Факторы, определяющие плотность морской воды
Известно, что плотность морской воды больше плотности пресной воды — 1000 кг/м 3 (см. разд. 1.3.2, рис. 1.5), что связано с соленостью морской воды. Плотность воды зависит также от температуры и давления (глубины). Формально эту зависимость можно выразить формулой р =f(S, Т, р). Повышение температуры воды (при температуре выше температуры наибольшей плотности) уменьшает ее плотность (см. разд. 1.3.2). Под влиянием давления с глубиной плотность морской воды увеличивается, хотя и весьма слабо, из-за очень малого коэффициента сжимаемости воды. Связь плотности морской воды с температурой, соленостью и давлением называется уравнением состояния морской воды, точные алгоритмы расчета плотности приводятся в специальных океанографических таблицах.
В практических расчетах неудобно оперировать многозначными значениями, изменяющимися лишь в последних знаках (например, 1026,34 кг/м 3 ). Поэтому в океанологии для упрощения вычислений введено понятие условной плотности, которую получают из истинной по формуле
аг=р- 1000 или аТ= (р — 1) • 10 3 . (10.5)
Таким образом, практически пользуются цифрами, содержащими лишь последние знаки величин, т. е., например, не 1026,34, а 26,34.
Приняты различные формы записи условной плотности в зависимости от задачи. Если рассматривается плотность воды в данной точке в толще океана, т. е. с учетом давления (in situ), условную плотность записывают с индексами S, Т, р: aSTp. Если не учитывать давления воды океана, условную плотность записывают с индексами а5Гили просто а7. Это означает, что условная плотность в данном случае зависит лишь от солености и температуры.
Кроме условной плотности для характеристики плотности используют понятие удельного объема а — величины, обратной плотности, т. е. а=1/р.
Распределение плотности в Мировом океане
Распределение плотности воды на поверхности океана. Поскольку плотность зависит от температуры и солености воды, распределение ее связано с распределением температуры и солености (см. рис. 10.2 и 10.5).
Наиболее общие закономерности распределения плотности воды на поверхности следующие: плотность увеличивается от экватора в
сторону полюсов (до 50—60° широты). Это связано с тем, что главная роль в формировании плотности воды при сравнительно высокой температуре принадлежит термическому фактору, и поэтому распределение плотности от экватора к полюсам следует распределению температуры воды. Условная плотность, равная вблизи экватора 22—23 кг/м 3 , увеличивается до 26—27 кг/м 3 на 50—60° северной и южной широты. Плотность несколько уменьшается в более высоких северных широтах вследствие уменьшения солености, поскольку при низких температурах вклад изменений солености в изменения плотности превышает влияние термического фактора.
Общие закономерности распределения плотности связаны и с глобальной системой перемещения вод в Мировом океане. В высоких широтах вследствие охлаждения вод развивается вертикальная циркуляция (конвекция), приводящая к опусканию холодных вод и к перемещению их в глубинных слоях к экватору. На поверхности океана движение вод направлено от экватора к высоким широтам.
Вертикальное распределение плотности воды. С глубиной плотность воды в океанах увеличивается (прямая стратификация), именно этим обеспечивается вертикальное равновесие вод. При нарушении прямой стратификации возникают конвекция и перемешивание слоев воды. Обратная стратификация плотности — явление весьма кратковременное. Наблюдается иногда также полная однородность слоев по плотности — нейтральное равновесие.
В экваториальном поясе наиболее резкое возрастание Т с глубиной отмечается на нижней границе верхнего опресненного и наиболее прогретого слоя до глубины 100—200 м. В умеренных широтах распределение плотности по глубине более равномерно, а в высоких широтах снова появляется слой резкого повышения плотности с глубиной — слой скачка — из-за существования поверхностного опресненного слоя.
Ю.6.3. Вертикальная устойчивость и перемешивание вод
Распределение плотности по вертикали характеризуется очень важной величиной — устойчивостью Е. Физический смысл этой величины состоит в оценке того, что может произойти с частицей воды, если она будет перенесена с одного горизонта воды на другой. Со своей температурой, соленостью и плотностью (Г,, Su р,) частица окажется в среде с другими значениями этих характеристик (Тъ S2, р2). На перемещенную частицу будет действовать архимедова сила F (сила плавучести), равная произведению ускорения свободного падения g на разность плотностей Ар. Величина Ар представляет собой разность между фактической плотностью на вто Ром горизонте (р2) и плотностью, которую приобретет частица
первого слоя, попав во второй (рТ). Последняя величина не равна рм так как она изменилась вследствие изменения давления, сжатия и, следовательно, адиабатического изменения температуры А ТА. Поведение частицы зависит от направления действия архимедовой силы, т. е. от характера изменения плотности с глубиной (стратификации). Если у частицы окажется меньшая плотность, чем плотность окружающей воды, она будет стремиться вернуться на прежний уровень, если больше — она продолжит движение от первоначального горизонта, а если окажется той же плотности, что и окружающая вода,— останется на этом уровне. Это — три случая равновесия — устойчивое, неустойчивое и безразличное. Хессельберг и Свердруп предложили критерий вертикальной устойчивости:
Формула (10.6) отличается от приведенного ранее коэффициента устойчивости (2.33) наличием поправки Ел, связанной с адиабатическим изменением температуры АТА. Так как плотность зависит и от температуры, и от солености, то для выявления роли каждого из этих факторов в устойчивости вод формулу (10.6) можно записать в виде E=ET+ES, где в правой части даны значения устойчивости, определяемой отдельно температурой и соленостью.
Изменения плотности по вертикали (их градиенты) очень малы, поэтому и величина устойчивости тоже очень мала, она выражается миллионными долями единицы. В связи с этим пользуются обычно гораздо большей величиной: Е’ 10 8 . При этом реальные числа выражаются в верхних слоях в тысячах, в глубинных — в сотнях и десятках, а в океанических желобах — даже в единицах. Для приближенной оценки устойчивости можно пользоваться градиентом плотности по вертикали (dp/dz). В пределах верхнего тысячеметрового слоя адиабатическая поправка мала и ради упрощения расчетов ею можно пренебречь.
В океане господствует устойчивое равновесие (Е> 0), в верхнем однородном слое и в нижних слоях желобов отмечается безразличное \Е-0) или даже иногда неустойчивое (£<0) равновесие.
Перемешивание или обмен (массообмен, теплообмен и т. д.) в природных водах всегда связан с турбулентностью. Существует два вида турбулентного перемешивания воды в океане в зависимости от сил, вызывающих его: фрикционное, вызываемое силой трения, и плотностное, вызываемое изменением плотности.
Фрикционное перемешивание происходит в течениях (в том числе приливных), при волнении вследствие различия скоростей в отдельных объемах движущейся воды. Этот вид перемешивания приводит только к перераспределению характеристик без изменения общего количества теплоты, солей и т. п. Выделяют две разновидности особенно интенсивного фрикционного перемешивания: в поверхностном слое океана —волновое (или ветровое) перемешивание, формирующее верхний почти однородный слой воды, на нижней границе которого лежит слой скачка; в районах интенсивных приливных течений — приливное перемешивание, захватывающее слои воды большой толщины, в которых также наблюдается большая однородность распределения характеристик.
Плотностное перемешивание (конвекция) происходит при обратной плотностной стратификации, возникающей либо при увеличении плотности вышележащих слоев, либо при уменьшении плотности слоев, лежащих ниже. В этих случаях непременно должно измениться количество либо теплоты, либо солей, либо того и другого в слое, изменившем плотность. Такое изменение происходит в поверхностном слое при охлаждении (если вода солоноватая, то лишь при температуре выше температуры наибольшей плотности), при испарении и замерзании (так как при этом вода осолоняется). Наиболее интенсивно плотностное перемешивание идет при осенне-зимнем выхолаживании, когда развивается процесс зимней вертикальной циркуляции.
В тропических районах океанов увеличение плотности верхнего слоя происходит вследствие роста солености при большом испарении. На некоторых участках дна океана может происходить подогрев придонных вод за счет внутренней теплоты Земли или радиоактивных процессов. Тогда придонная вода может всплывать, выравнивая океанологические характеристики в самых нижних слоях океана.
Толщина слоев, захваченных перемешиванием, может быть весьма различной: волновое (ветровое) движение перемешивает слой от 10—15 м в морях до 30—50 м в океанах, приливное — слой в десятки и сотни метров. Зимняя вертикальная циркуляция захватывает обычно десятки метров, но в однородных водах (с малой устойчивостью) — тысячи метров, как, например, в Гренландском и Средиземном морях. Обратное (снизу вверх) плотностное перемешивание изучено еще слабо, но можно предполагать, что в океанических желобах это перемешивание захватывает слои в тысячи метров.
Интенсивность процессов перемешивания оценивается коэффициентом турбулентного обмена. Значения коэффициентов турбулентного обмена значительно больше коэффициентов молекулярного обмена и весьма различны, так как зависят от очень многих условий.
С плотностью связаны некоторые важные особенности ее изменений и, прежде всего, явление уплотнения при смешении. Такое уплотнение свойственно даже пресной воде. Действительно, если смешать две равные массы пресной воды — одну при 0, а другую при 8 °С, имеющих одинаковую плотность 999,87 кг/м 3 , то получим смесь температурой 4 °С и плотностью 1000 кг/м 3 , т. е. плотность смеси будет больше, чем плотности составных частей. В морской воде подобный эффект смешения еще более усиливается. Такое свойство воды приводит к усилению процесса перемешивания при соприкосновении разнородных вод, как, например, вод теплого и соленого течения Куросио и холодного опресненного Ойясио.
Источник
Какова плотность морской воды в кг/м³?
Примерно 1020 гк/м3
Зависит от моря (океана) и близости впадающих рек.
Именно это значение используется для расчетов СПА (самоходных подводных аппаратов
)
А кто говорит, что она точно равна 1030 — пусть в школу идет за знаниями.
Вот вам матчасть:
ПЛОТНОСТЬ МОРСКОЙ ВОДЫ :
Отношение массы единицы объема морской воды при температуре, которую она имела в море, к массе такого же объема дистиллированной воды при температуре 4°С. Это определение, принятое в океанологии, отличается от используемого в технике (см. , например, Плотность груза) . Но поскольку плотность дистиллированной воды при 4°С равна 1 г/см3 (1000 кг/м3), то плотность морской воды численно равна плотности ее в общепринятом понимании и имеет ту же размерность. Для определения плотности морской воды обычно пользуются океанологическими таблицами. С повышением солености, увеличением глубины и понижением температуры воды плотность морской воды увеличивается. Только в распресненных водах в диапазоне от температуры наибольшей плотности до температуры замерзания (например, от 4 до О °С для пресной воды) с понижением температуры плотность морской воды уменьшается. Пределы изменения плотность морской воды в Мировом океане от 1,000 до 1,028 на поверхности и до 1,076 г/см3 на глубине 11 тыс. м. Плотность поверхностных вод убывает от 1,028 г/см3 в субполярных и полярных районах Мирового океана до 1,022-1,023 г/см3 на экваторе. С увеличением глубины плотность морской воды растет не монотонно, а так, что на промежуточной глубине наблюдается слой скачка, с которым связаны такие явления, как внутренние волны, жидкий грунт, мертвая вода, звукорассеивающий слой. От плотность морской воды зависит осадка судна. Для больших океанских судов увеличение осадки при заходе в пресные воды может достигать 0,3 м. Большие вертикальные градиенты плотность морской воды могут влиять на подъем или спуск подводных лодок и подводная аппаратов.
Источник