Файл: Егоров Н.И. Физическая океанография.pdf

периодами полураспада: Н3, С14, Вк7, Вк10 и Si32. Наиболее полная сводка данных о концентрации природных радиоактивных элемен­ тов в водах Мирового океана приведена в работе Н. И. Попова. Следует, однако, заметить, что из-за малочисленности определений некоторых изотопов в морской воце и большого разброса результа­ тов отдельных анализов данные о концентрации таких изотопов,

как Са48, In115, Sn124, Th230, Т232, Ра231, нельзя принимать их в ка­

из условий равновесия с ближайшими материнскими изотопами, нс всегда обоснован из-за нарушения радиоактивного равновесия в океане.

По современным данным, природная радиоактивность морской воды определяется, в основном, наличием в ней радиоактивного изо­ топа калия К40. Подсчитано, что в водах Мирового океана содер­ жится 6,3 • 10~10 тонн К40, что дает удельное значение радиоактив­ ности 3,5 • 10-10 Кюри/л. Вклад в природную радиоактивность дру­ гих радиоактивных изотопов таких, как Rb87, U238, Ra276 и др. невелик и составляет всего порядка 1% удельного значения, рас­ считываемого по калию.

К сожалению, наблюдений над радиоактивностью вод океана до появления атомного оружия практически не было. Поэтому за при­ родную радиоактивность принимается приведенная выше расчетная величина — 3,5- 10-10 Кюри/л.

Проведенные в последние годы наблюдения в различных частях Мирового океана показали, что радиоактивность вод в океанах пре­ вышает природную в 2 и более раза, а в отдельных районах Ти­ хого и Индийского океанов — почти в 3 раза. При этом оказалось, что радиоактивность морской воды распределена сравнительно рав­ номерно по акватории Мирового океана, что дает основание пред­ полагать об атмосферной природе заражения вод океана.

Во всех трех океанах: Атлантическом, Индийском и Тихом ре­ зультаты наблюдений дают примерно одинаковый характер распре­ деления радиоактивности по вертикали. Отмечается три хорошо вы­ раженных слоя распределения радиоактивности по глубине: по­ верхностный, промежуточный и глубинный, которые довольно тесно связаны с положением слоя скачка плотности (слоем резкого воз­ растания плотности).

Поверхностный слой располагается над слоем скачка до гори­ зонта порядка 40—50 м. Он является слоем ветрового перемешива­ ния и характеризуется наиболее высокими значениями радиоактив­ ности, равномерно распределенной по глубине.

Промежуточный слой, совпадающий со слоем скачка, харак­ теризуется резким падением количества радиоактивных веществ с глубиной.

Глубинный слой располагается ниже слоя скачка и характе­ ризуется малыми значениями радиоактивности, которая здесь близка к природной.

69

При подводных атомных взрывах радиоактивность воды воз­ растает в районе взрыва в сотни тысяч и даже миллионы раз, в зависимости от мощности заряда. При этом радиоактивность морской воды определяется активностью осколков деления при взрыве и величиной наведенной радиоактивности в частицах, ра­ створенных в воде.

Соотношения между радиоактивностью наведенной п обуслов­ ленной осколками деления при взрыве атомного заряда средней мощности, характеризуются следующими данными:

Как видно из таблицы, наведенная радиоактивность в момент взрыва составляет всего 0,004% радиоактивности, определяемой осколками деления атомного заряда. Однако с увеличением про­ межутка времени после взрыва доля наведенной радиоактивно­ сти возрастает, а ее величина становится соизмеримой с радиоак­ тивностью осколков деления. При этом, несмотря на уменьшение абсолютных значений радиоактивности, последняя долгое время остается значительно выше допустимой.

Если предположить, что радиоактивные изотопы химических элементов, растворенных в морской воде, распределены равномерно, в объеме 5 • 1012 см3 (примерно равном массе воды, заключен­ ной в «султане», образующемся при подводном взрыве атомной бомбы среднего калибра), то удельное значение наведенной радио­ активности в момент взрыва будет равно 5,047 ■107: 5 • 1012= = 10~5 Кюри/см3. Допустимая радиоактивность воды для техниче­ ских нужд 9 • 10~8 Кюри/см3, а для питьевой воды 2,25 • 10“9 Кюри/см3. Природная радиоактивность морской воды, как отмечено выше, принимается равной 3,5 • КН° Кюри/л, или 3,5 • 10~13 Кюри/см3.

§ 9. Некоторые особенности распределения солености, температуры и плотности вод Мирового океана

Соленость, температура и плотность — важнейшие физико-хими­ ческие характеристики морской воды. Поэтому изменение их распре­ деления во времени и пространстве определяет не только основные черты общего гидрологического состояния вод Мирового океана, но и их динамику. В свою очередь, характер распределения солености, температуры и плотности морской воды зависит не только от физи­ ческих свойств самой воды (теплоемкости, теплопроводности, тре­

70

ния, диффузии и т. п.), но и от воздействия внешних факторов: при­ хода и расхода тепла, поступающего от Солнца, термического и динамического взаимодействия между океаном и атмосферой. Эти воздействия будут рассмотрены в последней главе. Здесь же рас­ смотрим только некоторые особенности распределения солености, температуры и плотности и их пространственно-временной измен­ чивости.

При этом пет необходимости приводить подробные данные о гео­ графическом распределении указанных характеристик, так как та­ кие данные можно найти в специальных пособиях и трудах по ре­ гиональной океанографии и, в частности, в «Морском атласе» (т. 2, физико-географический, 1953).

Рис. 2.7. Среднее годовое распределение по широ­ там солености (%о) и разности испарения и осад­ ков Е— R (по Вюсту, 1954).

Распределение солености. На всех океанах (исключая моря) распределение солености поверхностных вод вдоль широтных зон более или менее равномерно. Минимум солености в открытых райо­ нах океанов отмечается вблизи экватора, а максимум в зонах около 20° северной и южной широты. К полюсам соленость уменьшается, достигая наименьших значений в приполярных районах, где умень­ шение солености обусловлено опресняющим влиянием полярных льдов. В зонах океанов, свободных ото льдов, отмечается довольно тесная связь среднегодового распределения по широтам солености поверхностных вод океана с разностью величии испарения Е и ко­ личества выпадающих осадков R. Эта связь представлена на рис. 2.7. Приведенная связь справедлива только для осредненных величии по широтным зонам океанов. В отдельных районах она нарушается влиянием переноса солей течениями. Сказанное наглядно иллюст­ рируется данными о распределении отклонений солености на по­ верхности Мирового океана, представленными в приложении 1. В этом приложении приведены (по Г. Дитриху, 1950) отклонения средних годовых величин солености на поверхности реального Ми­ рового океана от «нормального» распределения, которое имело бы место, если бы океан равномерно покрывал всю Землю. За нормаль­

71

ные значения приняты средние широтные величины, которые рас­ считаны по фактическим данным для южного полушария. Они при­ ведены в правой части рисунка для соответствующих широт. Алге­ браическая сумма этих величин и отклонений, показанных на карте, дает фактическое среднегодовое значение солености в данном районе океана. Если, например, в Саргассовом море на карте пока­ зано отклонение +1,5%0 при «нормальном» значении 35,7%о, то со­ леность на поверхности в этом районе будет 37,2%0. Следовательно,

изменения по широтным зонам несущественны. Все многообразие вертикального распределения солености удалось свести к неболь­ шому числу типов. На рис. 2.8 представлены типовые кривые вер­ тикального распределения солености, по В. Н. Степанову и В. А. Шагину. Географическое распределение указанных характеристик типов вертикального распределения солености представлено на рис. 2.9. На приведенных на рис. 2.8 типовых кривых вертикального

с глубиной (скачок солености). Основной характеристикой слоя ска­ чка солености служит максимальный вертикальный градиент соле­ ности. Качественно он определяется максимальной кривизной (ми­ нимальным радиусом кривизны) кривой вертикального распределе­ ния солености. Конкретные значения градиента солености, при которых можно говорить о слое скачка солености, так же как и о слое скачка температуры и плотности, определяются решаемыми практическими задачами.

72

Колебания солености в течение года (годовые амплитуды, под которыми понимается разность максимальных и минимальных ее значений за год) в заданной точке открытого океана незначи­ тельны и не превышают 0,20%0. На нижних горизонтах они еще меньше и равны на горизонте 2000 м — 0,04°/оо, а на горизонте 3000 м — 0,02%о, что лежит в пределах точности измерения соле­ ности. Исключение составляют полярные области, где в летнее время наблюдается уменьшение солености вследствие таяния льдов. Годовые амплитуды здесь могут превышать 0,7%о. В от-

Рис. 2.9. Распространение по акватории Мирового океана характерных типов вертикального распределения солености (по В. Н. Степанову и В. А. Шагину).

дельных морях и прибрежных районах океанов, где отмечается интенсивный береговой сток, колебания солености могут дости­ гать нескольких промилле.

Колебания солености за меньшие отрезки времени (месяц, сутки) характеризуются заметно большими величинами. Это вполне естественно. Годовые амплитуды колебаний солености (так же как температуры и плотности воды) определяются по разнице среднемесячных значений. Но с увеличением периода осреднения средние величины более стабильны; чем меньше период осред­ нения, тем изменчивее средняя характеристика. Например, если рассматривать среднесуточные характеристики солености, то они могут различаться на несколько промилле, особенно в прибреж­ ных районах после выпадения интенсивных осадков и усиленного выноса пресных вод. Эти так называемые малоили микромас­ штабные флуктуации солености пока изучены слабо вследствие

73

отсутствия длительных непрерывных наблюдений над соленостью морской воды. Такого рода изменения значительно лучше иссле­ дованы в отношении температуры воды, относительные колеба­ ния 1 которой значительно превосходят относительные колебания солености.

Распределение температуры воды. Для всех океанов максимум среднегодовых значений температуры воды на поверхности отме­ чается севернее экватора, в районе так называемого термиче­ ского экватора. В зоне 0—10° с. ш. он составляет для Атлантики 26,88°, Тихого океана 27,20° и Индийского 27,88°. Термический эк­ ватор перемещается в течение года по широте, однако только на отдельных участках западных частей океанов смещается в юж­ ное полушарие в зиму северного полушария. Характер распре­ деления температуры воды теснейшим образом связан с тепло­ вым балансом и циркуляцией океана и атмосферы. Эти связи де­ тально будут рассмотрены в последней главе. Для общего представления об особенностях географического распределения температуры воды на поверхности океанов в приложении 2 дана

маются средние годовые температуры, которые наблюдались бы при условии, что океан покрывает всю Землю. За нормальные значения приняты средние широтные температуры для южной половины Мирового океана, где 86% пространства между эквато­ ром и 70° ю. ш. покрыто водой. Они показаны на карте справа, для соответствующих широт. Алгебраическая сумма нормального значения и отклонения дает фактическое значение средней годо­ вой температуры в данном районе.

На приведенной карте можно заметить некоторые особенно­ сти в распределении температуры воды на поверхности.

В умеренных широтах у западных берегов океанов отмеча­ ются отрицательные отклонения, а у восточных — положитель­ ные, тогда как в низких широтах картина обратная. У берегов Антарктиды в Тихом океане отмечаются положительные отклоне­ ния температуры, а в Атлантическом и Индийском океане — от­ рицательные.

Средняя температура на поверхности всего Мирового океана равна 17,4° С, т. е. превышает на 3° среднюю температуру воз­ духа на земном шаре. Самый теплый океан-—Тихий, у которого средняя температура воды на поверхности равна 19,1° С. В Ин­ дийском океане она равна 17,6, а в Атлантическом 16,9° С. Са­ мая низкая температура воды на поверхности океана равняется —2°С, а самая высокая +36°С.

С глубиной различия в географическом распределении тем­

74