Физика земли (стр. 11 )

Если перейти к десятичным логарифмам и обозначить Нм потенциал в геопотенциальных метрах

(16.8)

За начало отсчёта геопотенциальной высоты принимается средний уровень моря.

Для установления зависимости между и h найдём прежде зависимость (g) от (h). Известно, что , где Q=

Принебрегая центробежным ускорением Q и пользуясь только силой тяготения Ньютона, можно записать

,

где r = 6356267м – условный радиус Земли, при котором ускорение силы тяжести и вертикальный градиент ускорения на среднем уровне моря наиболее близки к истинным. На широте φ=45°32’33”.

Заменив в (16.7) (g) на g из (16.8) и интегрируя (16.7) от 0 до h получим

, откуда .

Температура, вертикальный градиент температуры в стандартной атмосфере.

Для вычисления температуры в стандартной атмосфере (С. А.) используют простое соотношение , где =273,15°К. T и t – термодинамические температуры по шкале Кельвина и Цельсия соответственно.

=273,15°К – термодинамическая температура по шкале Кельвина для точки таяния льда при давлении 101325 Па.

До высот h<94 км температура каждого слоя атмосферы аппроксимируется линейной функцией геопотенциальной высоты ;

-стандартное ускорение свободного падения,

g(h)= – нормальный вертикальный градиент с. т.

* – параметр со звёздочкой относится к нижней границе слоя.

Выше 120км принят закон изменения кинематической температуры по геометрической высоте (h)

,

где – градиент кинетической температуры по геометрической высоте h.

С учётом (16) и (17) получим новые формулы для расчёта давления на различных высотах. Если μ, то

Если μ=0, то

где Н – геопотенциальная высота (м ( )).

На высотах от 120км до 1200км давление рассчитывают как функцию концентрации нейтральных частиц (h) и кинетической температуры Т:

.

Сферы применения данных об атмосфере

1.  Прежде всего это, конечно, метеорология. Знание физических характеристик атмосферы на каждый момент позволяет предсказывать и делать долгосрочные прогнозы погоды, которые необходимы во многих сферах жизнедеятельности человека.

2.  В аэронавигации для определения высоты полёта самолёта и его скорости.

а) Баровысотомер – в основу определения высоты полёта Н положена закономерность изменения барометрического давления атмосферы с изменением высоты. Эта закономерность зависит от параметров стандартной атмосферы.

Изменение высоты при изменении атмосферного давления на 1мм. рт. ст. – называется барометрической ступенью dH/dp.

На уровне моря она ровна 11,2 м. С увеличением высоты барометрическая ступень увеличивается. На Н=10км она ровна 35м.

Барометрическая высота определяется по формуле

Н= ,

где – газовая постоянная.

Tср – средняя температура воздуха в слое толщиной от 0 до ;

– фактическая температура воздуха у земли и на высоте Н;

и – давление атмосферы на земле (в пункте взлёта) и на высоте Н.

б) В приборе указатель скорости

Определение воздушной скорости самолёта при дозвуковых скоростях полёта выражается формулой

,

где q – скоростной напор;

;

– полное и статическое давление;

– абсолютная температура воздуха на высоте полёта Н;

– статическое давление на высоте полёта.

3.  При обработке лазерных измерений до ИСЗ

Расстояние до ИСЗ определяется из решения уравнения вида

,

где с=2,998 – скорость света;

Δτ – интервал времени прохождения света от лазера до ИСЗ и обратно;

r’ – измеренное расстояние;

– поправка в расстояние.

Для определения существует формула

где a, b, c – постоянные коэффициенты

ΔТ=Т – Т0, Δp=p – ро – отклонения реальных значений T и p от стандартного. Температуру и давление измеряют с точностью и мм. рт. ст

Z – зенитное расстояние ИСЗ;

– высота пункта над уровнем моря (нормальная высота).

в среднем соответствует м.

При точном учёте Р и Т может достигнуть м.

4.  Определение времени жизни ИСЗ на орбите, расчёт и корректировка элементов орбиты.

Лекция № 17

Гидросфера. Строение. Физико-химический состав.

Гидросфера. Образование, строение, физический и химический состав. Динамика и физика явлений и процессов проходящих в ней.

Под гидросферой понимают совокупность всех вод Земли, находящихся в твёрдом, жидком и газообразном состоянии.

Согласно гипотезе холодного образования Земля – гидросфера и атмосфера возникли вместе около 2 млрд. лет назад.

Схема рождения этих оболочек Земли создана геохимиками и Г. Юри. По этой схеме «внешние оболочки Земли являются продуктами догазаций вулканических лав, выплавляющихся из верхней мантии и деформировавших первичную земную кору» (подробно л. р. №7 «Атмосфера»).

Объём гидросферы около 1,370× – океанические воды и 39× - иные воды. Масса гидросферы кг, коры – 3× кг, т. е. 5% от массы коры.

Таблица 17.1

	Местонахождение воды	%	V
1	Полярные воды и горные ледники	75,0	29×
2	Грунтовые воды на (h < 750 м)	11,0	4×2×
3	Грунтовые воды на h от 750 до 4000 м	13,6	5×3×
4	Озера	0,3	120×
5	Реки	0,03	12×
6	Почвенные воды	0,06	24×
7	Атмосферные воды	0,035	13×
	Всего неокеанических вод Вода океанов	100%	39× 1,350×

Таким образом, из всего объёма гидросферы (около 1,400× ) только 28% находится вне океанов и морей.

Гидросфера образует на поверхности Земли Мировой океан, площадь которого равна 3, , что составляет 70,8% всей поверхности Земли.

Мировой океан делится на Тихий, Атлантический, Индийский и Северный Ледовитый.

Как видно из рисунка и известно, по результатам измерений средняя глубина Мирового океана около 3,800 м, в то время как средняя высота суши ≈ 875 м. максимальная глубина Мирового океана зарегистрирована в Марианской впадине (Тихий океан) – 11034 м. На суше самая высокая вершина Джомолунгма (Эверест) – 8,848 м.

Геология и тектоника

В рельефе океанического дна выделяют следующие элементы:

1. Континентальные окраины – шельф выровненная часть подводной окраины материков характеризующихся общим с ними строением. Глубина шельфа обычно 100 – 200 метров (редко до 1,5 – 2 тыс. метров – Южно-Курильская котловина в Охотском море).

Ширина шельфа до 1,500 м. Зона шельфа – суверенная территория прибрежного государства со всеми вытекающими отсюда правилами.

2. Континентальный склон до 3,5 – 4,0 км.

3. Ложе Мирового океана представляет собой поверхность с выровненным рельефом. Для этих областей Мирового океана характерны так же многочисленные подводные горы и холмы, острова и их группы, подводные Срединно-океанические хребты. Их протяжённость коло 60 тыс. км.

Дно океанов покрыто осадками (илами) мощностью до 600 м. под которыми находится более плотный слой изверженных и осадочных пород. Часть этого слоя отсутствует и прямо под илами находится слой с V=6,5÷6,8 км/с мощностью 5 – 10 км, который называется базальтовым. Глубже лежит подкоровая среда – Мантия.

Срединно-океанические хребты составляют единую систему во всех океанах. Земная кора этих областей представлена слоем осадков, под которыми лежат вулканические породы мощностью до 2 км. Дальше идет слой океанической коры которая достигает 20 – 28 км., т. н. корень хребта. В середине «вала» - глубокий Грабен.

Глубоководные впадины (Жёлоб).

Система океанических хребтов, впадин и островных дуг по мнению многих авторов свидетельствует в пользу механизма разрастания дна океанов под влиянием конвентивных истоков в Мантии.

Физические свойства морской воды.

1. Температура. Океаны холодные. Только 8 % вод океана (самый верхний слой) теплее 10 градусов. Более половины холоднее +2,3 градуса. 75% воды океана имеет температуру от 0 до + 4 градусов.

В тропиках среднегодовая температура вод приповерхностного слоя около +25 градусов, в более высоких широтах 10 – 5 градусов и до 0 градусов.

В глубоководных впадинах температура у дна возрастает из-за прогрева придонных вод теплом из земной коры и из-за высокого давления на больших глубинах. Так если 1м3 воды с поверхности опустить на глубину 5,000 метров, где давление в 500 раз выше, то объём воды уменьшается на 2%, а температура возрастает на 0,5. Поскольку для изучения процессов в придонных слоях воды океанографам нужно знать температуру до сотых долей градуса, т. к. разница в температуре имеет большое значение.

Солёность. Солёный вкус – самая характерная особенность морской воды. Большую часть растворённого в воде вещества составляет поваренная соль (см. в таблице).

Солёность – общее количество твёрдых веществ в граммах на 1 кг морской воды при условии, что все карбонаты переведены в оксиды, бром и йод замещены хлором и всё органическое вещество окислено. Обычно солёность в океанах составляет 34,69 г/кг (или 34,69 промилле. Промилле – означает частей на тысячу).

До 1955 г. солёность измеряли определяя количество ионов хлора в единице морской воды и получали эмперическую формулу S=1,80655×CL → солёность=1,80655×хлорность (формула ЮНЕСКО). Хлорность – количество ионов хлора в единице массы морской воды.

Величина солёности меняется очень мало. Известно, что 75% всех вод океана имеет солёность от 34,50 до 35,00 промилле. Солёность вод Тихого океана от 34,6 до 34,7 промилле.

После 1960 г. определение солёности выполняется путём измерения электропроводности морской воды, точность измерений 0,003 промилле (точность измерений температуры 0,01 градусов).

Плотность морской воды зависит от температуры и солёности. Плотность пресной воды при 20 градусах 1,0 г/. Морская вода тяжелее, при той же температуре и солёности 35 промилле её плотность близка к 1,025 г/. Охлаждаясь вода становится тяжелее – при солёности 35 промилле и t=2 градуса плотность равна 1,028 г/. Давление увеличивает плотность и пресной и морской воды. На глубине 5000 м плотность морской воды=1,056 г/. S=(0,003+1,8050 CL)‰ – формула.

Содержание химических элементов в Морской воде

1.  Н – 108,000

2.  Не – 7 ×

3.  Li – 0 × 17

4.  Be – 6 ×

5.  B – 4 × 6

6.  C – 28

7.  N – 15

8.  O – 857,000

9.  F – 1 × 2

10.  Ne –

11.  Na – 10,500

12.  Mg – 1,350

13.  Al – 0,01

14.  Si – 3,0

15.  P – 0,07

16.  S – 885

17.  Cl – 19,000

18.  Ar – 0,45

19.  K – 380

20.  Ca – 400

21.  Sc - < 4×

22.  Ti –

23.  V – 2 ×

24.  Cr – 5 ×

25.  Mn – 2 ×

26.  Fe – 0,01

27.  Co – 4 ×

28.  Ni – 7 ×

29.  Cu – 3 ×

30.  Zu – 0,01

31.  Ga – 3 ×

32.  Ge – 6 ×

33.  As – 3 ×

34.  Se – 9 ×

35.  Br – 65

36.  Kr – 2 ×

37.  Rb – 0 × 12

38.  Sz – 8,0

39.  Y –

40.  Zr – 2 ×

41.  Nb -

42.  Mo – 0,01

43.  Te -

44.  Ru – 7 ×

45.  Rh -

46.  Pd -

47.  Ag – 13 ×

48.  Cd – 1,1 ×

49.  In – 4 ×

50.  Sn – 8 ×

51.  Sb – 3 ×

52.  Te -

53.  I – 0,06

54.  Xe – 5 ×

55.  Cs – 3 ×

56.  Ba – 0,03

57.  La – 1,2 ×

58.  Ce – 5,2 ×

59.  Pz – 2,6 ×

60.  Nd – 9,2 ×

61.  Pm -

62.  Sm – 1,7 ×

63.  Eu – 4,6 ×

64.  Gd – 2,4 ×

65.  Tb -

66.  Dy – 2,9 ×

67.  Ho – 8,8 ×

68.  Er – 2,4 ×

69.  Tm – 5,2 ×

70.  Yb – 2,0 ×

71.  Lu – 4,8 ×

72.  Hf - < 8 ×

73.  Ta - < 3 ×

74.  W –

75.  Re – 8,4 ×

76.  Os -

77.  Ir -

78.  Pt -

79.  Au –

80.  Hg – 2 ×

81.  Tl - <

82.  Pd – 3 ×

83.  Bi – 2 ×

84.  Po -

85.  At -

86.  Rn – 0,6 ×

87.  Fr -

88.  Ra – 1,0 ×

89.  Ac -

90.  Th –

91. Pa – 2,0 ×

92.U – 3 ×

1мкг = 1 ×

Общее количество растворённых в воде солей оценивается в 4,5 × г.

Морской лёд. Пресная вода замерзает при t=0 градусов. У солёной температура замерзания понижается по мере увеличения солёности. Так от 30 до 35 промилле точка замерзания меняется от -1,6 до -1,9 градусов.

Если процесс замерзания растянут во времени почти весь рассол уйдёт изо льда, его солёность окажется близкой к нулю. Обычно солёность морских льдов находится в диапазоне от 2 до 20 промилле. Причём более старый лёд имеет более низкую солёность. Опреснению старого льда способствует неоднократное таяние и замерзание при изменениях температуры воздуха. При t= -8,2 градуса кристаллизируется сульфат натрия, при t= –23 градуса – хлорид натрия.

Обычно прочность морского льда составляет треть прочности пресного льда той же толщины. Однако, старый морской лёд с очень низкой солёностью или лёд образовавшийся при температуре ниже точки кристаллизации хлорида натрия – не уступает в прочности пресноводного льда.

Свет в морской воде

В отличие от атмосферы, сравнительно прозрачной для всех длин волн электромагнитного спектра, океан непроницаем для них. Ни длинные радиоволны, ни коротковолновое ультрафиолетовое излучение не могут проникнуть в его глубины.

В любой текучей среде потери точек излучения хорошо описываются законом Беера: «Количество энергии поглощенной на некотором расстоянии, ÷ исходному её количеству».

Так если на поверхность поступает 100 единиц излучения, то на глубине 1 м сохраняется 90%, на 2 м – 81 ед., на 3 м – 72,9 ед. и т. д. Коэффициент пропускания меняется у воды в зависимости от излучения. Видимая часть спектра света (от 400 до 700 н. м. → 1 н. м. = 1× м) пропускается водой лучше чем с более короткими или более длинными волнами.

Характеристики пропускания у прозрачной морской воды такие же как у дистиллированной.

Установлено, что на 100 м в глубину океана проникает менее 1% энергии достигающей поверхности воды. Для этих глубин (более 100 м) практически остаётся синий цвет.

Ерлова. Подводная облучённость.

Многочисленные эксперименты показывают, что начиная с некоторого уровня, облученность убывает с глубиной по экспоненциальному закону E(Z)=E(0)×, где E(0), E(Z) облученность на поверхности моря и на глубине – Z.

α – показатель вертикального ослабления излучения для Мирового океана в целом α = 0,03 – 0,04.

Цвет моря

Морская вода обладает свойством пропускать излучение с длиной волны около 465 н. м. (сине-зелёная область спектра). В мутных водах максимальное пропускание отмечается при λ = 575 н/м. В чистых водах океанов λ = 473 н. м. (синий цвет) – воды Средиземного моря, Тихого и Индийского океанов. Чёрное море - λ = 492 (h = 49 градусов), λ = 575 н. м. – Балтийское море (h = 55 градусов). Полная яркость моря зависит от h, метеообстановки, от коэффициента рассеяния и поглощения света в морской воде.

Распространение звука в морской воде

Известно, что любая среда обладающая массой и упругостью, может быть приведена в колебательное движение возбуждающей силой.

Процесс передачи упругих колебаний от одной локальной части среды к другой называется – акустической или звуковой волной.

Расстояние между 2(…) сжатия или разрежения или между 2(…) с одинаковой фазой колебаний равняется длине волны λ .

λ = c × f, откуда c = λ / f

с – скорость акустической волны

f – частота колебаний

по частотному диапазону акустические колебания подразделяются на:

– инфразвуковые 16 – 20 Гц и ниже;

– звуковые от 16 – 20 Гц до 16 – 20 к Гц;

– ультразвуковые от 16 – 20 к Гц до 1000 м Гц ( Гц);

– гиперзвуковые свыше Гц.

Скорость звука CA меняется в зависимости от давления – Р, температуры – t и солёности – S ÷ и в среднем составляет 1500 м/с (1,5 км/с), что в 5 раз превышает скорость звука в атмосфере.

Скорость звука не зависит от его высоты. Высокочастотный «свист» дельфина распространяется с той же скоростью, что низкочастотная «песня» горбатого кита.

Траектория распространения звукового луча искривляется в сторону, где скорость меньше.

Совместное влияние Р и t приводит к образованию между поверхностью океана и его дном звукового канала, в котором скорость звука минимальна, около 1,490 м/с.

Средняя глубина звукового канала около 700 м при изменениях от 0 до 2000 до 2500 м.

Морская вода ослабляет звук. Ослабление возрастает ÷ . Следовательно, увеличение частоты приводит к четырёхкратному ослаблению. Поэтому дальнюю акустическую связь лучше всего осуществлять на низких частотах около 100 циклов/c (λ≈15 м). Пресная вода ещё «прозрачнее» для звука. При одной и той же частоте ослабление звука в пресной воде в 100 раз меньше. Это различие обусловлено химическим взаимодействием звуковых волн с ионами сульфата магния – одним из компонентов морской воды.

Солёность – S оказывает меньшее влияние на «с», как уже отмечалось наибольшее влияние оказывает соль сульфат магния. Однако её концентрация 3,305 г/кг меньше концентрации хлорида натрия – 26,518 г/кг. Поэтому соль хлорид натрия оказывает основное влияние на сжимаемость и приращение скорости.

В таблицах (17.2, 17.3 и 17.4) даны основные параметры (м. в.) влияющие на скорость звуковых волн.

Влияние температуры Таблица 17.2

Температура	1 - 10	10 - 20	20 - 30	30 - 40
Изменение ∆Ст	4,446 – 3,635	3,635 – 2,374	2,374 – 2,059	2,059 – 1,804

Влияние гидростатического давления Таблица 17.3