуха на высоте h метров над поверхностью моря, Wh — скорость ветра в м/сек, измеренная на том же уровне, Ch — коэффициент теп­ лообмена (выбирается по табл. 128 «Океанологических таб­ лиц»2).

Перенос тепла морскими течениями (адвекция). Изучение этого вида теплообмена сводится прежде всего к изучению гори­ зонтальных перемещений масс воды и колебаний их теплового состояния. Действительно, для выяснения притока или потери тепла в том или ином районе за единицу времени достаточно знать: 1) какое количество воды U\ поступило в этот район и какова была ее средняя температура tu 2) какое количество воды U% ушло за то же время из изучаемого района и с какой средней температурой t2. Далее, простые вычисления позволяют установить количество поступившего или потерянного тепла Q ^ C iU ^ -U A ), где С — теплоемкость воды.

Практически производить расчеты адвективной составляю­ щей баланса по этой простой схеме весьма затруднительно, так как морские течения и температура воды меняются как во вре­ мени, так и в пространстве в широких пределах. Поэтому для выполнения этих простых расчетов нужно располагать надеж­ ными, подробными и достаточно частыми наблюдениями над скоростями и направлением течений, а также данными о темпе­ ратуре воды на очень больших пространствах.



Pages:     | 1 |   ...   | 2 | 3 || 5 | 6 |   ...   | 14 |
 





 
© 2013 www.libed.ru - «Бесплатная библиотека научно-практических конференций»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.