Океанология. Часть I. Физические явления и процессы в океане - Безруков Ю.Ф.. Океанология. Часть I. Физические явления и процессы в океане - Б. Министерство науки и образования Украины Таврический национальный университет им. В. И. Вернадского

• Название: Министерство науки и образования Украины Таврический национальный университет им. В. И. Вернадского
• Анкор: Океанология. Часть I. Физические явления и процессы в океане - Безруков Ю.Ф..doc
• Дата: 27.05.2017
• Размер: 14.3 Mb.
• Имя файла: Океанология. Часть I. Физические явления и процессы в океане - Б.doc
• Тип: Документы; #8077
• Категория: Геология
• страница: 7 из 21

6. Основные физические характеристики морской воды

6.1. Плотность, удельный вес и удельный объем.

Уравнение состояния морской воды

Плотность является одной из основных характеристик мор­ской воды. Изменения плотности во времени и пространстве определяют распространение звука в воде, горизонтальную и вертикальную циркуляцию вод, перемешивание и устойчивость слоев в Мировом океане.

Плотность морской воды, в отличие от пресной, зависит от температуры, солености и давления, т.е.

ρ = f (T,S,P)

Эта формула в общем виде выражает уравнение состояния морской воды. Связь между плотностью воды и определяющими ее параметрами нелинейна, и простой теоретической формулы для нее еще не получено. Поэтому предложены приближенные уравнения состояния, по которым вычисляется плотность in situ.

Основным фактором, влияющим на плотность, является температура, поэтому для океанологических расчетов иногда применяют приближение Буссинеска:

ρ =1.028 (1 - βT),

где β – коэффициент, выражающий зависимость изменения плотности от изменения температуры (β приводится в Океанологических таблицах), T – температура воды, ρ – плотность в г·см^-3.

В настоящее время используется Международное уравнение состояния морской воды, принятое в 1980 г.

В этом уравнении плотность (ρ кг·м^-3) морской воды при давлении в одну стан­дартную атмосферу (Р = 0)вычисляется по температуре (Т⁰С) и соле­ности (S)согласно следующему уравнению:

ρ (Т, S, 0) = ρ_w + (8.24493·10^-1 – 4.0899·10^-3 Т + 7.6438·10^-5 Т² - 8.2467·10^-7 Т^-3 + 5.3875 ·10^-9 Т⁴) S ­- (5.72466 ·10^-3 – 1.0227·10^-4 Т + 1.6546 ·10^-6 Т² S^3/2 + 4.8314 ·10^-4 S²),

где ρ_w – плотность стандартной средней океанской воды, принятой в качестве эталона чистой воды, определя­ется как:

ρ_w = 999.842594 + 6.793952 ·10^-2 Т – 9.095290 ·10^-3 Т² + 1.001685·10^-4 Т³ –1.120083·10^-6 Т⁴ + 6.536332·10^-9 Т⁵.

Международное уравнение состояния морской воды при атмосферном давлении действительно в диапазонах солености от 0 до 42‰ и температуры от - 2 до +40⁰С.

Имеются и другие уравнения состояния морской воды, предложенные советскими учеными П.С.Линейкиным и О.И.Мамаевым.

В физике плотность определяется массой, содержащейся в единице объема, и имеет размерность г·см^-3. Морская вода при Т=20⁰С и S=35‰ имеет физическую плотность ρ = 1.024781 г·см^-3.

В океанологии используется специфическое определение плотности. Под плотностью морской воды в океанологии пони­мается отношение массы единицы объема морской воды при тем­пературе t в момент ее определения (in situ¹) к массе единицы объема дистиллированной воды при температуре 4⁰С.

Хотя численно плотность морской воды равна физической плот­ности ρ, понятие плотности, принятое в океанологии, не соответствует физическому понятию плотности. Океанологическое понятие плотности соответствует принятому в практике понятию удельного веса.

В физике удельный вес вещества определя­ется как вес единицы его объема.

Удельный вес морской воды для удобства сравнений и рас­четов имеет в океанологиидве формы выражения:

1. Удельный вес морской воды при температуре 17.5⁰С, от­несенный к удельному весу дистиллированной воды при той же температуре: ^.

2. Удельный вес морской воды при температуре 0⁰ C, отне­сенный к удельному весу дистиллированной воды при 4⁰С:S. Эту величину называют плотностью морской воды при температуре 0⁰ C.

Эти определения плотности и удельного веса отличаются от аналогичных физических по­нятий тем, что являются безразмерными величинами.

Так как плотность морской воды больше единицы (среднее зна­чение ρ для океанов равно 1,025 г·см^-3), а первый десятич­ный знак всегда нуль, для удобства записи и расчетов по пред­ложению Кнудсена были введены понятия условной плотности и удельного веса:

1) условная плотность морской воды:

σ_t= (- 1) × 1000

2) условный удельный вес при температуре 17,5⁰С:

ρ_17..5 = ( - 1) × 1000

3) стандартный условный удельный вес при температуре 0⁰С:

σ_о = (S - 1) × 1000

Например, значению физической плотности ρ=1,024781 г·см^-3 соответствует безразмерное значение условной плотности σ_t= 24,781.

Наиболее точным выражением для плотности морской воды являются эмпирические формулы, предложенные группой авто­ров (Кнудсен, Экман, Свердруп, Хессельберг). Каждая из этих формул устанавливает взаимосвязь плотности с одним или не­сколькими параметрами, а последовательное их применение по­зволяет вычислить плотность с учетом всех влияющих факторов.

Эти формулы приведены в Океанологических и Океанографических таблицах (Н.Н.Зубов. Океанологические таблицы: - Л.: Гидрометеоиздат, 1957; Океанографические таблицы. - Л.: Гидрометеоиздат, 1975). Достаточно просто условную плотность можно вычислить и по таблицам Калле и Торадэ (K.Kalle und H.Thorade “Tabellen und Tafeln fűr die Dichte des Seewassers (σ_t)”. – Hamburg, 1940).

При некоторых океанологических расчетах удобнее пользоваться не плотностью морской воды, а обратной ей величиной – удельным объемом:

=

Значения для морской воды всегда несколько меньше единицы, но больше 0,9, например при температуре 20°С и солености 35‰ = 0,97581 см³·г^-1. По предложению Н.Н.Зубова для сокращения записи введено понятие условного удельного объема: V_t = ( - 0,9) × 1000

Условный удельный объем V_t представляет собой безразмерную величину. Так, значению = 0,97581 соответствует V_t =75,81.

Плотности in situ, т. е. при температуре, солености и давле­нии в точке наблюдения, соответствует удельный объем in situ, который в форме условного удельного объема обозначается V_stp .

Океанологические таблицы для вычисления плотности и удельного объема in situ составлены таким образом, что удоб­нее определить условный удельный объем V_stp.Для этого сна­чала по соответствующей таблице находят по температуре и солености условный удельный объем V_t на поверхности моря, затем находят ряд по­правок, учитывающих влияние отдельно только давления δ_p, совместно температуры и давления δ_tp, солености и давления δ_spи суммарную поправку δ_stp. В результате V_stp получается как V_tс учетом всех поправок:

V_stp = V_t+ δ_p + δ_tp + δ_sp + δ_stp

Это формула Бьеркнеса, которой пользуются при практических расчетах условного удельного объема V_stp.

Для нахождения условной плотности и условного удельного объемаудобнее, чем таблицами, пользоваться специальными графиками - T, S-дuаграммами,на которых в поле координат «температура-соленость» прове­дены изолинии σ_t или V_t.

В природных условиях (in situ) морская вода находится на различных глубинах и подвер­жена воздействию гидростатического давления вышележащих слоев, которое вызывает сжатие воды и соответствующее уменьше­ние ее удельного веса (увеличение плотности). Поэтому при опре­делении истинных значений плотности и удельного объема морской воды, которые она имеет на глубине своего залегания, необходимо учитывать ее сжимаемость.

6.2. Давление и сжимаемость морской воды

Вес столба атмосферного воздуха с единичной площадью определяется как 1 бар (10⁵Па). Величину давления, равную 0,1 бара, называют дециба­ром, 0,001 бара - миллибаром. Нормальное атмосферное давление на уровне моря составляет 1.013 бар или 1013 мбар.

Ниже поверхности моря давление с глубиной быстро растет вследствие высокой плотности воды. Давление воды в океане уве­личивается на каждые десять метров глубины примерно на 1 бар. Следовательно, на каждый метр глубины давление увеличивается на один децибар. Это обстоятель­ство позволяет легко переходить от глубины, выраженной в метрах, к давлению, выраженному в децибарах: 1 метр глубины ≈ 1 дбар давления. Легко видеть, что глубине 1000 м ≈ соответствует давление 1000 дбар. Формальное соответствие глубины в метрах и давления в де­цибарах широко используется в океанологической практике для замены одной величины на другую.

Несмотря на высокое давление в глубинах океана, морская вода сжимается незначительно. Но даже из-за малой сжимаемости, уровень Мирового океана расположен примерно на 30 метров ниже уровня, который он бы занимал при несжимаемости воды.

Сжимаемость морской воды влияет на ее физические свойства и на некоторые процессы в океане. Так изменения плотности, связанные со сжимаемостью, существенны для циркуляции вод, распространения скорости звука.

Под действием давления вышележащих слоев происходит сжатие морской воды и уменьшение ее удельного объема αна величину . Отношение изменения удельного объема под действием давления к значению удельного объема αназывают истинным коэффициентом сжимаемости морской воды k. Следовательно,

k =

Коэффииент сжимаемости зависит от температуры, солености, давления и с их увеличением уменьшается.

Вместо истинного коэффициента сжимаемости при определении удельного объема α пользуются средним коэффициентом сжимаемости μ:

α = α_о (1 – μP),

где α_о - удельный объем на поверхности моря, P - давление.

6.3. Термические свойства морской воды

К ним относятся температура, удельная теплоемкость, теплопроводность, теплота испарения (конденсации) и теплота плавления (льдообразования), температура наибольшей плотности и температура замерзания морской воды, потенциальная температура.

Удельная теплоемкость определяется количеством тепла, которое необходимо затратить на нагрев 1 г вещества на 1⁰С. Удельная теплоемкость морской воды зависит от температуры, солености и давления и уменьшается с их увеличением.

Различают теплоемкость при постоянном давлении С_р и теплоемкость при постоянном объеме С_v. Для твердых тел и жид­костей более важной физической характеристикой является теплоемкость при постоянном давлении С_р, которая может быть практически измерена. Теплоемкость при постоянном объеме С_vимеет значение при изучении распространение звука в воде. В этом случае она определяется по теплоемкости при постоянном давлении, так как измерить ее непосредственно затруднительно. При расчетах используется отношение γ = С_р/ С_v приблизительно равное 1 для морской воды.

Теплоемкость воды выше, чем у большинства веществ (кроме водорода и жидкого аммиака). Воздух и горные породы имеют удельную теплоемкость значительно меньше, чем вода. Высокая теплоемкость воды по сравнению с теплоемкостью атмосферы и суши оказывает огромное влияние на характер тепловых и динамических процессов, протекающих в атмосфере и океане. Она способствует накоплению больших запасов тепла в теплую часть года в океане, которое затем постепенно отдается атмосфере зимой. При охлаждении на 1°С одного объема воды море отдает в атмосферу тепло, которое нагревает на 1°С более 3000 таких же объемов воздуха. Известно, что только верхний 10-метровый слой океана содержит тепла в 4 раза больше, чем вся атмосфера. Даже незначительные изменения температуры этого слоя связаны с мощными потоками тепла в атмосферу. Обладая способностью поглощать и высвобождать большое количество тепловой энергии, вода смягчает резкие колебания климата на Земле, особенно над самим океаном и прибрежными частями материков.

Теплопроводностью морской водыназывается количество тепла, переносимое в единицу времени через единичную площадку, расположенную перпендикулярно направлению градиента температуры, равного единице. Она наибольшая среди всех распространенных в природе жидкостей.

Теплопроводность морской воды характеризуется коэффициентом молекулярной теплопроводности, который возрастает с увеличением температуры и давления и уменьшением соле­ности. Но перенос тепла за счет молекулярной теплопроводности идет очень медленно, поэтому для Мирового океана основную роль играет турбулентная теплопроводность (передача тепла большими объемами воды при их вихревом движении), коэффи­циент которой в тысячи раз больше коэффициента молекулярной теплопроводности. Но даже на молекулярном уровне тепло передается через воду примерно в 100 раз быстрее, чем соли. Эта разница в скорости обеспечивает существование уникального механизма перемешивания, называемого двойной диффузией, благодаря которому массы воды в толще океана обмениваются теплом и солями.

Удельная теплота испарения (конденсации) морской воды – количество тепла, которое расходуется на превращение 1 г воды в пар при неизменной температуре.

Вода не переходит из одного состояния в другое просто так. Каждый переход требует затрат тепловой энергии, а общепринятой единицей для измерения тепловой энергии является калория. Чтобы превратить воду в пар, нужно сообщить ей определенное количество калорий тепла. Чтобы превратить пар в воду, от него нужно отнять столько же калорий.

По сравнению с другими веществами вода обладает очень большой теплотой испарения. 1 грамму нагретой до кипения дистиллированной воды нужно сообщить 540 кал, чтобы превратить ее в пар. Это достаточно большая величина – ее хватило бы на то, чтобы повысить температуру чашечки чая на 6^оС.

Испарение играет важную роль в теплообмене между океаном и атмосферой и является одним из основных климатообразующих факторов. С поверхности Мирового океана в среднем за год испаряется слой воды толщиной 1.2 м. При этом с поверхности океана вместе с паром передается в атмосферу громадное количество тепла – почти 25% поступающего от Солнца. Перенос пара в атмосфере играет определяющую роль в переносе в полярные районы избытка тепла, образующегося при поглощении солнечной радиации в тропиках. Процесс высвобождения этого скрытого тепла обеспечивает энергию для образования тропических циклонов, тайфунов и ураганов.

Удельная теплота плавления (кристаллизации) морской воды - количество тепла, необходимого для плавления 1 г морского льда данной температуры и солености. Теплота плавления как пресного, так и морского льда значительно больше, чем теплота плавления других веществ, за исключением аммиака. 1 г воды при замерзании и превращении в лед должен потерять около 80 кал, и, наоборот, столько же тепла высвобождается при таянии льда. Лед играет важную роль в концентрации тепловой энергии, переносимой вокруг земного шара. Во-первых, ледяной покров изолирует поверхностные воды океана от атмосферы. Вследствие этого океаны получают меньше солнечной радиации, т.к. значительная часть ее отражается ледяной поверхностью, но и меньше тепла уходит из океанов, поскольку океан изолирован льдом от атмосферы. Во-вторых, при образовании морского льда большая часть солей из него переходит в нижележащие слои воды, увеличивая ее плотность, что приводит к погружению воды и формированию новых водных масс. В масштабах всех океанов ежегодно замерзает и тает около 18000 км³ воды. Тепло, высвобождаемое или поглощаемое в процессе образования и таяния льда, дает существенный вклад в глобальный тепловой баланс Мирового океана.

Температура наибольшей плотности и температура замерзания морской воды.

Пресная вода имеет наибольшую плотность при +4⁰С и замерзает при 0⁰С. С повышением солености температура наибольшей плотности (Т_{мах.плт.}) и температура замерзания (Т_{замерз.})понижаются почти линейно (рис.4), причем температура наиболь­шей плотности понижается быстрее, чем температура замерзания. Из графика видно, что при значении солености S =24.695‰ кривые пересекаются, образуя характерную точку, в которой температура замерза-ния и температура наи­большей плотности равны: Т_{мах.плт} = Т_{замерз.} = - 1.33⁰ С.
Рис. 4. Температура наибольшей плотности и температура замерзания морской воды
При солености меньшей 24.695‰ температура наибольшей плотности лежит выше температуры замерзания, как и для пресной воды. Такие воды называют солоноватыми. При солености большей 24.695‰ температура наибольшей плотности лежит ниже температуры замерзания и такая вода никогда не достигает температуры наибольшей плотности, так как замерзает раньше. Воды с соленостью большей 24.695‰ называют морскими. Деление наэти два типа вод - солоноватыеи морские было сделано русским океанографом Н. М. Кни­повичем.

Морские воды в отличие от пресных и солоноватых с понижением температуры всегда увеличивают свою плотность вплоть до замерзания. Эти особенности влекут за собой различия в конвекции, замерзании, тепловом режиме в морских и солоноватых водоемах.

При замерзании морской воды происходит выделение соли из образовавшегося льда, из-за чего соленость незамерзшей воды возрастает. Но с увеличением солености понижается температура замерзания. Следовательно, одной из особенностей льдообразования в морской воде будет то, что этот процесс происходит только при непрерывном понижении температуры. В пресной же воде замерзание происходит при неизменной температуре 0⁰С.

Вторая особенность льдообразования в морской воде связана с точкой пересечения кривых температуры наибольшей плотности и температуры замерзания. Температура наибольшей плотности воды с соленостью меньше 24.695‰, так же как и пресной воды, лежит выше температуры ее замерзания. Поэтому процесс замерзания развивается в такой воде так же, как в пресной. Осенью начинается общее выхолаживание водоемов. Охлаждается, прежде всего, поверхностный слой, плотность воды которого при этом повышается, и вода с поверхности опускается вниз, а на ее место поднимается более теплая, но менее плотная вода. Благодаря перемешиванию вся толща воды достигает сначала определенной температуры (гомотермии), равной температуре наибольшей плотности. При дальнейшем охлаждении плотность воды поверхностного слоя начинает уменьшаться и перемешивание прекращается. Для образования льда в воде с соленостью меньше 24.695‰ оказывается достаточным ее охлаждение до температуры замерзания сравнительно тонкого поверхностного слоя.

Температура наибольшей плотности воды с соленостью большей 24.695‰ лежит ниже температуры ее замерзания. При охлаждении такой воды перемешивание во время замерзания не прекращается. Поэтому для образования льда необходимо охладить значительно больший по толщине поверхностный слой, чем при замерзании пресной и солоноватой воды.

Потенциальная температура.

Если под действием каких-либо факторов происходит сжатие или расширение объ­ема воды без теплообмена с окружающей средой, то оно сопровождается изменением температуры, которое называется адиабатическим. Опускающийся в глубину некоторый объем воды, попадая в область большого давления, сжимается, что приводит к адиабатическому повышению температуры. При подъеме воды происходит обратное явление. Температура, которую при­нимает вода, адиабатически охладившись при подъеме с глубины на поверхность, называется потенциальной температурой.

Для нахождения потенциальной температуры надо температуру in situ исправить адиабатической поправкой, приводимой в «Океанографических таблицах».

Для воды на глубине в несколько тысяч метров различия между температурой in situ и потенциальной температурой составляют несколько десятых долей градуса. Поскольку для изучения процессов в придонных слоях воды океанологам нужно знать температуру до сотых долей градуса, эта разница в температуре имеет решающее значение. Так, если 1 м³ с поверхности опустить на глубину 5 км, где давление в 500 раз выше атмосферного (5000 дбар), то этот объем уменьшился бы на 2%. Более того, при сжатии температура воды повысилась бы почти на 0,5^оС. Поскольку адиаба­тические изменения температуры морской воды невелики, для практических целей адиабатические поправки вычисляют на каждые 1000 м.

Уплотнение при смешении - увеличение плотности морской воды при смешении слоев, различающихся температурой и соленостью. Уплотнение при смешении обусловлено нелинейностью зависимостью плотности воды от ее температуры и солености, что вызвано перестройкой молекул воды при изменении этих величин. Вследствие нелинейной зависимости плотности от тем­пературы и солености вода может иметь одинаковую плотность при двух различных значениях температуры и солености.

Если смешать два объема воды в точках А и Б с одинаковой плотностью σ =27.00, один из которых имеет температуру 3.2⁰С и соленость 33.5‰, другой температуру 6.7⁰С и соленость 34.0‰, то смесь приобретает среднюю температуру 5.0⁰С и соленость 34.8‰, которым в точке С соответствует более высокая плотность σ =27.05 (рис.5). Как видно, плотность, соответствующая точке С, больше, чем в точках А и Б, т. е. наблюдается уплотнение при смешении. В результате смешения двух объемов воды произошло повышение плотности смеси.

Уплотнение при смешении вызвает конвекцию в море. Оно имеет большое значение в формировании глубинных и придонных вод океана.
Рис. 5. Уплотнение при смешении двух объемов морской воды

6.4. Диффузия и осмос

Частицы растворенного вещества в слабых растворах, каким является морская вода, отдалены друг от друга на большие расстояния. Находясь в неупорядо­ченном движении, они устремляются в сторону наименьшего сопро­тивления среды. Такой средой является либо чистый растворитель, либо вода с меньшей концентрацией солей. Поэтому, когда соприкасаются два раствора различной концентрации, частицы растворенного вещества начинают переходить из раствора с большей концентрацией в раствор с меньшей концентрацией. Переход будет продолжаться до тех пор, пока концентрации обоих растворов не выравняются.

Переход частиц из слоя в слой, осуществляемый без помощи механического перемешивания, назвается молекулярной диффузии.

Процесс молекулярной диффузии растворенных в воде веществ происходит очень медленно. Его интенсивность определяется соотношением: M = -, т.е. плотность потока вещества М (в см²с^-1) пропорциональна коэффициенту диффузии D и градиенту концентрации . Это уравнение выражает первый закон Фика².

Если под Sрассматривается соленость, то формула определяет диффузию солей, а если концентрация растворенных в воде газов, то диффузию газов.

Молекулярная диффузия не играет существенной роли при изучении реальных процессов в океане, так как коэффициент диффузии очень мал и им обычно пренебрегают.

Основным процессом, определяющим перенос солей и газов в океане в горизонтальном и особенно в вертикальном направлении, является турбулентная диффузия.

С соленостью морской воды связано физическое свойство - осмос, отсутствующее в дистиллированной воде. Это свойство имеет важное биологическое значение, обеспечивая проникновение в морские организмы необходимых им для питания веществ, растворенных в морской воде.

Явление осмоса наблюдается в том случае, когда раствор отделен от растворителя полупроницаемой пленкой, которая пропускает молекулы растворителя, но не пропускает молекулы растворенного вещества. В этом случае молекулы растворителя, стремясь выравнять концентрацию, начинают переходить в раствор, повышая его уровень до положения равновесия. Выравнивание концентраций по обе стороны такой мембраны возможно лишь при односторонней диффузии растворителя. Поэтому выравнивание всегда идёт от чистого растворителя к раствору или от разбавленного раствора к концентрированному. В результате этого создается давление на пленку, называемое осмотическим давлением. Оно равно избыточному внешнему давлению, которое следует приложить со стороны раствора, чтобы прекратить осмос, т. е. создать условия осмотического равновесия.

Величина осмотического давления, создаваемая раствором, зависит от количества, а не от химической природы растворенных в нем веществ. Чем больше концентрация раствора, тем больше создаваемое им осмотическое давление. Это правило носит название закона осмотического давления. Закон осмотического давления используется для расчета молекулярной массы данного вещества.

Растворы с одинаковым осмотическим давлением называются изотоническими или изоосмотическими. Если один раствор в сравнении с другим имеет более высокое осмотическое давление, его называют гипертоническим, а имеющий более низкое осмотическое давление - гипотоническим.

Осмос имеет важнейшее значение в биологических процессах, его широко используют при определении концентрации растворов, исследовании разнообразных биологических структур. Осмотические явления иногда используются в промышленности, например при получении некоторых полимерных материалов, очистке высоко минерализованной воды, для опреснения морской воды.