Геохимия океана. Происхождение океана
|
|5 |9653 |18329 |26548 |34454 |
|10 |11019 |20906 |30231 |39167 |
|15 |12459 |23584 |34090 |44114 |
|20 |13939 |26367 |38065 |49248 |
|25 |15471 |29242 |42180 |54551 |
Вязкость:
Где (о – коэффициент вязкости при О0 С; t – температура морской воды;
( и ( - константы, меняющиеся с изменением солености.
Поверхностное натяжение (дин/см2)
(=75,64-0,114t+0,0399Cl
Показатель преломления света
В морской воде при 250 С для D-линии натрия равен:
n25D=1,332497+0,000334Cl
Коэффициент угасания света (
В морской воде может быть найден по формуле:
Где Iо –интенсивность монохроматического света с длиной волны у
поверхности моря (, Iz – длина волны света на некоторой глубине z при
допущении, что падающий и проходящий лучи света перпендикулярны к
поверхности воды.
3. Химический состав морской воды
Главные и малые химические компоненты морской воды. (табл. 3 и 4).
Таблица 3. Химический состав морской воды.
|Ионы |Химический состав|Главные компоненты морской воды, |
| |соли морской воды|имеющей хлорность 19%о и (20=1,0243 |
| |при хлорности 19 |(Lyman, Fleming, 1940) |
| |%о (Lyman, | |
| |Fleming, 1940), %| |
| | |Г/кг |Мг х атом/л |
|Na+ |30,61 |10,56 |470,15 |
|K+ |1,10 |0,38 |0,96 |
|Mg2+ |3,69 |1,27 |53,57 |
|Ca2+ |1,16 |0,40 |10,24 |
|Sr2+ |0,03 |0,08 |0,09 |
|Cl- |55,4 |18,98 |548,30 |
|Br- |0,19 |0,065 |0,83 |
|So2-4 |7,68 |2,65 |28,24 |
|HCO-3 |0,41 |0,14 |2,34 |
|H3BO3 |0,07 |0,026 |0,43 |
Таблица 4. Малые компоненты морской воды.
|Элементы |Содержание, |Элементы |Содержание, |Элементы |Содержание, |
| |Мг/л | |Мг/л | |Мг/л |
|He |0,0001 |Zn |0,01 |I |0,04 |
|Li |0,2 |Ga |0,0005 |Xe |0,0001 |
|N |0,5 |Ge |<0,0001 |Cs |0,001 |
|Al |0,01 |As |0,003 |Ba |0,9 |
|Si |3 |Se |0,004 |La |0,0003 |
|P |0,07 |Br |65 |Ce |0,0004 |
|Ar |0,6 |Kr |0,0003 |W |0,0001 |
|Sc |0,00004 |Rb |0,3 |Au |0,000004 |
|Ti |0,001 |Sr |8 |Hg |0,00003 |
|V |0,001 |Y |0,0003 |Tl |<0,00001 |
|Cr |0,00005 |Mo |0,01 |Pb |0,003 |
|Mn |0,002 |Ag |0,003 |Bi |0,0002 |
|Fe |0,01 |Cd |0,000055 |Rn |9,0х10-15 |
|Co |0,0005 |In |<0,02 |Ra |3,0х10-11 |
|Ni |0,0005 |Sn |0,003 |Th |0,0007 |
|Cu |0,003 |Sb |<0,0005 |U |0,002 |
Соленость и содержание хлора в морской воде.
Точно определить содержание соли в морской воде затруднительно, так
как при выпаривании морской воды досуха часть бикарбоната разлагается, а
часть хлорида гидролизуется, поэтому было дано следующее определение
понятие «солености»:
Соленость – это общее содержание твердого остатка в 1 кг морской воды,
определенного после того, как весь карбонат переведен в окись, бром и йод и
замещены хлором, а органическое вещество полностью окислено.
Кнудсен приводит следующую эмпирическую зависимость между хлорностью
(Cl,%) и соленостью (S,%):
S=0,03+1,8050Cl,
Где Cl – «общее количество хлора в граммах, содержащееся в 1 кг
морской воды после полного замещения брома и йода хлором или хлорность –
это величина в граммах на 1 кг пробы морской воды, равная цифровой величине
массы в граммах «серебра атомного веса», необходимого для осаждения
галогенов в пробе морской воды весом в 0,3285233 кг.
Соленость и хлорность выражаются через вес на единицу количества (1кг)
морской воды. Однако при химических исследованиях часто необходимо знать
количество растворенного вещества в определенном объеме морской воды.
Поэтому было введено понятие «хлористости», как числа граммов хлорида на 1
л морской воды при 200 С. Величина хлористости может быть определена путем
умножения величины хлорности на удельный вес морской воды при 200 С.
4. Вариации солености и температуры океана
Вертикальная структура океана. Океан может рассматриваться как
двухслойная система. Верхний слой, достигающий мощности от десяти до первых
сотен метров ниже водного уровня, испытывает перемешивание и внутри него
как температура, так и соленость воды в вертикальном направлении проявляют
гомогенное распределение.
В расположенном ниже слое, мощность которого от поверхности раздела с
верхним слоем до дна достигает нескольких тысяч метров, температура с
глубиной убывает. Вертикальные вариации солености в разных местах различны,
тем не менее плотность с глубиной всегда возрастает, вследствие чего вода
отчетливо расслоена как результат вертикальной стабильности в слое.
В соответствии с этим в нижнем слое скорость горизонтального
смешивания весьма значительна, а вертикальное перемешивание совершается
медленно.
1. Латеральные вариации солености у поверхности.
2. Изменения солености в поверхностном слое океана контролируется
такими условиями как изменения солености в поверхностном слое.
3. Разбавление солевого раствора морской воды притекающими морскими
водами, осадками , водами тающих ледников и айсбергов, а с другой
стороны увеличение его концентрации в результате испарения. Причем
величина испарения прямо пропорциональна скорости ветра и разнице
между давлением водяных паров непосредственно у поверхности моря и
их давлением в атмосфере.
В целом, соленость выше в теплых течениях и ниже в холодных.
Латеральные вариации температуры в поверхностей зоне моря. Наиболее
высокие температуры поверхности моря наблюдаются несколько к северу от
экватора, где также наиболее высокая температура воздуха.
5. Газы, растворенные в морской воде.
Кислород. Растворенный в морской воде кислород заимствуется из
атмосферы на контакте воды с воздухом. Он образуется также при фотосинтезе
морских растений. С другой стороны, кислород потребляется при дыхании живых
организмов и при окислении различных веществ моря, главным образом
органического детрита.
Растворимость кислорода в морской воде зависит от температуры и
солености; эта зависимость может быть выражена формулой Якобсона:
V(O2)= 10,062-0,2822-0,006144t2-0,000061t3-Cl(0,1073-
0,003586t+0,000055t2),
Где V(O2) – растворимость кислорода в 1 см3 на 1 л морской воды при
нормальных температуре и давлении в условиях равновесия воды и воздуха при
нормальном давлении; Cl- хлорность; t – температура воды, оС.
Интересно, что во всех океанах существует слой с минимальным
содержанием кислорода, глубина которого меняется в зависимости от
географии.
Однако Ричардс и Редфилд [1955] указывают, что слои с минимальным
содержанием кислорода в океане наиболее часто приурочены к поверхности
одной и той же плотности - (t = 27,2 / 27,3.
Свердруп [1938] рассмотрел возможные причины равновесия между
динамическим притоком и биохимическим потреблением в слое минимального
содержания кислорода. Считал что, существование слоя с минимальным
содержанием кислорода обусловлено главным образом биохимическим расходом
кислорода и характером распределения в море органического вещества и
сделал заключение, что важной причиной минимума кислородного содержания
является существование в океане горизонта перерыва.
Рейкстро [1947] определял скорости расхода кислорода в пробах воды,
отобранных на поверхности, в слое с минимальным содержанием кислорода и в
глубоководном слое. При этом начальная температура проб в течение
длительного времени поддерживалась постоянной. Он установил, что расход
кислорода за два года в воде слоя с минимальным содержанием, равно как и в
воде глубоководного слоя, весьма незначителен. С другой стороны,
поверхностная вода после небольшого выдерживания приобрела ту же
концентрацию кислорода, что и пробы воды из слоя с минимальным содержанием
кислорода. Рейкстро высказал предположение, что органическое вещество в
вертикальной колонне воды, по крайней мере до слоя с минимальным
содержанием кислорода, поступает с ее собственной площади поверхности и
этим объясняется де
| |  скачать работу |
Геохимия океана. Происхождение океана |
