Если у вас возникли сложности с курсовой, контрольной, дипломной, рефератом, отчетом по практике, научно-исследовательской и любой другой работой - мы готовы помочь.
Предоплата всего
Подписываем
Глава VIII. Физические свойства морской воды.
В структуре Мирового океана морская вода представляет собой физическое тело глобальных размеров, свойства которого определяются вещественным составом, консистенцией, пространственным положением, взаимоотношением с другими геосферами Земли, специфическими механизмами передачи вещества и энергии.
Для характеристики физических свойств морской воды используются такие же категории состояния и такие же определения этих свойств, как и для твердых физических тел.
Главными показателями свойств воды и их изменений по площади и по разрезу являются плотность, давление, температура, соленость, содержание кислорода и др. В океанологии за ними утвердилось название гидрологических элементов. Горизонтальные и вертикальные изменения свойств морской воды обусловлены неравномерным проявлением природных процессов, формирующих эти гидрологические элементы. Величина изменений оценивается по величине градиентовх) Горизонтальные градиенты значительно меньше по величине, чем вертикальные градиенты, они измеряются километрами или морскими милями. Вертикальные градиенты выражены более контрастно и измеряются метрами.
В разрезах водной толщи градиенты проявляются в виде слоя скачка. Слой скачка того или иного гидрологического элемента характеризуется резко возросшей величиной по сравнению с выше или ниже расположенными смежными слоями. Широко распространены слои скачка плотности (пикноклин), температуры (термоклин), солености (галоклин), уровня карбонатной компенсации (лизоклин), кислородного минимума, атмосферного давления (бароклин) и др.
Плотность, удельный вес и удельный объем морской воды. Важнейшим гидрологическим показателем свойств воды является ее плотность. Общепринятое определение плотности основано на том, что любые тела одинакового объема, но состоящие из разных веществ, обладают различной массой и что плотность есть отношение массы тела к его объему. Записывается это отношение в виде формулы Р · m/v. Единицей измерения такой физической плотности является Р = кг/м3 – г/см3.
В океанологии данные о плотности морской воды имеют огромное значение. Распределение плотности в толще воды и ее периодические или закономерные изменения обусловливают и отражают разнонаправленную циркуляцию воды, перемешивание вод, устойчивость слоев, акустические и другие свойства.
Под плотностью морской воды понимается отношение массы единицы объема воды при температуре, которую вода имела в естественном состоянии (in situ), к массе единицы объема химически чистой (дистиллированной) воды при температуре 4оС и нормальном атмосферном давлении. Это отношение выражается символом: [S · to/4o]. Правильным также является следующее определение: плотность равна отношению массы единицы объема воды при температуре 0оС к весу единицы объема химически чистой воды при 4оС и используют символ [S · 0o/4o].
Наряду с плотностью, в океанологии применяется и такая важная характеристика морской воды как удельный вес. Удельным весом называется отношение веса тела, т.е. силы тяжести, действующей на тело, к его объему. Удельный вес любого вещества равняется весу 1 см3 этого вещества. Следовательно, удельный вес представляет собой силу, с которой 1 см3 вещества давит на опору под действием гравитационного притяжения. Единицей удельного веса служит вес 1 см3 дистиллированной воды при 4оС и нормальном атмосферном давлении. Удельный вес морской воды определяется при температуре 17,5оС и при 0оС.
Из физики известно, что плотность и удельный вес химически чистой (дистиллированной) воды приняты равными 1 (единице). Однако плотность и удельный вес обладают разными размерностями и различаются между собой как масса (плотность) и вес (удельный вес; сила тяжести, действующая на тело). Размерность плотности: [S]=г/см3; размерность удельного веса: [S·to/4o] = г/сек2 ·см3. В тех случаях, когда удельный вес измеряется в кгс/д3 (кгс – килограмм-сила), численные значения плотности и удельного веса совпадают.
В практической океанологии плотность не измеряют, а вычисляют через удельный вес. Для этих целей, для удобства сравнения расчетов используются две формы выражения удельного веса.
Первая форма: удельный вес морской воды, определенный при температуре 17,5оС и отнесенный к удельному весу дистиллированной воды такого же объема и при той же температуре, обозначается символом: ρ17,5 = [S·17,5o/17,5o].
Вторая форма записи характеризует отношение удельного веса морской воды при температуре 0оС к удельному весу дистиллированной воды при 4оС. Символом такой записи является σо=[S0o/4o]. Это то же самое, что и плотность морской воды при 0оС.
Данные определения плотности и удельного веса морской воды отличаются от аналогичных общефизических понятий тем, что они по определению являются безразмерными. Это очень удобно при решении многих задач практической океанологии.
Разница между плотностью (массой) тела и его весом (удельным весом) видна из следующего примера. Когда человек на ракете отправляется в космос, то по выходе ее из сферы влияния земного притяжения, т.е. из сферы влияния гравитационных сил, вес человека практически исчезает, а масса тела остается.
Плотность морской воды зависит от содержания солей, температуры и давления, под которым она находится. Существенные колебания плотности связаны с глубиной. Н.М.Книпович (1938) приводит таблицу 23, показывающую эту зависимость.
Таблица 23.
Зависимость плотности морской воды от глубины.
|
Глубина, м |
0 |
100 |
1000 |
3000 |
6000 |
10000 |
|
Плотность |
1,02810 |
1,02856 |
1,03274 |
1,04222 |
1,05694 |
1,07758 |
Как и плотность, удельный вес морской воды также зависит от температуры, солености, давления (глубины). Эта зависимость иллюстрируется таблицей 24.
Таблица 24.
Зависимость удельного веса стандартной морской воды от температуры и
солености при атмосферном давлении (сокращенный вариант) /54/.
|
Температура, оС |
С о л е н о с т ь, ‰ |
||||
|
0 |
5 |
20 |
35 |
40 |
|
|
0 |
0,999868 |
1,003940 |
1,016038 |
1,028133 |
1,032177 |
|
15 |
0,999129 |
1,002980 |
1,014471 |
1,026003 |
1,029865 |
|
20 |
0,998234 |
1,002037 |
1,013389 |
1,024794 |
1,028617 |
|
25 |
0,997075 |
1,000840 |
1,012077 |
1,023375 |
1,027166 |
Как видно из таблицы 24, абсолютные величины плотности и удельного веса морской воды из-за присутствия растворенных солей всегда больше единицы, а первый десятичный знак (знак после запятой) всегда нуль. Для удобства записи и расчетов было введено понятие условных единиц плотности и удельного веса. Используются следующие формулы М.Кнудсена:
Условная плотность морской воды: σt = (S · to/4o- 1)·103; условный удельный вес морской воды при температуре 17,5оС: ρ17,5 = (S ·17,5o/17,5o-1)·103; условный удельный вес морской воды при температуре 0оС, называемый стандартным удельным весом морской воды: σо = (S · 0o/4o – 1).103.
Рассмотрим следующие два примера применения этих формул.
1. Морская вода имеет плотность S · to/4o = 1,02856. Подставляя это значение в формулу σt= (S · to/4o -1)·103 получим σt=(1,02856-1)·1000=0,02856·1000=28,56. Условная плотность воды в данном случае записывается равной 28,56.
2. Удельный вес воды при температуре 17,5оС равен 1,013389. Используя формулу ρ17,5 = (S ·17,5/17,5 – 1)·103, получим ρ17,5 =(0,013389·1000)=13,389; условный удельный вес записывается равным 13,389.
Так как плотность и объем обратно пропорциональны друг другу, то в практической океанологии нередко вместо плотности используется обратная ей величина, называемая удельным объемом: α·· to/4o=1/S · to/4o. Н.Н.Зубов для сокращения записи предложил ввести понятие условного удельного объема, выражающееся формулой: Vt=(α· to/4o-0,9)·103. Цифра 0,9 введена по той причине, что удельный объем всегда меньше 1,0, но больше 0,9.
Результаты обработки большого массива данных, полученных на океанологических станциях в Мировом океане в Х1Х-начале ХХ веков, позволили комиссии Международного Гидрографического Бюро в составе М.Кнудсена, К.Форха и С.Серенсена установить соотношения между соленостью, хлорностью и удельным весом морской воды при 0оС и при 17,5оС. По этим зависимостям составлена таблица 15 «Соотношения величин Cl o/oo, S‰, и σо и ρ17,5», занимающая значительное место в сводном томе «Океанографических таблиц» (1975,с 21-44). Таблицы «Условная плотность (σt) морской воды» (1,7) /с.50-61/ и «Условный удельный объем (Vt) океанских вод» (1,8) /с.62-117/ содержат необходимые данные для определения по температуре и солености названных характеристик. С помощью таблицы 1,9 /с.118-125/ можно осуществить перевод условной плотности (σt) в условный удельный объем (Vt) и наоборот.
Величины условной плотности и условного удельного объема в таблицах 1,5-1,8 отнесены к поверхностному слою при атмосферном давлении, равному нулю. По мере углубления вода подвергается гидростатическому давлению, испытывает сжатие, уплотняется, что необходимо учитывать в соответствующих расчетах. Для этих расчетов в «Океанографических таблицах» приводятся также необходимые сведения по величине среднего коэффициента сжимаемости (µ · 109) морской воды от поверхности моря до заданной глубины /1,10; с.126-127/.
При определении условной плотности и условного удельного объема в водных толщах крупных акваторий используются т.н. Т-S диаграммы (рис.60-61). Они представляют собой систему линий равных значений σt, называемых изопикнами, или Vt в поле прямоугольных координат Тх) (температура) и S (соленость)
Пространственное распределение плотности. Плотность морской воды теснейшим образом связана с соленостью, температурой, испарением и атмосферными осадками (рис.62). Однако главную роль в изменении ее величины играют соленость и температура, причем за исключением экваториально-тропической зоны, температура главенствует в этих изменениях.
Рис. 62. Распределение по широтам в Атлантическом океане солености атмосферных осадков, испарения, плотности, температуры воды на поверхности и воздуха над ней (по Ю.М.Шокальскому) /из 62/.
На поверхности всех океанов плотность сравнительно закономерно возрастает от низких, экваториально-тропических широт к субполярным и полярным областям. Как видно из рис.63 в экваториально-тропической зоне условная плотность поверхностного слоя воды колеблется в северной ее половине от 22 до 23, а в южной – от 23 до 24 единиц. Высокие значения удельной плотности свойственны водам Северного Ледовитого (26 и выше) и Южного океанов (27 и выше). Наибольшая условная плотность выявлена в воде к юго-западу от архипелага Шпицберген, где она превышает 28 единиц. В этот район проникают высоко соленые воды Северо-Атлантического течения. Аномально высокая удельная плотность обнаружена также в водах Красного моря, Персидского залива, Ормузского пролива.
Наиболее низкие величины условной плотности выявлены в поверхностных водах Панамского залива и смежных районов Тихого океана. Восточные районы экваториально-тропической зоны Тихого океана отличаются пониженной соленостью, здесь вода распресняется за счет огромной массы атмосферных осадков в условиях высокой температуры.
По разрезу водной толщи условная плотность воды возрастает от минимальных значений σt = 22,0 и даже менее в верхнем слое до σt = 28,0 на глубине как минимум 2800 м. Ниже этого уровня условная плотность продолжает расти, но очень медленно. Величина условной плотности наибольшие изменения испытывает в поверхностном слое при
Рис. 63. Распределение условной плотности (σt) воды на поверхности океанов в августе /по 3/. Условные обозначения: 1-линии равных значений условной плотности; 2-линии профиля С-Ю
мерно до глубины 250 м практически на всей акватории океана (рис.64). Книзу, примерно до глубины 1500-1900 м абсолютная величина -плотности увеличивается от 1,2700 до 1,02780, а глубже 2800 м это увеличение учитывается только шестым знаком после запятой, т.е. является ничтожно малым.
________________________________________
х) отметим, что строчная буква t указывает температуру только в символах стандартного обозначения условной плотности σt, условного удельного объема (Vt), удельного веса. Во всех остальных случаях температура воды обозначается буквой Т.
Плотность воды глубинной и придонной структурных зон является максимально большой только в областях высоких широт. В воде отсутствуют слои скачка плотности, она по этому показателю гомогенна. Холодная и тяжелая вода из арктической (и антарктической) области погружается вниз и устремляется в экваториально-тропическую область. Глубинные воды Гренландско-Норвежского суббассейна СЛО и Северной Атлантики рассматриваются в качестве материнских водных масс всех океанов, т.к. они являются самыми холодными и самыми тяжелыми водами Мирового океана.
Рис. 64. Распределение плотности воды по разрезу С-Ю в Атлантическом океане в августе /по 3/. Условные обозначения: 1-линии равной плотности воды и ее абсолютные значения; 2-рельеф донной поверхности.
Слой скачка плотности – пикноклин. Колебания величины плотности обусловлены разными причинами. В поверхностной структурной зоне они связаны с сезонными климатическими процессами, в глубинной и придонной зонах главную роль играют температура и соленость. Изменения выражаются появлением или разрушением слоя скачка плотности – пикноклина.
В экваториально-тропической области постоянное присутствие сезонного пикноклина обусловлено наличием нагретого до 27-28оС распресненного поверхностного слоя воды. В то же время в зоне пассатов сезонный пиклоклин появляется редко и вскоре быстро разрушается вследствие интенсивного испарения и осолонения верхнего слоя, которое вызывает конвекцию воды.
Слой скачка плотности в водах умеренных широт возникает в летнее время при нагревании верхних слоев воды. В осенне-зимний период он разрушается, потому что охлажденные и более плотные воды поверхностного слоя начинают опускаться вниз.
В субполярных и полярных областях характер изменения плотности также обусловлен сезонными явлениями. Слой скачка плотности появляется в этих областях в результате весенне-летнего прогрева поверхностного слоя и его распреснения при быстром таянии льда. Верхняя граница пикноклина находится вблизи водной поверхности.
Глубина верхней границы сезонного пикноклина варьирует в широких пределах – от 17-20 м до 100-120 м. Как правило, верхняя граница выражена резко, на ней градиент плотности возрастает скачкообразно. Нижняя граница обычно расплывчатая потому, что плотность воды в низах слоя скачка существенно уменьшается.
В интервале океанской толщи воды от 500-600 м до 1800-2000 м располагается постоянный слой скачка плотности, называемый главным пикноклином. Главный пикно-клин обычно находится на границе водных масс с разными и резко выраженными характеристиками гидрологических элементов. Особенно выразительными являются температура и соленость.
Перемешивание и устойчивость слоев морской воды. С распределением плотности связано понятие об устойчивости слоев морской воды. В том случае, если плотность морской воды равномерно нарастает сверху вниз по вертикальному разрезу, то вода находится в устойчивом состоянии, т.е. имеет место вертикальная устойчивость воды. Устойчивое состояние воды сопровождается молекулярным перемешиванием, которое вызывается хаотическим тепловым движением молекул. При этом происходит выравнивание величин гидрологических элементов, других свойств воды во всех направлениях. Величина молекулярного перемешивания ничтожно мала и ею при расчетах обычно пренебрегают.
Интенсивное изменение величин гидрологических элементов вызывается турбулентным перемешиванием. Турбулентное перемешивание проявляется в виде вихрей, в которых частицы воды непрерывно меняют свое положение. Такое перемешивание возникает в результате трения движущихся с разной скоростью слоев при волновых, приливо-отливных, сгонно-нагонных, штормовых и других перемещений воды. При этом горизонтальная составляющая перемещений частиц значительно превосходит вертикальную составляющую, поскольку в последнем случае совершается работа против сил притяжения.
Важнейшим видом является конвективное перемешивание, проявляющееся вертикальным обменом вод, обменом физико-химических свойств и вещественным составом. Такой вид перемешивания может происходить одновременно с турбулентным или независимо от него.
Механизм конвективного перемешивания обусловлен распределением слоев морской воды с разной плотностью. Если верхний слой воды по какой-то причине становится более плотным и «тяжелым», то это нарушает нормальную стратификацию водной толщи, стимулирует перемещение такой воды книзу до такого уровня, где выше ее будет располагаться слой воды с меньшей, а ниже – с большей плотностью. Такое перемешивание приводит к возникновению многих типов движений воды и в горизонтальном и в вертикальном направлениях. Конвективное перемешивание охватывает всю толщу воды, характеризуется относительно невысокими скоростями, оказывает огромное влияние на все процессы, протекающие в морях и океанах. Особенно важное значение имеют вертикальные перемещения воды в обоих направлениях, поскольку с ними связаны процессы передачи кислорода, биогенных элементов, питательных солей ко дну и к поверхности, формирование структуры водных толщ океанов и морей. Глубина конвективного перемешивания колеблется от первых десятков метров до двух-четырех тысяч метров, а иногда достигает и дна. Интенсивность такого перемешивания усиливается вместе со значительным ростом плотности. В масштабе Мирового океана глубина проникновения конвективного перемешивания увеличивается от экваториально-тропической области к арктической и антарктической областям.
Температура наибольшей плотности и замерзания. Как уже отмечалось, основную роль в формировании гидрологического состояния водной толщи играют соленость и температура. Это хорошо видно из анализа процесса такого широко распространенного явления как замерзание воды верхнего слоя в поверхностной структурной зоне. На рис.65 изображено соотношение температуры замерзания и температуры наибольшей плотности воды пресноводного, солоноватого и морского водоемов, установленное еще в начале ХХ века /35/. Вертикальная линия на этом рисунке обозначает изменение температуры химически чистой (дистиллированной) воды с минимальной (0,3‰) соленостью. Такая вода замерзает при 0оС, а температура наибольшей плотности равна 4оС (3,8оС). При постепенном осолонении воды (горизонтальная линия, на которой показаны величины содержания хлора и солености) происходит понижение как температуры наибольшей плотности, так и температуры замерзания. Однако первая из них понижается быстрее, чем температура замерзания.
В пресноводном бассейне охлажденная до 4оС вода поверхностного слоя при дальнейшем понижении температуры до 0оС быстро замерзает, становится легче подстилающей воды. При этом сохраняется стабильная стратификация слоев воды, вода обладает вертикальной устойчивостью.
При насыщении воды солями до 24,695‰ и соответственно при увеличении содержания хлора до 13,67% температура наибольшей плотности и температура замерзания становятся одинаковыми и равными 1,332оС. Воды, соленость которых больше 0,3, но меньше 24,695‰, называются солоноватыми. Как следует из графика (рис.65), их замерзание происходит примерно так же, как и пресной воды. При заданных условиях никакого вертикального перемешивания в водоеме с солоноватой водой не будет.
Рис. 65. Связь температуры наибольшей плотности и температуры замерзания морской воды с соленостью /по 35, с добавлениями/.
При солености воды выше 24,695‰ она считается типичной морской водой. Температура наибольшей плотности для воды с содержанием солей выше 24,695‰ в природе не существует; температура воды ниже –2оС в естественных условиях практически не наблюдалась. Температура морской воды, соленость которой выше 24,695‰, имеет более высокую температуру замерзания по сравнению с температурой наибольшей плотности. До самого момента замерзания плотность морской воды с понижением температуры увеличивается и верхние охлажденные слои воды опускаются вниз, а снизу на поверхность поднимаются менее плотные и более теплые воды. Это препятствует образованию льда в поверхностном слое морской воды. Морской воде с указанными гидрологическими характеристиками свойственны процессы интенсивного вертикального перемешивания. Оно осуществляется везде, где охлаждающаяся вода поверхностного слоя становится более плотной и превышает плотность нижерасположенного слоя.
Н.Н.Зубов назвал толщу воды, в которой при конвективном перемешивании не происходит образование льда, критической глубиной вертикальной зимней циркуляции.
По величинам гидрологических элементов, моментам наступления процессов образования льда и повышенного осолонения поверхностного слоя воды, по особенностям климата и его изменениям различают пять типов конвективного перемешивания. Это арктический (СЛО и Южный океан), полярный (моря высоких широт), субполярный (незамерзающие районы океанов с большими амплитудами годового хода температур), субтропический (субтропические области Мирового океана) и тропический (осолонение морской воды за счет испарения, районы океанов и морей с отрицательным пресным балансом).
Практическое использование данных о плотности. Данные о плотности широко используются в практической океанологии при вычислении скорости и направления морских течений, для выделения и характеристики водных масс, для оценки биологических процессов и уточнения биологической структуры и т.п.
В морском судостроении при расчетах осадки судов и в морской навигации знание распределения плотности воды по морским трассам, ее колебания по климатическим сезонам и по глубине имеют огромное значение. Наличие резко выраженного слоя скачка плотности в поверхностной структурной зоне, глубина его верхней границы дают судоводителям возможность избегать районов с «мертвой водой» и с «жидким грунтом». Высокое положение верхней границы пикноклина приводит к потере хода судов с большой и повышенной осадкой в тех районах морей и океанов, где разгружаются мощные речные артерии. Когда постепенно погружающаяся подводная лодка достигает слоя скачка плотности, когда ее общий вес и плотность воды уравновешиваются, лодка перестает опускаться и лежит на своеобразном слое воды, который мореходы называют «жидким грунтом».
Знание о плотности и ее распределении по разрезу водной толщи используется в морской биологии и морской геологии.
На верхней границе слоя скачка плотности в поверхностной структурной зоне концентрируются скопления диатомовых водорослей, кокколитофорид, динофлагеллят, частички мягких тканей отмерших организмов, органогенный детрит, бактериопланктон. Эти образования количественно превосходят аналогичные формы в наиболее освещенных водах фотического слоя. Наряду с фитопланктоном, в слое скачка плотности эти остатки организмов обеспечивают высокое содержание в воде растворенного и рассеянного органического вещества, азота, фосфора, СО3, СаСО3, кислорода. Верхняя граница слоя скачка плотности по всей океанской толще отмечена присутствием в том или ином количестве терригенных частиц, поступивших сюда разными путями.
Давление. Поверхность жидкости всегда перпендикулярна действующей на жидкость силе, поэтому, находясь в поле силы тяжести, она всегда горизонтальна и располагается на одном уровне. Давлением называется отношение силы, действующей перпендикулярно поверхности, к площади этой поверхности. Давление измеряется в ньютонах на квадратный метр [p = H/м2], в паскалях [Па = кг(м . с2)] или барах. Величина бара равна 105Па, десятая часть бара называется децибаром, а тысячная часть – миллибаром.
В каждой жидкости, в том числе и в морской воде, существует давление, обусловленное ее собственным весом. В столбе воды высотой 10 м давление на основание этого столба составляет 105 Па, т.е. равно 1 бару. При увеличении глубины на 1 м давление увеличивается на 1 децибар. Глубина в метрах численно равна давлению в децибарах. Соответствие глубины в метрах и давления в децибарах позволяет заменять одну величину другой. На этой основе составлена таблица 1.43 «Гидростатическое давление на различных глубинах» /51/. При составлении этой таблицы было принято во внимание влияние на величину давления солености, температуры и плотности морской воды in situ и, главное, - глубина океана. Однако влияние этих характеристик незначительно. Так, изменение температуры на 2оС вызывает изменение давления не более чем на 0,04%, а изменение солености на ±2‰ приводит к изменению давления всего на +0,15%. Столь же мало влияние на давление и широты места его определения.
Следует отметить, что для получения абсолютного давления на глубинах необходимо к гидростатическому давлению прибавить атмосферное давление 1, 033 кгс.см-2.
Сведения о давлении имеют большое значение в морской биологии и морской геологии.
Морские организмы занимают весь объем Мирового океана. Некоторые из них приспособились к жизни на определенных батиметрических уровнях. Другие совершают вертикальные миграции, обнаруживая способность выносить очень значительные и довольно быстрые изменения давления, температуры, солености, содержания кислорода. Этими способностями обладают многие виды планктона и нектона, в том числе и такие крупные млекопитающие как настоящие (усатые) киты, зубатые киты-кашалоты и др. Приспособляемость морских организмов к временной или постоянной жизни на больших глубинах и при огромных давлениях объясняется для млекопитающих наличием у них мощного легочного аппарата и механизма быстрого перемещения из легких в кровь большого количества газов в условиях очень высоких давлений, и также быстрого их выделения из раствора крови при понижении давления. Для беспозвоночных и некоторых видов рыб жизнь на больших глубинах и под огромным давлением контролируется установлением одинакового давления жидкости в клетках организмов и во вмещающей эти организмы водной толще.
Геологическое значение давления и изменений его величины состоит в необходимости учета его влияния на условия накопления осадков, формирования разрезов донных отложений, на течение процессов диагенеза. Поверхностный слой донных отложений находится под воздействием гидростатического давления. Оно обусловлено только потенциальной энергией иловой (поровой) воды, которая соответствует весу столба воды над этими отложениями. Минеральные частицы поверхностного слоя донных отложений не испытывают давления водного столба, между ними нет жестких контактов, они находятся как бы во взвешенном положении. Поэтому морские и океанские волны, длина которых больше глубины данного моря или какой-то части океана, достигая дна, взмучивают осадок, легко нарушают его текстуру, разрушают ранее накопившееся слойки и слои, выносят из определенных районов частицы осадка, формируют интервалы стратиграфических перерывов и несогласий в разрезах донных отложений.
В том случае, когда минеральные частицы жестко соприкасаются друг с другом, они начинают испытывать давление вышележащих осадков и, что особенно важно, давление столба морской воды над ними. Это приводит к сокращению объема порового пространства и к дегидратации осадка. Такое давление называется геостатическим. Геостатическое давление представляет собой сумму потенциальных энергий столба морской воды и верхнего слоя донных отложений – с одной стороны, а с другой – кинетической энергии жидкости, перемещающейся в порах уплотняющегося осадочного слоя. При дегидратации поровая вода вытесняется из осадка в наддонную воду, сдвигает и изменяет при этом положение ранее отложившихся минеральных частиц, обусловливает появление в поверхностном слое осадков беспорядочной текстуры.
Сжимаемость. Долгое время считалось, что вода, как и другие жидкости, несжимаема. В 1661 году группа ученых из академии наук Флоренции выполнила оригинальный опыт, чтобы испытать сжимаемость воды. Тонкий полый золотой шар был наполнен водой, герметически закрыт и подвергнут давлению с целью изменить его форму. В результате было обнаружено, что вода прошла сквозь поры золота и появилась в виде росы на внешней поверхности шара. С тех пор этот опыт повторяли много раз на шарах из других металлов и получали тот же результат. Поэтому и утвердилось мнение о несжимаемости воды и других жидкостей.
Однако впоследствии это мнение было опровергнуто экспериментальными данными и теоретическими расчетами. Вместе с тем удалось доказать, что жидкости обладают исключительно малой, просто ничтожной сжимаемостью. Объясняется это тем, что очень трудно заметно сжать подвижные молекулы в жидкостях. Это можно сделать только с помощью очень больших давлений. Было установлено, что относительное изменение объема прямо пропорционально изменению прилагаемого давления. Отсюда сжимаемостью жидкости (морской воды) называется отношение относительного изменения объема к изменению давления, вызвавшему это изменение. Величина сжатия измеряется обратными паскалями [1/Па = м2/Н].
Сжимаемость морской воды почти не зависит от температуры и давления, но как это видно из таблицы 25, она больше зависит от ее солености. Сжатие или то же самое, что уменьшение удельного объема морской воды обусловлено давлением столба воды. Отношение изменения удельного объема под действием давления к значению исходного
Таблица 25
Средний коэффициент сжимаемости µ . 109 морской воды от поверхности моря
до заданной глубины (упрощенный вариант таблицы 1.10) /51/.
|
Р |
t |
S, ‰ |
|||
|
0 |
34 |
35 |
40 |
||
|
0 |
0 |
5108 |
4669 |
4657 |
4598 |
|
0 |
15 |
4693 |
4352 |
4343 |
4297 |
|
5000 |
0 |
4311 |
4300 |
4248 |
|
|
10000 |
0 |
4016 |
4007 |
удельного объема называется истинным коэффициентом сжимаемости. В практической океанологии вместо истинного коэффициента сжимаемости пользуются средним коэффициентом сжимаемости. Оба коэффициента берутся со знаком минус.
Несмотря на то, что сжимаемость морской воды ничтожно мала, она тем не менее существенно влияет на вертикальное распределение плотности, удельного объема, скорости звука, на адиабатические изменения температуры, устойчивость слоев и некоторые виды течений. Подсчитано, что при внезапном прекращении действия силы тяжести уровень Мирового океана мгновенно повысился бы на 30,4 метра.
Диффузия. Молекулы морской воды находятся в постоянном движении. Самостоятельное изменение положения молекул в растворе называется диффузией. Если перемешиваются молекулы одного вида, то этот процесс именуется самодиффузией, а когда смешиваются молекулы разных видов, то это будет собственно диффузия. Диффузии подвержены газы, жидкости и твердые тела, причем ее скорость убывает в этом же порядке. Скорость диффузии во всех агрегатных состояниях вещества зависит от температуры.
Растворенные в морской воде вещества и газы перемещаются в толще воды как за счет диффузии, так и самодиффузии. Течение этих процессов полностью зависит от концентрации минеральных и органических веществ. Диффузия происходит во всех направлениях, независимо от движения воды, даже против направления силы тяжести. Длительность диффузии определяется моментом выравнивания концентраций растворенных в морской воде соответствующих компонентов.
Диффузия протекает очень медленно, ее коэффициент не превышает величину 2.10-5 см2/с. Этим она резко отличается от процесса перемешивания частиц воды и растворенных в ней частиц различных веществ.
Процессами диффузии охвачены огромные массы морской воды. В океанах, например, диффузия обеспечивает грандиозное явление передачи кислорода и в глубокие слои и в горизонтальном направлении.
Сложные явления ограниченной передачи кислорода и других газов в глубокие слои без больших перемещений в горизонтальном направлении наблюдаются в водоемах с резкими различиями в солености между верхними и более глубокими слоями. Примером могут служить Черное море, впадина Кариако, некоторые фьорды Норвегии и др.
Геологическое значение процесса диффузии еще окончательно не выявлено. Однако можно совершенно определенно говорить о важной роли этого явления в формировании кристаллохимического и геохимического содержания поверхностного слоя донных отложений. На границе донный осадок - придонная вода происходит активный, хотя и очень медленный обмен химическими компонентами. Конкретным выражением этого процесса являются многочисленные конкреции, гели, новообразования аутигенного вещества.
Диффузия играет огромную роль в биологических процессах, особенно в формировании и жизни клеток организмов всех уровней.
Осмос. Осмос представляет собой частный случай односторонней диффузии молекул растворителя. Наличие в растворителе растворенного вещества приводит к понижению температуры замерзания, к изменению давления насыщающего пара, к повышению температуры кипения и др. Процесс изменения этих и некоторых других физических свойств растворителя связан с существованием в растворе специфического типа давления, которое называется осмотическим. Осмотическое давление является давлением расширения, создаваемым молекулами растворенного вещества. Осмотическое давление проявляется только при наличии между двумя емкостями полупроницаемой перегородки-мембраны; она должна быть проницаема для растворителя и непроницаема для растворенного вещества. Процесс проникновения растворителя через полупроницаемую мембрану называется осмосом. В результате такого процесса происходит выравнивание уровней жидкости из растворов различной концентрации в емкостях и неорганической и органической природы.
Величина осмотического давления возрастает с увеличением температуры, но особенно сильно – с увеличением солености (табл.29, рис.66).
Таблица 26.
Осмотическое давление (10-5Па) морской воды (упрощенный вариант
таблицы 1.31) /51/.
|
S‰ |
T |
Примечание |
|||||
|
0 |
5 |
15 |
20 |
25 |
30 |
||
|
1 |
0,67 |
0,68 |
0,71 |
0,72 |
0,73 |
0,74 |
|
|
8 |
5,22 |
5,31 |
5,50 |
5,60 |
5,69 |
5,80 |
Балтийское море |
|
18 |
11,81 |
12,03 |
12,46 |
12,68 |
12,90 |
13,11 |
Черное море |
|
38 |
25,53 |
26,00 |
26,94 |
27,41 |
27,87 |
28,34 |
Средиземное море |
|
40 |
26,94 |
27,44 |
28,42 |
28,92 |
29,41 |
29,91 |
Красное море |
Рис. 66. Изменение осмотического давления с соленостью при 0оС /по 27/.
Осмотическое давление играет огромную роль в жизни морских организмов. Оно обеспечивает их жизнеспособность, приводя в соответствие осмотическое давление внутри клеток с соленостью морской воды, в которой находятся эти организмы. Нарушение этого соответствия оборачивается гибелью организмов, если они не обладают специальными органами для быстрого выравнивания внутреннего давления.
В морской геологии осмотическое давление учитывается, например, при формировании гидрохимического состава водных растворов в отшнурованных от моря лиманах, лагунах, себхах, маршах и др. Обычной преградой между морем и этими мелкими водоемами служат перемычки песчано-алевритового состава, через которые осуществляются природные процессы диффузии и осмоса.
В современном промышленном производстве явление осмоса нашло применение в механизмах для очистки сточных вод, в сложных технологических схемах опреснения морской воды и др.
Вязкость. Способность жидкостей (в т.ч. и морской воды) и газов оказывать сопротивление при перемещении одной их части относительно другой называется вязкостью. Вязкость морской воды обусловлена внутренним строением воды. В толще морской воды вязкость проявляется в том случае, если отдельные ее слои движутся с разной скоростью или в разных направлениях. При этом более быстрые слои тормозятся более медленными. Количественно вязкость характеризуется коэффициентом вязкости. Различают коэффициент динамической молекулярной вязкости, измеряемый в системе СИ паскаль.секундой [(Па.с) = Н.с/м2=кг(м.с)], и коэффициент кинематической вязкости (м2/с). Величина, обратная динамической вязкости, называется текучестью. Кинематической вязкостью называется отношение динамической вязкости к плотности среды. Количественно она определяется произведением коэффициента динамической молекулярной вязкости на удельный объем жидкости.
Молекулярная вязкость морской воды крайне мала. В практической океанологии она учитывается при расчетах ламинарного движения, скорости осаждения частиц при отсутствии конвективного движения и др. Вязкость морской воды незначительно возрастает с повышением солености, но резко уменьшается с повышением температуры (рис.67). Давление оказывает меньшее влияние на вязкость. Уменьшение вязкости воды с повышением температуры приводит к некоторому увеличению скорости осаждения твердых частиц и некоторых организмов планктона в низких широтах океанов. Этим частично объясняется наличие на раковинах и панцирях большинства видов планктона различной формы усиков, шипов, выступов и других отростков, увеличивающих их поверхность и регулирующих скорости своего оседания.
Рис. 67. Изменение с температурой коэффициента вязкости чистой воды и морской воды с соленостью 35‰ при нормальном атмосферном давлении /по 27/.
Поверхностное натяжение. Поверхностным натяжением или плотностью поверхностной энергии называется отношение работы, требующейся для увеличения площади поверхности, к величине приращения площади. Оно измеряется в системе СИ джоулем на м2 [Дж/м2=Н/м=кг/с2)]. Поверхностное натяжение обусловлено силами притяжения между молекулами. Сила притяжения между молекулами внутри жидкости взаимно компенсируется, в то время как на молекулы, находящимися вблизи поверхности, действует некомпенсированная результирующая сила, направленная внутрь от поверхности жидкости (рис.68). Чтобы переместить молекулу из глубины на поверхность жидкости, надо совершить работу против этой результирующей силы. Из-за этого молекулы на поверхности жидкости обладают определенной потенциальной энергией, называемой поверхностной энергией. Значение этой энергии минимально, если на жидкость не действуют внешние силы. В этом случае минимальна и площадь самой поверхности. Примером может служить капля жидкости в невесомости, имеющая форму шарика, т.е. тела с минимальной площадью поверхности.
Рис. 68. Распределение сил притяжения (сцепления) между молекулами в поверхностной пленке воды /по 27/.
Межмолекулярные силы притяжения создают сцепление жидкости. Поэтому молекулы, находящиеся вблизи поверхности, стремятся уйти внутрь, из-за чего площадь поверхности сокращается. Как уже указывалось ранее, поверхностное натяжение воды аномально велико (табл.9. Благодаря этому свойству капля воды имеет форму шара, в сосудах образуется мениск, происходит прилипание воды к твердым поверхностям и т.д.
В практической океанологии величина поверхностного натяжения учитывается при характеристике процесса и видов волнения, зыби, поверхностной пленки воды и др. На величину поверхностного натяжения оказывают влияние соленость (рис.69), особенно – температура, многие поверхностно активные вещества, находящиеся в воде. К ним относятся, например, такие продукты жизнедеятельности организмов как аминовые и гумусовые кислоты - жирные кислоты, а также алифатические спирты, жиры, различные углеводороды.
Рис. 69. Изменение поверхностного натяжения морской воды в зависимости от её солености при 30оС (штриховая кривая по Флемингу и Ревеллу, сплошная – по Гудару) /по 27/.
Аминовые и гумусовые кислоты увеличивают, а все другие указанные вещества уменьшают поверхностное натяжение. С появлением на воде поверхностно активных веществ связано распространение морских сликов, дорожек, полос и других следов присутствия этих компонентов.
Электрические свойства. Морская вода электрически нейтральна, так как каждый элемент ее объема содержит одинаковое (по 0,58) число грамм-эквивалентов как для катионов, так и для анионов /27/. Эти элементы вместе с молекулами участвуют в тепловом движении, их перемещения взаимно компенсируются и в абсолютно чистой воде не порождают электрического тока. Однако морская вода является электролитом и ее движение в магнитном поле Земли создает в результате индукции электродвижущие силы (ЭДС). Эти ЭДС порождают разность потенциалов и электрический ток.
Электрические свойства морской воды характеризуются ее удельным сопротивлением, обратной ей величиной – удельной проводимостью электролита, предельной эквивалентной проводимостью (электрохимической проводимостью).
Удельная проводимость пропорциональна концентрации солей в воде.
Эквивалентная проводимость есть отношение проводимости к грамм-эквиваленту соли и она может иметь значение только для полностью диссоциированных электролитов. Эквивалентная проводимость убывает, если увеличивается концентрация соли и, наоборот, возрастает с уменьшением концентрации.
В очень разбавленных растворах эквивалентная проводимость стремится к некоторой постоянной величине, получившей название предельной эквивалентной проводимости. Такими свойствами обладают воды опресненных участков морских бассейнов
Морская вода является очень сложным и концентрированным раствором с весьма разнообразными взаимодействиями ионов и это оказывает огромное влияние на их подвижность.
Электропроводность морской воды в максимальной степени зависит от температуры и солености. Как видно из таблицы 27 электропроводность увеличивается с ростом температуры меньше, чем с ростом солености. Например, при возрастании температуры от 0 до 25оС при значении солености от 6 до 40‰ электропроводность увеличивается только в 1,8 раза, а при росте солености при одной и той же температуре – в 5,6 раза. Эта разница возникает вследствие того, что при начале возрастания температуры в морской воде, как в веществе с ионной электропроводностью, происходит дополнительная диссоциация и, кроме того, понижение вязкости. Однако при дальнейшем росте температуры возможно снижение диэлектрической проницаемости, а это может стать причиной уменьшения электропроводности.
Таблица 27.
Электропроводность морской воды (Ом-1. см-1.105). Для перевода в единицы CИ умножить на 1,11265.10-17 Сu/м..
|
to C |
S ‰ |
||||||
|
6 |
10 |
16 |
20 |
30 |
36 |
40 |
|
|
0 |
574 |
924 |
1423 |
1905 |
2527 |
2979 |
3276 |
|
5 |
664 |
1067 |
1643 |
2015 |
2912 |
3432 |
3732 |
|
10 |
759 |
1219 |
1874 |
2298 |
3317 |
3907 |
4292 |
|
15 |
858 |
1378 |
2117 |
2594 |
3739 |
4400 |
4833 |
|
20 |
961 |
1542 |
2367 |
2899 |
4175 |
4910 |
5392 |
|
25 |
1067 |
1712 |
2626 |
3215 |
4624 |
5435 |
5966 |
|
25 |
1712 |
А з о в с к о е м о р е |
|||||
|
1549 |
К а с п и й с к о е м о р е |
||||||
|
1440 |
А р а л ь с к о е м о р е |
Зависимость величины электропроводности морской воды от концентрации солей более существенна. При достижении достаточно высоких концентраций наблюдается некий максимум электропроводности, после которого следует его снижение. Связано это явление с существенным возрастанием сил межионного притяжения по мере уменьшения среднего расстояния между ионами, в результате скорость их движения уменьшается.
Относительное возрастание удельной проводимости наблюдается при добавлении к раствору некоторого количества солей. Большую роль в увеличении электропроводности играют ионы К+, Na+, Mg2+ и Са2+, а ион SO42- влияет меньше иона Cl-. Незначительный вклад в возрастание проводимости морской воды вносят ионы НСО3-, Br-, HBO3-, F- и Sr2-. Изменение удельной проводимости морской воды из-за давления незначительно: даже на глубине 10000 м проводимость возрастает меньше чем на 12% от своего значения при нормальном атмосферном давлении.
Изменяющееся вследствие тех или иных процессов электрическое поле обусловливает изменение и магнитного поля, поскольку они тесно связаны между собой. На акватории Мирового океана оба эти поля распространяются в виде единого электромагнитного поля. В таком поле постоянно циркулируют различные токи и электрические заряды. Интенсивность токов и разность потенциалов между различными участками (точками) электромагнитного поля определяют главные его характеристики.
В настоящее время известно несколько видов токов. В 1935 году советский гидролог-биолог А.Т.Миронов обнаружил в Баренцевом море теллурические токи. В земной коре теллурические токи изучены достаточно хорошо, а вот в море они были выявлены впервые. Теллурические токи различных периодов и амплитуд возникают, когда поверхностные и внутренние морские волны, изменяющиеся по направлению и интенсивности течения, индуцируют электромагнитное поле, частота которого попадает в частотный диапазон магнитотеллурического сигнала. В основе представлений о природе теллурических токов лежит вполне доказанное явление воздействия потоков солнечных частиц (корпускул) на электромагнитное поле Земли. По своим характеристикам теллурические токи в морской воде из-за ее большой электропроводности существенно превышают теллурические токи в твердых сферах Земли. Градиенты потенциала теллурических токов колеблются от долей до десятков милливольт на километр. Величина градиентов не является постоянной, она варьирует во времени, на площади и по разрезу водной толщи. Установлено возрастание интенсивности теллурических токов от 30 мВ/км на поверхности до 150 мВ/км на глубине около 700 м.
Будучи электролитами и постоянно перемещаясь в магнитном поле Земли, слои морской воды порождают токи индукции, которые называются еще фарадеевыми токами. При этом возбуждается ЭДС, параметры которой зависят от скорости и направления перемещающихся слоев воды и от напряженности магнитного поля Земли в данном месте и в данный момент. По измеренным величинам ЭДС и напряженности магнитного поля можно определить скорость и направление течений морской воды. С использованием указанных свойств созданы разнообразные приборы - измерители параметров морской воды.
Между слоями воды с различной концентрацией солей возникают токи, вызванные концентрационным эффектом. Характеристики таких токов зависят от многих факторов, среди которых важное значение имеет соленость морской воды.
В зонах дивергенции, конвергенции, океанических фронтов, в зонах схождения и расхождения течений и при других гидродинамических обстоятельствах постоянно возбуждаются конвекционные электродинамические токи. Их возникновение обусловлено динамикой ионизированных слоев воды в магнитном поле Земли.
Существенные различия в насыщении слоев морской воды частичками минерального и органического происхождения являются причиной возникновения токов индукции, связанных с суспензионным эффектом.
Скопления в определенных слоях водной толщи морских организмов, образующих звукорассеивающие слои, или объемы воды другой массивной формы обусловливают токи индукции за счет биоэлектрического эффекта.
Изменения гидрологических, биологических, физико-географических, в известной мере и геологических условий могут обусловить появление других видов токов индукции.
Исследование токов индукции, какой бы природы они ни были, необходимо для многопланового зондирования водной толщи, выявления ее внутренней структуры, факторов и причин, порождающих эти токи.