Зміна солоності морської води протягом часу
Зміни солоності у відкритому океані незначні. За даними досліджень було встановлено, що амплітуда регулярних добових змін не перевищує 0,10‰. Річні зміни у відкритому океані залежать головним чином від випаровування і опадів. Максимальна зміна солоності характерна для району 18–42° північної широти Атлантичного океану 0,11‰. В цьому районі місячні зміни нерегулярні, але в цілому максимум солоності морської води у поверхневому шарі припадає на березень для Північної Атлантики . На глибинах понад 1000 м річні зміни солоності Світового океану малі — 0,02–0,04‰.
У субполярних районах річні коливання солоності морської води поверхневого шару можуть бути великими, максимум настає незадовго до початку літнього танення. В зоні мусонів сезонні зміни відбуваються в напрямку вітру і в напрямку течій спільно з різкою зміною кількості опадів. Саме це пояснює великі річні зміни солоності поверхневого шару Світового океану. Так, у Бенгальській затоці річні коливання солоності морської води можуть доходити до 1,0–3,0‰.
Визначення солоності морської води
Солоність морської води визначають за вмістом хлору чи за електропровідністю. Морська вода — це електроліт, тому, чим більше солей у воді, тим більша її електропровідність, тобто менший опір. Якщо визначено вміст хлору, то за таблицями можна обрахувати солоність. Солоність можна також визначити за вимірюванням кута заломлення світла у воді і, нарешті, за вимірюванням густини води. Безумовно, найбільш точним є повний хімічний аналіз, але цей спосіб дуже трудомісткий.
Найчастіше на практиці використовується визначення солоності за концентрацією хлору, точніше — за хлорністю.
Хлорність — (у грамах на 1 кг морської води) є сумою галогенів (хлору, брому, фтору, йоду) і чисельно тотожна числу грамів срібла, необхідного для осадження галогенів в 0,3285234 кг морської води. Емпірична залежність між солоністю морської води (S) і хлорністю (Cl) має такий вигляд:
S = 0,030 + 1,8050 Cl (‰).
Запропонована ця формула М. Кнудсеном ще в 1902 р. За допомогою цього способу солоність можна визначити з точністю до 0,01‰.
У 1967 р. міжнародною угодою була прийнята проста, але достатньо точна формула:
S = 1,80655 Cl (‰).
Існують спеціальні емпіричні формули і для визначення солоності води окремих морів. Так, для вод Чорного моря використовують формулу:
S = 1,1856 + 1,795 Cl,
для Азовського
S = 0,21 + 1,794 Cl.
Водний баланс Світового океану
Загальне рівняння водного балансу Світового океану має вигляд:
x0 + y0 = Z0 ± D W,
де - середня багаторічна сума опадів, що випали на поверхню океану; y0 – середній багаторічний стік із суші; Z0 – середнє багаторічне випаровування з поверхні океану; ± D W –зміна рівня, чи об’єму океану.
Особливості розподілу опадів, випаровування та різниці між ними такі:
– збільшення опадів і випаровування – від полярних до низьких широт;
– існування трьох зон перевищення опадів над випаровуванням: у висо-
ких широтах північної півкулі (арктичний і частково помірний кліматичний пояси), у високих широтах південної півкулі (арктичний і частково помірний кліматичний пояси) та в екваторіальних і субекваторіальних кліматичних поясах північної півкулі.
Фізичні властивості морської води
Густина морської води
Густина морської води — це її маса в одиниці об’єму (в 1 м3), вимірюється в кг/м3. В океанографії для зручності було введено поняття умовної густини [(Г. м. в. – 1) ´ 1000]. Наприклад, густина морської води при температурі 0°С і солоності 35‰ дорівнює 1,028126, а її умовна величина становить 28,13 кг/м3. Співвідношення ваги одиниці об’єму морської води за будь-якої температури до ваги одиниці об’єму дистильованої води за тієї самої температури називається питомою вагою морської води, яка визначається так само, як і умовна густина.
Густина морської води залежить від температури, солоності, а на глибинах — ще і від гідростатичного тиску. З підвищенням солоності, зниженням температури і підвищенням тиску густина морської води збільшується. В залежності від температури і солоності маса одиниці об’єму поверхневої морської води може значно відрізнятися від маси такого ж об’єму прісної води. Наприклад, якщо густина морської води при солоності 35‰ і температурі 0°С дорівнює 1,028126 кг/м3, то це значить, що маса 1 м3 такої води на 28,126 кг більша за масу прісної води в такому ж об’ємі, або цей об’єм морської води має масу, в 1,028126 рази більшу за такий же об’єм прісної води.
Густина поверхневих вод Світового океану змінюється в межах від 0,0996 кг/м3 (у гирлах річок) до 1,0283 кг/м3 (у відкритих районах океанів і морів). Пересічна густина поверхневих вод Світового океану — 1,02474 кг/м3, а в глибинних водах — понад 1,0285 кг/м3.
Морська вода відрізняється від прісної. Її густина збільшується при зниженні температури упритул до точки замерзання, а температура замерзання морської води нижча за прісну. У табл.4.4 наведені данні, які ілюструють залежність температури замерзання і температури найбільшої густини води від її солоності.
Таблиця 4.4
Залежність температури замерзання і температури найбільшої густини води від її солоності
| Солоність, %о | Температура замерзан-ня,˚С | Температура найбільшої густини, ˚С |
| 0.0 | 0.00 | +4.0 |
| 5.0 | -0.27 | +2.93 |
| 10.0 | -0.53 | +1.86 |
| 15.0 | -0.80 | +0.77 |
| 20.0 | -1.07 | -0.31 |
| 24.7 | -1.33 | -1.33 |
| 25.0 | -1.35 | -1.40 |
| 30.0 | -1.63 | -2.47 |
| 35.0 | -1.91 | -3.52 |
| 40.0 | -2.20 | -4.54 |
Якщо морська вода замерзає, то вона не може охолодитися до температури найбільшої густини. Проте при певних умовах вода може охолодиться нижче температури замерзання, зберігаючи рідкий стан. Це явище називається переохолодженням, воно інколи спостерігається в природі.
Густина вод більш холодної південної півкулі на 0,0012 кг/м3 більша за густину поверхневих вод північної півкулі. Найбільшу густину мають поверхневі води Атлантичного океану, а найменшу - Тихого. Серед морів найнижча густина у водах Балтійського моря (табл.4.5 ).
Таблиця 4.5
Пересічна густина поверхневих вод океанів і деяких морів
| Океани | Густина, кг/м3 | Моря | Густина, кг/м3 |
| Атлантичний | 1,02543 | Північне | 1,0264 |
| Північний Льодовитий | 1,02525 | Середземне | 1,02090 |
| Індійський | 1,02488 | Мармурове | 1,0170 |
| Тихий | 1,02427 | Чорне | 1,0135 |
| Балтійське | 1,0066 |
В цілому, густина морської води збільшується від екватора до полюсів (до 50–60° широти), і пов’язано це з розподілом температури води. Умовна густина поблизу екватора 22–23 кг/м3, а до полюсів вона збільшується до 26–27 кг/м3. Густина дещо зменшується в більш високих північних широтах у результаті зменшення солоності.
Сезонні коливання густини на поверхні океану незначні, причому максимальні амплітуди простежуються у тропічних районах, де спостерігається найбільший річний хід водообміну.
З глибиною густина морської води в океанах збільшується (пряма стратифікація), чим забезпечується вертикальна рівновага вод. При порушенні прямої стратифікації виникає конвекція і перемішування шарів. Зворотна стратифікація густини — явище дуже короткочасне. Іноді спостерігається повна однорідність шарів — нейтральна рівновага.
Отже, густина морської води з глибиною збільшується. У верхніх шарах часто спостерігається стрибок, тобто великий вертикальний градієнт густини. Розрізняють два шари стрибків: сезонний і постійний. Сезонний шар стрибка ярко виражений у помірних і високих широтах влітку в зв’язку з весняно-літнім прогрівом поверхневих вод. Глибина його залягання декілька метрів або декілька десятків метрів. Взимку він під час охолодження поверхні моря він зникає.
Постійний шар стрибка ( або головний “термоклин”) залягає на значній глибині. Так, наприклад, у Саргасовому морі верхня його межа лежить на глибині 500-600 м, нижня – 1000-1200 м. Існує він протягом року. У помірних широтах має місце як сезонний, так і постійний шари стрибка густини.
Шар стрибка густини, викликаний сильним опрісненням поверхневих вод (стоком річок, таненням криги тощо), пов’язаний з явищем “мертвої води”. Воно спостерігається в тому випадку, коли над могутнім шаром солоної щільної води розташовується тонкий, легкий, опріснений шар. Він начебто сковзає по щільній солоній воді. Під час руху суден цей верхній шар прісної води захоплюється корабельними хвилями, на утворення яких витрачається основна енергія двигуна. Швидкість руху судна в кінцевому підсумку сповільнюється. “Мертва вода” виникає при такій стратифікації густини, коли різкий шар стрибка густини знаходиться дуже близько до поверхні моря.
За зміною вертикальних градієнтів густини можна виділити чотири шари: поверхневий з максимальними градієнтами, проміжний з невеликими їх значеннями, глибинний, майже однорідний, і придонний з деяким збільшенням градієнтів у порівнянні з водами, що знаходяться вище. Різниця між густиною поверхневих і глибинних вод найбільша; сильна стратифікація обмежує опускання вод. У помірних і субполярних широтах зі зменшенням цієї різниці умови для розвитку низхідних рухів стають більш сприятливими. Проте поверхневі води більш легкі, ніж глибинні, і тому занурення їх може бути викликане або динамічними процесами, або охолодженням. Занурення поверхневих вод підсилюється охолодженням, пов’язаним також з від’ємним бюджетом тепла поверхні океану.
Тиск та стискальність. На поверхню океанів постійно діє тиск атмосферного повітря, що дорівнює 1 кг/см2. Із зануренням нижче поверхні води до тиску повітря додається гідростатичний тиск, який з глибиною збільшується на 1 атмосферу (або 1 бар) на кожні 10 м глибини і в глибоководних жолобах (з глибиною близько 10 тис. м) дорівнює 1000 атм. і більше. Наприклад, на глибині 1000 м кусок дерева під тиском удвічі зменшується в об’ємі, стає більш важким і тоне. Повітря на глибині близько 6000 м стискується настільки, що його питома вага стає однаковою з питомою вагою оточуючої води.
Морська вода під впливом тиску вище розміщених шарів стискується, але надзвичайно мало. Коефіцієнт стиску морської води менший, ніж дистильованої води, і зменшується зі збільшенням солоності і температури. Якби вода не піддавалася тиску, то об’єм Світового океану зменшився б на 11 млн км3, а рівень океану піднявся б на 30 м, а це в свою чергу, призвело б до затоплення частини суші площею до 5 млн км2.
Значення солоності та густини морської води при вивченні природи Світового океану.Із зниженням температури густина солоної морської води збільшується. Під час осіннього та зимового охолодження вода на поверхні моря стає більш важкою, більш щільною. З подальшим охолодженням поверхнева морська вода, як більш щільна, занурюється і перемішується з більш теплою та легкою глибинною водою. Ця особливість морської води сприяє пом’якшенню клімату Землі в полярних та приполярних областях: морська вода солоністю 35‰ замерзає при температурі –1,9°С, відносно тепла поверхня води тривалий час стикається з атмосферою, і тепло надходить до повітря. При охолодженні 1 см3 морської води на 1°С 3134 см3 повітря нагріваються на 1°С.
Солоність морської води підсилює конвекцію (вертикальне перенесення) вод Світового океану, тому що густина води на морській поверхні збільшується не тільки при зниженні її температури, а й при випаровуванні та льодоутворенні. Вертикальна циркуляція в океанах і морях захоплює не тільки поверхневі шари води завдяки їх солоності, а й шар значно більшої потужності. Повітря одержує із солоних вод Світового океану набагато більше тепла, ніж воно отримало б, якби океанічні води були прісними. Окрім того, занурюючись, поверхнева солона морська вода несе з собою в глибину поглинутий з повітря кисень, необхідний для різних тварин і рослин.
Від солоності залежить інтенсивність замерзання морської води і розвиток льодових явищ в океанах і морях.
Горизонтальний і вертикальний розподіл густини морської води сприяє горизонтальній та вертикальній циркуляції вод. Якщо відомий вертикальний розподіл густини морської води, то можна визначити напрямок і швидкість течій, а також стійкість тієї чи іншої водної маси: якщо маса нестійка, то більш щільна вода лежить вище менш щільної, і води будуть переміщуватися (вертикальна циркуляція).