Поле солености вод Мирового океана.

Севастопольская морская академия
Кафедра «Судовождения и безопасности мореплавания»
Методические указания
по выполнению практического занятия №12
Физические и химические свойства вод Мирового
океана
по дисциплине «Гидрометеорологическое обеспечение
судовождения»
для студентов очной формы обучения
направления/специальности 26.05.05 «Судовождение»
Севастополь-2014 г.
Методические
указания
разработаны
на
основе
ФГОС
по
специальности 26.05.05 «Судовождение».
Методические указания по проведению практического занятия №12
«Физические и химические свойства вод Мирового океана» по учебной
дисциплине
« Гидрометеорологическое обеспечение судовождения»
составил профессор, доктор географических наук, профессор кафедры
«Судовождения и безопасности мореплавания» Холопцев Александр
Вадимович.
Севастополь, Севастопольская морская академия, 2014г.,
17
страниц.
Методические
указания
по проведению практических занятий
рассмотрены и утверждены на заседании кафедры «Судовождения и
безопасности мореплавания «14» июля 2014 г., протокол № 1 .
Зав.кафедрой “ Судовождения и безопасности мореплавания”
доктор технических наук
Кулагин В.В.
Рекомендовано к использованию в учебном процессе. Протокол
заседания учебно-методического совета № __________ от «___»___________
2014 года
СОДЕРЖАНИЕ
1. Цель и основные задания практического занятия
2. Список вопросов для входного контроля знаний студентов
3. Правильные ответы на поставленные вопросы
4. Основные положения теории. Физические и химические
свойства вод Мирового океана
5. Темы для докладов студентов
5
16
6. Порядок проведения занятия
Рекомендованная литература
16
17
4
4
4
1. Цель и основные задания практического занятия .
Целью данного практического занятия является закрепление и
углубление знаний, полученных студентами на лекции №12.
Для достижения указанной цели студент должен выполнить следующие
основные задания:
- повторить лекционный материал, посвященный физическим и
химическим свойствам вод Мирового океана;
- подготовить и доложить реферат по одной из рекомендованных тем.
2. Список вопросов для входного контроля знаний студентов.
2.1. Каковы важнейшие физические характеристики вод Мирового
океана?
2.2. Какова важнейшая химическая характеристика вод Мирового
океана?
2.3. Какие факторы определяют температуру поверхности морских
акваторий?
2.4. Какие факторы определяют соленость поверхностных вод морской
акватории.
2.5. Какие факторы определяют плотность морской воды?
2.6. Какие факторы определяют химический состав морской воды?
2.7. Где в Мировом океане на поверхности содержится самая холодная
вода?
2.8. Где в Мировом океане на поверхности содержится самая теплая
вода?
2.9. Где в Мировом океане в поверхностном слое содержится самая
соленая вода?.
3. Правильные ответы на поставленные вопросы.
3.1. Температура, Соленость, Плотность.
3.2. Химический состав.
3.3. Все составляющие теплового баланса моря, в том числе
характеристики водообмена его поверхностной и промежуточной
водной массы.
3.4. Все составляющие солевого и водного балансов моря, а также
характеристики
обмена
солью
его
поверхностной
и
промежуточной водной массой.
3.5. Температура, соленость, гидростатическое давление.
3.6. Все составляющие вещественных балансов компонентов морской
воды.
3.7. У берегов Антарктиды.
3.8. В Западной части тропической зоны Тихого океана и в Красном
3.9.
море.
В Красном море.
4.Основные положения теории.
Физические и химические свойства вод Мирового океана
Л12.1. Поле температуры Мирового океана.
Вода является одним из теплоемких веществ на Земле. Поэтому
Мировой океан, обладающий гигантскими запасами воды, является главным
стабилизатором и регулятором климата. Благодаря этому средняя
температура поверхности Земли на 36°С выше той, которая могла бы быть
при отсутствии на ней Мирового океана.
Поле поверхностной температуры Мирового океана формируется в
результате:
- поглощения его поверхностью суммарной солнечной радиации и
обратного теплового излучения атмосферы,
-излучения ею тепла,
- переноса тепла поверхностными океаническими течениями,
- взаимодействия его поверхностных вод с промежуточными,
-испарения воды и конденсации водяного пара,
-замерзания воды и таяния льдов.
Средняя температура поверхностных вод всего Мирового океана
составляет 17,54°.
Температура поверхностных вод в Северном полушарии примерно на
3° выше, чем в Южном полушарии.
Причины:
- в Северном полушарии площади акваторий, расположенных в
высоких широтах существенно меньше, чем площади таких акваторий в
Южном полушарии. В результате воды регионов Атлантики и Тихого океана
к северу от экватора, поглощают приблизительно на 40% больше тепла, чем
воды их южных регионов.
- Трансэкваториальный перенос тепла из Южного полушария в
Северное, осуществляемый северной струей Южно-Пассатного течения
(средний расход 15 км3 /с).
Существенные различия имеются и в средних температурах отдельных
океанов, что объясняется их расположением и конфигурацией берегов.
Суммарная площадь акваторий Тихого океана, расположенных в
тропической зоне существенно больше, чем вне ее. Поэтому единица его
поверхности поглощает наибольшее количество солнечной радиации (свыше
20 ккал/см2 в год). В результате – среднегодовая поверхностная температура
Тихого океана - 19,37°.
У Индийского океана соотношение между площадями таких акваторий
меньше, вследствие чего единица его поверхности поглощает солнечной
радиации около 19 ккал/см2 в год.
Атлантический океан характеризуется еще меньшим соотношением
между площадями данных акваторий. В результате за год единица площади
его поверхности поглощает около 17 ккал/см2 в год.
Северный Ледовитый океан. полностью расположен в высоких
широтах. Среднегодовая температура его поверхности составляет - 0,75°.
Самая высокая средняя годовая температура воды наблюдается в
экваториальной зоне между 5° и 10° N; ее значение здесь равно 27,4°.
В тропиках поглощение солнечной радиации превышает расход тепла,
средняя годовая температура на поверхности, как правило, выше 25°.
В умеренных климатических поясах температура понижается, в
соответствии с уменьшением количества поглощаемой солнечной радиации.
Здесь среднегодовая температура выше в северном полушарии, чем в южном
полушарии, что объясняется различием в характере циркуляции их
поверхностных вод.
В северные части Атлантического и Тихого океанов за счет
преобладания меридиональной составляющей циркуляции поверхностных
вод выносится огромная масса хорошо прогретых тропических вод. В тех же
широтах южного полушария, в условиях преобладания зональных переносов,
поступление вод из низких широт значительно меньше.
В южном полушарии между 60 и 65° S, средняя годовая температура
воды переходит через ноль. В северном полушарии отрицательные средние
годовые температуры отмечаются значительно севернее, примерно от 70-75°
N. Это объясняется теми же особенностями бюджета тепла, которые
характерны и для умеренной зоны северного полушария.
Апвеллинг — это процесс, при котором глубинные воды океана
поднимаются к поверхности. Наиболее часто наблюдается у западных границ
материков, где перемещает более холодные, богатые биогенами (веществами,
которые необходимы для развития живым существам) воды из глубин океана
к поверхности, замещая более тёплые, бедные биогенами поверхностные
воды. Также может встречаться практически в любом районе мирового
океана.
Различают как минимум четыре типа апвеллинга:
-прибрежный апвеллинг, который образуется под действием ветра с
берега, который отгоняет поверхностные воды в глубь океана, что приводит к
их замещению водами, поднимающимися из его глубин;
крупномасштабный ветровой апвеллинг в открытом океане, который
возникает вблизи экватора, под влиянием пассатов и силы Кориолиса;
апвеллинг, связанный с вихрями, как правило, наблюдается в центрах
циклонических
вихрей,
которые
являются
синоптическими,
мезомасштабными или мелкомасштабными;
апвеллинг, связанный с топографией, причиной которого является
взаимодействие придонного течения с областью подъема морского дна, на
которую набегают его воды.
Процессом, обратным апвеллингу, является даунвеллинг.
Вследствие существенного охлаждения апвеллингом поверхностных
вод океана, в акваториях, где это явление происходит, часто образуются
туманы, осложняющие навигацию. Так как воды, поднимающиеся из глубин
океана к поверхности, богаты биогенами, в районах, где это явление
происходит, интенсивно развивается фитопланктон, который служит пищей
многим видам промысловых рыб. Как следствие, в районах апвеллинга
весьма многочисленны популяции подобных видов. Благодаря этому, районы
апвеллинга – важнейшие районы океанического рыболовства. В прибрежных
районах апвеллинга лов рыбы зачастую осуществляется с маломерных
плавсредств, которые не оборудованы радиолокационной аппаратурой. С
такими судами в тумане возможны столкновения, приводящие к гибели
людей. Существенную навигационную опасность для судоходства
представляют и рыболовецкие сети, которые могут быть намотаны на винт,
что приводит к длительной остановке судна.
Интенсивность апвеллинга зависит от :
-скорости ветра над водной поверхностью, порождающего движение
вод;
-солености и плотности вод, поднимающихся из глубин океана на его
поверхность.
Л12.2.Поле солености вод Мирового океана.
Соленость морской воды определяется как общее количество твёрдых
веществ в граммах, растворённое в 1 кг морской воды, при условии, что все
галогены заменены эквивалентным количеством хлора, все карбонаты
переведены в окислы, органическое вещество сожжено. Под соленостью
подразумевается содержание всех растворенных в воде веществ, а не только
солей.
Соленость измеряется в «‰» («промилле»).
Средняя соленость мирового океана 34,72‰. Это означает, что в 1 кг
его воды содержится около 35 г солей.
Факторами изменчивости поля солености
поверхностных вод
Мирового океана являются:
- суммы атмосферных осадков, выпадающих на поверхность его
акваторий;
- интенсивность испарения с них влаги;
- объемы поступающего в них речного, берегового и подземного стока;
- интенсивность таяния и образования льдов;
- изменения солености вод, поднимающихся к поверхности в районе
апвеллинга, а также их расхода.
Наименее солёными являются поверхностные воды Финского залива и
северной части Ботнического залива, входящих в акваторию Балтийского
моря. Их соленость составляет 6‰.
Соленость поверхностных вод Черного моря 18‰. В Азовском море
соленость воды увеличивается от устья Дона в юго-западном направлении.
На границе Таганрогского залива средняя годовая соленость составляет около
9 °/оо, в центральных частях моря 11°/оо.
Наиболее солёной является поверхностная вода Красного моря и
восточной части Средиземного моря, здесь соленость превышает 40‰.
Солёные озёра, такие как Мёртвое море, Сиваш, Сасык и др. могут
иметь значительно больший уровень содержания солей. Соленость вод
Мертвого моря 34-35 % или 340-350‰.
В экваториальной зоне в соответствии с выпадающим здесь
интенсивными атмосферными осадками, превышающими интенсивность
испарения, соленость поверхностных вод понижена.
Зона с минимальной соленостью поверхностных вод наблюдается
между 5 и 10° с.ш.. Здесь значение соленостив среднем по всему Мировому
океану 34,43‰.
В экваториальной зоне Тихого соленость наиболее низка (34,04‰), а в
Атлантическом понижение ее наименьшее (35,01‰). В Индийском океане, изза смещения штилевой зоны в южное полушарие, минимальная средняя
соленость поверхностных вод 34,62‰ отмечается между 10° и 15° S.
Наиболее высокая соленость отмечается, в среднем по всему Мировому
океану, между 25° и 30° N (35,76‰) и между 20° и 25° S (35,74‰).
В Атлантическом океане средняя широтная величина солености воды
между 30° и 35°N достигает 36,91‰. В южном полушарии максимальное
среднее широтное значение - 36,66‰ – здесь отмечается между 15° и 20°S.
В Тихом океане соленость воды в области субтропических максимумов
значительно меньше, чем в других океанах. Средняя широтная величина
солености у 20-25°S составляет 35,70‰, а у 25 - 30°N - только 34,95‰.
В Индийском океане субтропические максимумы солености
существенно менее выражены. Наибольшая средняя широтная соленость
воды, равная 35,81‰, отмечается между 30° и 35°S. Высокая соленость вод
характерна для Аравийского моря. В районе Бенгальского залива соленость
поверхностных вод океана понижена, из за влияния стока рек и значительных
осадков.
С удалением от субтропических максимумов в направлении полюсов,
соленость воды постепенно понижается. На параллелях 40° N и 40° S
наблюдается равенство между испарением и осадками. В более высоких
широтах соленость поверхностных вод всюду начинает снижаться.
Превышение осадков над испарением достигает максимального
значения примерно у 50° широты, здесь же значения солености достигают
наименьших значений.
Несмотря на то, что в более высоких широтах разность между
осадками и испарением уменьшается, соленость поверхностных вод не
снижается (а местами повышается) из-за опреснения, создаваемого таянием
льдов. В Северном Ледовитом океане, роль преобладающего фактора
опреснения играет речной сток.
Помимо разности между испарением и осадками, таяния льдов и
речного стока, поле солености в значительной мере формируется под
воздействием циркуляции вод.
В экваториальной зоне соленость несколько уменьшается от западных
берегов океана к его восточным берегам. Причина тому - перенос
опресненных вод Экваториальным противотечением.
Благодаря обращению вод в макроциркуляционных системах поле
солености представлено концентрическими изогалинами, близкими по своей
форме к эллипсам (за счет вытянутости природных зон по широте).
Соленость у восточных берегов океанов ниже, чем у западных, в
результате того, что вдоль западного побережья океанов перемещаются воды
из тропических областей, где соленость повышена. Вдоль восточных
побережий переносятся воды с более низкой соленостью из умеренных
широт.
Соленость воды в центре субтропических максимумов значительно
меняется в каждом из океанов. В Атлантическом океане она достигает
наивысших значений для открытых частей Мирового океана, превышая 3737,5‰.
В южно-тропической области Индийского океана соленость выше 36‰.
К северу от экватора высокая соленость, нарастая в направлении северного
побережья Аравийского моря, доходит до 36,5 - 37,0‰. В северо-восточной
части Индийского океана поверхностные воды сильно опреснены и к
Индокитайскому полуострову соленость понижается до 32 - 30‰.
В центре южно-тропической зоны Тихого океана соленость воды выше
36,0 - 36,5‰. В северо-тропической области, где опреснение особенно велико
соленость около 35,5‰.
Химический состав морской воды.
Морская вода, в отличие от атмосферных осадков, –
многокомпонентный раствор различных солей и газов. Этот факт был
впервые объяснил Эдмунд Галлей в 1715 году.
Содержащиеся ныне в морской воде соли и другие минералы
вымывались на протяжении миллионов лет из почвы поверхностным стоком,
образующимся при выпадении ливневых осадков и таянии снегов, и
доставлялись в море реками. Воды океана испаряются, а соли нет. Поэтому
они в
нем накапливаются. В результате такого выпаривания
соли
постепенно концентрировались.
Соли покидают Мировой океан при образовании океанических
аэрозолей и образовании донных осадков. Полный круговорот через
атмосферу все соли Мирового океана совершают за 110 млн. лет.
Аналогичным образом происходит осолонение любых бессточных озер
изолированных от Мирового океана.
Вещества, образующие химический состав морской воды могут быть
разделены на следующие группы:
1- компоненты постоянного состава (основные ионы);
2- растворенные газы;
3- мезоэлементы (биогенные) элементы;
4- микроэлементы;
5-органические вещества.
Компоненты постоянного состава морской воды и их концентрации:
Таблица 5.1. Компоненты постоянного состава морской воды и их
концентрации
Ион
Cl−
SO42 −
Br−
F−
C
Концентрация
0,546
0,0283
0,000844
0,000068
0,00206
Ион
Na+
Mg2+
Ca2+
K+
В
Концентрация
0,469
0,0528
0,0103
0,0102
0,000416
Общее количество солей в водах Мирового океана
48000000
милиардов тонн. Закон Дитмара: В воде открытого океана независимо от
абсолютной
концентрации
количественные
соотношения
между
концентрациями компонентов постоянного солевого состава всегда
постоянны .
Соединения натрия и многие другие соли не только приносятся
речными водами, но вымывались из дна океанов на ранних этапах их
формирования.
Хлор и ряд других веществ поступал в воды Мирового океана из недр
Земли при извержениях вулканов. Ионы натрия и хлора постепенно стали
основными составляющими солевого состава морской воды.
Газы, растворенные в водах Мирового океана (N2, O2, CO2), поступают
в его поверхностный слой из атмосферы;
Соотношение N2/ O2 в воде 2:1, а не 4:1 как в воздухе (Лавуазье).
Газы выделяются в придонный слой при дегазации земных недр и
извержениях подводных вулканов (CO2, H2S, SO2, NH3) . Они
вырабатываются и потребляются обитателями океана (О2, CO2, CH4, H2S), а
также образуются при радиоактивном распаде (Ar (K40))
Газы вырабатываются и потребляются в процессе химических реакций,
приносятся речными водами (N2, O2, CO2 ), а также переносятся потоками
воды и всплывающими пузырьками.
Кислород (O2) находится в морской воде в виде растворенных молекул.
O2, являясь мощным окислителем, играет особую роль в формировании
химического состава природных вод. O2 поступает в воду в результате
процессов фотосинтеза и из атмосферы. Расходуется O2 на окисление
органических веществ, а также в процессе дыхания организмов.
Концентрация растворенного O2 в морской воде лежит в пределах от 0
до 14 мг/л.
Концентрации O2 в водах океана зависят от многих факторов. В
приповерхностных водах они могут значительно меняться в течение суток,
сезона и года. При интенсивном фотосинтезе, в полдень здесь они
максимальны.
Так как потребление O2 сравнительно мало зависит от суточных
изменений солнечной радиации, а фотосинтез всецело определяется ею, то в
течение дня происходит накопление O2 , а в темное время суток расходование
его.
O2 необходим для существования большинства организмов, которые
населяют водоемы. Как сильный окислитель O2 играет важную санитарногигиеническую роль, способствуя быстрой минерализации органических
остатков.
Диоксид углерода (CO2) находится в воде главным образом в виде
растворенных молекул газа CO2. Источником CO2 являются прежде всего
процессы окисления органических веществ, как непосредственно в воде, так
и в донных осадках. К ним относятся дыхание водных организмов и
различные виды биохимического распада и окисления органических
остатков.
В районах подводного вулканизма важным источником CO2 являются
вулканические газы, выделяющиеся при извержениях вулканов и из недр
земли при их дегазации.
Уменьшение содержания CO2 в морской воде
происходит при
фотосинтезе.
CO2 расходуется в океане также на образование и растворение
карбонатов:
CaCO3 + CO2 + H2O ↔ Ca(HCO3)2
Уменьшение содержания CO2 в воде, особенно в поверхностных водах
суши, происходит также при выделении его в атмосферу. Поверхностные
воды океана насыщены, а иногда пересыщены CO2. Между CO2 атмосферы и
CO2 поверхностных вод существует непрерывный обмен, направленный на
установление между ними равновесия, согласно закону Генри-Дальтона.
В поверхностных водах суши, где содержится много органики, много
CO2. Поэтому они выделяют его в атмосферу. Поверхностные воды океана
днем его поглощают, а ночью выделяют. За сутки преобладает поглощение.
Растворенный молекулярный азот (N2) –непосредственно не
усваивается водными растениями. Азот им доступен лишь в форме нитратов,
в которые он превращается азотфиксирующими микроорганизмами. Поэтому
воды Мирового океана практически насыщены N2, а изменения его
концентрации в них определяются (по закону Генри - Дальтона) изменениями
их температуры, а также гидростатического давления.
В придонных и глубинных водах концентрации N2 больше, чем в
поверхностных. В районах апвеллинга воды насыщенные N2 поднимаются к
поверхности. При этом концентрации в них N2 превышают концентрации
насыщения. Избыточный N2 образует воздушные пузырьки, всплывающие к
поверхности океана.
Растворенный в поверхностных водах азот имеет преимущественно
воздушное происхождение. Наряду с этим в природе широко распространен
азот биогенного происхождения, возникающий в результате денитрификации.
Газ метан (CH4) практически не растворим в воде. При концентрациях в
воздухе 9-15% взрывоопасен. Способен гореть, соединяясь с О2.
CH4 поступает в воды океана в результате жизнедеятельности бактерий
– метаногенов, а также выделяется из морского дна при его дегазации.
Бактериальный CH4 в основном образуется при разложении мертвой
органики в слоях воды, не содержащих О2 (преимущественно на дне океана,
в болотах и тундре), либо лишенных света (подо льдами Арктики).
Крупнейшим производителем CH4 является бескислородная зона Черного
моря, поставляющая в атмосферу столько же CH4, сколько весь остальной
Мировой океан.
CH4 из вод океана расходуется :
-в поверхностном слое океана – путем перехода в атмосферу;
-в придонном слое океана – путем образования метаногидратов.
Метаногидраты- молекулярные агрегаты CH4 и воды, образующиеся
при высоком давлении и низкой (но положительной температуре). Залежи
метаногидратов образуются в глубинных разломах на дне океана, в том числе
и в районах подводных вулканов. При извержении температура воды
повышается, что приводит к массовому превращению метаногидратов в CH4
и воду. Это приводит к образованию гигантских пузырей CH4 ,
вырывающихся на поверхность океана, что иногда приводит к гибели судов.
Это же явление при грозах может вызывать мощные взрывы в атмосфере.
Такие взрывы во время Большого Крымского землетрясения 1927 года
происходили в Черном море у берегов Ялты и Балаклавы.
Газ сероводород (H2S) – горючее вещество с резким запахом тухлых
яиц. Не поддерживает дыхания. Поэтому водах, содержащих H2S,
отсутствуют аэробные организмы, в том числе – рыба и другие гидробионты.
H2S является одним из продуктов распада белкового вещества,
содержащего в своем составе серу. Он образуется в придонных слоях
Мирового океана вследствие гниения на дне мертвой органики. Также он
образуется путем бактериальной редукции ионов SO4 (сульфат-ионов) в S и
далее H2S. Это обычно происходит вблизи верхней границы сероводородных
зон, образующихся в придонных и глубинных слоях морей.
H2S окисляется тионовыми бактериями, популяции которых обитают
на нижней границе эвфотического слоя океана. Кроме того, он окисляется и
химически - содержащимся в воде О2.
Кроме главных ионов, ряд элементов: азот в форме нитратов, фосфор в
форме фосфатов, кремний , присутствуют в морской воде в концентрациях от
0,1 до 10 мг/л. Они называются мезоэлементами (от греч. "мезос" "средний", "промежуточный"). Эти элементы необходимы для развития
фитопланктона. Поэтому они называются биогенными.
Нитраты NO3- и фосфаты HPO32- H2PO3- в основном образуются в
глубинах океана при разложении мертвой органики. Основной поток этих
веществ поднимается к поверхности океана при апвеллинге. Поэтому районы
апвеллинга наиболее богаты биологическими ресурсами. Также часть NO3образуется из растворенного N2 при бактериальной нитрификации.
Кремний (Si) очень распространен в горных породах, образующих дно
океана и малорастворим в воде. Его концентрация в природных водах
обычно составляет несколько миллиграммов в 1 л. Сравнительно малое
содержание Si в поверхностных водах океана, обусловлено его потреблением
водными организмами, многие из которых, например диатомовые водоросли,
строят свой скелет из Si .
Присутствие Si в воде является серьезной помехой в технике, так как
при продолжительном кипячении воды Si образует в котлах очень твердую
силикатную накипь.
Микроэлементы – все прочие элементы таблицы Менделеева. Их
концентрации настолько малы, что в сумме они не превышают 0,01 % массы
всех растворенных солей.
В наибольших концентрациях встречаются литий (180 мкг/л), рубидий
(120 мкг/л), барий (18 мкг/л), в наименьших - золото (0,004 мкг/л),
редкоземельные элементы (менее 0,001 мкг/л), радий (10-7 мкг/л).
Чем более изолирован от океана водный бассейн, тем заметнее
микроэлементный состав его вод отличается от состава воды в океане.
На формирование микроэлементного состава воды первостепенное
значение имеют условия водообмена с океаном, соотношение объема
материкового стока с объемом моря, глубина моря и характер химического
состава вод впадающих рек.
Микроэлементы условно можно разделить на пять подгрупп:
1) типичные катионы (Li+, Rb+, Cs+, Be2+, Sr2+, Ba2+ и др.);
2) ионы тяжелых металлов (Cu2+, Ag+, Au+, Pb2+, Fe2+, Ni2+, Co2+ и
др);
3) амфотерные комплексообразователи (Cr, Mo, V, Mn);
4) типичные анионы (Br-, I-, F-);
5) радиоактивные элементы.
Микроэлементы необходимы для нормальной жизнедеятельности
растений, животных и человека. Однако при повышенной концентрации
многие микроэлементы вредны и даже ядовиты для живых организмов.
Поэтому часто они становятся загрязняющими веществами и концентрация
их контролируется.
Органические
вещества в морской
воде - комплекс истинно
растворенных и коллоидных органических соединений. По происхождению
они могут быть разделены на поступающие извне (с водосборной площади) и
образующиеся в самом водном объекте.
К первой группе относятся главным образом гумусовые вещества,
вымываемые водой из почв, торфяников, лесного перегноя и других видов
природных образований, включающих остатки растений, и органические
вещества, поступающие с промышленными и хозяйственно-бытовыми
сточными водами.
Ко второй группе относится живая и мертвая органика, а также
продукты ее разложения до аминокислот.
Общая концентрация органического вещества в природных водах,
максимальна в болотных водах (где концентрации гумусовых веществ
иногда достигают 500 мг/л и более) и реках с болотным питанием. В океане
его концентрация как правило гораздо ниже (2,0-5,4 мг/л), но в некоторых его
районах может приближаться к 500 мг/л в период цветения фитопланктона.
Плотность морской воды.
Плотность морской воды – масса одного литра ее объема. Она численно
равна отношению массы единицы объема морской воды при температуре,
которую она имела в море, к массе такого же объема дистиллированной воды
при температуре 4°С. Плотность морской воды зависит от ее температуры,
солености, а также гидростатического давления.
Плотность воды ρ в Мировом океане лежит пределах от 1020 до 1030
кг/м³ . С повышением солености(S), увеличением глубины(h) и понижением
температуры (T) плотность морской воды увеличивается.
Зависимость плотности воды от указанных параметров имеет вид:
ρ=1028,14-0,07Т-0,00486Т2-(0,802-0,00283Т)(S-35)+0,0045h.
От плотности морской воды зависит осадка судна. Для больших
океанских судов увеличение осадки при заходе в пресные воды может
достигать 0, 3 м.
Условная плотность σ=(ρ-1)*1000
Типичные зависимости плотности морской воды от ее температуры и
солености приведены на рисунке 5.1.
Рисунок 5.1. Зависимости плотности морской воды от ее температуры и
солености.
Зависимости температуры замерзания и температуры максимальной
плотности морской воды от ее солености приведены на рисунке 5.2.
Рисунок 5.2. Зависимости температуры замерзания воды, а также
температуры максимальной плотности от ее солености.
При солености, превышающей 24‰, температура максимальной
плотности воды становится ниже температуры ее замерзания — при
охлаждении морская вода всегда сжимается, и плотность ее растет.
Изменение объемного водоизмещения ΔV можно также рассчитать как
объем слоя с основанием, равным площади действующей ватерлинии S
(практически неизменной в пределах малых изменений осадки), и высотой,
равной изменению средней осадки ΔТ, т.е. V = S×ΔT. Тогда:
S×ΔТ = V×(ρ - ρ1)/ρ1
Отсюда
ΔТ = V/S × (ρ - ρ1)/ρ1или ΔТ = D/(S×ρ) × (ρ - ρ1)/ρ1 D-водоизмещение
судна
При переходе судна из пресной воды (ρ = 1,0 т/м3 ) в морскую (ρ =
1,025 т/м3):
ΔT = D/(S×1,0) × (1,0 - 1,025)/1,025
В морской воде осадка судна уменьшится.
При переходе судна из морской воды в пресную:
ΔT = D/(S×1,025) × (1,025 - 1,0)/1,0.
В пресной воде осадка судна увеличится.
В верхних слоях океана до горизонтов 1000-1500 м, с увеличением
глубины σ возрастает, достигая значений 27,5 у.е.. Еще глубже (до дна)
происходит очень медленное увеличение плотности.
В экваториальных зонах, где на поверхности находятся опреснённые
теплые воды, а внизу более соленые и холодные, плотность до глубин 200 м
увеличивается резко, а затем продолжает расти медленно.
В умеренных климатических зонах поверхность воды в зимний период
сильно охлаждается, их плотность повышается и становится больше
плотности нижележащих слоев, в результате чего воды постепенно
опускаются вниз.
Опустившись, холодные и плотные воды движутся в направлении
экватора, а на смену им приходят новые, более теплые и менее плотные.
Возникает замкнутая циркуляция вод в вертикальной плоскости. Ниже 4 км
плотность морской воды изменяется еще более незначительно, достигая
1,0282 г/см.2
На картах, линии, соединяющие точки с одинаковыми значениями
плотности называются изопикны.
Слой скачка плотности называется пикноклином. Иногда выделяют
несколько слоев скачка плотности. Например, в Балтийском море известны
два пикноклина: в интервале глубин 20-30 и 65-100 м.
Различие плотностей морской воды, в сегментах моря, расположенных
на одном горизонте , приводит к образованию плотностных течений. Это
явление приводит к образованию течений в глубинной и придонной водных
массах Мирового океана.
Сильное опреснение поверхностного слоя моря приводит к
образованию на его нижней граница резкого скачка плотности (пикноклина).
При этом может проявиться эффект «мертвой воды». Винт судна окажется
ниже пикноклина, отдавая свою энергию воде, расположенно ниже его, в то
время как вода поверхностного слоя, окружающая корпус судна, будет
неподвижна. В результате ход судна резко замедляется.
5. Темы для докладов студентов.
1. Факторы изменений поверхностной температуры Черного и
Средиземного морей.
2. Изменения климата и поверхностных температур Мирового океана.
3. Балтика – самое опресненное море России.
4. Сероводород и кислород в водах Черного моря.
5. Нефтяное загрязнение вод Мирового океана.
6. Заморы в Черном море.
7. Антропогенное влияние на
акваторий Мирового океана.
химический
состав
прибрежных
6. Порядок проведения занятия.
1. Вводная часть. Проверка наличия студентов и их готовности к
занятию. Оглашение темы занятия, его цели и заданий.
2. Доклады студентов
3. Обсуждение докладов.
4. Заключительная часть. Подведение итогов занятия.
Рекомендованная литература
1. Шулейкин В.В. Физика моря / В.В.Шулейкин. – М. : Наука,
1968. –
1083 с.
2. Иванов А. Введение в океанографию / А.Иванов; пер. с французского
Е.А.Плахина, Е.М.Шифриной; Под ред. Очаковского Ю.Е., Шифрина
К.С. – М. : Мир, 1978. – 574 с.
3. Г. Ф. Батраков Радиоактивные изотопы в атмосфере и океане.
Севастополь. НПЦ «ЭКОСИ-Гидрофизика». – 2012. -376с.