Основным источником поступления тепла в водоем является прямая солнечная радиация. Кроме этого, на нагревание воды влияют: теплота слоев воздуха, лежащих над зеркалом, теплоотдача берегов и котловины; теплота, освобождающаяся при образовании льда и конденсации водяных паров на поверхности воды; более высокая температура воды впадающих рек и подземного притока.
Потеря тепла происходит при излучении его в атмосферу. В значительно меньшей степени на охлаждение водоема влияют потери тепла при испарении воды и таянии льда, при впадении холодных притоков.
Соотношение приходной и расходной частей тепла называется тепловым балансом водоема. Для анализа термического режима водоема необходимо учитывать следующие термические свойства воды: чрезвычайно низкую теплопроводность, большую теплоемкость (поэтому водоемы представляют мощные аккумуляторы тепловой энергии, сохраняющие ее значительно дольше, чем почва); увеличение плотности при понижении температуры до 4ºС; дальнейшее понижение температуры до точки замерзания снижает плотность, а с переходом воды в лед плотность резко падает.
Перераспределение тепла по глубине водоема происходит главным образом благодаря конвекции, течениям и волнениям.
К о н в е к ц и е й называется вертикальное перемещение частиц из=за их различной плотности. Конвекция – основная причина неравномерного распределения температуры воды по глубине. В этом отношении выделяются два основных случая.
Если температура всей массы водоема от поверхности до дна выше 4ºС, у поверхности располагаются самое теплые слои воды, а ниже все более и более холодные, имеющие большую плотность, т.е. с глубиной температура воды постепенно понижается. Такое явление называется прямой термической классификацией
Если температура всей массы воды находится в пределах 0 – 4ºС, у поверхности располагаются слои с более низкой температурой, а ниже в соответствии с изменением плотности – слои с постепенно увеличивающейся температурой, все более приближающейся к 4ºС. Такое возрастание температуры воды с глубиной называется обратной термической классификацией
Конвективное перемещение прекращается, когда во всей массе воды устанавливается постоянная температура (в неглубоких озерах 4ºС). Такое состояние в водоеме называется гомотермией. Оно характерно для переходных периодов термического режима – весны и осени.
Прямая стратификация наблюдается в теплое время года и усиливается при нагревании воды. При этом энергии ветра оказывается недостаточно для полного перемешивания воды и в водоеме образуются три вертикальные термические зоны: верхняя – эпилимнион– отличается высокой температурой, изменяющейся по глубине весьма незначительно благодаря ветровому перемешиванию; средняя – м е т а л и м н и о н или слой температурного скачка (рис. 14.2, зона II) – характеризуется резким понижением температуры на небольшом изменении глубины (от нескольких дециметров до нескольких метров); нижняя – г и п о л и м н и о н ((рис. 14.2, зона III) – отличается плавным и незначительным понижением температуры с глубиной.
В вышеназванных термических зонах резко различны химический, газовый и биологический режимы. Металимнион из-за значительных градиентов плотности является преградой для перемешивания частиц и переноса кислорода в гиполимнион, в связи с чем в последнем, особенно при наличии мощных донных отложений, богатых органическим веществом, происходит интенсивное потребление имеющегося кислорода и образуется его дефицит. При штормовых ветрах и сильном волнении перемешивается значительная толща воды, слой скачка перемещается глубже, а при небольших глубинах может совсем ликвидироваться.
Термическая структура водоема (распределение тепла во всем его объеме) отличается неоднородностью и в течение каждого гидрологического сезона характеризуется сочетанием вертикальной изотермии (одинаковой температуры) с горизонтальной неоднородностью температуры или горизонтальной изотермии с вертикальной неоднородностью. В начале каждого гидрологического сезона характерная для него термическая структура формируется сначала в прибрежной мелководной части водоема, в то время как структура предыдущего сезона еще сохраняется в глубоководных районах. На границах последних возникают так называемые «термические бары» – вертикальные или наклонные слои с температурой, резко отличной от температуры прибрежных вод, и с вертикальной циркуляцией частиц воды. Термобар делит водоем на темплоактивную прибрежную область, где вода быстро нагревается весной или охлаждается осенью, и теплоинертную область открытой глубокой части водоема, где еще некоторое время сохраняется термоструктура предыдущего сезона.
При охлаждении поверхности водоема верхние слои становятся более тяжелыми и опускаются вниз, происходит перемешивание слоев, стратификация нарушается. При длительном охлаждении вся вода принимает однородную температуру наибольшей плотности (гипотермия). Дальнейшее охлаждение уже не вызывает опускания верхних слоев, и стратификация переходит в обратную. Такой переход совершается обычно осенью перед замерзанием водоема. Таким образом, прямая стратификация устойчива при нагревании воды, обратная – при охлаждении.
З а м е р з а н и е водоемов происходит следующим образом. При похолодании, когда температура на поверхности падает ниже 4ºС, в водоеме устанавливается обратная стратификация. Далее поверхностный слой охлаждается до 0ºС, переохлаждается и превращается в лед. При этом на малых водоемах с незначительным остаточным теплозапасом и слабым перемешиванием (в отсутствие ветра) замерзание обычно происходит одновременно по всей акватории и может завершиться в течение суток. На крупных глубоких озерах, благодаря значительному запасу тепла, сложному строению котловин и интенсивному перемешиванию, период от возникновения первых ледяных образований до сплошного ледостава может доходить до двух-трех месяцев, а в теплые зимы центральные районы многих из них не замерзают.
При сильном ветре образование льда на самой поверхности из-за волнения становится невозможным, но переохлаждение воды распространяется на некоторую глубину и способствует образованию внутриводного льда. В этом случае замерзание водоема происходит аналогично замерзанию реки.
Билет 2 вопрос
Взаимодействие океана и атмосферы можно анализировать по двум направлениям:
энергетического обмена;
вещественного обмена.
Энергетическое взаимодействие океана и атмосферы многообразно. Главным является их взаимодействие как противоположно устроенных термических систем.
Атмосфера, как термическая система, получает тепловую энергию главным образом путем подогрева снизу, от земной поверхности. Земная поверхность в целом поглощает около 80% солнечной энергии. Всего лишь около 20% тепловой солнечной энергии поглощается непосредственно воздухом и облаками. Почти все тепло, получаемое нижними слоями атмосферы, является скрытым теплом конденсации, заложенным в водяном паре. При этом более половины этого тепла поступает из тропических районов. Большая же часть атмосферы имеет низкую температуру и не поглощает тепловую энергию, а излучает ее в космическое пространство.
Океан, как тепловая система, устроен противоположным образом. Верхний слой океана является мощным поглотителем тепловой энергии. Поверхность океана поглощает 99,6% поступающего на нее тепла и отражает всего лишь 0,4%. Для суши показатель поглощения составляет всего 55-69%. Причем суша занимает менее 1/3 площади земной поверхности. Следовательно, поверхностный слой океанской воды представляет собой главный аккумулятор тепла на Земле. В нижележащих слоях воды, напротив, происходит рассеивание тепловой энергии. Поскольку теплоемкость воздуха гораздо ниже, чем воды, при контакте воздуха с водной поверхностью происходит отдача тепла в атмосферу и понижение температуры поверхностного слоя океана.
Скрытая энергия, поступившая в атмосферу с водяными парами, частично преобразуется в механическую энергию. Она обеспечивает перемещение воздушных масс. Механизм этого преобразования малоэффективен. Лишь 1-2% тепловой энергии переходит в механическую. Остальная часть тепла расходуется на покрытие потерь радиации в мировое пространство. Но и этого количества энергии оказывается достаточно, чтобы привести в движение огромные массы воздуха и обеспечить горизонтальную циркуляцию в поверхностном слое океана.
Взаимодействие гидросферы с атмосферой сопровождается также и обменом веществами. Важнейшим веществом, поставляемым океаном в атмосферу, являются водяные пары (500 тыс. км3 в год по Калинину). Поступление водяного пара происходит из:
гигантских вертикальных кучево-дождевых облаков в экваториальной зоне океана. Эти облака засасывают водяные пары и скрытую в них энергию в атмосферу на высоту 10-15 км;
пассатных кучевых облаков тропических зон. Причем эти облака создают влажный конвективный слой, мощностью до 3 км, постепенно углубляющийся вдоль воздушного потока.
Огромные массы водяных паров поступают в атмосферу также из других климатических зон океана, а также в результате механического испарения. В процессе механического испарения происходит унос водяной пыли при сильных ветрах в нижние слои воздуха.
При механическом испарении в атмосферу поступают также соли. Вынос солей в атмосферу в молекулярно-дисперсном состоянии происходит и при нормальном испарении. Концентрация метаморфизированных до молекулярно-дисперсного состояния солей в поверхностном слое воды может достигать 0,5 мг на 1 л испаряющейся воды. Таким путем в атмосферу поступают ионы Na, Mg, Са, K, Сl, СО3, SO4. В дальнейшем вместе с дождевыми водами они возвращаются в океан или поступают на сушу.
Атмосфера, в свою очередь, является главным поставщиком для океана углекислоты, азота и кислорода. Холодные воды служат лучшими растворителями углекислоты. Поэтому максимальное содержание углекислого газа приурочено к придонным слоям воды в высоких широтах. В поверхностном слое воды происходит интенсивное потребление углекислого газа фотосинтезирующими организмами. С глубиной содержание растворенного углекислого газа нарастает примерно до глубины 200 м и затем до дна остается почти без изменений. Меньшая часть углекислого газа поступает в результате окислительных процессов при разложении органической материи, а также при подводных вулканических извержениях.
При преобладании процесса изъятия углекислоты из атмосферы, все же происходит и отдача некоторого ее количества из океана в воздушную оболочку. Интенсивно поглощаясь холодными водами в высоких широтах, углекислый газ в экваториальных и тропических широтах выделяется из воды в атмосферу. В умеренных зонах зимой происходит интенсивное поглощение СО2 водами океана, а летом, при прогревании поверхностного слоя воды, СО2 отдается в атмосферу. Концентрация или дефицит углекислого газа в океанских поверхностных водах существенно влияет на всю гидрохимическую обстановку.
Ежегодно в виде известковых скелетов морских организмов на дно океана поступает около 2,5 ∙ 1014 г углерода. В результате в осадочных породах земной коры накоплено углерода на несколько порядков величин больше, чем его содержится в атмосфере и гидросфере. Так количество углерода в атмосфере оценивается величиной 6,3 ∙ 1017 г, в гидросфере 3,6 ∙ 1019 г. Концентрация углерода в земной коре в виде каустобиолитов оценивается величиной 6,4 ∙ 1021 г, а в виде известняков и доломитов 5 ∙ 1022 г. Подавляющая часть захороненных в земле каустобиолитов имеет органическое происхождение. Осаждение карбонатов идет преимущественно биологическим путем. Следовательно, их энергетический потенциал можно рассматривать как ресурсы преобразованной и законсервированной солнечной энергии, накопленные за миллиарды лет существования жизни на нашей планете. Вместе с тем накопление каустобиолитов и карбонатных пород в толще осадочного слоя земной коры, подстилающего океаны, представляет собой результат мощного крупномасштабного взаимодействия атмосферы, биосферы, водной оболочки и литосферы.
Основная масса азота, поступающего в морские воды, также имеет атмосферное происхождение. В 1 л воды в среднем содержится около 13 мг растворенного азота. Меньшая часть азота в океане высвобождается в результате разложения органической материи.
Непосредственным источником кислорода в океанической воде является также кислород атмосферы. Способность воды растворять кислород достаточно велика. В результате океан нормально аэрируется до самых больших глубин. Но воздух сам получает кислород, который высвобождающийся в процессе фотосинтеза, из поверхностного слоя океана. По мнению А. П. Виноградова этот процесс потребляет только около 2% поступающей солнечной энергии. Но этой энергии хватает, чтобы фотосинтез в поверхностном слое явился главным фактором обеспечения атмосферы кислородом.
Поверхностный слой воды перенасыщен кислородом, что видно по постоянному присутствию пузырьков газа на планктонных организмах. При дыхании растения потребляют около 15% продуцируемого ими кислорода, часть потребляют другие организмы, часть уходит из поверхностного слоя с погружающимися массами воды при вертикальном перемешивании, но большая часть кислорода отдается в атмосферу.
Количество выделяемого при фотосинтезе кислорода зависит непосредственно от интенсивности фотосинтеза. Поэтому области интенсивного фотосинтеза одновременно представляют собой области и перенасыщения кислородом и интенсивной отдачи его в атмосферу. В океанических областях с малой продуктивностью фитопланктона, напротив, происходит поглощение кислорода из атмосферы. При морском волнении, особенно при сильных штормах, отдача кислорода в атмосферу значительно усиливается.
Билет 1 вопрос
Физические свойства
Солёность. При замерзании морской воды вследствие разных скоростей роста кристаллов и их смерзаемости между ними образуются полости, которые заполняются вкраплениями морской воды, называемой рассолом. С понижением температуры все больше воды из рассола вымерзает, в результате чего концентрация рассола увеличивается и температура его замерзания становится равной температуре окуржающего чистого льда.
Плотность льда. Соотношение компонентов морского льда состоящего из кристаллов пресного льда, рассола, пузырьков воздуха и различных посторонних примесей, не остаётся постоянным и зависит как от условий его образования, так и от происходящих в нём процессов. Всё это сказывается на средней плотности льда. Однако наибольшее влияние на площадь льда оказывает наличие пузырьков воздуха или, другими словами, его пористость, поскольку плотность пузырьков воздуха почти в 1000 раз меньше плотности льда. Порсистость определяется как отношение объёма льда с пузырьками к объёму льда без пузырьков и выражается в процентах. Содержанеие воздуха в морском льду может изменятся от 4 до 8-13%. Наименьшее влияние на плотность льда оказывает его солёность и температура. При повышении солёности плотность льда повышается. При понижении температуры уменьшается.
Теплопроводность. На практитке обычно используется удельная теплопроводность морского льда, представляющая собой количество тепла, которая проходит через единичную поверхность за единицу времени при единичном градиенте температуры. Теплопроводность пресного льда зависит прежде всего от его температуры и пористости. При отстуствии во льду пузырьков воздуха при понижении температуры теплопроводность льда увеличивается. С увеличением пористости темплопроводность уменьшается. Содержащися в морском льду рассол несколько уменьшает его теплопроводность.
Теплоёмкость. Под удельной теплоёмкостью льда понимают количество теплоты, которое нужно сообщиь единице массы льда, чтобы его температура изменилась на 1оС. Теплоёмкость пресного льда равна 2,12Дж/(г*оС) и сравнительно слабо уменьшается с понижением температуры. Теплоёмкость же морского льда очень сильно зависит от температуры, при измененнии которой в нём меняется соотношение твёрдой и жидкой фаз.
Теплота плавления. Это количество тепла необходимое для плавления одного грамма морского льда при данной температуре и солёности. Оно складывается из тепла, расходуемого непосредственно на плавление чистого льда, содержащегося в морском, и тепла, расходуемого на повышение температуры льда и рассола до температуры плавления всего морского льда. При одной и той же солёности теплота плавление растёт с понижением температуры. При фиксированной температуре с увеличением солёности теплота плавления уменьшается причём особенно существенно при значениях температуры льда, близких к нулю.
Под механическми свойствами льда понимают его способность сопротивляться воздействию на него внешних факторов. Эти силы вызывают изменение первоначального состояния льда, т.е. деформируют лёд, и обычно выражаются через напряжение, т.е. силу, отнесённую к единице площади.
Выделяют несколько характерных типов деформации:
- Растяжение. Когда под действием мнешних сил происходит удлинение образца льда, а деформация определяется относительным удлинением этого образца.
- Сжатие. Когда под действием нених сил происходит сжатие льда. Выражается через относительное сжатие
- Сдвиг. Когда под действием сил происходит сдвиг слоёв льда относительно друг-друга на некоторый угол.
- Изгиб. Представляющий сложную форму деформации при которой часть слоёв изгибаемого образца льда растягивается, а другая часть сжимается.
Механические свойства морского льда определяются степенью его солености, температурой, плотностью, структурой и др. Морской лед, по сравнению с пресноводным, отличается большей упругостью и пластичностью. Под действием волн или под влиянием колебаний уровня воды он свободно изгибается, повторяя их очертания. Прочность льда, величина допустимой нагрузки на лед зависят от его толщины, температуры, солености и др.
С понижением температуры воздуха твердость значительно возрастает. Так, твердость пресного льда при 0°С близка к твердости каменной соли, при — 30°С равна твердости плавикового шпата, а при —50 °С — гранита. Поэтому при низких температурах применение кирок, ломов, лопат, пил для разрушения льда не эффективно. Одновременно с твердостью при понижении температуры увеличивается хрупкость льда. Во время сильных морозов лед легко раскалывается с сильным треском на большие глыбы даже при сравнительно слабых ударах. Обычно прочность морского льда составляет одну треть прочности пресного льда той же толщины.
В Мировом океане образуются льды, отличающиеся по происхождению, видам, форме, размеру, возрасту, состоянию поверхности и подвижности.