книги из ГПНТБ / Океанография и морская метеорология учебник

чиной изменения химического состава океана — содер­ жания газов, биогенных веществ и микроэлементов, а также причиной круговорота веществ (см. § 15).

Водные организмы не. только тесно связаны с хими­ ческим составом, но и оказывают существенное влия­ ние на распространение акустической, световой и дру­ гих форм энергии в океане. Они непосредственно воз­ действуют на корабли, оружие и боевые технические средства ВМФ, в связи с чем вызывают всевозрастаю­ щий интерес у специалистов флота самых разнообраз­ ных направлений.

Состав растворенных органических веществ в океане весьма сложен и еще недостаточно изучен вследствие чрезвычайно низких концентраций.

Микроэлементы. В эту группу входят все прочие эле­ менты, не вошедшие в перечисленные выше группы и содержащиеся в океане в виде следов, в очень малых концентрациях (менее 0,001%о). Часть из них не обла­ дает радиоактивностью (стабильные микроэлементы), другая часть обладает радиоактивностью (естественные радиоактивные элементы).

На Земле все без исключения воды — и поверхност­ ные, и подземные — обладают радиоактивностью. И хотя в Мировом океане содержится около 184 млрд, т радио­ активных изотопов, обладающих общей радиоактивно­ стью 4,7 -10й Ки *, однако по сравнению с общим коли­ чеством растворенных солей (49,2 млн. млрд, т) эта цифра мала. Удельное значение радиоактивности вод океана в десятки раз меньше, чем пород суши.

Радиоактивность вод океана обусловлена поступле­ нием радиоактивных элементов (изотопов калия, руби­ дия, урана, тория, радия и др.) из горных пород, со дна океана, из речных вод и атмосферных осадков. Содер­ жание этих элементов в морской воде ничтожно. Ка­ лий-40, содержащийся в морской воде в наибольшей концентрации (4,5■10-8 г/мл), обладает удельной ра­ диоактивностью 300-10-12 Ки/л и создает почти весь радиоактивный фон океана. Некоторое значение для ра­

100

диоактивности океана имеет еще Rb87, прочие же ра­

диоактивные элементы проявляют ничтожную актив­ ность.

Однако с развитием атомной энергетики и проведе­ нием испытаний термоядерного оружия возросла искус­ ственная радиоактивность океана. По ориентировочным подсчетам к концу XX в. искусственная радиоактивность вод океана в несколько раз превысит естественную. При взрывах термоядерного оружия образуется боль­ шое количество радиоактивных изотопов, из которых наибольшую опасность представляет долгоживущий стронций-90, обладающий способностью накапливаться в живых организмах. Некоторые изотопы возникают как продукты деления ядер, другие — как искусственные элементы при воздействии радиоактивных излучений на горные породы, воду и газы атмосферы [1].

Радиоактивные элементы сорбируются минеральны­ ми и органическими взвесями, ассимилируются живыми организмами, а часть остается в океане в растворенном состоянии и в виде медленно оседающих взвесей. Ис­ следования показывают, что радиоактивность в Миро­ вом океане по глубинам распределена примерно одина­ ково. В поверхностном слое над слоем скачка плотности отмечаются наибольшие значения радиоактивности, рав­ номерно распределенной по глубине. В слое скачка про­ исходит резкое уменьшение радиоактивности. Ниже слоя скачка радиоактивность незначительна и близка к естественной. Например, содержание стронция-90 с увеличением глубины от 0 до 1000 м уменьшается по­ всеместно в Мировом океане почти в 8 раз.

§ 11. ПЛОТНОСТЬ ВОД ОКЕАНОВ И МОРЕЙ

Основные определения. В океанографии помимо об­ щепринятой пользуются относительной плотностью, т. е. безразмерным отношением массы некоторого объема морской воды при данной температуре t к массе такого же объема дистиллированной воды при температуре

наибольшей плотности (4°) и обозначают символом s-^-.

За единицу плотности морской воды, таким образом, принимается плотность дистиллированной воды при тем­ пературе 4°.

101

Величина, обратная плотности, называется удельным

объемом морской воды и обозначается символом я — :

(3.34)

Относительным удельным весом морской воды назы­ вается безразмерное отношение веса некоторого объема морской воды при определенной температуре к весу та­ кого же объема дистиллированной воды также при определенной температуре.

Так, при температуре морской воды, равной 0°, и ди­ стиллированной, равной 4°, удельный вес морской воды

При таком определении очевидно, что плотность морской воды численно равна ее удельному весу, так как

где Р — вес; т — масса;

g — ускорение свободного падения.

Так как плотность морской воды всегда начинается с единицы, то для сокращения записи единицу отбра­ сывают, запятую переносят вправо на три знака, а по­ лученную величину называют ' условной плотностью и обозначают символом at:

(3.36)

Пример, s = 1,02830; а, = 28,30.

По аналогии:

— стандартный условный удельный вес

(3.37)

102

— условный удельный вес при температуре 17,5°

для перехода от условного удельного веса p^.s к услов­ ной плотности при данной температуре at’.

Таблицы 10 и 11 позволяют вычислять at и vt по температуре и солености морской воды, однако более удобно пользоваться специальными графиками [31].

С помощью таблиц 12, 13 можно пересчитать услов­ ную плотность at в условный удельный объем щ и об­ ратно.

При многих океанографических и военно-приклад­ ных расчетах необходимо учитывать сжимаемость мор­ ской воды для нахождения ее плотности in situ, кото­ рая оказывается равной

воды, зависящий от ее температуры и солено­ сти, который может быть выбран из табли­ цы 14 [24].

103

Практические расчеты условной плотности а5і / целесообразно выполнять по схеме В. Б. Бьеркнеса,

шивину удалось для наиболее активного 500-метрового слоя значительно упростить рабочие формулы для вы­

/ — температура, °C; S — соленость, % 0; Z — глубина, M.

104

На основании формулы (3.1) можно написать сле­ дующее выражение полного дифференциала плотности морской воды как функции ее температуры, солености и давления:

Выражение (3.45) представляет собой уравнение со­ стояния морской воды и определяет количественную связь между t, S, р и р(а). Из формулы (3.45) следует, что плотность морской воды является нелинейной функ­ цией ее температуры и солености, а при увеличении глубины она дополнительно возрастает по мере увели­ чения давления вышележащих слоев [39].

Поэтому и распределение плотности воды в океане зависит от характера распределения температуры, соле-

105

пости и давления. При этом преобладающее влияние оказывает температура, как наиболее подвижный пара­ метр состояния морской воды. На поверхности откры­ тых частей океана плотность воды возрастает от 1,0220 в экваториальной зоне до 1,0275 в зоне высоких широт, достигая местами предельной величины 1,0280. В при­ брежных районах из-за колебаний берегового стока, сгонно-нагонных и приливных явлений плотность по­ верхностных вод может меняться в широких пределах. Распределение плотности вод океана по глубинам и

температуры. Поэтому наиболее существенные измене­ ния плотности с глубиной отмечаются лишь в пределах верхней части термоклина, ниже плотность воды равно­ мерно возрастает.

Важной особенностью распределения плотности в верхней части термоклина до глубины примерно 200 м является его стратификация, т. е. слоистое строение, обусловленное различием физических свойств слоев (температуры, солености и плотности) на различных глубинах: слои с малыми вертикальными градиентами физических характеристик чередуются со слояшг'с боль­ шими градиентами.

Слой морской воды с большими вертикальными гра­ диентами плотности, разделяющий слои с малыми гра­ диентами, которые расположены выше и ниже его, при­ нято называть слоем скачка плотности морской воды.

В общем случае слой скачка возникает при одновре­ менном нагревании и опреснении поверхностных водили при наложении более пресных и более теплых прибрежных вод на более соленые и холодные океанские воды. Но чаще всего слои скачка плотности возникают по чисто термическим причинам, в результате скачкообразного убывания температуры, хотя в ряде случаев (при тая­ нии распресненных льдов, при усиленном береговом сто­ ке, выпадении обильных осадков) скачок плотности мо­ жет быть обусловлен резким увеличением солености с глубиной. В некоторых случаях вертикальное распреде­ ление солености несколько усиливает интенсивность скачка плотности термического происхождения.

106

Океан редко бывает изотермическим вплоть до боль­ ших глубин; в более типичном случае изотермический слой лежит поверх слоя скачка температуры, верхняя граница которого может располагаться на глубинах от нескольких метров до десятков и даже сотен метров. Чаще всего к образованию слоя скачка температуры приводят процессы перемешивания. На рис. 16, где по-

Рис. 16. Образование слоя скачка температуры в результате ветрового перемешивания. Кривые распределе­ ния температуры:

abde — до шторма; a'bcde — после шторма

казана схема образования слоя скачка температуры в результате ветрового перемешивания, видно, что ниже перемешавшегося слоя находится слой, не охваченный ветровым перемешиванием, а на границе раздела воз­ ник слой скачка температуры.

Нередко причиной появления слоя скачка плотности является вторжение (адвекция) вод с резко отличающи­ мися значениями физико-химических характеристик.

Из сказанного можно сделать вывод, что в зависи­ мости от характера и интенсивности вызвавших их по­ явление факторов слои скачка плотности бывают по­ стоянными, сезонными или временными (случайными), могут быть более или менее резко выраженными и за­ легать на различных глубинах.

107

сти на 1 м глубины.

Различная степень интенсивности слоев скачка ги­

Таким образом, за верхнюю границу слоев скачка принимается глубина, начиная с которой вертикальные градиенты превышают для плотности 0,015 уел. ед./м,

на, начиная с которой вертикальные градиенты стано­ вятся меньше указанных величин.

Элементы слоя скачка подвержены не только сезон­ ному, но и суточному ходу, обусловленному нагреванием поверхностных вод днем и охлаждением ночью. Однако суточные изменения значительно меньше сезонных, кроме того, они часто носят случайный характер, так как зависят от метеорологических условий.

Слои скачка гидрологических элементов оказывают существенное влияние на использование сил и средств ВМФ. Условия погружения, всплытия и каневрирова-

108

ния подводных лодок по глубине в значительной сте­ пени определяются характером распределения плотно­ сти морской воды по вертикали.

Одним из главных условий равновесия подводной лодки в надводном и подводном положениях по закону Архимеда является равенство ее веса D силе плавуче­ сти (силе поддержания), т. е.

которая называется остаточной плавучестью подводной лодки.

Изменение остаточной плавучести подводной лодки при погружении. «Жидкий грунт». При погружении под­ водной лодки без изменения веса ее остаточная плаву­ честь не будет постоянной как по причине изменения плотности воды, так и за счет изменения ее подводного объемного водоизмещения. Величина изменения оста­ точной плавучести может быть найдена по формуле

до глубины Z, где температура tz и условная

плотность а ;

'z

ß— коэффициент объемного термического расши­ рения судовой стали;

а— коэффициент обжатия корпуса, зависящий от типа подводной лодки.

Обозначим

Яі — {°,2 - о,,); q2= ß {tz — t0) • 10s; — *Z •108.

109