ВУЗ: Не указан
Категория: Не указан
Дисциплина: Не указана
Добавлен: 10.04.2024
Просмотров: 158
Скачиваний: 1
Таблица 7
Количество тепла (кал), необходимое для растопления 1 г морского льда при температуре t и солености 5 (по Н. Н. Зубову)
|
|
Соленость, |
°/00 |
|
Температура, |
°С |
4 |
|
|
|
0 |
10 |
15 |
|
- 1 |
80 |
64 |
38 |
17 |
—5 |
83 |
78 |
72 |
67 |
- 1 0 |
85 |
85 |
79 |
76 |
а) как физическое свойство морской воды, когда исследуются процессы в условиях ламинарного движения при малых скоростях;
в этом случае она называется молекулярной |
вязкостью и характе |
|
ризуется коэффициентом м о л е к у л я р н о й |
в я з к о с т и . |
Иногда |
пользуются также коэффициентом к и н е м а т и ч е с к о й |
в я з к о |
сти, который равен произведению коэффициента молекулярной вязкости на удельный объем жидкости;
б) как характеристику возможности и интенсивности перемеши вания при различных динамических процессах, в основном вихре вых, сопровождающихся перераспределением и выравниванием
гидрологических |
характеристик. В этом случае она называется |
|
т у р б у л е н т н о й |
( в и р т у а л ь н о й ) |
вязкостью. Турбулентная |
вязкость рассматривается в главе о перемешивании. |
||
По молекулярно-кинетической теории |
вязкость жидкости пред |
ставляет собой силу, необходимую для противодействия разъеди нению временно объединенных молекул. Ее можно определить также как силу, необходимую для того, чтобы сдвинуть столб жид кости с поверхностью основания и высотой, равными единице, отно сительно соседнего с ним слоя, со скоростью, равной единице. Вяз кость характеризует обмен количеством движения между соседними слоями. Вязкость, или сила внутреннего трения F, отнесенная к еди нице площади, определяется по известной формуле Ньютона
dv
где л — коэффициент молекулярной вязкости, --------градиент ско- dz
роста в направлении г.
Направление силы перпендикулярно направлению градиента скорости.
В системе СГС единицей коэффициента молекулярной вязкости, называемого также коэффициентом внутреннего трения, принят
пуаз ( — -— ) . Для кинематической вязкости
\ см • с /
v = ar|
63
единицей измерения принят стоке |
/ |
ем2 \ |
п |
|
- — J . |
Величина молекулярной |
вязкости, по Стефану и Аррениусу, равна 180- 10-4 пуаз.
Вязкость морской воды увеличивается с повышением солености и резко уменьшается с повышением температуры. Если принять зна чение коэффициента вязкости дистиллированной воды при 0°С за 100, то относительные значения этого коэффициента (при атмосфер
ном давлении) |
могут быть представлены данными табл. |
8. Влияние |
|
давления на коэффициент вязкости г) мало. |
|
||
Т а б л и ц а 8 |
|
|
|
Относительные величины вязкости ц |
|
|
|
(по Рупину и Крюммелю) |
|
|
|
Температура, |
|
Соленость, %ю |
|
|
|
|
|
°С |
0 |
20 |
40 |
|
|||
0 |
100,0 |
103,2 |
105,9 |
10 |
73,0 |
75,8 |
78,5 |
20 |
56.2 |
58,6 |
61,1 |
30 |
44,9 |
47,0 |
49,1 |
При рассмотрении большинства процессов, протекающих в океане, молекулярной вязкостью обычно пренебрегают, так как она так же как и молекулярная теплопроводность в тысячи раз меньше турбулентной вязкости. Расчеты показывают, что для обра зования течения на глубине 10 м со скоростью, равной половине ско рости на поверхности при наличии только молекулярной вязкости, потребовалось бы 2,4 года. Передача же количества движения от поверхности в глубинные слои за счет турбулентной вязкости про исходит в отрезки времени, определяемые часами.
Однако для таких процессов, как осаждение взвешенных в воде твердых частиц и мельчайших живых организмов (планктона), «па рящих» в воде, молекулярная вязкость имеет существенное значе ние. Эти организмы имеют рожки, иголочки и другие приспособле ния для «парения», использующие вязкость воды. Скорость оса ждения твердых частиц пропорциональна квадрату их радиуса и обратно пропорциональна коэффициенту молекулярной вязкости. Поэтому, зная коэффициент вязкости, можно определить размеры малых частиц по скорости их осаждения, что используется, напри мер, в практике определения размеров частиц морских грунтов.
Диффузия и осмотическое давление. Частицы растворенного вещества в слабых растворах, подобных морской воде, отдалены друг от друга на очень большие расстояния. Находясь в неупорядо ченном движении, они устремляются в сторону наименьшего сопро тивления среды. Такой средой является либо чистый растворитель, либо масса воды с меньшей концентрацией солей. Поэтому, когда
64
соприкасаются два раствора различной концентрации, частицы ра створенного вещества начинают переходить из раствора с большей концентрацией в раствор с меньшей концентрацией. Переход будет продолжаться до тех пор, пока концентрации обоих растворов не выравняются.
Переход частиц из слоя в слой, осуществляемый без помощи ме ханического перемешивания, носит название м о л е к у л я р н о й
д и ф ф у з и и .
Процесс молекулярной диффузии растворенных в воде солей и газов происходит весьма медленно. Он определяется соотношением
где М — количество растворенных частиц, прошедших через пло щадку 1 см2 в направлении, перпендикулярном градиенту концен
трации раствора dS в единицу времени; D — коэффициент молеку
лярной диффузии, см2/с, когда 5 выражается в , и в
когда 5 выражено в г/г.
Если под 5 понимать соленость, то формула будет определять диффузию солей, а если концентрацию растворенных в воде газов, то диффузию газов.
Так же как молекулярная теплопроводность и молекулярная вязкость, молекулярная диффузия не играет существенной роли при изучении реальных процессов в океане, так как коэффициент диф фузии равен 2 • 10-5 см2/с, и ею обычно пренебрегают.
Основным процессом, определяющим перенос солей и газов в океане в горизонтальном и особенно в вертикальном направлении, является турбулентная диффузия, о которой будет речь ниже при рассмотрении процессов перемешивания.
С соленостью морской воды связано физическое свойство, отсут ствующее в дистиллированной воде, осмос. Эго свойство имеет важное биологическое значение, обеспечивая проникновение в мор ские организмы необходимых им для питания и построения их тел веществ, растворенных в морской воде.
Явление осмоса наблюдается в том случае, когда раствор отде лен от растворителя полупроницаемой пленкой, которая пропускает молекулы растворителя, но не пропускает молекулы растворенного вещества. В этом случае молекулы растворителя, стремясь вырав нять концентрацию, начинают переходить в раствор, повышая его уровень до положения равновесия. В результате этого создается давление на пленку, называемое о с м о т и ч е с к и м д а в л е н и е м и определяемое величиной гидростатического давления, его уравно вешивающего. Осмотическое давление увеличивается на V273 часть при повышении температуры на 1°С. Особенно сильно оно возра стает при увеличении солености. Для морской воды с температурой 20° С осмотическое давление равно для воды соленостью 4%0 — 2,28, 12%о — 8,30, 20%о — 13,92, 28%0 — 19,65 и 36%0 — 25,50 мм рт. ст.. .
5 Заказ № 115 |
65 |
Поверхностное натяжение воды. Простые опыты обнаружи вают у жидкостей, и в частности, у воды особое свойство, называе мое поверхностным натяжением и заключающееся в том, что по верхность воды ведет себя так, как будто она покрыта топкой упру гой пленкой.
Если положить на поверхность воды плашмя тонкую стальную иглу, то она не тонет. Но достаточно той же иглой проткнуть по верхность воды, как игла проходит через образовавшееся отверстие и погружается.
Образование поверхностной пленки объясняется тем, что моле кула на поверхности жидкости лишь со стороны жидкости окружена молекулами жидкости, вследствие чего ее энергия вдвое больше энергии молекулы, находящейся внутри жидкости. Стремясь занять положение с минимальной потенциальной энергией, молекулы жид кости на поверхности стремятся втянуться внутрь объема. Жидкость под действием внутренних сил молекулярного притяжения стре мится уменьшить свою свободную поверхность. В результате на гра нице свободной поверхности действует сила поверхностного натя жения, направленная касательно к поверхности жидкости и равная
F = al,
где / — длина контура границы, а — коэффициент поверхностного натяжения.
Коэффициент а характеризует свободную энергию единицы пло-
/ ЭРГ \
щади ^ j поверхности жидкости. В то же время он равен ра
боте, необходимой для образования 1 см2 пленки. Коэффициент а может быть выражен силой, которую требуется приложить к еди нице длины воображаемой пленки и необходимой для удержания ее в растянутом состоянии. В последнем случае его единицей измере-
- Дим
ния будет------ . см
Величина коэффициента поверхностного натяжения морской воды зависит от ее температуры и солености и приведена в табл. 9.
Т а б л и ц а 9 |
|
|
|
|
Коэффициент поверхностного натяжения морской воды, |
|
|||
дин/см (по Н. |
Н. Зубову) |
|
|
|
Температура, |
|
Соленость, |
°/0) |
|
|
|
|
|
|
°С |
5 |
15 |
25 |
35 |
|
||||
0 |
75,75 |
75,97 |
76,19 |
76,41 |
15 |
73,59 |
73,81 |
74,03 |
74,25 |
30 |
71,43 |
71,65 |
71,87 |
72,09 |
66
Электропроводность морской воды. Морская вода представляет собой почти полностью ионизированный раствор различных солей и благодаря этому является достаточно хорошим проводником элек трического тока. Электропроводность морской воды растет с повы шением ее температуры и солености (рис. 2.6).
<т(Ясм3) ' 1
Как видно на рисунке, при изменении солености |
от |
6 |
до 40%o |
|
и температуры |
от 0 до 24° С электропроводность |
воды |
увеличи |
|
вается более чем в 10 раз, от 0,00574 до 0,0585 —------—. |
|
|
||
Зависимость |
Ом-см3 |
солености |
||
электропроводности морской воды |
от |
в настоящее время широко используется для определения послед ней вместо классического химического метода. Создание солемеров, работающих на принципе измерения электропроводности морской воды, позволило решить задачу непрерывной регистрации солено сти как во времени, так и в пространстве.
Радиоактивность вод океана. Радиоактивность морской воды, донных отложений, флоры и фауны моря в современный период
5* |
67 |
определяется содержанием в них естественных и искусственных ра диоизотопов. Морская вода содержит в своем составе практически все известные радиоактивные изотопы. Общее представление о сте пени концентрации основных радиоизотопов в воде Мирового океана и ее удельной активности дает табл. 10. Из данных таблицы сле дует, что альфа-активность океанической воды в основном опреде ляется содержанием в ней калия-40 и соответствует примерно-3,5х ХЮ-10 Кюри/л. Другие излучатели и изотопы вносят в суммар ную активность воды пренебрежимо малый вклад.
Т а б л и ц а |
10 |
|
|
|
|
Радиоактивность воды Мирового океана |
|
|
|
||
|
Концентрация, |
Удельная |
Удельная |
Общее |
Общая |
Изотоп |
активность, |
активность, |
количество |
активность |
|
г/л |
распад/см • с |
изотопов |
Мирового |
||
|
Кюри/л |
в Мировом |
океана, |
||
|
|
|
океане, г |
Кюри |
|
Калий-40 |
4,5-10-5 |
1,2-10-2 |
3,5-10-ю |
63 000 |
46!) 000 |
Рубидий-81 |
8,4-10-5 |
2,2-10-4 |
6,0-10-12 |
118 000 |
8 400 |
Ураи-238 |
2,0-10-6 |
1,0-10-4* |
3,0-10-12 |
2 800 |
3 800 |
Урап-235 |
1,5-10-8 |
3,0-10-6* |
8,0-10-14 |
21 |
110 |
Торий-232 |
1,0-10-8 |
2,0-10-7* |
5,0-10-13 |
14 |
8 |
Радий-226 |
3,0-10-13 |
3,0-10-5* |
1,0-10-12 |
4,2-10-4 |
1 100 |
Углерод-14 |
4,0-10-Н |
7,0-10-6 |
2,0-10-13 |
5,6-10-5 |
270 |
Тритий |
8,0-10-17 |
2,0-10-5** |
1,0-10-12 |
1,5-10-9 |
120 |
* Активность изотопа с дочерними продуктами.
** Только в верхнем слое воды толщиной 50—100 м.
Альфа-активность морской воды формируется в основном за счет урана, иония и радия и соответствует примерно 4 • 10~10 Кюри/л. Морская вода отличается постоянством своего солевого состава, а уровень радиоактивности воды районов открытого моря находится в прямой пропорциональной зависимости от степени ее солености; чем выше соленость, тем выше ее радиоактивность.
К настоящему времени в водах Мирового океана обнаружены далеко не все из известных радиоизотопов. Это объясняется их очень низким уровнем содержания в океане и отсутствием соответ ствующих методов определения. Это справедливо прежде всего по отношению к Sn124, Tm130, Nd150*, Sm152, Lu178, W180 и к другим, мало распространенным изотопам, имеющим большие периоды полурас пада (1010—1020 лет). Большинство сведений о радиоактивности мо рей и океанов относится к содержанию и распределению в морской воде и донных осадках урана, тория и некоторых долгоживущих членов их радиоактивных семейств, а также генетически не связан ных с ними изотопов К-40 и Rb-87. Время жизни этих радиоактив ных элементов соизмеримо с возрастом земной коры, и они опреде ляют основную часть естественной радиоактивности океанов. В мор ской воде присутствуют также изотопы с гораздо меньшими
68