Мировой океан. Основные параметры морской воды

Доклад, прочитанный в День учителя географии 2 апреля 2009 г.

Портал одного из залов Океанографического музея в Монако

 

Предыдущую публикацию см. в № 17

Современный солевой состав морской воды удалось достаточно точно определить после обработки результатов кругосветной британской экспедиции на корвете «Челленджер» (1872—1876 гг.). Тщательный химический анализ 77 проб морской воды, взятых в разных районах Мирового океана, привел к интересным выводам, из которых наиболее важный — о постоянстве солевого состава. Оказалось, что в пробах морской воды разной солености взаимные количественные соотношения основных ионов всегда остаются неизменными.

Постоянство солевого состава получило название закона Дитмара, по имени английского химика, доказавшего это важное свойство морской воды в 1884 г. Как писал известный советский гидрохимик О.А. Алёкин, «это положение установлено твердо и может считаться главнейшей закономерностью в химии океана, сформулированной следующим образом: в воде открытого океана независимо от абсолютной концентрации количественные соотношения между концентрациями главных ионов всегда одинаковы».

Исследования, проведенные в области химии моря к настоящему времени, показывают, что в морской воде растворены все химические элементы, встречающиеся на Земле. При этом 99,9% всех растворенных в океане веществ могут быть составлены из первых 20 элементов таблицы Менделеева. Большинство солей присутствуют в морской воде в виде ионов, незначительная часть соединений находятся в коллоидной или суспензионной форме. К главным ионам принято относить такие, концентрация которых в морской воде превышает 0,001%, а именно: анионы Cl^-, SO₄^2-, HCO₃^-, Br^-, CO₃^2-, F^- и катионы Na⁺, Mg²⁺, Ca²⁺, K⁺ и Sr²⁺.

Для морской воды с соленостью близкой к средней океанской содержание главных ионов представлено в табл. 1. Доля всех остальных растворенных в морской воде элементов пренебрежимо мала, она составляет менее 0,01% от общего количества солей и потому для большинства морских гидрохимических исследований может считаться несущественной.

В открытом океане отношения Na : Cl, K : Cl, SO₄ : Cl, Br : Clпрактически представляют собой константы. В отношениях к хлору магния, стронция, фтора и борной кислоты иногда регистрируются небольшие отклонения. Важно отметить, что постоянство солевого состава справедливо только для открытых районов океанов. Оно не соблюдается в устьевых областях крупных рек, а также в морях, имеющих слабый водообмен с океаном и потому заметно опресненных (как Черное и Балтийское), а также полностью изолированных (Каспийское).

Таблица 1

Количественное содержание главных ионов в морской воде

(при общей концентрации 35,16‰)

Катионы (+)		Анионы (–)
название	г/кг	название	г/кг
Натрий	10,764	Хлориды	19,353
Магний	1,297	Сульфаты	2,701
Кальций	0,408	Гидрокарбонаты	0,143
Калий	0,387	Бромиды	0,066
Стронций	0,014	Борная кислота	0,026
		Фториды	0,001

Более половины всех растворенных в морской воде компонентов, а именно 55%, составляет ион хлора. Учитывая постоянство солевого состава, можно, определив концентрацию хлора (хлорность) в пробе морской воды, рассчитать затем не только общую концентрацию солей (соленость), но и массовую долю каждого из главных ионов. На этом принципе основан самый распространенный в первой половине прошлого века аргентометрический метод определения солености, названный так, потому что в качестве главного химического реактива в нем применяется раствор азотнокислого серебра. Зависимость между соленостью и содержанием хлора была определена в конце XIX в. специальной комиссией Международной конференции по исследованию морей и выражается уравнением

S‰ = 0,030 + 1,805Cl‰.

Представленное соотношение часто называют формулой Кнудсена, по имени председателя комиссии. При определении хлорности аргентометрическим методом в итоге получают содержание всех галогенов, присутствующих в морской воде, то есть сумму ионов хлора, брома и йода, но количество хлора в этой сумме составляет 99,9%.

Формула Кнудсена и составленные по ней таблицы использовались для определения солености океанологами всего мира более шестидесяти лет, пока в 1963 г. не было предложено новое, более компактное соотношение между соленостью и хлорностью:

S‰ = 1,80655Cl‰.

Аргентометрический метод достаточно прост и, как показывает многолетний опыт, может применяться на любых научных судах. Метод обеспечивает точность до 0,02‰, что отвечает требованиям многих океанологических задач, но не свободен от некоторых недостатков. Во-первых, чтобы определить соленость этим методом, нужно поднять пробу воды на борт судна в гидрохимическую лабораторию, а это технически ограничивает число обрабатываемых образцов. Во-вторых, основной применяемый реактив, азотнокислое серебро, весьма дорогое вещество. Но главное заключается в том, что метод определения солености по хлорности сегодня не отвечает требованиям быстроты, массовости и непрерывности измерений.

В последние десятилетия гидрологические работы в океа-нах и морях приобрели массовый характер, когда число производимых в море измерений выросло в сотни и тысячи раз. Стали широко применяться зондирующие устройства, непрерывно передающие на борт экспедиционного судна регистрируемые параметры морской воды. В современных погружаемых приборах-зондах для определения солености используется электрометрический метод, который основан на способности морской воды проводить электрический ток. Это свойство морской воды определяется тем, что растворенные соли большей частью присутствуют в воде в виде ионов, несущих электрические заряды. По степени концентрации растворенных солей морская вода относится к слабым электролитам. Величина электропроводности изменяется пропорционально изменениям солености.

Напомним, что электропроводность есть величина обратная электрическому сопротивлению, удельная электропроводность измеряется в сименсах на метр (См/м). Электропроводность морской воды увеличивается при увеличении солености, температуры и (в малой степени) гидростатического давления. Инструментальная точность (ошибка прибора) измерения солености по электропроводности составляет 0,005‰.

Введение в практику океанологических измерений нового метода определения солености по электропроводности повлекло за собой разработку шкалы практической солености (ШПС-78), рекомендованной к использованию в 1978 г.Практическая соленость по этой шкале определяется как отношение электропроводности пробы морской воды к электропроводности эталонного раствора хлористого калия, определенное при температуре 15 ^оС и давлении 1013 гПа.Практическая соленость, таким образом, есть величина безразмерная, и при ее написании знак промилле (‰) опускается. В научной отечественной литературе вместо него обычно используется аббревиатура епс (единицы практической солености), в англоязычных изданиях — psu или PSS-78.

Океанографический музей в Монако. В аквариуме содержится одна из богатейших в мире коллекций обитателей глубин. Многие годы руководителем музея был Жак Ив Кусто.

 

Для большинства районов Мирового океана изменения солености заключены в пределах 33—37‰, средняя соленость составляет 34,72‰. Самый «соленый» океан — Атлантический, средняя соленость в его северной части — 35,06‰, самый «пресный» — Тихий, где в северной части средняя соленость — 34,58‰.

Распределение солености на поверхности океанов хорошо согласуется с зональным распределением разности (осадки — испарение). В районах преобладания осадков соленость понижена относительно средних величин, а там, где преобладает испарение, — повышена. Наибольшие значения солености наблюдаются в так называемых бассейнах осолонения, где испарение существенно превышает количество атмосферных осадков, что и приводит к повышению солености. Типичные моря этого типа — Средиземное и Красное, в них соленость достигает 38—42‰. В районах впадения крупных рек (Амазонка, Конго, Янцзы, Ориноко и др.), особенно в период половодья, в приповерхностных слоях океанических вод наблюдается сильное опреснение.

Наряду с соленостью одним из главных параметров морской воды является температура, измерение которой производится при любых океанологических исследованиях. Температура есть показатель интенсивности движения молекул вещества, в данном случае молекул воды. Высокоточные измерения температуры необходимы для расчета потоков тепла в океане, процессов перемешивания морских вод, сезонных изменений теплосодержания деятельного слоя и еще многих других важных характеристик.

Температура изображается прописной буквой Т, в океанологии обычно измеряется по стоградусной шкале Цельсия (^оС), в некоторых странах употребляется шкала Фаренгейта (^оF):

^оС = 5/9(^оF — 32).

Для отдельных расчетов необходимо, чтобы температура была представлена в абсолютной шкале Кельвина (^оК).Напомним, что 1 ^оК = 1 ^оС, но в «кельвинах» исчисление идет от абсолютного нуля, равного –273,15 ^оС. Тогда

 Т ^оК = Т ^оС + 273,15.

Диапазон изменений температуры океанской воды относительно невелик и в среднем находится в пределах от –2 до 30 ^оС. Приведенные значения лимитируются, с одной стороны, температурой замерзания, а с другой — теплообменом между океаном и атмосферой. В основной своей массе вода в океане холодная, средняя температура ее составляет 3,73 ^оС. Воды с температурой выше 20 ^оС наблюдаются только в экваториальном и тропических поясах, но и там лишь в приповерхностном слое примерно до глубины 200 м. Высокая температура поверхностного слоя с ростом глубины убывает очень быстро и на горизонте 1000 мв среднем составляет 4,2 ^оС, а в слое от 2000 до 5000 мизменяется соответственно от 2,3 до 1,2 ^оС

Для измерения температуры морской воды изначально использовался хорошо известный ртутный термометр. Однако океанологам пришлось проявить большую изобретательность, чтобы приспособить его для точного измерения температуры на больших глубинах. Температуру воды на поверхности измерить нетрудно. В простейшем случае зачерпывают воду ведром и, подняв его на палубу, производят измерения. Труднее измерить температуру воды на глубине, так как, пока прибор поднимается на поверхность, он проходит через слои воды с иной температурой, что неопределенным образом искажает его первоначальные показания.

Важным изобретением в этой области стало создание глубоководного опрокидывающегося термометра. Этот прибор принимает температуру воды в месте измерения, после чего переворачивается, столбик ртути в его капилляре отрывается от основного объема и в дальнейшем мало изменяет свои показания в зависимости от окружающей температуры. Дополнительно вмонтированный в прибор вспомогательный термометр позволяет вычислить поправку и получить окончательный результат с точностью до 0,02 градуса. Глубоководные термометры в специальных оправах устанавливаются на батометрах¹ , последние через определенные промежутки (расстояния между горизонтами наблюдений) крепятся к тросу и с помощью гидрологической лебедки опускаются на нужную глубину. Через несколько минут запускается механизм опрокидывания, при котором батометры с пробами воды закрываются, а термометры фиксируют измеренную температуру, после чего вся серия приборов поднимается на палубу.

Таким способом с борта научного судна можно получить до 20—25 значений температуры воды на разных горизонтах, от поверхности до дна и соответствующее число проб воды. Подобные измерения требуют напряженной работы на палубе в течение нескольких часов, а затем еще не меньшее время занимает обработка и оформление первичных данных. В настоящее время данная методика наблюдений уже не удовлетворяет океанологов.

Для замены ртутных термометров в океанологической практике на более современные устройства предложено много конструкций датчиков температуры. Наилучшими показателями (инерционность, точность, стабильность) сегодня обладают металлические термометры сопротивления, принцип работы которых основан на измерении сопротивления морской воды электрическому току. В лучших образцах инструментальная точность этих приборов при измерении температуры воды достигает 0,001 ^оС.

Стандартный океанологический зонд снабжен датчиками температуры, электропроводности и гидростатического давления (необходимо для определения глубины, на которой производятся измерения). Могут быть добавлены датчики иных характеристик, например, скорости звука, прозрачности, содержания кислорода и др.

Важнейшим параметром морской воды является ее плотность. Малейшие изменения плотности в океане вызывают движение воды, приводя к возникновению вертикальных (конвекция) и горизонтальных (плотностные течения) потоков. Поэтому плотность воды всегда учитывается при любых океанологических расчетах. Количественно эта характеристика представляет массу единичного объема вещества и в системе СИ измеряется вкг/м³. В морской воде плотность рассчитывается по температуре и солености, определенным в какой-либо точке тем или иным способом. Плотность морской воды из-за присутствия солей всегда превышает плотность пресной. Так, если в пресной воде при температуре 4 ^оС плотность составляет 1000 кг/м³, то в морской воде при той же температуре и солености 35‰ плотность равна 1027,81 кг/м³ (при атмосферном давлении 1013 гПа).

В океанологических расчетах величина плотности должна быть известна с точностью не менее 0,01. Плотность воды в океане увеличивается при понижении температуры, возрастании солености, росте гидростатического давления и, соответственно, уменьшается при обратном изменении перечисленных характеристик. Изменения плотности в океанах относительно невелики, и на поверхности ее значения обычно не выходят за пределы интервала 1025—1033 кг/м³,так что первые две цифры в величине плотности воды всегда остаются неизменными. Поэтому в океанологии в большинстве случаев используется условная плотность, иначе называемая аномалией плотности. В физике плотность принято обозначать греческой буквой ρ, условная плотность в океанологии обозначается буквой σ:

σ = ρ — 1000.

Поэтому вместо истинного значения плотности 1027,81 записывается величина условной плотности, равная 27,81.

Большое значение имеет распределение плотности по вертикали. В большинстве случаев плотность с ростом глубины увеличивается, но нередко, особенно в верхних слоях океана, возникает иная картина. В результате интенсивного испарения, сезонного охлаждения, а также в процессе льдообразования происходит осолонение верхнего слоя воды, что приводит к увеличению плотности. При этом более плотная, «тяжелая» поверхностная вода начинает погружаться, а на смену ей поднимается «легкая», менее плотная вода. Возникает плотностная конвекция, приводящая к вертикальному перемешиванию и восстановлению равновесного состояния.

С распределением плотно-сти по вертикали связано понятие устойчивости. Эта характеристика дает представление о поведении некоей частицы, помещенной в наблюдаемый слой воды, а именно: останется ли она в покое, будет ли тонуть или всплывать в зависимости от плотности воды выше и ниже горизонта ее расположения. Если частица не перемещается по вертикали, следовательно, она находится в равновесном положении, ее плотность равна плотности окружающей воды.

Такое состояние обычно называют безразличной стратификацией, во втором случае (частица тонет) налицо неустойчивая стратификация, а в случае всплытия частицы — стратификация устойчивая. Расчет величины устойчивости обычно производится на каждой океанологической станции² и дает представление о наличии или отсутствии процесса вертикальной конвекции в данном районе.

Зависимость температуры замерзания (1) и температуры наибольшей плотности (2) от солености (S)

 

Хорошо известно, что пресная вода замерзает при температуре около 0 ^оС, а наибольшую плотность (1000 кг/м³) имеет при температуре 4 ^оС. Если температура воды выше или ниже этого значения, вода имеет меньшую плотность. Для пресных водоемов средних и высоких широт (в районах сезонного замерзания) это имеет большое значение. При осеннем понижении температуры вертикальная конвекция в них прекращается, когда в глубинных слоях температура всюду опустится до отметки 4 ^оС. Иначе говоря, бассейн заполнится водой наибольшей плотности. В дальнейшем до точки замерзания будет охлаждаться только тонкий поверхностный слой, который в результате и замерзнет. Глубокие пресноводные бассейны по этой причине никогда не промерзают до дна. Иная картина наблюдается в океане.

Из общего курса физики известно, что точка замерзания есть такая температура, при которой упругости насыщающего пара жидкой (вода) и твердой (лед) фаз одинаковы. В то же время упругость насыщающего пара над раствором всегда ниже, чем над чистым растворителем, а это обстоятельство ведет к понижению точки замерзания раствора. В случае морской воды мы имеем дело со слабым раствором, температура замерзания которого постепенно понижается с ростом концентрации растворенных солей, как это видно из табл. 2.

Одновременно с увеличением солености растет плотность морской воды и понижается температура наибольшей плотности. Если проследить изменение температур замерзания и наибольшей плотности в зависимости от величины солености, то получится картина, изображенная на рисунке. Видно, что графики температур наибольшей плотности и замерзания пересекаются в точке с координатами: температура –1,33 ^оС и соленость 24,7‰, следовательно, замерзание воды с соленостью выше указанного значения наступает раньше, чем будет достигнута наибольшая плотность.

Для большинства морских водоемов это означает, что возникшая с началом осеннего охлаждения конвекция будет продолжаться непрерывно на протяжении всего холодного сезона, даже после начала льдообразования. Наибольшая плотность морской воды будет иметь разные значения в зависимости от температуры замерзания и солености, при которой началось льдообразование.

Соленость 24,7‰ разграничивает воды соленые, или собственно морские, и так называемые солоноватые, занимающие нишу между пресными и солеными. Отсюда следует, что такие моря, как Азовское, Балтийское, Каспийское, относятся к солоноватым бассейнам и осенне-зимняя конвекция в них протекает по типу пресных водоемов.

Вода обладает еще одним важным свойством, от которого существенно зависят ее физические характеристики и даже некоторые процессы в океане. Речь идет о сжимаемостиморской воды, которая проявляется на глубинах под давлением вышележащих слоев. В привычных для человека условиях атмосферного давления, т.е. на поверхности океана, сжимаемость воды незаметна. Но в глубинах океана давление составляет сотни атмосфер. Так вот, если бы вода была несжимаема, уровень океана поднялся бы на 30 м по сравнению с тем, который мы наблюдаем.

Сжатие воды на большой глубине приводит, таким образом, к уменьшению объема, что вызывает адиабатическое³ повышение температуры, пропорциональное коэффициенту теплового расширения. Теперь посмотрим, что произойдет, если воду с большой глубины адиабатически (без теплообмена с окружающей средой) поднять на поверхность. Предположим, что с глубины 3938 м, где измерена температура 1,52 ^оС и определена соленость 34,68‰, вода поднята на поверхность. Ее объем увеличится, что приведет к адиабатическому понижению температуры до 1,2 ^оС. Такая температура носит название потенциальной.

Каждая морская экспедиция начинается с определения вышеперечисленных характеристик. Средние значения температуры, солености и других параметров уже достаточно хорошо известны, в чем можно убедиться, листая страницы Атласа океанов. Сегодня важно как можно лучше исследовать изменчивость разных параметров — пространственную и временную, понять, какие причины вызывают изменение свойств в океане и как это отражается на всей географической оболочке Земли.

 

Старый порт Ниццы (Франция)

 

¹Батометр – прибор для взятия проб воды из глубинных слоев водоема.

²Станция – остановка научного судна в океане для производства океанологических наблюдений.

³ Адиабатическим называется физический процесс, проходящий без обмена теплом с окружающей средой.