Физико-химические свойства морской воды, страница 2. Плотность морской воды

Плотность морской воды

Плотность морской воды определяется, главным образом, тремя величинами: температурой Т, соленостью S и

Гл 6 Вода на Земле 133

массы, приведенной адиабатически к давлению на поверхности океана, называется потенциальной температурой.

Плотность морской воды в различных районах океана меняется незначительно, поэтому для практических целей используется понятие условной плотности или аномалии плотности:

Если плотность морской воды неизменна, то океан называется однородным. Если вертикальное распределение плотности зависит только от давления, то говорят о баротропном океане. В случае, если плотность морской воды определяется температурой, соленостью и давлением, то океан считается бароклин-ным.

Зависимость плотности морской воды от солености и температуры имеет нелинейный характер, это обусловливает интересные свойства морской воды. В частности, при смешении водных масс имеет место эффект уплотнения. Например, если смешать два равных объема вод Гольфстрима (соленость S = 35,56%о, температура Т = 30 °С, условная плотность о = 22,02) и Лабрадорского течения (соленость S = 27,38%о, температура Т = = —1,5°С, условная плотность а = 22,02), то образовавшаяся водная масса будет иметь следующие параметры: соленость S = = 31,18%о, температура Т = 14,25 °С, условная плотность а = = 23,38, т. е. имеет место уплотнение на Дсх = 1,36 [77].

Морские льды

Льды в морях различаются по происхождению — выделяют морской лед, материковый лед и речной лед. Основными районами распространения льда являются Северный Ледовитый океан, моря северных частей Тихого и Атлантического океанов и моря, омывающие Антарктиду. Морской лед — это лед образовавшийся при замерзании морской воды. В ряде районов Мирового океана почти всегда минусовые температуры поверхностного слоя воды. Характерным признаком морского льда является наличие в нем солей. Материковый, иди глетчерный лед образуется при обламывании ледников, сползающих в океан, и из снега, выпавшего на суше. Материковый лед является пресным, основная его масса сосредоточена у берегов Антарктиды. Речной лед, выносимый из рек, пресный и содержит много примесей. Основная масса речного льда сосредоточена в бассейне Северного Ледовитого океана.

В Северном полушарии наибольшая стадия развития ледяного покрова достигается в марте, в это время льды занимают

134 Гл 6 Вода на Земле

площадь около 14 ■ 10б км2, в летние месяцы площадь ледового покрытия уменьшается вдвое. В центральной части Северного Ледовитого океана лед сохраняется в течение всего года и находится в постоянном движении. Средняя граница льдов в северной части Атлантики проходит около 72 ° с. ш. Айсберги зарождаются на побережье Гренландии, берегах Шпицбергена, Земли Франца-Иосифа, Новой Земли, Северной Земли. К южной оконечности Ньюфаундленда выносится ежегодно до 300 айсбергов. В южном полушарии площадь, занятая льдами, в зимние месяцы составляет около 23 ■ 106 км2, в летнее время площадь ледового покрытия уменьшается до 4 • 106 км2. Льды в тихоокеанском и индийском секторах достигают 58 °ю. ш., в атлантическом секторе льды достигают 50 ° ю. ш Айсберги выносятся значительно ближе к экватору, чем морской лед.

Характеристики льда сильно зависят от его возраста. В зависимости от возраста различают следующие виды льда: ледяные иглы и ледяное сало — первая стадия образования льда; нилас (тонкий эластичный лед толщиной до 10 см) — вторая стадия образования льда; молодой лед, который подразделяется на серый толщиной 10-15 см и серо-белый толщиной 15-30 см; однолетний лед, толщиной до 30 см, просуществовавший не более одной зимы; старый лед — лед, который не успел растаять в течение одного лета. Старый лед, в свою очередь, подразделяется на следующие виды: остаточный однолетний, двухлетний, многолетний. Толщина остаточного льда, в зависимости от климатических условий, изменяется от 50 до 150 см. Толщина двухлетних и многолетних льдов превышает 2 м [47].

Пресная вода и соленая замерзают при разной температуре, температура замерзания соленой воды ниже температуры замерзания пресной воды (Тпресн > Тсолен)- Соленость оказывает большое влияние на рост и форму кристаллов. В морской воде при ее замерзании происходит раздельное образование структур льда и каждой соли. Объединение воды и соли в кристалл происходит только на дефектах кристалла льда. В начальной стадии образования льда важную роль играют центры кристаллизации льда. Кристаллизация солей в морской воде происходит раздельно в зависимости от температур их фазовых переходов. Сложный состав морской воды обусловливает и сложность фазовых переходов в ней.

Процесс замерзания солоноватых вод с соленостью ниже 24,695%о происходит подобно замерзанию пресного льда — сначала вода достигает температуры максимальной плотности, а затем точки замерзания. При солености 24,695%о температура

Гл 6 Вода на Земле 135

замерзания равна температуре максимальной плотности. При солености большей 24,695%о температура наибольшей плотности ниже температуры замерзания, поэтому процесс замерзания морской воды происходит иначе, чем пресной. При замерзании только часть солей переходит в лед, другая часть стекает в воду в виде солевого раствора, увеличивая соленость воды. При быстром замерзании морской воды образуется молодой морской лед, который содержит большой процент рассола, так как из-за быстрого процесса замерзания он не успевает вытесняться и остается внутри морского льда. При понижении температуры вода из рассола вымерзает, что увеличивает соленость оставшейся части рассола. Со временем рассол медленно стекает вниз, в результате чего старый лед более пресный, чем молодой.

Морской лед кроме кристаллов пресного льда содержит жидкую фазу, пузырьки воздуха, мелкие водоросли, другие посторонние примеси. Сложный состав морского льда приводит к изменчивости его теплофизических (теплоемкость, теплота плавления, теплопроводность), механических, оптических характеристик, закономерностей роста и таяния, поведения льда под нагрузками. Например, эффективная теплоемкость льда определяется средневзвешенным значением суммы теплоемкостей кристаллов льда, рассола и теплоемкостью фазовых переходов, а средняя теплопроводность определяется как сумма теплопро-водностей пресного льда и рассола с учетом их процентного содержания.

Следует отметить недостаточную степень изученности физико-химических характеристик морских льдов, особенностей дрейфа льдов и распространения волн различного типа подо льдом, географических закономерностей их распределения, несмотря на большую научную и практическую важность указанных проблем.

1) Условная плотность морской воды:

σt = (- 1) × 1000

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

ρ17..5 = (- 1) × 1000

3) Стандартный условный удельный вес при температуре 00с:

σо = (S- 1) × 1000

Например, значению физической плотности ρ=1,024781 г·см-3 соответствует безразмерное значение условной плотности σt = 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 (σt)”. – 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: Vt= (- 0,9) × 1000

Условный удельный объем Vt представляет собой безразмерную величину. Так, значению = 0,97581 соответствуетVt =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 Vstp.

Океанологические таблицы для вычисления плотности и удельного объема in situ составлены таким образом, что удобнее определить условный удельный объем Vstp. Для этого сначала по соответствующей таблице находят по температуре и солености условный удельный объем Vtна поверхности моря, затем находят ряд поправок, учитывающих влияние отдельно только давления δp, совместно температуры и давления δtp, солености и давления δsp и суммарную поправку δstp. В результате Vstp получается как Vt с учетом всех поправок:

Vstp= Vt + δp+ δtp+ δsp+ δstp

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

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

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.

studfiles.net

Физико-химические свойства морской воды, страница 2

Удельной теплоемкостью воды называется количество тепловой энергии, потребное для нагревания 1 г дистиллированной воды от 14,5° до 15,5°. Дистиллированная вода обладает удельной теплоемкостью, равной 4,1910 Дж/(кг*град).

С увеличением солености теплоемкость незначительно уменьшается.

Морская вода, обладая теплоемкостью значительно большей, чем у других веществ, поглощает огромное количество тепла. Это обстоятельство имеет первостепенное значение для климатических условий на Земле. Для нагревания 1 см3 морской воды (S=35%o; t =20C) на

один градус затрачивается 3,902 Дж/(кг*град). Этим количеством тепла можно было бы на 1°С повысить температуру 3200 см3

Ярким примером климатообразующего фактора является переогромных запасов тепловой энергии течением Гольфстрим "Мексиканского залива к берегам Европы, благодаря чему климат этого района значительно мягче, чем на этих же широтах в Северной Америке.

Морская вода обладает очень незначительной теплопроводностью. Если коэффициент молекулярной теплопроводности серебра равен единице, то для морской воды при 18 °С он составляет 0,00134. С увеличением температуры теплопроводность морской воды возрастает, а с увеличением солености — незначительно уменьшается.

Скорость процесса теплопроводности очень мала. Поэтому прогрев поверхностных вод за счет процесса теплопроводности достигает в умеренных широтах за летнее время всего порядка 10 м.

На большие глубины тепловая энергия поступает в основном вследствие перемешивания водных масс, прежде всего под влиянием ветра и волнения.

Кроме того, теплые воды с поверхности могут опускаться на глубину в результате конвективного перемешивания при изменении плотности водных масс.

Плотность морской воды.

В 1980 г. принято новое уравнение состояния морской воды (УС-80), обязательное к использованию всеми организациями с 1 января 1982 г. С введением этого уравнения понятие плотности в океанографии совпадает с физическим понятием плотности.

Плотность морской воды о имеет размерность в системе СИ кг/м3.

Одновременно для решения ряда практических задач океанографии и судовождения сохраняется понятие относительной плотности d.

Относительная плотность — отношение массы единицы объема воды при температуре t °С к массе единицы объема дистиллированной воды при 4 °С.

Относительная плотность морской воды зависит от температуры и солености. С понижением температуры и возрастанием солености относительная плотность воды увеличивается.

Так как значение относительной плотности всегда немного больше единицы и первый десятичный знак всегда нуль, то для удобства записи применяют величину условной плотности

(20)

Для этого, как видно из соотношения (20), отбрасывают единицу у числа, обозначающего относительную плотность, а запятую переносят на три цифры вправо. Так, например, по “Океанологическим таблицам” относительная плотность морской воды d при t = 20 °С и солености S = 35%0 в полном выражении составляет 1,0247781. Условная плотность в этом случае запишется 24,7781.

Величина, обратная плотности р морской воды, называется удельным объемом:

a=1/р.

Условный удельный объем определяется

Vt = (а -0,9)103. (21)

Изменение осадки судов в водах различной плотности.

В зависимости от значений плотности суда меняют свою осадку что видно из соотношения…………

В Мировом океане встречаются следующие характерные изменения относительной плотности морской воды и соответствующие осадки судов.

1) Вода малой солености (<5%о) и высокой температуры (>20°С). В этом случае она имеет минимальную относительную плотность порядка 1,0009. Такие условия характерны для летних опресненных вод в устьях рек. Осадка судов в таких районах наибольшая.

2) Вода имеет малую соленость (<5%о) и низкую температуру (1— 3°С). В этом случае наблюдается пониженная относительная плотность воды порядка 1,0032. Это характерно для осеннего времени в районе портов, расположенных в устьях рек. Осадка судов близка к наибольшей.

3) Воды имеют высокую соленость (>30%()) и сильно прогреты (20—25 °С). Относительная плотность воды высокая —

1,0217.

Такие условия наблюдаются в тропической и экваториальной зонах океанов. Осадка судов близка к минимальной.

4) Воды имеют высокую соленость (>30%о) и низкую температуру (1—3°С). Относительная плотность воды максимальная— 1,0264.

Подобные условия встречаются у Мурманского побережья в осенне-зимний период. Осадка судов минимальная.

vunivere.ru

Плотность морской воды - Справочник химика 21

Плотность р морской воды. Плотность морской воды зависит от температуры, солености и давления. Зависимость о от солености определяется формулой [c.999]

Плотность морской воды [c.324]

Определения плотности морской воды немногочисленны. Средние результаты, полученные разными авторами, приведены в табл. 1. [c.323]

Рис. 10.8. Распределение условной удельной плотности морской воды ot на разрезе через Датский пролив. (Из [732, рис. Зв].) в районе с координатами 66° с. ш., 27—29° з. д. Плотные глубинные воды текут через порог у дна (на рис. выходят из страницы) из Гренландского моря в Северную Атлантику. Из-за вращения Земли изопикны наклонены влево (по отношению к наблюдателю, смотрящему вперед по потоку). Штриховыми линиями показаны осредненные скорости по измерениям в период с 14 августа по 15 сентября 1973 г. Максимальное течение равно 0,6 м/с. В верхней левой части рисунка обнаруживается клин легких вод Восточно-гренландского течения. По направлению оно совпадает с придонным течением, хотя изопикны наклонены в другую сторону. Связано это с тем, что указанное течение находится рядом с поверхностью.

Рис. 10.8. <a href="/info/826742">Распределение условной</a> удельной плотности морской воды ot на разрезе через <a href="/info/1051950">Датский</a> пролив. (Из [732, рис. Зв].) в районе с координатами 66° с. ш., 27—29° з. д. Плотные <a href="/info/131475">глубинные воды</a> текут через порог у дна (на рис. выходят из страницы) из Гренландского моря в Северную Атлантику. Из-за <a href="/info/1901540">вращения Земли</a> изопикны наклонены влево (по отношению к наблюдателю, смотрящему вперед по потоку). Штриховыми линиями показаны <a href="/info/535782">осредненные скорости</a> по измерениям в период с 14 августа по 15 сентября 1973 г. Максимальное течение равно 0,6 м/с. В верхней <a href="/info/536537">левой части</a> рисунка обнаруживается клин легких вод <a href="/info/1382323">Восточно-гренландского течения</a>. По направлению оно совпадает с придонным течением, хотя изопикны наклонены в другую сторону. Связано это с тем, что указанное течение находится рядом с поверхностью.

Какое давление испытывает водолаз на глубине 30 м ниже уровня моря, если плотность морской воды равна 1080 кг/м , а давление атмосферного воздуха 0,1 МПа. [c.260]

Рассчитайте молярную концентрацию каждого элемента, если средняя плотность морской воды составляет 1,024 г/мл. [c.30]

Гидрохимический режим моря в условиях влажных субтропиков имеет особо важное значение с точки зрения атмосферной коррозии металлов, особенно при движении воздушных масс с моря на сушу. Содержание хлоридов, наличие растворенного кислорода, соленость и плотность морской воды, помимо других факторов, являются постоянными характеристиками гидрохимического режима моря. В результате изучения материалов Батумской метеорологической обсерватории, установлено, что в районе Батуми содержание хлоридов и соленость мало меняются в течение года сравнительно больше колеблется плотность морской воды (рис. II. ГГ). Как видно из рисунка, начиная с февраля до августа включительно плотность воды постепенно уменьшается, затем повышается. Такая закономерность динамики [c.37]

Соленость определяется как вес в граммах неорганических ионов, растворенных а 1 кг воды. Семь ионов составляют более 99 % от всех ионов е морской воде, и соотношения их постоянны во всех океанах Земли. Следовательно, на основании анализа одного иона можно по пропорции вычислить концентрацию всех остальных и соленость. Плотность морской воды, как и передача света и звука, зависит от солености. [c.154]

Предназначены для определения плотности морской воды. [c.7]

При погружении в воду кашалот тратит на охоту за кальмарами лишь около 25% всего времени его пребывания под водой остальное же время он спокойно отдыхает на большой глубине, ожидая, пока появится стая кальмаров, на которую можно будет напасть. Теперь мы вновь вернемся к спермацету. Чтобы морское животное могло оставаться на нужной глубине, его тело должно иметь ту же плотность, что и окружающая вода. Для этого у некоторых видов морских животных имеется заполненный воздухом или азотом плавательный пузырь другие же виды используют запасы жира, плотность которого меньше плотности морской воды. Однако кашалоты способны изменять свою плавучесть, приспосабливаясь к плотности воды не только на поверхности тропических вод, но и на большой глубине, где вода значительно холоднее и, следовательно, имеет более высокую плотность. Ключом к пониманию того, каким образом кашалотам удается изменять свою плавучесть, служит точка замерзания спермацета. При понижении температуры жидкого спермацета на несколько градусов во время глубокого погружения он кристаллизуется и становится более плотным, в результате чего плавучесть кашалота изменяется в соответствии с более высокой плотностью морской воды на большой глубине. Чтобы во время ныряния жир мог быстро охлаждаться, спермацетовый мешок снабжен многочисленными капиллярами. Теплоотдача, обусловленная быстрой циркуляцией крови, ускоряется также благодаря тому, что кашалот пропускает воду через спермацетовый мешок, который может закрываться и заполняться более холодной водой во время погружения. Когда животное всплывает, спермацет вновь нагревается и плавится, что приводит к уменьшению его плотности и обеспечивает кашалоту необходимую на поверхности воды плавучесть. [c.638]

Плотность пресной воды максимальна при +3,95 , максимум же плотности морской воды наблюдается при более низких температурах. При концентрации суммы солей 2,47% температура начала выделения льда (—1,332°) становится равной температуре максимальной плотности такого рассола (рис. 16). Более соленые воды (океана, соляных озер), замерзают при температурах выше температур их максимальной плотности. Например, океанская вода, соленость которой равна 3,5%, замерзает при —1,91°, а максимальная плотность ее при —3,52°. [c.85]

Предполагая, чго плотность морской воды равна 1,03 г/см и что перечисленные выше вещества присутствуют в ней исключительно в виде [c.402]

Предложенные до сих пор объяснения для повышенной плотности морской воды основаны на том, что главные массы атмосферной влаги образуются от испарения с морей, которое сопровождается обогащением паров воды легкими изотопами. Поэтому конденсат этой влаги в виде рек и озер должен иметь меньшую плотность, чем морская вода [3, 5, 131. Простой расчет дает для Д х и Аду величины одного знака и одного порядка. Подтверждением этого расчета служит работа фракционной колонки [81. Полученные нами данные, где при сходных Ад, доли Адх и Аду сильно различаются по величине и даже по знаку, заставляют отбросить такое простое объяснение. К этому же выводу приводит изучение изотопного состава снега [11. Очевидно, изотопный состав морских вод регулируется другими механизмами, которые смогут быть выяснены лишь после накопления более обширного материала. [c.332]

Для подводных лодок необходимы смазочные материалы, не дающие пятен на воде. В этом случае применение фторэфиров также дает хорошие результаты в связи с тем, что их плотности больше, чем плотность морской воды, и поэтому они не образуют масляных пленок на поверхности воды. [c.281]

Плотность морской воды в зависимости от температуры и солености [3, 4] [c.1166]

Удельный вес и плотность морской воды в среднем на 2,6% больше плотности и удельного веса пресной воды. [c.9]

Однако таким ареометром можно определить плотность жидкостей при температуре 17,5°С и ниже. При температурах выше 17,5°С он может опускаться без всякой нагрузки. Чтобы сделать возможным измерение плотности для жидкостей при температурах выше и ниже 17,о°С, нужно поставить условие чтобы он плавал в самой легкой жидкости при самой высокой из всех могущих иметь место температур. Так как ареометр полного погружения был предназначен для морской воды, а плотность морской воды всегда больше плотности дистиллированной воды и температура может быть выше и ниже 17,5°С, то можно поставить условие, чтобы ареометр находился во взвешенном состоянии в дистиллированной воде без нагрузки, например, при температуре -гЗО°С. Тогда 4 = 30 С и формула (5) для определения плотности примет вид [c.56]

Под плотностью морской воды в океанологии понимают удельный вес морской воды при температуре, которую она имела [c.75]

Плотность морской воды при / = о °С равна 1020... 1030, нефти и нефтепродуктов 650...900, чистой ртути 13 596 кг/м . [c.9]

Плотность морской воды 1,02—1,03 (при 15° С). Коэффициент расширения газов а 5=1 273 5=0,003665. [c.22]

Рис. 9.9. (а) Два разреза ВВ и СС поля плотности морской воды по наблюдениям, проведенным через несколько дней после прохождения урагана по акватории Мексиканского залива. Разрезы примерно перпендикулярны пути шторма, показаны также позиции ока урагана при пересечении разрезов. Хорошо виден вызванный ураганом апвеллинг. (б) Разрез СС по данным наблюдений в течение прошлого лета, когда ураганов не было. (Из [444, рис. 14].) [c.49]

ЧИНОЙ увеличения плотности морской воды здесь служит выделение рассола [239, 215, 216]. Модель этого процесса предложена в [400]. Другой тип образования донных вод, происходящий вдали от границ, был достаточно детально изучен по наблюдениям в Лионском заливе в Средиземном море [536, 232. Он может служить образцом тех процессов, которые происходят в других местах, в частности, в Лабрадорском море [13Г Математическая модель этого процесса разработана в [401 Формирующиеся таким образом плотные воды могут переноситься из районов своего зарождения к экватору в системе глубинных западных пограничных течений [830], положение которых определяется рельефом дна (см. рис. 10.8). Потоки могут продолжаться и в южном полушарии. В Тихом океане формируется небольшое количество собственных донных вод, так что преобладающая часть его объема занята пришедшей с юга плотной водой, путь которой мог начаться либо в Атлантическом океане, либо в источниках донных вод на его севере [659. В численных моделях океана (например, [100]) эффекты плавучести уже учитываются, но их точное моделирование все еще связано с решением многих проблем. [c.257]

Более ранние версии уравнения состояния обычно были записаны не для абсолютной плотности морской воды р, а для ее удельного веса р/рт, где рт — максимальная плотность пресной воды. Поскольку он всегда близок к единице, была определена характеристика а [c.363]

ГЛАВА 9. ПЛОТНОСТЬ МОРСКОЙ ВОДЫ [c.75]

Удельный вес и плотность морской воды незначительно отклоняются от единицы, поэтому для сокращения записи из числа, выражающего удельный вес, вычитают единицу и переносят запятую на три знака вправо. Например, удельный вес рп,5= 1,02624 записывают как 26,24. [c.75]

Колебания уровня в связи с изменениями плотности морской воды. При уменьшении плотности, т. е. увеличении удельного объема морской воды, уровень повышается, а при увеличении плотности уровень понижается (с чем в большой степени связаны сезонные колебания уровня). Распределение вод различной плотности нарушается горизонтальной и вертикальной циркуляцией. Изменения направления холодных полярных и теплых тропических течений, а также сгонно-нагонные процессы приводят к понижениям и подъемам уровня. [c.106]

В воде Каспийского моря содержится 1,29% солей, в том числе 0,061% Mg b ( i). Плотность морской воды 1,0105 г/см . В насыщенном рассоле содержится 27,7% солей, в том числе 1,4 /о Mg b (С2) и 7% MgS04, и 72,3% воды. Плотность рассола 1,25 г/см . [c.282]

В связи с развитием гидрологических исследований, ценным вкладом в область измерения плотности морской воды является работа М. Д. Иппиц Ареометр полного погружения . [c.3]

При измерении плотности жидкостей обыкновенным ареометром большое затруднение для достижения точности из 1ерения создают явления капиллярности. В особенности это сказывается при определении плотности морской воды вследствие особенностей капиллярных свойств ее, а также вследствие требования большой точности, предъявляемого в этом случае. Влияние поверхностного слоя жидкости исключается при измерении ее плотности ареометром полного погружения, то есть таким ареометром, который во время измерения остается в равновесии внутри жидкости. При измерении плотности морской воды находит себе применение ареометр полного погружения типа Нансена. Этот ареометр представляет собою стеклянный поплавок цилиндрической формы, с балластом в нижней его части. Поплавок оканчивается вверху небольшим оттянутым стерженьком для насаживания на него кольцеобразных гирек. В жидкостях различной плотности для его полного погружения требуется различная добавочная нагрузка. Для этого и служат платиновые кольцеобразные гирьки того же веса, как и гири обыкновенного аналитического разновеса. Эти гири позволяют составить любую нагрузку для того, чтобы погрузить ареометр в жидкость любой плотности. Плотность жидкости определится в зависимости от нагрузки. [c.52]

Плотность морской воды возрастает при охлаждении, и образование льда наступает при температуре выше температуры наибольшей плотности (табл. 5). Обратная картина имеет место при солености ниже 24,77оо (хлорность 13,7 / о)-Для такой воды температура температуры образования льда. [c.1167]

В случае сильно устойчивой стратификации, создаваемой температурой и (или) соленостью, в дело существенно вмешивается новый фактор — внутренние волны. Рассматривается предварительно показательная задача о переносе тепла в верхнем деятельном слое океана, в котором температура и соленость подвергаются сезонным изменениям. Как известно, плотность морской воды отличается от плотности чистой воды на три-четыре процента, а пульсации плотности имеют порядок всего лишь десятых долей процента. Тем не менее эти изменения плотности оказывают существенные динамические воздействия на поток. Распределение температуры по глубине в верхнем деятельном слое океана имеет вид, схематически представленный на рис. 12.1. Верхний однородный слой, в котором температура и соленость, а следовательно, и плотность почти постоянны, обязан своим существованием турбулентному перемешиванию. Это перемешивание осуществляется совместным действием сдвига и конвекции, опускающимися более тяжелыми частицами жидкости. Эти частицы попадают в глубь потока из приповерхностного слоя, а также вследствие обрушивания поверхностных волн. Жидкость в приповерхностном слое тяжелее, так как этот слой охлажден и осолонен из-за испарения с поверхности океана. Глубина верхнего однородного слоя зависит от времени года в умеренных широтах она растет в осенне-зимний сезон и уменьшается весной. Верхний однородный слой подпирается [c.194]

Характерной особенностью распределения плотности на поверхности Мирового океана служит увеличение ее от экватора к полюсам в пределах 1,0220—1,0275 до 60° северной и южной широты. В некоторых районах экваториальной зоны плотность понижается до 1,0210—1,02005 и менее, как, например, в Бенгальском заливе, в морях Зондского архипелага, что связано с высокой температурой и относительно пониженной соленостью. В пассатных областях плотность заметно возрастает и далее постепенно увеличивается в направлении к полюсам. Максимальные значения плотности наблюдаются в Антарктике у кромки льда (1,0275), севернее Исландии и к юго-западу от Шпицбергена (1,0280). В Морском атласе приводится распределение плотности морской воды на поверхности Мирового океана. Если эту схему сравнить с картой изотерм и изогалин, то большее соответствие обнаруживается с картами распределения температуры, что свидетельствует о большем влиянии последней на плотность поверхностных вод. Неравномерное распределение температуры, а следовательно, и плотности на поверхности Мирового океана приводит к опусканию плотных полярных вод и движению их в направлении к экватору в глубинных слоях, а легких тропических — по поверхности к полюсам. Вследствие этой плотностной циркуляции формируются глубинные холодные придонные воды Мирового океана практически с постоянной температурой 0—2° С и соленостью 34,80—34,60%о. [c.77]

Поступательные горизонтальные движения водных масс, связанные с перемещением значительных объемов воды на большие расстояния, называют течениями. Течения возникают под действием различных факторов, таких, как ветер (т. е. трение и давление движущихся воздушных масс на водную поверхность), изме-ненияг в распределении атмосферного давления, неравномерность в распределении плотности морской воды (т. е. горизонтальный градиент давления вод различной плотности на одинаковых глубинах), приливообразующие силы Луны и Солнца. На характер движения масс воды существенное влияние оказывают также вторичные силы, которые сами не вызывают его, а проявляются лишь при наличии движения. К этим силам относятся сила, возникающая благодаря вращению Земли — сила Кориолиса, центробежные силы, трение вод о дно и берега материков, внутреннее трение. Большое влияние на морские течения оказывают распределение суши и моря, рельеф дна и очертания берегов. Классифицируют течения главным образом по происхождению. В зависимости от сил, их возбуждающих, течения объединяют в четыре группы 1) фрикционные (ветровые и дрейфовые), 2) градиентно-гравитационные, 3) приливные, 4) инерционные. [c.148]

Например, в публикации Г. Джеллинека и X. Масуды [57] описана опытная установка, позволившая еще более детально изучить работу гидроосмотического устройства (рис. 7.5). Она работала на перепаде соленостей пресной воды и раствора поваренной соли с концентрацией 3,5 г/л (0,612-молярный раствор) при температуре 25 °С. При общей площади мембран 0,158 м в опытной установке была получена полезная механическая мощность примерно 1,6 Вт/м (имеется в виду площадь мембраны), что составило 65 % мощности, определенной теоретически без учета различных потерь, основная доля которых пришлась на трение в сопле (55 %) ив системе рециркуляции. Эти потери могут быть существенно снижены (в 10—20 раз), и тогда удельная мощность может быть доведена до величины 6 Вт/м , что оказывается в 2,5 раза больше теоретического значения. Прирост вырабатываемой мощности вызвало явление концентрационной поляризации, заключающееся в повышении концентрации раствора вблизи мембраны со стороны раствора соли за счет проникновения соли в мембрану. В результате этого осмотическое давление повышается так, что равновесное значение увеличивается с 27,9-10 до 77,54-10 Па, соответственно увеличивается скорость поступления пресной воды через мембрану. Для обратного осмоса это явление имеет отрицательные последствия, что ставит под сомнение эффективность крупномасштабного обессоливания морской воды с помощью мембран, погружаемых на глубину более 240 м (известный проект Левеншпиля, предложившего опустить трубу с пакетом мембран на глубину около 8 км с тем, чтобы образующийся столб пресной воды, плотность которой на 3 % ниже плотности морской воды, под действием образующегося перепада гидростатических давлений фонтанировал на поверхности [51]. [c.173]

chem21.info

Физические свойства морской воды

Физические свойства морской воды зависят от температуры, давления и солености. Некоторые свойства, как, например сжимаемость, термическое расширение, коэффициент преломления относительно мало изменяются с изменением солености, в то время как другие – плотность, температура замерзания, электропроводность существенно зависят от солености.

Плотность, удельный вес и удельный объем морской воды. Одной из важнейших характеристик морской воды является плотность, с которой связаны удельный вес и удельный объем.

От распределения плотности зависит горизонтальная и вертикальная циркуляция вод Мирового океана. В свою очередь плотность зависит от температуры, солености и давления, из которых наибольшей изменчивостью во времени и пространстве обладает температура воды.

Плотностью морской воды (S T/4) в океанографии принято называть отношение веса единицы объема при температуре ее наибольшей плотности к весу единицы объема дисцилированной воды при 4º С. Как следует из определения, принятое определение не соответствует физическому понятию плотности, согласно которому плотность определяется массой содержащейся в единице объема кг/м3. Океанографическое понятие плотности соответствует принятому в практике понятию удельного веса, который является величиной безразмерной. Однако при производстве расчетов, в которых используется плотность морской воды, следует помнить о ее размерности. Так как плотность морской воды всегда больше единицы (среднее значение для океанов равно 1,025 кг/м3), то для сокращения записи введено понятие условной плотности st определяемой из соотношения

st = (S T/4 - 1) 103 (2.1)

Величина обратная плотности называется удельным объемом морской воды at/4. Так как удельный объем всегда больше 0,9 и меньше 1,0, то введено понятие условного удельного объема nt, определяемого из соотношения

nt = (at/4 - 0,9) 103 (2.2)

При определении истинных значений плотности и удельного объема морской воды, которые она имеет на глубине залегания, необходимо знать ее сжимаемость.

Сжимаемость морской воды.Гидростатическое давление - важнейший механический параметр термодинамического состояния этой системы. Под действием давления выше лежащих слоев происходит сжатие воды и уменьшение удельного объема. Единицей давления является 1 Па=1 Н/м2. Удобно представлять давление единицами длины – высотой столба воды определенной плотности. Увеличение глубины на 1 м вызывает увеличение гидростатического давления примерно на 104 Па= 1дбар. При этом относительная погрешность не превышает 4 %; например, на глубине 1000, 6000, 10000, и 11022 м давление соответственно равно 1021, 6146, 10319 и 11390 дбар. Наиболее точные результаты можно получить, если использовать формулу А.С. Полосина:

p=9,81·104(1,033+1,028126·10-1z+2,38·10-7z2-6,8·10-17z4) (2.3)

где z – глубина, м; р – гидростатическое давление, Па.

Сжимаемость невелика, однако неучет ее при изучении таких процессов, как расчет плотностных течений, адиабатических изменений температуры, устойчивости, скорости звука может привести к существенным погрешностям. Можно отметить, что, несмотря на малую сжимаемость морской воды, уровень реального Мирового океана расположен примерно на 30 м ниже того уровня, который он бы занимал при условии несжимаемости воды.

Уравнение состояния морской воды характеризует ее как термодинамическую систему и устанавливает количественную связь между плотностью и определяется ее параметрами:

a = 1/r = f(t, S, p) (2.4)

r =r( t, S, p) (2.5)

где t – температура; S – соленость; p – гидростатическое давление.

Эмпирические формулы определения параметров состояния морской воды настолько сложны, что в случаях, когда не требуется большая точность удобно использовать формулу П.С. Линейкина:

r( t, S, p)= 1+10-5(6,98·t- 0,918·t2 - 0,39 S·t+82·S + 5·10-3·p) (2.6)

где t -температура ºС; S -соленость 0/оо; р – гидростатическое давление, Па.

ВЫВОДЫ:

1. Физические свойства морской воды взаимосвязаны с её химическими свойствами и во многом определяются циркуляцией вод в Мировом океане и климатическими условиями района.

РАСПРЕДЕЛЕНИЕ ПЛОТНОСТИ И ТЕМПЕРАТУРЫ МОРСКОЙ ВОДЫ

Распределение плотности обусловлено распределением солености и в основном от температуры. Наибольшие значения плотности отмечаются в высоких широтах достигая 1,0275 кг/м3, на экваторе, в области термического экватора значения минимальные – 1,0220 кг/м3. Неравномерность распределения плотности по горизонтали вызывает движение водных масс воды в направлении, благоприятствующему выравниванию плотности. Поэтому поверхностные воды высоких широт опускаются и движутся в направлении экватора к глубинам, на которых плотность воды одинакова с поверхностной плотностью высоких широт. Вследствие этого глубинные и придонные воды во всем Мировом океане являются холодными. С глубиной плотность возрастает благодаря понижению температуры и увеличению давления, что создает устойчивость слоев воды и препятствует вертикальным движениям вод океана. Особенно больших значений устойчивость достигает в слоях резкого увеличения плотности с глубиной – слоях скачка плотности, которые обычно совпадают со слоями скачка температуры. Лишь в редких случаях слой скачка плотности создается благодаря образованию слоя скачка солености. Слой скачка плотности препятствует турбулентному перемешиванию, а следовательно, и переносу тепла, солей и газов по вертикали. В слое часто сосредоточивается большое количество мельчайших морских организмов и растений, что затрудняет проникновение света и звука сквозь этот слой.

Плотность воды не растет равномерно с глубиной, в ней в силу различных причин возникает более или менее резко выраженная слоистость. Между слоями воды разной плотности возникают внутренние волны. Наблюдения показывают, что высота внутренних волн может достигать 20–30 м.

Главным источником тепла Мирового океана является коротковолновая солнечная радиация. В системе океан-атмосфера энергия, поступающая от Солнца, около 75% поглощается океаном. Около 8 % всего количества радиации достигающей поверхности океана отражается назад в атмосферу, остальное количество поглощается океаном, причем около 60 % поглощается верхним метровым слоем и более 80 % – десятиметровым. Нагретые воды океана являются источником длинноволнового излучения. Океан – своеобразный терморегулятор планеты.

Средняя температура Мирового океана составляет 3,8º С, 75 % его вод имеет температуру от 0 до 6º С. Средняя климатическая температура земного шара равна 14,6º С – почти на 3º ниже, чем в поверхностном слое океана; для Мирового океана она равна 17,3º (для Тихого океана – 19,4, для Атлантического – 16,5, для Индийского – 17,3, для Северного Ледовитого – минус 0,8º С).

Под температурой поверхностного слоя воды понимают осредненную за 1-2 мин температуру приповерхностного слоя воды толщиной не более 1 м в месте измерения. Крайние значения температуры этого слоя -2 и +30º С (в некоторых прогретых мелководных районах до 36º С). Самые высокие средние значения составляют 27,4º С и отмечаются вблизи термического экватора Земли между 5 и 10º северной широты, самые низкие - у берегов Антарктиды.

Под температурой поверхности океана понимают температуру собственно поверхности океана - очень тонкого слоя толщиной от нескольких мкм до 1–2 см. Вследствие испарения температура поверхности может быть на 1–3º С ниже температуры поверхностного слоя воды.

Суточные и годовые колебания температуры определяются ходом составляющего теплового баланса (приход и расход солнечной энергии).

Суточные колебания в океане обычно не превышают 1º С в тропической зоне, 0,2–0,3º С в умеренных и 0,1º С в высоких широтах. Глубина проникновения суточных колебаний определяется глубиной ветрового перемешивания и обычно не превышает нескольких десятков метров. Одновременно амплитуда суточных колебаний с глубиной уменьшается, достигая на глубине 50 м примерно 20 % на поверхности, а время наступления максимума суточной температуры на этой глубине смещается по отношению ко времени максимума на поверхности (14–15 часов) примерно на 5–6 часов.

Годовые колебания температуры воды следующие: 1–3º С в высоких и низких широтах, 8-100С в умеренных широтах (максимум на широте 40º сев.), 4-5º С вблизи 30º ю.ш. Наибольшие значения сезонных колебаний отмечены у восточных побережий материков в Северной Атлантике до 15–18º С и до 20–25º С – в северо-западной части Тихого океана. Глубина проникновения сезонных колебаний температуры достигает 200–400 м. В тех районах, где зимой происходит интенсивная конвекция, эта глубина значительно больше. Наибольший прогрев вод в Северном полушарии приходится на август – сентябрь, охлаждение – на февраль – март.

Вертикальное распределение температуры. Определяющим фактором распределения температуры по глубине являются процессы перемешивания. В общем виде термическая кривая характеризуется наличием более или менее четко выраженных слоев: верхнего квазиоднородного, сезонного термоклина, главного термоклина, основной массы в глубинной зоне.

Вертикальное распределение температуры воды неодинаково в различных районах Мирового океана, В Северном Ледовитом океане изменения температуры с глубиной лежат в среднем в пределах 3º С. Температура изменяется от -1,7 до -1,8º С на поверхности до 10 на глубине около 500 м, где отмечается максимум. С этой глубины температура вновь понижается, достигая на глубине порядка 1500 м значений -0,8-0,9º С. В умеренных и низких широтах характер вертикального распределения иной. В весенний период с увеличением притока тепла от солнца происходит повышение температуры тонкого слоя поверхности воды. Благодаря нагреву этот слой становится легче и поэтому создает препятствие вертикальному перемешиванию, но создает условия для образования слоя скачка температуры. Вначале этот слой залегает на небольшой глубине. С увеличением прогрева и переносом тепла в ниже лежащие слои под влиянием турбулентного перемешивания слой скачка опускается, а градиент температуры в нем возрастает. В умеренных широтах слой скачка располагается на глубинах от 10 до 50 м Процесс формирования слоя скачка продолжается до конца летнего периода, когда приток тепла начинает уменьшаться. С началом интенсивного охлаждения в осенний период возникает вертикальная конвекция за счет увеличения плотности поверхностных слоев. Вследствие этого происходит выравнивание температуры по глубине, и слой скачка разрушается (табл. 2.5).

Таблица 2.5