Гидрометеорологическое обеспечение судовождения

СЕВАСТОПОЛЬСКАЯ МОРСКАЯ АКАДЕМИЯ
А. В. ХОЛОПЦЕВ
МОРСКАЯ МЕТЕОРОЛОГИЯ И
ОКЕАНОГРАФИЯ
Курс лекций и материалы для самостоятельной работы
по дисциплине «Гидрометеорологическое обеспечение
судовождения»
для студентов специальности «Судовождение»
(очной и заочной формы обучения)
Учебное пособие
Севастополь-2014
УДК 911.(656.61)
ББК
П
Утверждено на заседании Ученого совета Севастопольской морской
академии, протокол №
от
2014 г.
Автор:Холопцев Александр Вадимович, профессор, д. геогр. н.,
профессор кафедры «Судовождения и безопасности мореплавания»
Севастопольской морской академии».
Рецензенты: Больших Александр Вячеславович, к.в.н., доцент
кафедры,
Декан факультета Судоводения Севастопольской морской
академии.
Галий Валерий Анатольевич, с.н.с., доцент, к.т.н.,
заведующий
кафедрой
«Технических
средств
судовождения»
Севастопольской морской академии.
Холопцев А. В. Метеорология и океанография. Курс лекций и
материалоы для самостоятельной работы студентов по лисциплине
«Гидрометеорологическое
обеспечение
судовождения»
для
студентов специальности «Судовождение»:учебное пособие/ СМА. –
Севастополь, 2014. -391с.:илл.
В учебном пособии с современных позиций изложены основы дисциплины
«Гидрометеорологическое обдеспечение судовождения», для студентов очной и
заочной форм обучения специальности 26.05.05 «Судовождение», образовательноквалификационного уровня «специалист», являющейся нормативной. В пособии
представлены тексты лекций, материалы для самостоятельной работы студентов, а
также вопросы для контроля знаний по всем темам, вошедшим в Рабочую учебную
программу данной дисциплины. Пособие может быть использовано студентами
факультета Судовождения Севастопольской морской академии для самостоятельной
работы и подготовки к лекционным и практическим занятиям по учебной
дисциплине «Гидрометеорологическое обдеспечение судовождения».
А.В.Холопцев, 2014
2
ВВЕДЕНИЕ
Одними из важнейших факторов безопасности мореплавания является погода
и состояние океана. Их изменения обусловлены различными процессами,
протекающими в атмосфере и океане, которые изучаются такими науками как
«Метеорология» и «Океанография». Основы этих наук изучаются студентами очной
и заочной форм обучения специальности 26.05.05 «Судовождение» в рамках
нормативной учебной дисциплины «Гидрометеорологическое обеспечение
судовождения»
Цели и задачи дисциплины Гидрометеорологическое обеспечение
судоходства:
Цель преподавания учебной дисциплины «Гидрометеорологическое
обеспечение судовождения»: формирование у студентов знаний, умений и навыков в
области гидрометеорологической науки для безопасного плавания судна в
различных районах Мирового океана.
Основными задачами при освоении данного курса являются:
 освоение понятийного аппарата гидрометеорологического обеспечения
судовожденияа;
 приобретение знаний о закономерностях развития физических процессов,
происходящих в атмосфере и океане и на границе раздела двух сред;
 привитие навыков ориентировки при фактических и ожидаемых условиях
погоды;
 обучение выполнению судовых гидрометеорологических наблюдений,
использованию навигационных гидрометеорологических пособий;
 оценка степени влияния
мореходные качества судна;
гидрометеорологических
процессов
на
 учет гидрометеорологической ситуации для обеспечения безопасности
судоходства, предвычисление наивыгоднейшего маршрута плавания в
зависимости от прогнозируемых и наблюдаемых гидрометеорологических
условий.
Требования к результатам освоения учебной дисциплины.
В результате изучения дисциплины студент должен:
Знать:
 основы гидрометеорологического обеспечения судовождения;
 гидрометеорологические наблюдения на судах,
 характеристики различных систем погоды;
 влияние гидрометеоусловий на плавание судна;
 порядок передачи метеосообщений и системы записи информации;
 основные понятия крупномасштабного взаимодействия атмосферы и
океана как физического процесса;
 источники энергии и распределение тепла в атмосфере;
 воздушные массы и барические образования;
 циркуляцию воздушных масс;
 физические и химические свойства морской и пресной воды;
 основные свойства волн, течений, ледовых явлений, колебаний уровня
воды;
 устройство и правила эксплуатации
гидрометеорологических параметров;
Уметь:
приборов
для
измерения
 использовать и истолковывать информацию, получаемую от судовых
метеорологических приборов,
 применять имеющуюся метеорологическую информацию,
 производить
судовые
соответствующие отчеты;
гидрометеонаблюдения
и
составлять
 использовать в навигационной практике информацию сводок погоды и
штормовых предупреждений системы НАВАРЕА, национальных систем,
согласно зон ответственности, которые закреплены Всемирной
метеорологической организацией (ВМО);
 анализировать
и
грамотно
интерпретировать
фактические
и
прогностические карты погоды, владеть гидрометеорологической
терминологией;
 пользоваться гидрометеорологическими
таблицами приливов и течений.
Владеть:
справочниками,
атласами,
 навыками
использования
гидрометеорологической
информации,
получаемой от судовых гидрометеорологических приборов и из внешних
источников;
 оценкой разностороннего влияния опасных и
гидрометеорологических явлений на живучесть судна;
особо
опасных
 способами выбора оптимального пути и стратегии поведения судна в
условиях штормовой погоды.
Дисциплина «Гидрометеорологическое обеспечение судовождения» является
базовой естественнонаучной дисциплиной для подготовки специалиста-судоводителя
по курсам «Навигация и лоция», «Маневрирование и управление судном» и
«Безопасность судоходства». Дисциплина включает фундаментальные разделы наук
«Метеорология»
и
«Океанография».
Данная
дисциплина
относится
математическому и естественнонаучному циклу и является нормативной.
к
Для освоения материала дисциплины «Гидрометеорологическое обеспечение
судовождения» обучающийся должен овладеть всем объемом знаний, умений и
навыков, развиваемых при изучении дисциплины «География водных путей» а также
знать понимать и уметь применять фундаментальные законы Физики; основные
понятия и методы математического анализа, основные понятия и методы векторной
алгебры.
Для освоения данной дисциплины обучающийся также должен быть способен
самостоятельно пользоваться информационными технологиями для приобретения
знаний и навыков, связанных со сферой деятельности; знать основные методы,
способы и средства получения, хранения, переработки информации; иметь навыки
работы с компьютером.
Для изучения курса «Гидрометеорологическое обеспечение судовождения»
предшествующими являются дисциплины «Математика», «Физика»и «География
водных путей».
Дисциплина «Гидрометеорологическое обеспечение судовождения» является
предшествующей для дисциплин «Навигация и лоция», «Маневрирование и
управление судном» и «Безопасность судоходства». Сведения о распределении
учебной работы по дисциплине приведены в таблице 01.
Таблица 01.Объем учебной дисциплины и виды учебной работы
Вид учебной работы
Объем часов
Максимальная учебная нагрузка (всего)
144
Обязательная аудиторная учебная нагрузка (всего)
68
в том числе:
Лекции
34
лабораторные занятия
-
практические занятия
34
контрольные работы
-
курсовая работа (проект) (если предусмотрено)
-
Самостоятельная работа обучающегося (всего)
76
в том числе:
Самостоятельное изучение рекомендованных тем
36
Подготовка к практическим занятиям и лекциям
14
Подготовка к экзамену
26
Итоговая аттестация в форме
экзамена
Результатом освоения учебной дисциплины является овладение
обучающимися видом профессиональной деятельности 180043 «Судовождение», в
том числе профессиональными (ПК) компетенциями, перечисленными в таблице 02:
Таблица 02. Результаты обучения.
Код
Наименование результата обучения
ОК-1
способность представлять современную картину мира на основе
целостной системы естественнонаучных и математических знаний,
ориентироваться в ценностях бытия, жизни, культуры;
ОК-7
способен и готов к адаптации к новым ситуациям, переоценке
накопленного своего и чужого опыта, анализу и оценке своих
возможностей, к самостоятельному обучению в новых условиях
производственной деятельности с умением установления приоритетов
для достижения цели в разумное время.
ПК -2
способность самостоятельно приобретать знания в области
судоходства,
понимать
научно-технические,
правовые
и
экономические проблемы водного транспорта.
ПК-6
способен нести навигационную ходовую и стояночную вахту на
судне.
ПК-7
готов применять знания национальных и международных
требований
по безопасности судна, экипажа, предотвращению
загрязнения окружающей среды.
ПК -18
способность и готовность организовать работу коллектива в сложных
и критических условиях, осуществлять выбор, обоснование, принятие
и реализацию управленческих решений в рамках приемлемого риска,
способен оценивать условия и последствия принимаемых
организационно-управленческих решений.
ПК -23
способность разрабатывать обобщенные варианты решения
проблемы, выполнять анализ этих вариантов, прогнозирование
последствий, нахождение компромиссных решений.
ПК -28
способность осуществлять сбор, обработку, анализ и систематизацию
научно-технической информации и участвовать в проведении
научных исследований и выполнении технических разработок.
ПК-30
способность выявлять новые области исследований, новые проблемы
в сфере использования объектов профессиональной деятельности;
ПК -31
способность разрабатывать планы, программы и методики проведения
исследований объектов профессиональной деятельности.
Содержание разделов дисциплины «Гидрометеорологическое
судовождения» представлено в таблице 03
обеспечение
Таблица 03. Содержание разделов дисциплины
№
п/п
Наименование
раздела дисциплины
Содержание раздела
1.
Метеорология:
Общие свойства и строение атмосферы. Тепловой
режим атмосферы. Водный режим атмосферы.
Воздушные движения. Оптические явления в
атмосфере. Электрические явления в атмосфере.
Распространение звука в атмосфере. Измерение
метеорологических
элементов.
Система
метеорологических наблюдений. Синоптический
анализ и прогнозы погоды. Особенности развития
погодных процессов над сушей и водной
поверхностью.
2.
Океанография:
Физические и химические свойства вод океана.
Морские течения. Ветровые волны и зыбь.
Колебания
уровня
моря.
Морские
льды.
Навигационная характеристика морских льдов.
Морские устья рек.Система океанографических
наблюдений и прогноз погоды. Роль и место
гидрометеорологических факторов в системе
обеспечения безопасности мореплавания.
3
Метеорологическое
обслуживание
судоходства
Организация метеорологического обслуживания
судоходства.
Морское
метеорологическое
обслуживание
для
открытого
моря.
Метеорологическое обслуживание прибрежных и
удаленных от берега районов. Метеорологическое
обслуживание портов и внутренних водных путей.
Система обеспечения безопасности мореплавания
национальными гидрометеорологическими службами
Темы практических занятий (семинаров), предусмотренных Рабочим планом
по дициплине «Гидрометеорологическое обеспечение судовождения» приведены в
таблице 04.
Таблица 04. Тематика практических занятий (семинаров)
№
п/п
№ раздела
1.
2.
3.
4.
5.
6.
7.
8.
9.
10.
11
12
1
1
1
1
1
1
1
1
1
1
2
2
13
14
13
14
2
2
2
3
15
3
Тематика практических занятий (семинаров)
Строение атмосферы
Тепловые явления в атмосфере
Атмосферное давление
Общая циркуляция атмосферы
Циклоны, Антициклоны
Циркумполярные ветры
Воздушые массы и атмосферные фронты
Вода в атмосфере. Облака
Атмосферные осадки. Туманы. Видимость
Оптические и электрические явления в атмосфере
Мировой Океан и его бассейны
Физические и химические свойства воды
Мирового океана
Волнообразование. Ветро-волновые процессы
Течения. Морские приливно-отливные течения.
Морские льды и безопасность мореплавания
Организация наблюдений в рамках ВМО.
Синоптические карты
Организация
гидрометеорологических
наблюдений на судах
Трудоемкость
(час.)
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
2
Метеорология - наука об атмосфере Земли, ее составе, строении и
протекающих в ней физических и химических процессах. Фундаментальными
разделами этой науки являются:
•
-химия атмосферы, которая изучает ее химический состав, его изменения под
влиянием природных и антропогенных факторов;
•
-физика атмосферы, изучающая физические закономерности процессов и
явлений, происходящих в воздушной среде, в том числе определяющих ее
строение и состав;
•
-синоптика – наука
прогнозирования;
•
-климатология, предметом исследования которой являются закономерности
формирования климатов, их распределения по земному шару, изменения в
прошлом и в будущем;
•
-аэрология- наука о процессах в верхних слоях атмосферы;
о закономерностях изменения погоды и методах их
•
-актинометрия исследующая закономерности распространении в атмосфере
потоков лучистой энергии (Солнечной радиации и теплового излучения
земной поверхности.
Прикладные разделы метеорологии:
•
-морская метеорология - наука изучающая атмосферные процессы над
океанами и морями, которые наиболее существенно влияют на условия
мореплавания;
•
-военная метеорология, которая исследует атмосферные процессы над
театром военных действий, влияющие на особенности поражающих факторов
оружия противника, применения своей военной техники и тактики ведения
боя;
•
-агрометеорология, - наука, рассматривающая особенности влияния
метеорологических факторов на развитие сельскохозяйственных растений, а
также в целом, агрофитоценозов;
•
-авиационная метеорология, которая изучает атмосферные процессы над
аэродромами и на трассах полетов авиации, влияющие на их безопасность.
Важнейшим для практической деятельности
судоводителей является
МОРСКАЯ МЕТЕОРОЛОГИЯ. Основы этой науки изучаются студентами–
судоводителями в первом разделе дисциплины «Гидрометеорологическое
обеспечение судовождения».
Океаногра́фия изучает строение Мирового океана, существующие в нем
течения, волнение, образующееся в результате взаимодействия океана и атмосферы,
длиннопериодную изменчивость их характеристик, обмен химическими
соединениями океана с материками, атмосферой и дном, океаническую биоту и её
экологические взаимодействия, геологическое строение дна, устанавливает местные
или локальные процессы, происходящие за счет обмена энергией и веществом
между различными районами океана.
Основными разделами океанографии являются:
•
Морская биология– наука, изучающая растения и животных океанов и их
экологические взаимодействия.
•
Химическая океанология изучает химию океана.
•
Морская геология изучает геологию и минеральные ресурсы океанического
дна, а также тектонику плит
•
Взаимодействие океана и атмосферы- научная дисциплина на стыке
океанографии и метеорологии, изучает влияние процессов , протекающих в
океане, на состояние атмосферы, а также процессов, происходящих в
атмосфере, на состояние океана.
•
Физическая океанология, изучает физические свойства морской воды,
динамические процессы в океане, а также структуру его вод.
•
Техническая океанология, изучает приборы, используемые в океанологии; их
применение в научных экспедициях и их ремонт.
•
Промысловая океанология, прикладная наука, изучающая влияние среды
обитания на воспроизводство, распределение и поведение скоплений
промысловых объектов с целью рациональной эксплуатации биологических
ресурсов Мирового океана.
Основы океанографии изучаются студентами в рамках второго раздела
дисциплины «Гидрометеорологическое обеспечение судовождения».
Учитывая это, а также необходимость понимания студентами упомянутых
вопросов при изучении ими других профессионально ориентированных дисциплин,
входящих в учебные программы подготовки по специальности7.07010401
«Судовождение»,
дисциплина
«Гидрометеорологическое
обеспечение
судовождения» является необходимым этапом этой подготовки и читается на втором
курсе.Поэтому в данной дисциплине изучаются следующие темы:
Общие свойства и строение атмосферы.
Тепловой режим атмосферы.
Водный режим атмосферы.
Воздушные движения.
Оптические явления в атмосфере.
Электрические явления в атмосфере.
Распространение звука в атмосфере.
Измерение метеорологических элементов.
Система метеорологических наблюдений.
Синоптический анализ и прогнозы погоды.
Особенности развития погодных процессов над сушей и водной поверхностью.
Физические и химические свойства вод океана.
Морские течения.
Ветровые волны и зыбь.
Колебания уровня моря.
Морские льды.
Навигационная характеристика морских льдов.
Морские устья рек.
Система океанографических наблюдений и прогноз погоды.
Роль и место гидрометеорологических факторов в системе обеспечения
безопасности мореплавания.
Организация метеорологического обслуживания судоходства.
Морское метеорологическое обслуживание для открытого моря.
Метеорологическое обслуживание прибрежных и удаленных от берега районов.
Метеорологическое обслуживание портов и внутренних водных путей.
Система
обеспечения
безопасности
мореплавания
национальными
гидрометеорологическими службами
При разработке данного курса лекций учитывалось, что общеобразовательный
уровень выпускников современных средних школ недостаточен для системного и
осмысленного изучения многих из перечисленных тем, а учебные программы
дисциплин, изучаемых студентами специальности 26.05.05 «Судовождение» на
первом курсе, не в полной мере предполагает ликвидацию этих «пробелов». Поэтому
в текст многих лекций, вошедших в данную работу, включены материалы, не только
излагаемые преподавателем при чтении их в аудиториях, но и дополнительные,
позволяющие студентам самостоятельно восполнить имеющиеся недостатки своего
предыдущего образования. Благодаря последнему объем данной книги сознательно
увеличен автором, по сравнению с требованиями к учебным пособиям.
Материал учебного пособия структурирован. Номера темы, излагаемых
студентам в лекциях, снабжены буквенным индексом -Л. Номера тем, вынесенных
на самостоятельное изучение – индексом С. Номера тем , дополнительных,
расширяющих кругозор студентов , но не входящих в Рабочую программу
дисциплины – индексом Д. Благодаря этому пособие может быть полезным при
изучении дисциплины «Гидрометеорологическое обеспечение судовождения»
студентами специальности 26.05.05 «Судовождение», как очной, так заочной форм
обучения.
Часть 1. ОСНОВЫ МЕТЕОРОЛОГИИ
Л1. Состав и строение атмосферы
Учебные вопросы:
1.1. Состав атмосферы.
1.2. Происхождение атмосферы.
1.3. Строение атмосферы
Л1.1. Состав атмосферы
Атмосфера Земли – это газообразная оболочка нашей планеты. Ее масса
составляет около 5270000 млрд. тон (т. е. около 1/ 1000000 массы нашей планеты).
Атмосфера состоит в основном из азота ( 78.08%), кислорода ( 20.95% ),
аргона (0.93% ) и углекислого газа (0.03%). В небольших количествах содержатся
также водород, неон, гелий, озон, криптон, ксенон, метан , радон и другие газы.
Также в ней содержится значительное, но весьма изменчивое количество водяного
пара, пыли коллоидных частиц, а над океанами и морями – ионов натрия и других
веществ, поступающих в воздух с их поверхностей.
Атмосфера Земли - «подушка безопасности», предохраняющая поверхность
нашей планеты от непрерывной бомбардировки быстрыми и мелкими метеоритами,
частицами космической пыли; это экран, защищающий земную поверхность от
воздействия опасных для всего живого, коротковолновых составляющих солнечной
радиации.
Атмосфера – «стабилизатор» т «регулятор» температурного режима на нашей
планете. Через нее замыкаются круговороты многих природных веществ, в том числе
загрязняющие вещества, выделяющиеся с одних участков земной поверхности,
способны поступать на другие ее участки.
Атмосфера – среда обитания наземных организмов и источник кислорода для
дыхания аэробов; в ней формируется погода и поток суммарной солнечной радиации,
поступающий в любую экосистему.
Толщина атмосферы превышает примерно 1000 км. Основная часть ее массы
сосредоточена в нижнем слое толщиной всего 70 км. Именно этот воздушный слой
принимает наиболее активное участие в формировании ландшафтной оболочки
нашей планеты и значимо влияет на безопасность мореплавания.
Воздух – это смесь газов. Его суммарная масса — (5,1—5,3)·1018 кг. Из них
масса сухого воздуха составляет (5,1352 ±0,0003)·1018 кг, общая масса водяных
паров, присутствующих в основном в тропосфере, в среднем равна 1,27·1016 кг.
Молярная масса чистого сухого воздуха составляет 28,966 г/моль, плотность
воздуха у поверхности моря приблизительно равна 1,2 кг/м3. Давление при 0 °C на
уровне моря составляет 101,325 кПа.
Ныне озоносфера, как и вся атмосфера Земли, состоит в основном из азота и
кислорода, а также различных газов, а также твердых и жидких частиц аэрозоля.
Концентрации большинства газообразных компонентов во всех слоях
озоносферы
практически постоянны, что доказывает наличие интенсивного
перемешивания содержащегося в ней воздуха, несмотря на то, что температурная
стратификация стратосферы, казалось бы, должна была препятствовать этому.
Такие вещества как озон, окись и двуокись азота, и некоторые другие,
образуют в атмосфере соответствующие слои, которые удалены от земной
поверхности на 25 - 40 км. Концентрации основных компонентов озоносферы, как и
всей земной атмосферы, в современный период с течением времени практически не
изменяются. Их значения, согласно данным [Н. В. Гусакова «Химия окружающей
среды», Ростов-на-Дону: Феникс, 2004, 192 с], приведены в таблице 1.1
Таблица 1.1 Состав основных и практически неизменных компонентов сухого
воздуха, по данным Н. В. Гусакова.
Газ
Содержание по объёму, %
Содержание по массе, %
Азот
78,084
75,50
Кислород
20,946
23,10
Аргон
0,932
1,286
Неон
1,818·10−3
1,3·10−3
Гелий
4,6·10−4
7,2·10−5
Криптон
1,14·10−4
2,9·10−4
Водород
5·10−5
7,6·10−5
В тоже время концентрации в озоносфере углекислого газа, метана, закиси
азота, а также некоторых других газообразных соединений, присутствующих в ней в
малых концентрациях, под влиянием антропогенных факторов увеличиваются.
Существенно изменяются под влиянием термических и других факторов также
концентрации в воздухе над различными регионами планеты водяного пара.
Поскольку упомянутые вещества обладают свойствами парниковых газов, их
накопление в воздухе озоносферы способствует усилению парникового эффекта.
Присутствуют в атмосфере Земли также микрокомпоненты – сернистый
ангидрид, аммиак, соляная и фтористая кислоты, оксиды азота, пары ртути и многие
другие вещества. В ней содержатся также весьма разнообразные по своему
вещественному составу и размерам частицы аэрозоля, сосредоточенные в основном
в ее нижних и средних слоях.
Распределения их концентраций над земной поверхностью весьма
неоднородны и изменчивы, вследствие чего заметно зависит от времени, а также
географических координат их влияние на радиационный и тепловой режим
атмосферы. Существенно зависят они и от высоты над земной поверхностью
воздушных слоев.
Вследствие этого особенности физических процессов,
протекающих в различных слоях атмосферы существенно различаются.
Л1.2. Происхождение атмосферы.
Современная атмосфера нашей планеты
сформировалась в результате
взаимодействия с другими компонентами ее физико-географической оболочки.
Наибольшее влияние оказало взаимодействие с биосферой, происходившее на всех
этапах ее эволюции.
Первичная атмосфера нашей планеты сформировалась в результате частичной
дегазации вещества, образовавшего ее в результате гравитационной аккреции
газопылевого облака, захваченного Солнцем более 4 миллиардов лет назад.
В
ее состав входили , наряду с прочими компонентами, диоксид углерода, аммиак, а
также водяной пар. Причиной дегазации первичного вещества планеты был разогрев
ее поверхности, происходивший в результате ее столкновения с многочисленными
крупными и мелкими небесными телами, образовавшимися одновременно с нашей
планетой из того же облака.
При подобном разогреве температура поверхности и недр планеты
повысилась до сотен градусов, что вызвало переход многих содержащихся в них
веществ в газообразное состояние. Поскольку среди них были вода и углекислый
газ, парниковый эффект в первичной земной атмосфере был весьма сильным.
Условия на земной поверхности были близки к существующим ныне на
Венере, где средняя температура поверхности составляет +450оС. Взаимодействие
углекислого газа с водой приводило к образованию угольной кислоты, при реакции
которой с кальцием и магнием сформировались нерастворимые в воде их соли, во
многом слагающие ныне земную кору. По мере уменьшения содержания в атмосфере
парниковых газов ослабевал и существующий в ней парниковый эффект.
Так, со временем, температуры на земной поверхности уменьшились до
уровней, при которых вода смогла существовать на ней в жидком состоянии. При
этом создались условия для накопления все большей части воды на поверхности
планеты, что и привело в дальнейшем к образованию гидросферы, в которой смогла
возникнуть и укорениться жизнь.
Далее эволюция атмосферы, гидросферы и биосферы
взаимосвязано. В этом процессе принято выделять следующие этапы.
происходила
Архей (4-2 млрд. лет тому назад).
Данный этап отмечен очень частым падением на Землю крупных комет,
которые приносили с собой много воды. Вызванные их ударами процессы
кратонизации и вулканизма протекали повсеместно и мощно. Возникавшие при этом
высокие температуры на земной поверхности, не позволяли прибывшей воде
длительное время задерживаться в жидком состоянии. Она частично испарялась,
частично химически связывалась с другими веществами (данный процесс называется
гидратацией).
В архее процессы гидратации были широко распространены. В результате
значительная часть поступившей на нашу планету воды перешла в связанное
состояние. Остаток воды, в виде водяного пара, содержала в себе атмосфера, которая
в тот период не содержала кислорода. Небыло и озонового слоя.
Приблизительно 2 млрд. лет назад интенсивность «бомбардировки «земной
поверхности кометами и метеоритами снизилась. В это же время произошло
существенное увеличение содержания в атмосфере пыли, которое связывают с
падением крупного небесного тела, остатки которого потом сформировали Луну.
Возникшее при этом уменьшение прозрачности атмосферы привело к уменьшению
потока солнечной радиации, достигавшего земной поверхности. В результате этого
произошло снижение температур приземного слоя атмосферы и ослабление
парникового эффекта. Сложились условия, позволяющие воде в жидком состоянии
накапливаться на поверхности планеты.
Имеющиеся данные свидетельствуют о том, что сначала жидкой воды на
планете было немного. Ее химический состав отличался от современного. Данная
вода накапливалась в сравнительно узких (шириной до 10 км) и протяженных
бассейнах. Глубина таких водоемов могла достигать 2.0 км. Основная часть воды,
содддеррржащейся на планете пребывала в связанном состоянии, высвобождаясь
лишь при вулканических процессах.
Протерозой (2-0.75 млрд. лет тому назад).
В это время режим, в котором существовала гидросфера, непрерывно
менялся. Принято считать, что для развития нашей планеты было характерно
чередование водных и безводных периодов. В течение первых происходило
увеличение количества воды, приносимой на земную поверхность кометами, что
приводило к длительному существованию на ней водоемов. В эти же периоды в
подобных водоемах расцветала жизнь. Наряду с ними, существовали также
продолжительные периоды, когда водоемы полностью пересыхали. В это время
живые существа в основном погибали, а на месте водоемов формировались
месторождения железистых кварцитов (джеспилитов).
К концу протерозоя продолжительность безводных стадий сократилась до
нуля, существовавшие в водоемах микроорганизмы насытили их воды, а затем и
атмосферу кислородом, а также азотом. При этом содержание в ней углекислого газа
и водяного пара уменьшилось.
Палеозой и мезозой (0.75-0.075 млрд. лет тому назад).
К началу этих геологических эпох литосфера планеты остыла настолько, что
большая часть воды постоянно остается на земной поверхности. Существование
Мирового океана являлось стабильным (водоемы перестают пересыхать). На
эволюцию гидросферы продолжала влиять кометная бомбардировка земной
поверхности, доставляющая много воды. Тем не менее, она существенно «стихает».
Интенсивность кометных бомбардировок в различные периоды фанерозоя
сильно изменялась. В частности, на границах Ордовика и Триаса на нашу планету
падало значительно большее число комет, чем в другие эпохи. Поступавшая с
кометами вода вызывала сильный размыв пород земной поверхности. Однако
накапливалась она не в Мировом океане, а преимущественно в подземной
гидросфере, где входила в состав магматических расплавов. С данным
обстоятельством, вероятно, можно связать высокую тектономагматическую
активность Земли в ордовике и триасе, а также малое количество биогенного
углерода, сохранившегося в осадочных породах того времени.
Последующее перераспределение воды между подземной гидросферой и
Мировым океаном в Ордовике происходило, по-видимому, быстрее, чем в Триасе. В
последнем случае оно заняло десятки миллионов лет, вызвав сильнейшую
трансгрессию (подъем уровня ) Мирового океана в Юрском и Меловом периодах.
По некоторым оценкам уровень вод Мирового океана тогда повысился почти
вдвое. Столь большая прибавка воды и продолжительность ее поступления в океан,
указывают на выделение этой воды при дегидратации пород земной коры.
Взаимодействие атмосферы и гидросферы проявлялось не только в
перераспределении веществ, ранее содержавшихся в атмосфере. В гидросфере
зародилась жизнь, которая начала все ощутимее влиять на этот процесс.
В процессе эволюции живая материя изменяла среду своего обитания, делая
ее более комфортной для себя, а также загрязняя отходами своей жизнедеятельности.
Одним из таких загрязняющих веществ являлся кислород, возникающий в процессе
жизнедеятельности древнейших микроорганизмов, получавших необходимую для
жизни энергию, превращая входящее в состав окислов, трехвалентное железо в
двухвалентное. При этом содержание кислорода в гидросфере все более возрастало.
Из гидросферы кислород поступал в атмосферу.
Аналогичным путем из атмосферы древнейшие денитрифицирующие
микроорганизмы изымали аммиак, преобразовывая его в молекулярный азот,
являющийся основой современной атмосферы.
Аргон, также являющийся одним из компонентов постоянного состава земной
атмосферы, образовался как продукт радиоактивного распада радионуклида K40.
Этот изотоп калия весьма распространен в природе, но имеет период полураспада 1.5
млрд. лет. Соединения К преимущественно растворимы в воде. Поэтому
поверхностный сток постепенно собрал основную часть существовавших на нашей
планете атомов К в Мировом океане. Именно в нем при этом сосредоточились и
атомы K40. При их радиоактивном распаде формировался аргон, который из вод
Мирового океана и выделялся в атмосферу.
В результате этого в палеозое и мезозое содержания кислорода, азота, аргона,
а также водяного пара и диоксида углерода в атмосфере достигли современных
уровней. Атмосфера приобрела современную структуру. В ней образовался
стабильный озоновый слой, что позволило жизни освоить материки планеты.
Кайнозой(0.075 – 0 млрд.лет назад.).
В отличие от более ранних эпох, режим круговорота вод гидросферы в
кайнозое приобрел достаточно стабильный характер. Уровень океана возрастал,
главным образом, не за счет поступления новой кометной воды, а вследствие
процессов дегидратации, вызванных нагревом пород литосферы под действием
падений комет. Данный вывод, в частности, подтверждается современной скоростью
дегидратации пород земной коры, хорошо согласующейся с происходящим ныне
увеличением глубины Мирового океана.
Современными стали характеристики круговоротов и многих других
важнейших веществ. Климат на планете в кайнозое становился все более и более
холодным, пока 2 миллиона лет назад не начались периодические всемирные
оледенения. Именно в это время – в позднем плиоцене (плейстоцене) глобальная
атмосферная циркуляция на планете приобрела современную структуру, а также
появился человек.
Л1.3 Строение атмосферы
В зависимости от
особенностей теплового режима различных слоев
атмосферы в ней выделяют ряд слоев.
Ближайшим к земной поверхности слоем атмосферы, в котором температура
воздуха по мере увеличения высоты, как правило, устойчиво снижается в среднем на
6,5° на каждый километр, является тропосфера. Это наиболее изученный слой
атмосферы, простирающийся в полярных областях до высоты 8-10 км., над
умеренными климатическими поясами до 10-12км., а над экватором — до 16—18
км.
В тропосфере содержится более 80 % всего атмосферного воздуха, в том
числе, преобладающая часть водяного пара. Здесь также широко распространены
турбулентность и конвекция, образуются многие виды
облаков и осадков,
существуют синоптические процессы (атмосферные фронты, струйные течения,
циклоны и антициклоны), формируется погода, а также в значительной мере и
климат.
Наряду со слоями, в которых температура воздуха с высотой снижается, в
тропосфере над многими регионами мира могут существовать также слои, где
температура воздуха по высоте не меняется или с ее увеличением возрастает (они
называются слоями изотермии или инверсии).
В таких слоях устойчивость воздуха повышается, что делает невозможным
возникновение в них стационарных вертикальных воздушных потоков, хотя и не
препятствует распространению различного рода внутренних волн. Поэтому
основными механизмами вертикального обмена веществ через них являются
волновые.
Над верхней границей тропосферы в большинстве сегментов атмосферы
располагается переходный изотермический слой – тропопауза.
Над верхней границей тропосферы в большинстве сегментов атмосферы
располагается переходный изотермический слой – тропопауза.
Тропопа́уза (от греч. τροπος — поворот, изменение и παῦσις — остановка,
прекращение) — переходный воздушный слой между тропосферой и стратосферой,
в котором происходит резкое снижение вертикального температурного градиента.
В большинстве сегментов атмосферы устойчивость данного слоя весьма
высока, поскольку в нем происходит резкое снижение вертикального
температурного градиента. Его нижняя граница определяется как минимальная
высота, на которой значение модуля данной характеристики падает до 0,2°С/100 м
(или ниже) и среднее значение этого параметра в вышележащем слое толщиной 2 км
не превышает 2°С/км.
Толщина тропопаузы обычно составляет от нескольких сотен метров до 2—3
километров, здесь же температуры воздуха достигают минимальных значений.
Упомянутые характеристики тропопаузы зависят от географической широты и
подвержены сезонным и суточным колебаниям вследствие изменений инсоляции, а
также синоптических процессов.
В полярных районах тропопауза расположена на высотах 8—10 км (над
уровнем моря), ее температура составляет 210—220 К в умеренных зонах — на
высотах 10-12 км, и 180—200 K — в тропиках, на высотах 16—18 км.
В высоких и умеренных широтах тропопауза в зимний сезон на 1-2 км ниже и
на 8-15 К теплее, чем в летний период; в тропических широтах сезонные колебания
параметров тропопаузы значительно меньше.
Средняя температура воздуха на уровне тропопаузы над полюсом зимой
около —65°, летом около —45°, над экватором весь год около —70° и ниже.
Высота тропопаузы в различных сегментах атмосферы, а также характерные
для нее температуры воздуха, существенно зависят от их географических координат
и подвержены сезонным и суточным колебаниям. Причинами этого являются
квазигармонические вариации поступающих в нее, как сверху, так и снизу, потоков
тепловой и солнечной радиации, а также разнообразные перемещения воздуха в
тропосфере. В
изменениях
высоты
тропопаузы
присутствуют
также
непериодические составляющие, обусловленные синоптическими процессами.
Высота и температура воздуха тропопаузы понижены в циклонах и над
холодными воздушными массами и повышены над антициклонами и тёплыми
воздушными массами. При быстрой смене этих синоптических процессов суточная
амплитуда высоты тропопаузы может превышать 5 км.
Поскольку
термодинамическая устойчивость воздуха тропопаузы очень
велика, она служит барьером, препятствующим вертикальному обмену воздухом и
содержащимися в нём примесями (аэрозолями, парами Н 2 О, О 3 и др.) между
тропосферой и стратосферой.
В слое тропосферного воздуха толщиной 1-2 км, расположенном
непосредственно под тропопаузой, как правило, существует турбулентность,
вызывающая, в частности, болтанку самолётов.
Над тропопаузой до высоты 50-55 км расположена стратосфера. В отличие от
тропосферы, здесь температура воздуха от времени суток практически не зависит,
изменяясь лишь при смене времен года. В нижней части стратосферы (до высоты 25
км) уменьшение температуры с высотой продолжается. В верхних ее слоях
температура воздуха начинает возрастать на 1-2 градуса на каждый километр.
Максимум температуры (+25-36 С) расположен на высоте 50-55 км в слое
называемом стратопаузой. Здесь температура может достигать 20-35 градусов по
Цельсию. В стратопаузе расположен также максимум скорости звука, поэтому этот
слой обладает свойством отражать звуковые волны.
В стратосфере наблюдаются очень сильные горизонтальные движения
воздуха, связанные с метеорологическими явлениями, происходящими в тропосфере.
В стратосфере атмосферное давление по мере увеличения высоты снижается от 50
до 0.7 мм ртутного столба.
Стратосфера, благодаря особенностям изменения в ней температуры воздуха,
имеет ярко выраженное слоистое строение (слово страта означает слой
Стратосфера существует во многом благодаря присутствию в земной
атмосфере
озона,
при
поглощении
которым
многих
составляющих
ультрафиолетовой и инфракрасной радиации Солнца в окружающую среду
выделяется тепло. Поток этих составляющих солнечной радиации, вследствие
поглощения в слоях стратосферы, уменьшается по мере их приближения к земной
поверхности. Вместе с тем плотность воздуха подобных слоев при этом
увеличивается. Поэтому наиболее значимо эффекты поглощения солнечной
радиации в стратосфере влияют на тепловые режимы ее средних и верхних слоев, а в
ее нижних слоях, удаленных от земной поверхности на 11—25 км фактически
наблюдается изотермия.
В стратосфере озон образует слой, располагающийся на высотах от 15—20
до 55—60 км. В ней озон образуется главным образом при протекании
фотохимических реакций цикла Чепмена. Интенсивность этих реакций наиболее
высока на высоте ~30 км. С подобных высот поток озона проникает в нижние слои
стратосферы. Навстречу ему распространяются потоки веществ, которые участвуют
в разрушении озона. Последнее происходит при протекании химических реакций
каталитических циклов, реагенты которых возникают при фотолизе веществ,
образуемых природными и антропогенными источниками, расположенными на
земной поверхности. Вследствие этого реакционные потоки подобных веществ
уменьшаются по мере увеличения высоты над земной поверхностью. Как результат
максимальных уровней концентрации озона в стратосфере достигают на высотах 2328 км.
В стратосфере также непрерывно протекают ядерные реакции, при которых
образуются основные части (до 70%) потоков всех космогенных радионуклидов
(7Ве, 10Ве, 14С, 3Н и др. В этих реакциях принимают участие способные реагировать
с ядрами атомов азота и кислорода тепловые нейтроны и μ- мезоны, которые
образуются при взаимодействии галактических космических лучей с ядрами атомов
газов, образующих верхние слои атмосферы. В них могут участвовать также
протоны, энергия которых достаточно велика для преодоления сил кулоновского
отталкивания, существующих на границах этих ядер. Интенсивность образования
подобных веществ наиболее велика в средней стратосфере (выше количества атомов
азота и кислорода с высотой убывают быстрее, чем возрастают потоки
элементарных частиц, способные с ними реагировать, а ниже последние с
уменьшением высоты быстро уменьшаются вследствие поглощения). Отсюда их
потоки проникают в нижнюю стратосферу и далее в тропосферу, в приземном слое
которой во многих регионах мира и осуществляется мониторинг их изменений.
В стратосфере крайне мало водяного пара. Тем не менее, здесь на высотах 2030 км иногда образуются перламутровые облака. Происходит это при выбросах в
стратосферу водяного пара и пылевых частиц, сопровождающих мощные
извержения вулканов. Проникновение в стратосферу значительной части его потока
происходит также в зимние месяцы над арктическими и антарктическими районами
земного шара. Аналогичное явление имеет место и над разрывами тропопаузы и
другими ее участками, на которых ее термодинамическая устойчивость понижена.
Значимым фактором многих процессов в стратосфере являются вариации
солнечной активности. При ее повышении увеличивается поглощение солнечного
ультрафиолетового излучения на высотах 50–70 км, что, согласно наблюдениям,
может увеличить в верхних слоях стратосферы скорость ветра до 2 раз. Становятся
и более благоприятными условия для
проникновения широкого спектра
атмосферных волн из нижней атмосферы в верхнюю. Волны переносят энергию до
высот около 100 км и нагревают расположенные здесь воздушные слои. Затем эта
энергия сбрасывается из атмосферы в виде ИК излучения молекул СО2, О3, СН4 и
др.. Последнее происходит в основном, в сегментах атмосферы, расположенных
между параллелями 50°N, 50°S). Таким образом, часть кинетической энергии
нижних слоев атмосферы превращается в излучение.
При повышении солнечной активности многократно возрастает также
плотность потока солнечного ветра, который, встречая на внешних границах
гелиосферы поток галактических и внегалактических космических лучей,
модулирует его. При увеличении солнечной активности этот поток уменьшается, а
при ее уменьшении – увеличивается.
Возникшие таким образом изменения
потока космических лучей
воздействующих на земную атмосферу, вызывает соответствующие вариации
интенсивности ядерных реакций образования космогенных радионуклидов, а также
ионизации молекул воздуха, становящихся атмосферными ядрами конденсации.
Поскольку эти же космические лучи стимулируют также физико-химические
реакции в атмосфере, приводящие к образованию NO, флюктуации их потока,
проникающего в атмосферу,
вызывает в ней соответствующие изменения
концентраций этого вещества. Уменьшение содержания в стратосфере NO и NO2
ведет к возрастанию прозрачности атмосферы.
Увеличение солнечной активности приводит к уменьшению потока
космических лучей, входящих в атмосферу, а также увеличению ее прозрачности
вследствие уменьшения содержания в ее слоях оксидов азота, а также снижения
интенсивности облачности. Ее увеличение приводит к противоположным
последствиям. В результате этого амплитуда межгодовых изменений потока
суммарной солнечной радиации, поступающей на земную поверхность, на
протяжении 11- летнего цикла солнечной активности изменяется на 13%, в то время
как амплитуда вариаций солнечной постоянной не превышает 0.1%.
Выше верхней границы стратосферы расположена стратопауза – практически
изотермический слой воздуха, отделяющий ее от мезосферы.
Над стратопаузой от 55 до 80 км расположен слой воздуха, называемый
мезосферой, в пределах которого температура вновь, как и в тропосфере, начинает
понижаться достигая на высоте 90 км -75- -90оС. Самое низкое значение
температуры воздуха на верхней границе мезосферы составляет - 138°С.
Атмосферное давление в мезосфере с ростом высоты также снижается от 0.7
до 0.01 мм .ртутного столба. Именно здесь в атмосфере начинаются ее плотные слои.
Поэтому на верхней границе мезосферы, как правило,
начинают гореть и
разрушаться, входящие в нее метеориты и космические аппараты. В верхних слоях
мезосферы образуются серебристые облака, возникающие после мощных вспышек
на Солнце. В верхней части мезосферы расположен второй озоновый слой,
содержащий озон преимущественно в ионизированном состоянии.
Вследствие быстрого падения с высотой в мезосфере температуры воздуха,
его устойчивость не велика. В ней непрерывно происходят его интенсивные
конвекционные перемещения, а также существует турбулентность. Ими обусловлен
интенсивный обмен веществами между ее нижним и верхними слоями.
На высотах, близких к верхней границе мезосферы (75-90 км), в атмосфере
наблюдаются серебристые облака, которые можно наблюдать в сумерках после
заката или перед восходом солнца. Наиболее вероятно, что они состоят из ледяных
кристаллов. В мезосфере начинаются плотные слои атмосферы и начинают гореть
метеориты и обшивки спускаемых аппаратов космических кораблей.
На верхней границе мезосферы давление воздуха раз в 200 меньше, чем у
земной поверхности. Таким образом, в тропосфере, стратосфере и мезосфере вместе,
до высоты 90 км, заключается больше чем 99,5% всей массы атмосферы. На
вышележащие слои приходится ничтожное количество воздуха. Поэтому, а также
вследствие сложности их изучения, механизмов, благодаря которым они могли бы
ощутимо влиять на формирование ландшафтной оболочки нашей планеты, до сих
пор не выявлено.
Изотермический слой атмосферы, расположенный над верхней границей
мезосферы, называется мезопаузой. В данном слое температура воздуха достигает
наименьших значений. Вследствие наличия в нем изотермии, термодинамическая
устойчивость данного слоя также повышена. В этом его особенности подобны
особенностям тропопаузы.
Над мезопаузой, приблизительно до высоты 800 км., расположен слой
атмосферы, называемый ионосферой. Он имеет такое название потому, что
содержащиеся в нем вещества, находящиеся в ионизированном состоянии.
Ионосфера
фактически представляет собой
слой весьма разреженной
низкотемпературной плазмы, содержащей в высоких концентрациях свободные
ионы одноатомных газов и электроны. Их содержание на высотах 100-400 км порядка 105-106 на кубический сантиметр.
Процесс ионизации газов здесь протекает под действием ультрафиолетового
и корпускулярного излучения Солнца, а также космических лучей. Наиболее
интенсивен данный процесс в слое, расположенном на высотах от 70 до 300 км.
В ионосфере практически полностью поглощается рентгеновское и гамма
излучение, распространяющееся в космическом пространстве от галактических
источников, а также образующееся при рентгеновских, электронных и протонных
вспышках на Солнце. Здесь же происходит первичное взаимодействие с атомами
атмосферных газов галактических космических лучей, порождающее ливни
вторичных частиц, участвующих в образовании космогенных радионуклидов в
нижних слоях атмосферы. Поскольку количество вспышек на Солнце, приводящих к
образованию рентгеновских лучей, а также поток галактических космических лучей,
входящий в земную атмосферу, существенно зависят от солнечной активности, этот
фактор существенно влияет на ее термический режим и ионизацию воздуха.
Ионосферу Земли принято делить на два слоя. Внутренний слой ионосферы
называется термосфера. Он расположен на высотах 80-800 км. Данный слой
характеризуется резким возрастанием температуры воздуха, достигающей на
высотах 500- 600 км +1500 градусов С.
В пределах термосферы расположены ионосферные слои , отражающие
короткие радиоволны. На высоте 120 км находится слой Е, отражающий
ультракороткие и короткие радиоволны. На высоте 180 км- слой F1, а на высоте 300
км- слой F2. Положение ионосферных слоев и концентрация ионов в них все время
меняются. Встречаются здесь и спорадические скопления электронов с особенно
большой концентрацией, которые носят название электронных облаков (плазмоидов).
В них радиоволны преломляются, отражаются и поглощаются.
От степени ионизации зависит электропроводность атмосферы. Поэтому в
ионосфере электропроводность воздуха
в 1012 раз больше, чем у земной
поверхности. Радиоволны длиной более 20 м вообще не могут пройти сквозь
ионосферу: они отражаются электронными слоями , расположенными в нижней
части ионосферы. Средние и короткие волны отражаются вышележащими
ионосферными слоями E и F.
В термосфере на высотах 120-160 км , а также 500-600 км наблюдаются
полярные сияния, возникающие в результате излучения света атомами азота и
кислорода, под воздействием входящих в земную атмосферу космических
элементарных частиц (электронов и протонов).
Плотность воздуха и атмосферное давление в термосфере с высотой резко
уменьшаются. На высотах 300-750 км средняя плотность порядка воздуха 10-8-10-10
г/м3. Но и при такой малой плотности каждый кубический сантиметр воздуха на
высоте 300 км еще содержит около одного миллиарда молекул или атомов, а на
высоте 600 км - свыше 10 миллионов. Это на несколько порядков больше, чем
содержание газов в межпланетном пространстве.
Поэтому основная часть
захватываемой Землей космической пыли сгорает на высотах 100-200 км, в нижней
термосфере. Атмосферное давление в термосфере также снижается от 0.01 до
0.000000001 мм ртутного столба.
Принято считать, что на высотах более 800 км располагается граница
ионосфера и экзосферы – внешнего слоя земной атмосферы, простирающегося до
верхней границы земной атмосферы. В экзосфере температуры воздуха достигают
+2000 градусов . Ее верхнюю границу условно проводят на высоте 2000 км.
В экзосфере скорости движения отдельных присутствующих в ней ионов
велики, а их концентрация мала, настолько, что за период между последующими
взаимодействиями между собой они могут полностью облетать Землю. Скорости
некоторых ионов могут превышать вторую космическую скорость ( 11,2 км/сек), что
позволяет им покидать атмосферу и уходить в космическое пространство.
Наиболее вероятным является покидание земной атмосферы наиболее
легкими ионами, которыми являются свободные электроны и протоны.
Установлено, что экзосфера отнюдь не заканчивается на высотах порядка 2000-3000
км (как предполагалось ранее). Следы покидающих земную атмосферу ионов
водорода (т. н. «земная корона») регистрируются на удалениях от нее до 20 000 км.
В них на один кубический сантиметр космического пространства (написать
«атмосферы» не поворачивается рука) встречается в среднем всего около тысячи
частиц. Это не менее чем на порядок превосходит их среднюю плотность в потоке
солнечного ветра.
Установлено существование в экзосфере и космическом пространстве за ее
пределами внешнего радиационного пояса Земли, состоящего из протонов и
электронов, захваченных геомагнитным полем и движущихся с очень большими
скоростями. Это пояс начинается на высоте нескольких сотен километров и
простирается на десятки тысяч километров от земной поверхности. Многие
частицы, содержащиеся в этом радиационном поясе, непрерывно покидают его,
замещаясь аналогичными частицами, которые приносит в основном солнечный
ветер.
В начале 19 – го века Дальтоном был открыт закон, гласящий, что всякий газ
распространяется в пространстве независимо от присутствия или отсутствия других
газов. Сразу же вслед за этим возникли представления о том, что азот, кислород,
другие газы и водяной пар образуют самостоятельные атмосферы, как бы
проникающие одна в другую.
Если газы в атмосфере распределяются независимо, но по одинаковым
законам, то можно было предполагать, что парциальное давление более тяжелых
газов (кислорода, углекислоты) с ростом высоты должно убывать быстрее, чем
менее тяжелых (водород, гелий). Этот эффект, называемый эффектом разделения, в
реальной атмосфере наблюдается лишь на высотах более 30 км. Ниже для
большинства газов (кроме озона) перемешивание сводит его влияние к нулю.
Несмотря на то, что особенности ионосферы существенно влияют на условия
распространения радиоволн, применяемых на судах для связи и навигации, а
особенности стратосферы значимо влияют на потоки биологически активных,
ультрафиолетовых составляющих солнечной радиации, наибольший интерес для
судоводителей представляют процессы, протекающие в тропосфере, которые
непосредственно влияют на условия плавания.
С1. История метеорологии.
Историю метеорологии принято делить на три этапа : древнейший, античный
и современный.
С1.1. Древнейший этап
История метеорологии насчитывает уже более 2 тысяч лет. Ее принято делить
на этапы:
- древнейший;
- античный (описательный);
- современный (количественный либо измерительный).
Общей особенностью древнейшего этапа развития метеорологии являлось
отсутствие в возникших тогда религиозных представлениях либо письменных
памятниках попыток выявления каких-либо причинно-следственных связей между
атмосферными явлениями и другими природными процессами.
Всегда, и в особенности в древности, развитие человеческого общества
существенно зависело от атмосферных явлений, которые часто были непонятны и
враждебны людям. Именно поэтому уже в древнейших религиях всех стран и
народов такие явления обожествлялись. В них всех упоминаются Боги солнца и
луны, грома и молнии, ветров и морей. Такими Богами были Ра и Осирис у египтян,
Бог солнца Ойтосур у скифов, Посейдон и Зевс - у древних греков, Юпитер и Нептун
у римлян, громовержец Индра в Индии, его коллеги Перун- у славян, Один- у
викингов.
Письменными памятниками, содержащими сведения об атмосферных
явлениях, в ту пору были литературные произведения, эпосы и летописи.
Эпосы – древнейшие из подобных источников. Они возникли тогда, когда
человечество еще не пользовалось письменностью. К ним относятся
древнеиндийские Веды, легенда о Гильгамеше, легенды, мифы и др. До нас они
доходят не от авторов, а в изложении (пересказе) людьми, уже умевшими
пользоваться письменностью.
Сведения об атмосферных явлениях, происходивших в древнейшие времена,
доходят до нас и авторских литературных художественных и философских
произведениях. Их примерами являются «Одиссея» и «Илиада» Гомера, «Книга пути
и добродетели» (около VI в. до н.э.) ЛаоЦзы, Индийская героическая поэма
«Махабхарата», «Книга обычаев» Ли Ки. (III в до н.э.).
Уже с V века до н. э в греческих городах выставлялись в общественных
местах своеобразные летописи - календари с записями о явлениях погоды. Эти
календари назывались парапегмами. Некоторые из них дошли до нас. В них
содержатся вполне объективные и весьма ценные для современной науки данные о
ветрах, осадках, холодах и о некоторых фенологических явлениях, происходивших в
период их создания.
С1.2. Античный этап
Качественно новый, античный этап в развитии метеорологии, превративший
ее из системы верований, в науку, связан с работами ученых древне Греции, которые
начали искать причинные связи между атмосферными явлениями и другими
природными процессами, не привлекая для объяснения происходящего каких либо
божественных сил. Именно тогда эта метеорология и стала наукой в современном
понимании этого термина.
Первые из известных современной науке, подобные научные трактаты
принадлежат величайшим ученым
античного мира:
Аристотелю, Эвклиду,
Страбону, Плинию, Птоломею. Вплоть до начала эпохи Ренессанса, их работы в
данной области признавались основополагающими.
Первый четырехтомный научный труд об атмосферных явлениях «Метеорология» написан Аристотелем (384 - 322 гг. до н.э.). Он является
своеобразной энциклопедией – обобщением всех накопленных к тому времени
естественно научных знаний.
Первый том этой работы содержал изложение представлений его автора о
процессах, происходящих в космосе (кометах, метеоритах), верхних слоях
атмосферы, а также о гидрометеорах (дожде, снеге, граде, облаках и туманах). Ее
второй том посвящен атмосферным явлениям – ветрам и грозам, а также процессам,
происходящим в гидросфере и земной коре (землетрясениям). В третьем томе
описаны атмосферные вихри (торнадо и бури (циклоны)), а также оптические
явления в атмосфере. Четвертый том – философский, излагает т. н. «Теорию четырех
стихий».
В эпоху, последовавшую за веком Аристотеля, завоевания его воспитанника,
Александра Македонского, раздвинули пределы доступного грекам мира до границ
Индии и Средней Азии. Преемники Александра основали в Египте, в Александрии,
второй центр эллинистической науки, где была создана своеобразная академия того
времени - александрийский «Мусейон» (музей). Здесь зародились современная
география и составление географических карт.
Глава Мусейона, Эратосфен из Кирены (275 - 194 гг. до н.э.), первым
определил размеры земного шара. Сделал он это настолько правильно, что его
оценки были уточнены лишь в конце XVIII в. Сотрудники МесейонаКтезибий (около
250 г. до н.э.) и Герон Александрийский (около 120 - 100 гг. до н.э.) впервые изучили
особенности влияния температуры на плотность, а также сжимаемость сухого и
влажного воздуха.
Не прекращались и наблюдения за ветрами в различных местах бассейна
Средиземного моря, о чем свидетельствует Плиний Старший (23 -79 гг. н.э.). Им
описаны также свойства различных ветров и их изменения в зависимости от
широты.
Греческие ученые впервые ввели в науку об атмосфере понятие климат.
Историк Полибий (204 - 121 гг. до н.э.) предложил разделить всю поверхность
планеты на 6 климатических поясов - два жарких (необитаемых), два умеренных и
два холодных. Начались исследования особенностей региональных климатов, о чем
свидетельствуют труды Цицерона (106 - 43 гг. до н.э.), в которых отмечается
смягчающее влияние моря на климат прибрежных территорий.
Особенностью метеорологии в античном мире был описательный характер
этой науки. Ученые пытались познать явление в целом, не прибегая к анализу его
характеристик.
В первом и втором столетиях нашей эры наметился упадок античной науки,
обусловленный социально-экономическим кризисом, а затем и гибелью. Римской
империи. В результате этого центр цивилизации, где продолжали развиваться науки,
переместился далеко на восток, в арабские страны, Индию, Хорезм и Иран, где
особенно велики были достижения в области математики, химии и астрономии.
Сведения о развитии здесь метеорологии в этот период отсутствуют.
В средневековой Европе многие достижения античной науки были забыты. В
арабском мире процветало ныне забытое, мистическое философское учение об
атмосфере астрометеорология, являющееся
разделом астрологии.
Астрометеорология пыталась предсказывать погоду, основываясь на информации о
взаимном расположении планет.
В Европе наиболее известным специалистом в данной области являлся Иоанн
Севильский (VII в.), которого считают автором рукописи «Предсказание различных
погод (собственно бурь)». Его последователями являлись такиеастрометеорологи,
как Леопольд Австрийский, Гвидо Бонатти, Фирмин де Боваль и др..
Наблюдения за атмосферными явлениями тем временем продолжались, а их
результаты отображались в летописях и художественных произведениях. Среди
последних, представляющих наибольший научный интерес, следует упомянуть
работы
«История Армении» МовсесаХоренаци (V в. н. э.), а также «Большое
собрание» индийского астронома Вараха-Михира (V в. н. э.). В упомянутой работе
Хоренаци содержатся также сведения об имевшем место в V в. н. э климате
Армении, а также Египта.
Первые литературные сведения о климате регионов Восточно-Европейской
равнины появились уже в средневековье. В 1246 г. ПланоКарпини и несколькими
годами позже Рубруквис оставили красочное описание снегов и морозов, с которыми
им пришлось встретиться в Южных регионах России. В 70-х годах XIII в Марко
Поло описал холодный климат Нижнего Поволжья.
Наиболее ранние представления о весьма суровом климате Северного
Причерноморья, дошли до нас в виде путевых заметок древнегреческого историка
Геродота, посещавшего регион в четвертом веке до нашей эры, и стихов сосланного
сюда позже древнеримского поэта Овидия Насона.
Эти представления были подтверждены и в средние века, посетившими этот
регион
путешественниками Гильбером де Ланноа (1413 - 1421 гг.) и
ИосфатомБарбаро (1436 - 1451 гг.), которые описали его в своих воспоминаниях.
Именно тогда, в XV- XVI веках в Европе вновь проявился интерес к метеорологии,
как науке. В этот период здесь началась эпоха Возрождения – период великих
открытий и изобретений, с которым была связана революцию и в естественных
науках.
Великие географические открытия принесли новые сведения о Мире и
происходящих на планете атмосферных явлениях.
Развитие мореплавания
инициировало исследования в области
астрономии, оптики, геофизики ,
океанологии и метеорологии. В этот период не только продолжилась прежняя,
описательная традиция, но и зародилась современная, количественная
(измерительная) метеорология.
Примерами наиболее ранних описательных работ того периода могут
служить:
- «Трактат о двух Сарматиях» Матвея Меховского (1517 г.), где он сравнил
климаты Москвы и Прибалтики;
- отчеты об экспедициях Баренца, зимовавшего на Новой Земле в 1596-97 г.,
содержащие подробные сведения о ветре, облаках, осадках того края;
- описание климата Якутии (1643 г.), выполненное
Головиным и Глебовым;
ленскими воеводами
- первые описания климата Приамурья, принадлежащие его покорителям Пояркову и Хабарову.
С.1.3. Современный этап
Первооткрывателем количественной метеорологии является Г. Галилей,
который изобрел термометр, дождемер и барометр. Были также изобретены многие
другие приборы, вследствие чего появилась возможность количественно оценивать
характеристики атмосферных явлений. При этом нашли применение и физические
приборы, изобретенные ранее Леонардо да Винчи, который является одним из
основателей атмосферной оптики. Именно тогда в метеорологию внедрился такой
метод исследования явлений как количественный анализ, основоположником
которого является Ф. Бекон.
В развитии метеорологии в XVII в. большую роль сыграло Лондонское
Королевское общество, в особенности Гук, Бойль и другие его члены. Гуком была
составлена специальная инструкция для метеорологических наблюдений. Первая
систематическая серия таких наблюдений была сделана философом Локком, начиная
с июня 1666 г. до декабря 1692 г., вначале в Оксфорде, затем в Лондоне и Отсе.
Примерно в это же время наблюдения за погодой и показаниями барометра
послужили Бойлю основанием для его некоторых соображений о связи между ними,
используемой современными метеорологами при прогнозировании погоды.
В становление современной метеорологии внесли существенный вклад
Декарт и Локк, Ньютон и Лейбниц, Ф. Бэкон и Хр. Гюйгенс, Э. Мариотт и Р. Бойль,
- великие умы XVII- XVIII в.в., прославившиеся своими философскими,
физическиими и математическими исследованиями. Их работы образуют фундамент
такого раздела современной метеорологии, как физика атмосферы.
Систематизированный обзор географических сведений о нашей планете, в
том числе атмосферных явлениях, накопленных к середине XVII века,содержится
работе «География генеральная» голландского географа Б. Варениуса (1622 - 1650
гг.).
Значителен вклад в метеорологию Блеза Паскаля – впервые объяснившего
природу атмосферного давления и доказавшего, что его величина убывает с
высотой. Именно по его предложению с начала XVIII века в Париже ведутся
систематические наблюдения за изменениями температуры воздуха. Этот ряд среди
всех существующих является наиболее продолжительным и потому ценнейшим.
Наиболее длинный в Мире ряд
систематических наблюдений за
атмосферными осадками в Париже был начат в 1688 г. Седило, а затем продолжен
Лагиром.
В 20 - 30 годах XVIII в. начались систематические инструментальные
метеорологические наблюдения в России. Первые регулярные сведения о погоде
сохранились в делах приказа тайных дел в период правления царя Алексея
Михайловича. Они составлялись по показаниям стражи, наряжавшейся на караул в
Кремль. Более или менее подробные записи о погоде были начаты в 1722 г. в
Петербурге вице-адмиралом К. Крюйсом по личному приказу Петра I.
Систематические метеорологические наблюдения были организованы также с 1730
г. на целой сети станций в Сибири- в Екатеринбурге, Тобольске, Ямышеве,
Енисейске, Томске, Туруханске, Иркутске, Якутске, Селенгинском, Нерчинске,
Аргунских серебряных копях. . Эти метеостанции были созданы учеными,
участвовавшими в Великой Северной Экспедиции под руководством Беринга.
Экспедиция открыла также в 1733 г. метеостанцию в Казани. Инструкция для этих
станций была составлена в 1732 г. Д. Бернулли. Она говорила о наблюдениях
«барометрных», «термометрных», «гигрометрных», наблюдениях иглы магнитной,
…об экспериментах, которые надобно делать с привесами и часами, висячой
маятник имеющими» и «…о других вещах, которые на земле примечать надлежит».
Первые инструментальные метеорологические наблюдения в Москве были
сделаны в 1731 году Лерхе , а первая их непрерывная серия с 1.10. 1779 г. до
13.12.1797 г. была начата там членом-корреспондентом Академии наук Энгелем и
продолжена Штритнером.
Инструментальные метеорологические наблюдения в Америке впервые были
начаты в марте 1730 г. при помощи термометра, а с 1738 г. также и при помощи
барометра Линингом в г.Чатльстоне. С 1742 по 1763г Уинтроп осуществлял
систематические наблюдения в Гарвардском колледже.
Первая попытка сравнить параллельные инструментальные наблюдения на
сети станций была сделана в Европе. На средства Фердинанда Тосканского под
руководством его секретаря иезуита Антинори с 1654 по 1767 г. здесь регулярные
метеорологические наблюдения были организованы во Флоренции, Валломброзо,
Кутильяно, Болонье, Парме, Милане, Варшаве, Инсбруке, Оснабрюке и Париже.
Попытку собирать и публиковать метеорологические наблюдения,
состоявшиеся в Европе и Северной Америке - сделал Луи Котт, метеоролог и
священник из Монморанси близ Парижа (1740 - 1815 гг.). Сводки Котта обладали
большим недостатком: в них входили данные случайных станций со случайными
наблюдателями, пестрыми строками наблюдений и разнообразными приборами.
Методы наблюдений не были унифицированы, и результаты их поэтому, едва ли
были сравнимы между собой.
Впервые метеорологическая сеть станций в современном понимании этого
слова была организована Мангеймским метеорологическим палатинским обществом,
основанным в 1763г. меценатом Карлом-Теодором Пфальцским.
19. 02. 1781 г. это общество обратилось с циркулярным письмом к тридцати
академиям, научным обществам и обсерваториям с просьбой принять участие в
организации наблюдений. Предложение общества нашло отклик почти везде. Таким
образом, общество положило начало широкому международному сотрудничеству
ученых. Общество составило для наблюдений специальную инструкцию под
названием «Указания наблюдателям». Была установлена единая форма записи, для
обозначения различный явлений погоды были введены специальные символы. Вся
система получила вполне заслуженное ею название «гармонических наблюдений».
После того как необходимость организации международной сети
одновременных и однородных наблюдений была осознана мировой наукой, в
различных государствах начали создаваться национальные метеорологические сети.
В начале XIX в. во многих государствах они уже функционировали. В России с
проектом создания метеорологической службы при содействии учебных заведений
России выступил В.Н. Каразин (1773 - 1842 гг.). Это предложение было реализовано
уже после его смерти.
1/IV 1849 г. была создана Главная физическая обсерватория, которая собирала
информацию с 50 метеорологических обсерваторий и станций России. В 1872 г. при
ней была создана служба погоды под руководством Рыкачева. Эта служба открыла
путь важным практическим приложениям метеорологических наблюдений.
В Англии первый официальный метеорологический центр возник в 1855 г.. В
это время под руководством адмирала Фиц-Роя, был открыт так называемый
Метеорологический департамент Бюро торговли, занимавшийся сбором и проверкой
результатов метеорологических наблюдений на морях и побережьях. Наблюдения
велись на многих метеорологических обсерваториях, главными из которых были
магнитно-метеорологическое отделение Гринвичской обсерватории, а также
обсерватория Кью, построенная в пригороде Лондона и работающая как
метеорологическая с 1772 г..
Во Франции метеорологическая организация в точном смысле этого слова
возникла лишь в 1878 г., когда
в Париже
было создано Центральное
метеорологическое бюро Франции, директором которого был назначен известный
физик и метеоролог Э. Маскар (1837 - 1908 гг.). К 1903 г. число станций в этой
стране достигло 160.
В Украине систематические метеорологические наблюдения ныне
осуществляются на 184 обсерваториях и станциях ее Гидрометслужбы. Наиболее
продолжительные временные ряды систематических наблюдений за изменениями
температуры воздуха и атмосферными осадками ведутся на метеорологической
обсерватории Киева с 1881 г. В Одессе и Феодосии они начались с 1896 года. Ныне
главным научным учреждением Украины, анализирующим и обобщающим
результаты наблюдений на ее территории, является Украинский научно
исследовательский гидрометеорологический институт (УкрНИГМИ, г. Киев).
Прогнозы погоды разрабатываются Украинским Гидромет центром (г. Киев).
Подготовка метеорологических кадров осуществляется в Одесском Экологическом
университете. Информация, полученная на метеостанциях Украины, накапливается в
ее метеорологическом архиве (г. Киев).
С начала 80-х годов быстрыми темпами развивается спутниковая
метеорология, дополняющая информацию, собираемыми наземными станциями,
данными дистанционных наблюдений.
Эта информация является основой, на которой развивается современная
морская метеорология, а также создаются системы гидрометеорологического
обеспечения судов сведениями об условиях плавания в различных регионах
Мирового океана, а также прогнозами их изменений.
Рекомендованная литература
1. Погосян Х. П., Общая циркуляция атмосферы, Л., 1972.- 240 с.
2. Иванов-Холодный Г.С. Коротковолновое излучение Солнца и его воздействие
на верхнюю атмосферу и ионосферу / Г.С.Иванов-Холодный, А.А.Цусинов.
Исследование космического пространства. Итоги науки и техники. ВИНИТИ
: сб. науч. тр. – М., 1987. – Т. 26. – С.80 – 154.
3. Погосян Х.П., Туркетти З.Л. «Атмосфера Земли». М.,1970.
4. Моханакумар К. Взаимодействие стратосферы и тропосферы/ К.
Моханакумар. Перевод с английского Р.Ю. Лукьяновой, под ред.
Г.В.Алексеева.// Москва. – ФИЗМАТЛИТ. - 2011. -451с.
5. Школьний Є.П. Фізика атмосфери. -Одеса.; ОГМІ. 1997. - 698 с.
6. Salby M.L Fundamentals of Atmospheric Physics / M.L.Salby. – New York:
Academic Press, 1996. – 560 р.
7. Александров Э.Л. Озонный щит Земли и его изменения / Э.Л.Александров,
Ю.А.Израэль, И.Л.Кароль, А.Х.Хргиан. – СПб. : Гидрометеоиздат, 1992. –
288 с.
8. Г. Ф. Батраков Радиоактивные изотопы в атмосфере и океане. Севастополь.
НПЦ «ЭКОСИ-Гидрофизика». – 2012. -376с.
9. К. Я. Кондратьев. Актинометрия// Гидрометеорологическое издательство. –
1965. ]
Короновский Н.В., Хаин В.Е., Ясаманов Н.А. Историческая геология :
10.
Учебник. — М.: Академия, 2006.
Л2. Тепловой режим атмосферы.
Учебные вопросы:
1.
Солнечная радиация и земная атмосфера.
2. Суммарная солнечная радиация и подстилающая поверхность.
3. Тепловое излучение земной поверхности и атмосфера
4. Радиационный баланс и его факторы
5. Поле температуры в атмосфере и его пространственно- временная
изменчивость
Л2.1 Солнечная радиация и земная атмосфера
Электромагнитные волны, излучаемые Солнцем, называются Солнечной
радиацией. Солнечная радиация распространяется по всем направлениям от
источника излучения со скоростью 300 тыс. км/с. Она - основной источник энергии
для всех географических процессов, в том числе процессов, происходящих в
атмосфере. Длина волны составляющих солнечной радиации измеряется в микронах
, нанометрах или в ангстремах.
Состав солнечной радиации:
1) Видимый свет - 46% от общего излучения. Длина волны - 0,4-0,75 мк( от
красного до фиолетового)
2)Инфракрасный .Длина волны >0,75 мк (тепловая радиация)
3)Ультрафиолет-7%. Длина волны - <0,4 мк.
В метеорологии принято выделять коротковолновую и длинноволновую
радиацию. Коротковолновой называют радиацию в диапазоне длин волн от 0,1 до 4
мк. Она включает, кроме видимого света, еще ближайшую к нему по длинам волн
ультрафиолетовую и инфракрасную радиацию. Солнечная радиация на 99% является
такой коротковолновой радиацией. К длинноволновой радиации относят радиацию
земной поверхности и атмосферы с длинами волн от 4 до 100-120 мк.
Часть потока солнечной радиации, достигающая земной поверхности
называется суммарной солнечной радиацией. Поток суммарной солнечной радиации
состоит из двух компонентов – из рассеянной солнечной радиации и прямой.
Рассеянная солнечная радиация - вторичные электромагнитные волны,
образующиеся при боковом рассеянии солнечной радиации на неоднородностях
атмосферы. В рассеянную радиацию превращается около 25% энергии общего
потока солнечной радиации, входящего в атмосферу.
Прямая солнечная радиация - остаток
достигающий земной поверхности без рассеяния.
потока
солнечной
радиации,
Самая длинноволновая составляющая солнечной радиации – радиоизлучение.
К нему относятся электромагнитные колебания с длинами волн микроны- сотни
тысяч километров.
Доля энергии солнечной радиации, приходящейся на радиоизлучение,
относительно не велика. Установлено, однако, что среди волн входящих в его состав
встречаются и совпадающие по частоте с резонансной частотой колебаний
магнитосферы Земли. Увеличение амплитуды резонансной электромагнитной
«подкачки» магнитосферы нашей планеты
может приводить к увеличению
амплитуды ее собственных осцилляций в сотни раз. В свою очередь осцилляции в
магнитосфере способны влиять на динамику ряда физических процессов в недрах
Земли, ускоряя или тормозя их.
Последнее позволяет предполагать, что
низкочастотное электромагнитное излучение Солнца управляет спусковым
механизмом, запускающим извержения вулканов и землетрясения. Несмотря на это,
изменчивость низкочастотного электромагнитного излучения Солнца изучена
недостаточно.
Установлено, что источником упомянутых резонансных радиоволн являются
колебания солнечных портуберанцев. Радиоволны метрового и дециметрового
диапазона излучаются при колебаниях высокотемпературной плазмы в солнечной
короне.
Излучение Солнцем радиоволн в значительной мере связано с образованием
солнечного ветра. Усиление последнего приводит к увеличению его интенсивности.
26% всей солнечной радиации, падающей на внешнюю границу атмосферы
Земли, отражается в космос, остальное проникает в нее. При прохождении сквозь
атмосферу в ней поглощается 22% оставшегося потока солнечной радиации.
Составляющие солнечной радиации, относящиеся к инфракрасному диапазону,
практически полностью поглощаются содержащимися в атмосфере водяным паром,
углекислотой, метаном, озоном, фреонами и другими т.н. «парниковыми» газами.
Большая часть массы этих веществ сосредоточена в тропосфере.
Ультрафиолетовая радиация Солнца поглощается в основном в стратосфере
озоном, а также кислородом при образовании озона. Наибольшая плотность
кислорода приходится на нижние слои атмосферы, однако эффективное поглощение
ультрафиолета начинается уже в стратосфере- с высот 50-55 км (чем и вызван
максимум температуры воздуха, приходящийся на стратопаузу).
Наименьшее поглощение приходится именно на видимую часть солнечной
радиации. 47% проникшей в атмосферу солнечной радиации видимого диапазона
рассеивается ею.
Рассеивают видимый свет в атмосфере в основном молекулы азота ( размеры
которых близки к длине волны синего света, что определяет синий цвет
безоблачного неба), пыль, а также облака и капли аэрозолей (имеющие размеры
гораздо больше длин волн света видимого диапазона и потому выглядящие белыми).
Все виды солнечной радиации количественно оцениваются в единицах
мощности, приходящейся на 1 кв. м горизонтальной земной поверхности.
Проникшую к земной поверхности солнечную радиацию принято называть
суммарной, потому что она состоит из двух компонентов. Первый – прямая
солнечная радиация, поток видимого света, образованного фотосферой и
непосредственно достигающий земной поверхности (именно он вызывает
образование контрастной тени). Второй – рассеянная солнечная радиация (часть
потока солнечной радиации, рассеянной упомянутыми выше неоднородностями
атмосферы, которая направлена под различными углами к земной поверхности).
Наибольшие величины суммарной солнечной радиации на нашей планете
наблюдаются в Антарктиде в период полярного лета. Здесь она более чем в полтора
раза превышает суммарную солнечную радиацию на экваторе.
Л2.2. Суммарная солнечная радиация и подстилающая поверхность.
При падении солнечной радиации на земную поверхность часть ее энергии
отражается и рассеивается (т.е. возвращается в атмосферу). Остаток солнечной
энергии поглощается земной поверхностью, повышая ее температуру.
Отношение энергии отраженной и рассеянной поверхностью, к энергии
падающей на нее называется альбедо (А). Эта характеристика измеряется в %.
Значение альбедо для данной длины волны или диапазона длин волн зависит от
спектральных характеристик отражающей поверхности, поэтому альбедо отличается
для разных спектральных диапазонов (различают оптическое, ультрафиолетовое,
инфракрасное альбедо) или длин волн (монохроматические альбедо).
Величина альбедо зависит от угла падения солнечных лучей, материала из
которого состоит поверхность, ее формы цвета, а также степени шероховатости и
характера растительности. В справочниках приводят значения альбедо для плоской
поверхности (это т.н. истинное или Ламбертовское альбедо).
Чем больше угол падения, тем больше величина альбедо. Альбедо
максимально при расположении солнца на горизонте.
Спокойная поверхность воды при угле падения равном 0 имеет альбедо 1.9%, а
при угле падения 88 град.- 78.5%. В среднем альбедо воды =9%. Значения средних
альбедо некоторых видов подстилающей поверхности приведены в таблице.
Таблица.
поверхности.
Значения
средних
альбедо
некоторых
типов
подстилающей
Подстилающая поверхность
Значения средних альбедо (%)
Снег
84
Пашня (чернозем)
14
Луг, со свежей, зеленой травой
26
Спокойная водная поверхность
9
Перистые облака
48-59
Высококучевые облака мощностью 300м
71
Кучевые облака
50-64
Слоистые облака мощностью 75м
13
Если бы отток энергии от земной поверхности отсутствовал, то непрерывное
поглощение ею солнечной радиации приводило бы к неограниченному росту ее
температуры. К счастью этого не происходит, поскольку все нагретые тела сами
становятся источниками теплового излучения.
Тепловое излучение - это электромагнитные волны длина которых составляет
от 1 милимикрона до
100 микрон. Суммарное тепловое излучение тел
приблизительно соответствует закону Стефана- Больцмана:
В = σT4 ,
Здесь σ - постоянная Больцмана =0.0826 нкал/кв.см . мин. Град4
T - абсолютная температура,
В- суммарное тепловое излучение поверхности абсолютно черного тела
площадью 1 см2.
Абсолютно черным называется тело, которое полностью поглощает всю
падающую на него солнечную радиацию (ничего не отражая и не рассеивая).
Земная поверхность не является абсолютно черной, поэтому суммарное
тепловое излучение земной поверхности -в несколько меньше чем излучение
абсолютно черного тела , нагретого до той же температуры. Значения коэффициента
F, равного отношению фактического потока теплового излучения от некоторого типа
земной поверхности к его потоку от поверхности абсолютно черного тела приведены
в таблице.
Таблица Соотношения (F) фактического потока теплового излучения от
некоторого типа земной поверхности к его потоку от поверхности абсолютно
черного тела
Подстилающая поверхность
F
Чернозем
0.87
Песок
0.89
Гравий
0.91
Снег
0.995
Вода
0.96
Как видно из таблицы, ближе всего к свойствам абсолютно черного тела
свойства поверхности снега, испарение с которой минимально, а каких либо иных
стоков тепла на ней не имеется. Свойства свободной водной поверхности
отличаются от них существенно сильней, поскольку в виде электромагнитных волн
от нее уходит лишь часть потока тепла. Другая, хотя и меньшая его часть уходит в
виде скрытой теплоты образубщегося водяного пара. Еще больше отличаются от
них свойства чернозема, в котором не только происходит интенсивное испарение
влаги, но также протекают химические реакции, происходящие с потреблением
тепла.
Л2.3. Тепловое излучение земной поверхности и атмосфера
Тепловое излучение земной поверхности непосредственно поступает в
атмосферу. Днем в ней распространяются три потока энергии - сверху вниз-
солнечная радиация, практически полностью состоящая из волн видимого
диапазона, снизу вверх- тепловое излучение земли, и вверх и вниз- тепловое
излучение атмосферы. Тепловое излучение земной поверхности несколько больше,
чем обратное тепловое излучение атмосферы. Поэтому днем температуры земной
поверхности и воздуха над ней повышаются.
Ночью
солнечная радиация отсутствует.
Поэтому в
атмосфере
распространяются потоки только тепловых излучений земной поверхности и
атмосферы. В результате этого температуры земной поверхности и атмосферы
постепенно понижаются.
Наблюдения показывают, что фактические потери тепла земной поверхностью
существенно меньше, чем следует из закона Стефана- Больцмана. Объясняется это
тем, что
направленное к земле встречное собственное тепловое излучение
(парниковый эффект), частично компенсирует потери ее тепла.
Собственное тепловое излучение атмосферы является главной причиной
потепления приземного слоя атмосферы. Оно обусловлено присутствием в воздухе
молекул водяного пара, углекислоты, метана, фреонов, закиси азота и других
парниковых веществ.
Особенности спектров поглощения теплового излучения молекулами многих
перечисленных веществ рассмотрены в предыдущих лекциях.
Спектры собственного тепловое излучение тех или иных слоев атмосферы
зависят от их температуры. Приземный слой атмосферы, имеющий практически ту
же температуру, что и подстилающая поверхность имеет похожий спектр излучения.
Максимум спектра излучения слоев тропосферы смещается в сторону больших длин
волн помере снижения их температуры и увеличения
высоты над земной
поверхностью.
В диапазоне от 9 до 12μк атмосфера практически прозрачна для теплового
излучения. При температуре поверхности -40 град на это окно прозрачности
приходится 15.6% всего теплового излучения земли, при температуре 0 град- 16.8%,
а при температуре +40 град- 20.2%.
Как видим, атмосфера устроена весьма «разумно» - чем выше температура
земной поверхности, тем большая часть потока тепловой радиации, которая
воздухом не поглощается и в создании парникового эффекта не участвует.
Ночное остывание земной поверхности и атмосферы в основном происходит
именно за счет теплового излучения в диапазоне 9-12μк.
Разность теплового излучения земли и теплового излучения атмосферы
называется эффективным излучением земной поверхности R. Эффективное тепловое
излучение в значительной мере определяется потоком тепла, излучаемого земной
поверхностью в диапазоне 9 до 12μк
R - есть сложная функция распределения в атмосфере водяного пара,
углекислоты , а также температуры. Для практических расчетов ее величины можно
использовать формулу Ангстрема:
R= (0.2+ 0.2 x10-0.05е
)σT4
Здесь е- упругость водяного пара в милибарах у земной поверхности.
R возрастает летом и уменьшается зимой. При прочих равных условиях с
увеличением влажности воздуха оно уменьшается. В течение ночи эффективное
излучение постепенно уменьшается.
Поскольку нижние слои атмосферы содержат основные количества влаги и
углекислоты, R с увеличением высоты до 2500м увеличивается, а далее постепенно
уменьшается.
Облака состоят из капель воды и ледяных кристаллов, образующихся при
конденсации водяного пара и кристаллизации воды. При этих процессах в воздух
излучается много тепла. Вследствие этого облака существенно увеличивают
собственное излучение атмосферы. Влияние облаков на собственное излучение
атмосферы тем больше, чем ближе они расположены к земной поверхности.
Сильнее всего на него влияют облака нижнего яруса и туманы. Благодаря этому с
помощью искусственных туманов можно бороться с заморозками.
Л2.4. Радиационный баланс
Радиационным балансом (РБ) подстилающей поверхности называют разность
между суммарным потоком поглощенной ею солнечной (ПС) и тепловой радиации
(ПОТА)и эффективным тепловым излучением.
РБ= ПС+ПОТА- R,
Если С- суммарная солнечная радиация, поступающая на некоторый участок
земной поверхности, ОТА – облатное тепловое излучение атмосфеферы, а Ав Ат его альбедо для видимого и теплового диапазона, то
ПС= С(1-Ав).
ПОТА=ОТА(1-Ат)
РБ= С(1-Ав) + ОТА(1-Ат)- R
От величины радиационного баланса зависят температуры подстилающей
поверхности и приземного слоя атмосферы, а также их изменения. Поэтому РБважнейший фактор климата. Радиационный баланс подсчитывают за сутки, месяц
или год.
Значение радиационного баланса каждого участка земной поверхности
определяется процессами превращения на нем поглощенной солнечной радиации.
Если поверхность этого участка является водной, то часть поглощенной ею
солнечной радиации расходуется на физическое испарение, а в эффективное
тепловое излучение превращается ее остаток. На значения РБ существенное влияние
оказывают ветры и течения.
Ветер, приносящий теплый воздух, увеличивает ОТА, вследствие чего
возрастает ПОТА, а значение радиационного баланса земной поверхности
увеличивается. Если воздух, приносимый ветром, холоднее подстилающей
поверхности, это приводит к уменьшению ОТА, а значение радиационного баланса
уменьшается.
Течение, приносящее теплую воду, приводит к увеличению эффективного
теплового излучения и радиационный баланс уменьшает. Холодная вода,
принесенная течением, уменьшает температуру подстилающей поверхности и поток
создаваемого ею эффективного теплового излучения , что радиационный баланс
увеличивает.
В результате этого для акваторий Мирового океана, расположенных у
экватора, в которые приходят лишь холодные течения, и теплый воздух с суши,
РБ>0, а для акваторий, расположенных вблизи Северного полюса и у берегов
Антарктиды, куда приходят лишь теплые течения и холодный воздух с суши, РБ<0.
Если подстилающая поверхность представляет собой сушу, то поглощенная ею
солнечная радиация расходуется не только на физическое испарение и
формирование эффективного теплового излучения. Она расходуется, кроме того, на
транспирацию и фотосинтез в фитоценозах, а также на почвообразование. В тоже
время океанические течения влияют на тепловой режим лишь прибрежных участков
суши. В результате этого доля поглощенной солнечной радиации и обратного
теплового излучения атмосферы, которая расходуется на эффективное тепловое
излучение с поверхности суши, может отличаться от доли, соответствующей
поверхности Мирового океана, в обе стороны.
В пустынях основным фактором изменчивости значений радиационного
баланса является ветер, либо приносящий, либо уносящий тепло и влияющий тем
самым на потоки ОТА.
На участках суши, покрытых растительностью, существенными факторами
динамики значений радиационного баланса являются процессы, изменяющие
состояние фитоценозов. Это такие факторы, как смена времен года, вспышки
развития паразитов, а также изменения увлажненности почвы, влияющие на
интенсивность транспирации и фотосинтеза.
Существенно влияет на значение РБ лесных массивов деятельность человека,
которая всюду приводит к уменьшению в них площади зеленого листа (даже там, где
вместо вырубленных вековых деревьев, высаживают молодую поросль). Поэтому на
территориях лесной и лесостепной ландшафтных зон антропогенные изменения
ландшафтов являются значимым фактором потепления климата.
Деятельность человека приводит к уменьшению значений РБ и в степной зоне,
территории которой практически полностью используются как пашни, сады или
пастбища. На этих территориях, почвенный покров ежегодно искусственно
разрыхляется (в период посевной компании), что существенно интенсифицирует
водную эрозию.
Водная эрозия почв – процесс разрушения водой и сноса в водоемы и реки
верхних, обладающих самым большим плодородием слоев почвы. Различают
естественную и ускоренную (антропогенную) эрозии почв. Естественная эрозия
протекает очень медленно, и в ходе ее плодородие почв не снижается.
Наибольшее влияние на изменения РБ территорий оказывает ускоренная
эрозия почв, которая вызвана нерациональной хозяйственной деятельностью
человека (неправильная обработка и орошение почвы, чрезмерное внесение в нее
удобрений, бесконтрольный выпас скота, вырубка лесов, осушение болот и т.п.).
Экологический ущерб от водной эрозии огромен. Вода, стекая, образует
промоины и овраги, вымывает из земли органические и минеральные вещества. Это
приводит к потере плодородия почвы, образованию оврагов. В оврагах невозможна
никакая сельскохозяйственная деятельность. Подсчитано, что площадь оврагов на
территории стран СНГ составляет 9 млн. га и продолжает увеличиваться. Поле,
подверженное водной эрозии, теряет за год 7-13 т/га наиболее плодородной почвы.
Образование оврагов не только затрудняет обработку пашен и уменьшает
плодородие их почв, но и снижает уровень грунтовых вод, в результате чего многие
сельскохозяйственные растения не могут дотянуться до них своими корнями. Это
снижает их урожайность и вынуждает применять искусственный полив, еще более
ускоряющий эрозионные процессы. Так развиваются антропогенные процессы
опустынивания.
Примером последствий развития этих процессов является рост величайшей на
земле пустыни Сахара. Наскальные рисунки и фрески, имеющие возраст более 6-8
тыс. лет, найденные в Сахаре, свидетельствуют о том, что в период, когда они
создавались, здесь была саванна (тропическая лесостепь). Благодаря богатой и
разнообразной растительности с земной поверхности испарялось много влаги,
вследствие чего количество осадков, выпадающих в центральных районах Сахары,
было достаточным для того, чтобы в них существовали полноводные реки и озера, в
которых водились крокодилы, бегемоты и другие представители фауны. Многие из
этих рек впадали в Нил.
Почвами, преобладавшими в Сахаре в тот период, были черноземы, подобные
существующим ныне в Украине. Отдельные островки пустыни на территории
Сахары начали формироваться еще 500 000 лет назад, но наиболее стремительно
процесс ее опустынивания начал развиваться только с 3 тысяч лет до н. э.
Именно в этот период леса в Сахаре начали вырубаться и выжигаться
кочевниками, которым они казались ненужным излишеством и прибежищем
разбойников и хищных зверей. Борьба с лесами велась широким фронтом.
Развивался и неконтролируемый выпас скота, ускоряющий разрушение верхнего
слоя почв и его ветровую эрозию.
Способствовала ускорению эрозионных процессов в Сахаре и деятельность
примитивных земледельцев,
использовавших подсечно-огневое земледелие.
Нелегкий труд многих поколений населения Сахары, вызывавших ее
опустынивание, был довершен в период Пунических войн римлянами, которые для
подрыва экономической мощи своего главного врага – Карфагена, начали вести с
ним, по сути, первую экологическую войну – уничтожая его пашни и степи огнем.
В итоге начали мелеть и пересыхать реки и озера, а от населявших их
представителей фауны остались лишь скелеты. Эти процессы привели к
окончательному опустыниванию Сахары, уничтожению всех ее оазисов и
превращению полосы плодородных земель на ее севере, в пустыни. Сейчас,
продвижение Сахары на юг также обусловлено хозяйственной деятельностью
местных народов, кочевой образ жизни которых и их отношение к лесам
практически не изменились.
Сильней всего снижает значение РБ территории ее застройка. Город, по своему
воздействию на интенсивность испарения влаги ,подобен пустыне (растительности
почти нет, кругом бетон и асфальт, почва не образуется, вся поглощенная радиация
превращается в тепло).
В результате совместного действия различных факторов изменчивости
радиационного баланса его значения в различных регионах планеты существенно
различаются. В одних регионах
РБ ОТРИЦАТЕЛЬНЫЙ, в других
ПОЛОЖИТЕЛЬНЫЙ.
Знак радиационного баланса свидетельствует о том, что солнечная энергия на
данном участке аккумулируется или высвобождается.
Если радиационный баланс пложителен - поглощение С и ОТА больше
теплового излучения. В районах нашей планеты, расположенных у экватора, РБ>0, а
в приполярных районах РБ<0.
РБ>0 , если подстилающая поверхность покрыта лесом (часть поглощаемой
эненргии расходуется на транспирацию, почвообразование и фотосинтез).
РБ>0, если подстилающая поверхность переувлажнена (часть поглощенной
солнечной радиации расходуется на физическое испарение влаги).
РБ<0 , если подстилающая поверхность - район активного вулканизма (поток
собственного тепла из недр земли значителен).
РБ <0, если подстилающая поверхность - город или крупный промышленный
объект , где имеются мощные техногенные источники тепла.
В течение суток РБ испытывает суточный ход. Днем он повсеместно
положительный, ночью отрицательный. Летом он чаще положительный, зимой
отрицательный.
Л2.5 Поле температуры в атмосфере и его пространственно- временная
изменчивость
Обшей закономерностью поля температуре в тропосфере является повышение
температур ее приземного слоя по мере перемещения от полюсов к экватору. Это
объясняется преобладающим влиянием на него потока теплового излучения земной
поверхности , многие составляющие спектра которого поглощаются парниковыми
газами. Если бы Антарктида не была преимущественно горным материком, то в
летнем полушарии приземные температуры над полюсами были бы всегда несколько
выше, чем в зимнем. В действительности абсолютные высоты Северного и Южного
полюсов различаются на несколько километров, вследствие чего на Южном полюсе
всегда холодней чем на Северном. Существенно нарушают зональную
конфигурацию изолиний поля температуры горы.
С увеличением высоты над земной поверхностью температура воздуха в
тропосфере в целом уменьшается, хотя в некоторых слоях можно наблюдать ее рост.
Такие слои называются слоями инверсии.
Слои инверсии чаще всего встречаются непосредственно над земной
поверхностью. Над земной поверхностью они чаще всего наблюдаются летом - над
океанами, зимой - над материками. В поясе пассатов высота слоя инверсии, как
правило, превышает 400м.
Инверсии также образуются в зонах антициклонов.
Распределение температур в приземном слое атмосферы существенно
неоднородно. У экватора всегда тепло, а по мере удаления от них становится
холоднее.
В северном полушарии зимой полюс холода расположен в Якутии (Оймякон),
где средняя температура ниже -50, а минимальная -70 град.С. Весьма холодные зимы
также в Гренландии.
У экватора круглый год преобладают температуры +26-26 град С, как на суше,
так и на море. Разность температур между полюсом холода в северном полушарии и
экватором зимой достигает 100 градусов.
В обоих полушариях наибольшие различия температур наблюдаются зимой (в
январе в северном полушарии и в июле в южном).
В северном полушарии вследствие большого количества суши наблюдается
высокая зональная неоднородность поля температуры, особенно значительная
зимой. Восточные окраины материков здесь всегда существенно холоднее, чем
западные. На одной и той же широте разность среднемесячных температур достигает
20 градусов.
Холодные зимы на восточном побережье Северной Америки объясняются
влиянием холодного Лабрадорского течения, на восточном побережье Евразиихолодного Курильского течения.
Теплые зимы на западном побережье Европы- результат влияния теплого
Северо- Атлантического течения, на западном побережье Северной Америкитеплого Северо-Тихоокеанского течения.
Летом в северном полушарии распределение температур менее контрастно.
Лишь небольшая область в Арктике имеет температуру менее 0. Разница
среднемесячных температур достигает всего 40 градусов, а на одной и той же
широте - 5 градусов..
Среднегодовая температура северного полушария +15 град С.
В южном полушарии площадь суши гораздо меньше и здесь зональная
неоднородность поля температуры проявляется слабее, хотя и здесь восточные
побережья Южной Америки (к которым подходит теплое Бразильское течение)
менее суровы, чем
западные (омываемые водами холодного Лабрадорского
течения).
Полюс холода расположен в Антарктиде (ст. Восток -89град.С.). Контраст
температур между полюсом и экватором здесь превышает 120 градусов.
Среднегодоая температура южного полушария +13.3 град.
В горах среднегодовая температура воздуха убывает с высотой. Это убывание
температуры наиболее велико летом. На Кавказе оно составляет ).56 град С /100 м , в
Альпах - 0.61град/100м, в Скалистых горах Северной Америки - 0.83 град/100м..
Зимой убывание с высотой температуры на Кавказе 0.49 град/100м, в Альпах0.4 град/100м.
Средняя температура приземного воздуха на земном шаре +14.2 град.
Глобальное потепление — процесс постепенного увеличения среднегодовой
температуры приземного слоя атмосферы и поверхностных вод Мирового океана.
Согласно выводов Межгосударственной группой экспертов по изменению
климата (МГЭИК) ООН, разделяемых национальными академиями наук стран
«Большой восьмёрки»и Украины, заключается в том, что средняя температура по
Земле поднялась на 0,7 °C со времени начала промышленной революции (со второй
половины XVIII века), и что «бо́льшая доля потепления, наблюдавшегося в
последние 50 лет, вызвана деятельностью человека», в первую очередь выбросом
газов, вызывающих парниковый эффект, таких как углекислый газ (CO2) и метан
(CH4).
Прогнозы свидетельствуют о том, что в XXI веке средняя температура
поверхности Земли может повыситься на величину от 1,1 до 6,4 °C. В отдельных
регионах среднегодовые температуры могут немного понизиться. Как ожидается,
потепление и подъём уровня Мирового океана будут продолжаться на протяжении
столетий, даже в случае стабилизации уровня парниковых газов в атмосфере. Этот
эффект объясняется большой теплоёмкостью океанов.
Помимо повышения уровня Мирового океана, повышение глобальной
температуры также приведёт к изменениям в количестве и распределении
атмосферных осадков. В результате этого могут участиться природные катаклизмы,
такие как наводнения, засухи, ураганы и другие, понизятся урожаи
сельскохозяйственных культур и исчезнут многие биологические виды.
По мнению МГЭИК причина происходящего потепления – увеличение
содержания в атмосфере парниковых газов, обусловленное антропогенными
выбросами.
Есть и
иные объяснения возможного текущего повышения средней
температуры земной поверхности. Они исходят из того, что кроме влияния
антропогенных факторов, климат на нашей планете зависит от многих процессов,
происходящих в системе Земля — Солнце — Космос.
Кроме случайных, но многократных за историю Земли и катастрофических по
своим последствиям столкновений с крупными астероидами и кометами, земная
атмосфера испытывает и периодически повторяющиеся воздействия планетарного и
космического происхождения. Можно выделить четыре группы таких циклов.
«Сверхдлинные» — по 150−300 миллионов лет — характеризуются самыми
значительными изменениями климата на Земле. Они, вероятнее всего, связаны с
периодом обращения Солнца вокруг центра масс нашей Галактики и прохождениями
Солнечной системы через области Млечного пути с различной плотностью газопылевого вещества, которое в зависимости от своего состава, может как
экранировать излучение Солнца, так и усиливать на нём интенсивность
термоядерных реакций.
«Длинные» циклы, связанные с тектоникой литосферных плит и
интенсивностью вулканической деятельности. Они надёжно установлены в
палеогеологической летописи, но нерегулярны по периоду и длятся от нескольких до
десятков миллионов лет.
«Короткие» периоды, так наз. «Циклы Миланковича», продолжительностью
105 000, 41 000 и 25 750 лет, вызванные периодическими колебаниями перигелия
земной орбиты и ориентации оси вращения Земли, определяемой явлениями нутации
и прецессии.
И, наконец, последняя категория, условно называется «ультракороткими»
периодами. Они связаны с изменениями параметров Лунной орбиты (циклы
Паттерсона –Шнитникова с периодами 1850-2000 лет), а также ритмами солнечной
активности( с периодами 22 и 11 лет).
Суперпозиция различных по своей природе и по продолжительности процессов
(изменений характеристик солнечной радиации и тепловой инерции океанов,
движений материков и вулканической активностью, а также обратных связей в
биосфере) определяет среднюю температуру земной поверхности и распределение
климатических зон в различные геологические эпохи. Этот сложный комплекс
множества знакопеременных геофизических и космических факторов воздействия на
земной климат, может, по мнению некоторых, обуславливать и наблюдаемое в наше
время потепление. Человек в настоящее время не в силах влиять на процессы таких
масштабов.
Одним из наиболее наглядных
потеплением, является таяние ледников.
процессов,
связанных
с
глобальным
За последние полвека температура на юго-западе Антарктики, на
Антарктическом полуострове, возросла на 2,5 °C. В 2002 году от шельфового
ледника Ларсена площадью 3250 км² и толщиной свыше 200 метров,
расположенного на Антарктическом полуострове, откололся айсберг площадью
свыше 2500 км². Весь процесс разрушения занял всего 35 дней. До этого ледник
оставался стабильным в течение 10 тысяч лет, с конца последнего ледникового
периода. Таяние шельфового ледника привело к выбросу большого количества
айсбергов (свыше тысячи) в море Уэдделла. Тем не менее, площадь оледенения
Антарктики растёт. Отмечено ускорение процесса деградации вечной мерзлоты.
С начала 1970-х годов температура многолетнемёрзлых грунтов в Западной
Сибири повысилась на 1,0 °C, в центральной Якутии — на 1—1,5 °C. На севере
Аляски с середины 1980-х годов температура верхнего слоя мёрзлых пород
увеличилась на 3 °C.
С2. Основы актинометрии
1.
2.
3.
История развития актинометрии
Основные понятия и законы актинометрии
Общие сведения о Солнце и солнечной активности.
С2.1.История развития актинометрии
Закономерности формирования теплового режима атмосферы, а также
распространения, поглощения и рассеяния в ней и потоков лучистой энергии
изучает такой раздел метеорологии как Актинометрия.
Развитие Актинометрии началось ещё в 17 веке. Первые измерения солнечного
тепла (в некоторых относительных единицах) были произведены английским
учёным Э. Галлеем в 1693. В 1896 русский учёный Р. Н. Савельев впервые провёл
измерения прямой солнечной радиации с воздушного шара, положив этим начало
актинометрическим исследованиям в свободной атмосфере. Однако лишь после
создания пиргелиометра (1887) и пиргеометра (1905) шведским учёным К.
Ангстремом и биметаллического актинометра (1905) русским физиком В.
Михельсоном исследования солнечной и земной радиации приобрели строго
количественный характер.
В современный период значительный вклад в развитие Актинометрии внесли
работы С. И. Савинова и других ученых Павловской Главной Геофизической
обсерватории (ГГО). В 1925 при ГГО была создана постоянная актинометрическая
комиссия, под руководством которой началось расширение сети актинометрических
станций.
ГГО — одна из старейших обсерваторий мира, и ныне практически руководит
всеми работами ученых России в области актинометрических измерений на
поверхности Земли, а также климатологических исследований теплового баланса. В
1948 году в ГГО впервые были осуществлены актинометрические измерения с борта
самолёта.
Существенную роль в развитии Актинометрии внесли работы ученых
Центральной Аэрологической
обсерватории и
Ленинградского (СанктПетербургского) государственного университета.
С 1954 в ФРГ, США, СССР и в Японии начались исследования свободной
атмосферы при помощи актинометрических радиозондов (АРЗ). АРЗ поднимали
актинометрические приборы на высоту до 30—35 км, что позволило изучить
распределение по высоте нисходящих и восходящих потоков длинноволновой
радиации и эффективного излучения с достаточной для решения многих задач
геофизики точностью.
С 1963 впервые в мире в СССР начала работать сеть актинометрического
радиозондирования, проводящая регулярные выпуски АРЗ. Кроме того,
актинометрические исследования свободной атмосферы при помощи АРЗ проводят с
кораблей погоды и в Антарктиде.
Теоретические работы в Актинометрия охватывают широкий круг задач, в
особенности вопрос о связи радиации с температурой атмосферы, облачностью,
изменениями погоды и климата. Ведущее место среди исследований связи радиации
с облачностью занимают работы Физики атмосферы института АН СССР, а по
теории климата — ГГО и Гидрометеорологического научно-исследовательского
центра СССР.
Установлено, что основную роль в формировании теплового режима нашей
планеты играет энергия, получаемая ею от Солнца. Приток энергии от Солнца в
среднем в 5000 раз превышает приток энергии из недр Земли и в 30 000000 раз
больше притока энергии от других космических источников.
С2.2.Основные понятия и законы актинометрии
Всякое излучение телом энергии сопровождается понижением его
температуры. Поглощая энергию из окружающей среды (или внутренних
источников) тело повышает свою температуру. Если количество излученной и
поглощенной энергии одинаковы, а температура тела не изменяется, то оно
излучает равновесно. В противном случае излучение тела называется
неравновесным.
Количество энергии, излучаемой телом через единицу площади
поверхности в единицу времени называется потоком лучистой энергии.
его
Зависимость мощности излучаемой телом от длины волны называется
излучательной способностью.
Интеграл по всем длинам волн излучательной способности тела дает
излучаемый им поток лучистой энергии.
При падении на поверхность потока лучистой энергии часть его отражается,
часть поглощается, а часть проходит сквозь нее.
Коэффициент отражения или альбедо – это число, показывающее, какую долю
падающей на тело лучистой энергии оно отражает, называется.
Число показывающее, какую долю падающей на тело лучистой энергии оно
поглощает, называется коэффициентом поглощения.
Число показывающее, какую долю падающей на тело лучистой энергии оно
пропускает сквозь себя, называется коэффициентом прозрачности.
Сумма этих трех перечисленных выше коэффициентов у любого тела равна 1.
Если величина коэффициента поглощения некоторого тела равна 1 , такое тело
называется абсолютно черным.
В природе абсолютно - черных тел, строго говоря, не встречается, однако
закономерности излучения многих реальных тел (в том числе и Солнца) весьма
близки к ним.
Законы, которым подчиняются потоки лучистой энергии в атмосфере,
называются законами актинометрии. С ними , как правило, студенты
предварительно знакомятся при изучении курса физики, поэтому здесь приведем
лишь их формулировки.
Отношение излучательной способности любого тела на любой частоте,
излучающего равновесно к величине его коэффициента поглощения равно функции
Кирхгофа. Это закон Кирхгофа в актинометрии.
Функция Кирхгофа имеет единственный максимум на длине волны,
определяемой законом Вина. Согласно ему длина волны максимума функции
Кирхгофа обратно пропорциональна абсолютной температуре тела.
Весьма важное место в актинометрии занимает и закон Стефана-Больцмана, в
соответствии с которым поток тепловой радиации, излученный некой поверхностью,
пропорционален четвертой степени ее абсолютной температуры.
Некоторые вещества в особом состоянии излучают тепловую радиацию в
большем количестве и в другом диапазоне длин волн, чем это следует по их
температуре. Таким образом, возможно, например, излучение видимого света при
таких низких температурах, при которых вещество обычно не светится. Эта
радиация, не подчиняющаяся законам температурного излучения, называется
люминесценцией.
Тепловая радиация, поступающая в приземный слой атмосферы и влияющая на
условия мореплавания, образуется в основном поверхностью океана, поглотившей
солнечное излучение.
С2.3. Общие сведения о Солнце и солнечной активности.
Солнце — центральная и единственная звезда нашей Солнечной системы,
вокруг которой обращаются другие объекты этой системы: планеты и их спутники,
карликовые планеты и их спутники, астероиды, метеороиды, кометы и космическая
пыль. Масса Солнца составляет 99, 8 % от суммарной массы всей Солнечной
системы.
Солнце состоит из водорода (~73 % от массы и ~92 % от объёма), гелия (~25 %
от массы и ~7 % от объёма), а также элементов, которые входят в его состав в малых
концентрациях. К таким элементам относятся: - железо, никель, кислород, азот,
кремний, сера, магний, углерод, неон, кальций, а также хром.
По спектральной классификации Солнце относится к типу G2V («жёлтый
карлик»). Температура поверхности Солнца достигает 6000 K, поэтому Солнце
светит почти белым светом, но из-за поглощения части спектра атмосферой Земли у
поверхности нашей планеты этот свет приобретает жёлтый оттенок.
В нашей галактике Млечный Путь насчитывается свыше 100 миллионов звёзд
класса G2. При этом 85 % звёзд нашей галактики — это звёзды, менее яркие, чем
Солнце (в большинстве своём это красные карлики, находящиеся в конце своего
цикла эволюции). Как и все звёзды главной последовательности, Солнце
вырабатывает энергию путём термоядерного синтеза гелия из водорода.
Солнце находится на расстоянии около 26 000 световых лет от центра
Млечного Пути и вращается вокруг него, делая один оборот примерно за 225—250
миллионов лет. Орбитальная скорость Солнца равна 217 км/с - таким образом, оно
проходит один световой год за 1400 земных лет, а одну астрономическую единицу за
8 земных суток.
В настоящее время Солнце находится во внутреннем крае Рукава Ориона
нашей Галактики, между Рукавом Персея и Рукавом Стрельца , в так называемом
«Местном межзвёздном облаке»
— области повышенной плотности,
расположенной, в свою очередь, в имеющем меньшую плотность «Местном пузыре»
— зоне рассеянного высокотемпературного межзвёздного газа.
Из звёзд, принадлежащих 50 самым близким звёздным системам, удаленным от
нас не более чем на 17 световых лет, Солнце является четвёртой по яркости звездой
(его абсолютная звёздная величина +4, 83m).
Солнце принадлежит к первому типу звёздного населения. Одна из
распространённых теорий возникновения Солнечной системы предполагает, что её
формирование было вызвано взрывами одной или нескольких сверхновых звёзд. Это
предположение основано, в частности, на том, что в веществе Солнечной системы
содержатся аномально большая доля золота и урана, которые могли бы быть
результатом эндотермических реакций, вызванных этим взрывом, или ядерного
превращения элементов путём поглощения нейтронов веществом массивной звезды
второго поколения.
Излучение Солнца — основной источник энергии на Земле. Его поток
характеризуется солнечной постоянной — количеством энергии, проходящей через
площадку единичной площади, перпендикулярную солнечным лучам. На расстоянии
в одну астрономическую единицу (то есть на удалении от Солнца , равном среднему
радиусу орбиты Земли) эта постоянная равна приблизительно 1370 Вт/м².
Проходя сквозь атмосферу Земли, солнечное излучение теряет в энергии
примерно 370 Вт/м², и до земной поверхности доходит только 1000 Вт/м² (при ясной
погоде и когда Солнце находится в зените). Эта энергия может использоваться в
различных естественных и искусственных процессах. Так, растения с помощью
фотосинтеза перерабатывают её в химическую форму (кислород и органические
соединения). Прямое нагревание солнечными лучами или преобразование энергии с
помощью фотоэлементов может быть использовано для производства
электроэнергии (солнечными электростанциями) или выполнения другой полезной
работы. Путём фотосинтеза была в далёком прошлом получена и энергия,
запасённая в нефти и других видах ископаемого топлива.
Согласно современным представлениям о Солнце, его излучение является
практически равновесным. Поток излучаемой им энергии многократно превосходит
поток энергии, поглощаемой им от других небесных тел. Постоянство температуры
Солнца объясняется тем, что потери его энергии при излучении, компенсируются
притоком к излучающей поверхности энергии, поступающей из его недр.
Поток лучистой энергии излучаемой Солнцем за секунду достаточно для того,
чтобы растопить слой льда толщиной 1000 км, покрывающий полностью планету
размером с Землю, а всю образовавшуюся при этом воду довести до кипения.
Свет от Солнца до орбиты Земли распространяется 8.3 мин.
Масса Солнца в 333000 раз больше массы Земли и в 750 раз больше суммарной
массы всех прочих небесных тел Солнечной системы. Диаметр Солнца и его
светимость изменяются с периодом 2 часа 40 минут. Основная причина потери
массы Солнца- истечение солнечного ветра- потока заряженных частиц, ядер и
атомов водорода , а также гелия. Диаметр Солнца изменяется циклически с
периодом 210 лет (цикл Зюсса или де Врие) приблизительно на 600 км. Возраст
Солнца оценивается в 5 миллиардов лет.
Среднее расстояние от Солнца до Земли ныне превышает его диаметр всего в
107 раз. Среднегодовой выход энергии от каждого грамма массы Солнца составляет
1.5 калории. За время существования Солнца каждый грамм его массы должен был
выделить в среднем более миллиарда калорий.
Один грамм самого лучшего угля в атмосфере чистого кислорода при полном
сгорании дает всего 2200 калорий. Если бы Солнце состояло из угля и кислорода , то
оно полностью выгорело бы всего за 1500 лет.
Установлено, что Солнце представляет собой гигантский термоядерный
реактор, в котором идет реакция синтеза гелия путем слияния ядер дейтерия, трития
и водорода. Эта гипотеза успешно объясняет современные процессы происходящие
на Солнце , в том числе и выделение им энергии.
В то время как о глубинном строении Солнца экспериментальных данных нет
(теория свидетельствует о том, что недра Солнца разогреты до 15 млн. градусов и
при атмосферном давлении сотни миллиардов атмосфер имеют плотность около 150
т/м3), атмосфера Солнца изучена сравнительно хорошо. Она состоит из фотосферы,
хромосферы и короны.
Фотосфера - внутренняя часть атмосферы Солнца излучает электромагнитные
волны видимого диапазона частот. Толщина фотосферы около 300 км. Температура
газа в фотосфере уменьшается по мере увеличения расстояния соответствующего
слоя от центра Солнца.
Фотосфера имеет ячеистую структуру. Отдельные ячейки фотосферы- гранулы
имеют диаметр от 500 до 1500 км. Гранулы живут по нескольку минут. После этого
на их месте зарождаются другие (картина напоминает поверхность кипящей
жидкости). Образование гранул объясняется процессами конвекции - подъемом из
недр Солнца более теплых масс водорода и опусканием более холодных.
Отдельные гранулы, сливаясь, образуют т.н. пятна – темные области
фотосферы, достигающие в диаметре тысяч - десятков тысяч километров. Типичное
солнечное пятно состоит из темной центральной части – тени и волокнистой
полутени. Важнейшая особенность пятен – наличие в них сильнейших магнитных
полей, достигающих в области тени напряженности нескольких тысяч эрстед.
Температура солнечной плазмы в пятнах несколько меньше, чем за их пределами.
Поэтому пятна формируют преимущественно инфракрасную составляющую
солнечной радиации.
В среднем магнитное поле на поверхности Солнца –1-2 эрстеда, т.е. примерно
в 2-4 раза выше земного. В целом пятно представляет собой выходящую в
фотосферу трубку силовых линий магнитного поля. Верхняя часть трубки
расширяется и силовые линии, содержащиеся в ней, расходятся как колосья в снопе.
Вокруг тени магнитные силовые линии направлены практически горизонтально. В
тени температура понижена до 4500о. В пределах яркой части фотосферы
происходит подъем горячего (около 6000 град) вещества из недр Солнца, а в тени
пятен - его опускание.
Пятна, как правило, группируются по нескольку штук. В каждой группе
имеются два главных (самых крупных). Магнитное поле в этих больших пятнах
противоположно по знаку. Силовые линии выходят из одного пятна и замыкаются в
другом. С противоположной стороны замыкание происходит во внутренней области
Солнца.
Пятна могут заполнять значительную часть видимого диска Солнца. Они
живут дни-месяцы и могут уходить на невидимую часть Солнца. По перемещению
пятен астрономы установили, что на экваторе Солнце совершает оборот за 25 суток,
а на полюсе - за 30 суток. Количество пятен на Солнце год от года изменяется
циклически. Средняя продолжительность одного цикла составляет 11.4 года.
Через каждые 11 лет происходит инверсия магнитного поля Солнца. Полный
период изменения его направленности происходит за 22 года.
Изменения количества пятен на наблюдаемой части фотосферы Солнца, а
также характеристик его магнитного поля – одни из существенных проявлений
солнечной активности: - процесса в недрах нашей звезды, который проявляется
также в изменениях спектра солнечной радиации и характеристик солнечного ветра.
Последнее непосредственно влияет на состояние земной атмосферы и геомагнитного
поля (а значит и на работу радионавигационного оборудования, а также показания
компаса).
Солнечная активность характеризуется значениями различных индексов. К ним
относятся: число Вольфа, индекс суммарной площади пятен, вспышечный индекс,
индекс радиоизлучения с длиной волны 10.7 см, коронарный индекс и др.
Ранее других был предложен индекс - число Вольфа, пропорциональное
количеству пятен, видимых на Солнце и удесятиренному числу групп, которые они
образуют.
Установлено, что вариации солнечной активности влияет на характеристики
многих процессы на Земле.
1.Состояния магнитосферы Земли (Магнитные бури) (Lamont, 1850; Sabin,
Gautur, Wolf, 1852).
2. Полярных сияний (Fritz, 1863; Loomis).
3. Перистых облаков (Klein, А. Моисеев).
4. Гало и венцов вокруг Солнца и Луны (Messerschmidt, Моисеев, 1917).
5. Ультрафиолетовой радиации (Dobson, 1924; Petit).
6. Образование космогенных радионуклидов (Bongards, 1923).
7. Ионизации верхних слоев атмосферы (Shuster, Р1еагd, Austin, 1927).
8. Напряженности атмосферного электричества (Wislicinus, 1872; Сhгее, Ваuег).
9. Грозовой деятельности (Lenger, 1887; Нess, Д. Святский, А. Моисеев, 1920).
10. Образования озона (Моffrat, 1876; Dobson, Наrrison, Lowrens).
11. Тепловой радиации (инсоляции) (Савельев, 1905—1920).
12. Температуры воздуха у поверхности Земли и воды морей (Gautier, 1844; и
др.).
13. Давление воздуха (Вroun, Федоров и др.).
14. Частота бурь, ураганов, смерчей (Meldrun, 1872; Rосу, Reich,Walker).
15. Количества осадков (Meldrun, Lockyer, Symons, Hill, Шостакович и др.),
частота градобитий (Fritz) и число полярных айсбергов.
16. Высота уровня озер (Моrеuх, Wа11еn, Визе, Святский, Шостакович и
многие другие).
17. Иловых отложений озер (В. Шостакович, 1934).
18. Колебаний климата (Нин1ш§1оп, Агс1;о\У8Ьу). Возмущения климата (М.
Боголепов).
29. Землетрясения (Ма11еt, 1858; Kluge, Dе-Маrсhi, Меmеrу, Оddоnе, Маrсhаnd,
Боголепов, Шостакович).
М.А.Боголепов [31] в 1907 г. выдвинул гипотезу о наличии влияния на нашу
планету изменений солнечной активности и других проявлений «электромагнитной
жизни вселенной», которое могло приводить к тому, что многие процессы,
происходящие на ней, должны были иметь циклический характер. Тем самым
делалась попытка объяснения механизма, под влиянием которого перемены климата
являются циклическим процессом.
Предположение о том, что они носят подобный характер , впервые выдвинули в
конце XIX века Э.А. Брюкнер и А.И. Воейков. Они предположили, что в
изменениях климата происходит циклическое чередование прохладно-влажных и
тепло-сухих эпох с периодом, составляющим 35-45 лет.
Подтвердил адекватность данной гипотезы и развил на ее основе теорию
внутривековой и многовековой изменчивости климата и общей увлажненности
материков Северного полушария А.В. Шнитников. Он доказал, что этот процесс
представляет
собой
сложное
колебание,
являющееся
суперпозицией
квазигармонических составляющих с периодами 7-11, 20-47, 60-90 и 1500-2100 лет.
За последние 13 тысяч лет (в голоцене), циклов изменения температур и
увлажненности материков Северного полушария, с периодами 1500-2100 лет, было
выявлено шесть. В каждом из этих циклов выделялись эпохи прохладно-влажная,
продолжительностью 300-500 лет, тепло-сухая ( 600-800 лет), а также переходная
(700-800 лет). На каждый из таких циклов изменений климата были наложены циклы
с меньшими периодами.
Потепление климата, начавшееся в середине XIX века и продолжающееся
ныне, с позиций данной теории представляет собой начало очередной тепло-сухой
эпохи (которая будет длиться как минимум до середины ХХV века).
Подтвердили выводы теории А. В. Шнитникова: Э. Ле Руа Ладюри, доказавший
существование в изменениях климата Западной Европы, в XIV-XVI веках «малого
ледникового периода» (прохладно-влажной эпохи) и внутривековых колебаний; Е.
П. Борисенков и В. М. Пасецкий, пришедшие к аналогичным выводам для России; а
также Н. В. Кинд, обобщивший палеоэкологическую и палеоклиматическую
информацию за
последние 10 тысяч. лет, полученную с использованием
радиоизотопных методов.
Полициклический характер изменений характеристик состояния атмосферы и
биоценозов в позднем голоцене, происходивших с периодичностью в 2-4, 7-11, 35-45
и 55-90 лет, подтвержден также в трудах современных ученых Украины и
зарубежных исследователей .
Установлено, что прохладно-влажные фазы 1500-2100 летних циклов
изменений климата развиваются в периоды, когда в соответствующем полушарии
активизируется циклоническая деятельность, а также
увеличивается
меридиональный градиент среднегодовых температур в приземном слое атмосферы.
По мнению ряда ученых, причиной этих явлений служит усиление зональных
составляющих циркуляции атмосферы и ослабление межширотного обмена
воздушных масс.
Дальнейшие исследования позволили выявить такие же периодичности в
изменениях речного стока, уровней бессточных водоемов аридных и субаридных
районов, Черного моря, а также в изменениях численности и границ ареалов многих
популяций насекомых, растений и животных. Все это позволяет рассматривать их,
как проявление единых закономерностей развития различных компонентов
ландшафтной оболочки, атмосферы, гидросферы и недр нашей планеты.
Существенный вклад в развитие данной концепции внес А.Л.Чижевский,
обобщивший предыдущие исследования особенностей влияния вариаций солнечной
активности на многие процессы в живой и неживой природе нашей планеты, и
предложивший рассматривать их как «единые гелиоклиматичекие ритмы».
Первопричиной большинства климатических изменений считали изменения
солнечной активности Марков, Виллет, Предтеченский, Шнитников , Эйгенсон и
др..
В пользу того, что влияние солнечной активности на динамику многих
процессов в климатической системе является значимым, свидетельствуют также
работы А. И. Воейкова , И. Д. Лукашевича и ряда современных авторов.
Установлено, что при повышении солнечной активности несколько
увеличивается светимость Солнца, в основном за счет возрастания мощности
коротковолновых составляющих солнечной радиации, влияющих на содержание в
земной атмосфере О3, N2O [47-49]. Многократно возрастает также плотность
достигающего орбиты Земли потока солнечного ветра. Вместе с тем, скорость
частиц солнечного ветра недостаточна для преодоления им геомагнитного поля. Они
способны входить в атмосферу лишь над приполярными регионами. При этом
возникает возбуждение ими содержащихся в термосфере атомов азота и кислорода.
Поток солнечного ветра встречает за орбитой Сатурна встречный поток
космических лучей, в основном образующихся источниками в центре нашей
галактики, которые состоят из таких же, но значительно более быстрых частиц. Их
взаимодействие между собой приводит к отклонению значительной доли потока
космических лучей от центральной области солнечной системы, в которой
расположена и орбита нашей планеты. Чем плотней поток солнечного ветра, тем
больше эта доля и меньше поток космических лучей, достигающих орбиты Земли.
Энергия частиц, образующих космические лучи, столь велика, что они
проникают сквозь радиационные пояса Земли и входят в ее атмосферу, ионизируя
молекулы образующих ее газов. Каждая такая молекула превращается в
атмосферное ядро конденсации и формирует вокруг себя водяную оболочку.
Поэтому в годы низкой солнечной активности в среднем более плотной является
облачность слоистых форм над океанами, влияющая на поток суммарной солнечной
радиации, достигающий земной поверхности. Таким образом, вариации солнечной
активности вызывают совпадающие по фазе изменения потока суммарной солнечной
радиации, амплитуда которых может достигать 7%.
В результате этого при повышении солнечной активности происходит
некоторое потепление глобального климата.
Анализ результатов наблюдений солнечной активности за весь период их
проведения
позволил установить, что наряду с одиннадцатилетним циклом
(который называется циклом Швабе), а также 22-х летним циклом смены полярности
магнитного поля Солнца (цикл Хейла), в ее изменениях присутствуют и более
продолжительные. Это цикл Глейсберга,
продолжительностью 80-90 лет и
упомянутый выше цикл Зюсса.
Вместе с тем анализ спектров изменчивости состояний атмосферы и Мирового
океана показал, что их составляющие с периодами, соответствующими циклам
солнечной активности являются далеко не самыми мощными. Их на много
превосходит мощность колебаний, обусловленных различными взаимодействиями
океана и атмосферы.
Тем не менее, несомненно, что состояние фотосферы Солнца непосредственно
влияет на состояние земной атмосферы и условия плавания судов.
Хромосферой называется слой солнечной атмосферы, который расположен
непосредственно над фотосферой. В нем температура плазмы достигает минимума
(до 4500о).
На краю хромосферы в период полных солнечных затмений видны язычки
пламени- т.н. хромосферные спикулы - вертикально вытянутые образования,
состоящие из более плотного газа.
Хромосфера имеет толщину – несколько сотен километров, но в отличие от
фотосферы, имеет более неправильную, неоднородную структуру. Здесь выделяют
два типа неоднородностей - яркие и темные, по размерам превышающие гранулы.
Эти неоднородности образуют нестационарную хромосферную сетку. Они являются
следствием конвективного движения газа в фотосфере, но имеют большие
масштабы. Температура газа в хромосфере быстро нарастает с увеличением высоты от абсолютного минимума – до десятков тысяч градусов.
Наиболее замечательным явлением, охватывающим все слои атмосферы
Солнца и зарождающегося в хромосфере являются солнечные вспышки. Это взрывы,
сосредоточенные в сравнительно небольших областях хромосферы и короны.
Причина взрыва не вполне ясна, предположительно она вызвана резким сжатием
плазмы под воздействием магнитного поля Солнца.
Вспышка продолжается около часа. В это время энергия радиоизлучения
возрастает в миллионы раз по сравнению с излучением спокойного Солнца. Это
объясняется тем, что источник радиоизлучения- потоки заряженных частиц, в это
время многократно усиливаются. Вся поверхность хромосферы непрерывно
излучает солнечный ветер, порождая постоянную составляющую радиоизлучения.
Вспышка приводит к образованию портуберанца - длинного плазменного
жгута или ленты, протяженностью десятки- тысячи километров. Это наиболее
грандиозное явление в атмосфере Солнца.
Портуберанцы- гиперзвуковые вертикальные выбросы сравнительно плотной
солнечной плазмы , простирающиеся на удаления миллионы километров и
значительно влияющие на плазмосферу Земли.
Они имеют форму арок,
опирающихся на хромосферу и содержащих холодную (по сравнению с плазмой
короны) и плотную плазму. Известны различные типы портуберанцев. Некоторые из
них образуются во время вспышек на Солнце и являются их завершением.
Корона - внешняя часть солнечной атмосферы, излучающая ультрафиолетовое
и рентгеновское излучение. Корона имеет лучистую структуру и простирается на
расстояние нескольких радиусов Солнца. Лучи короны могут быть различной
длины, в том числе превышая несколько диаметров Солнца.
Плотность вещества короны тем меньше, а его температура тем больше, чем
больше расстояние до Солнца .
Корона видна только в период полного солнечного затмения. Она имеет
неправильную форму и “лохматая” . Конфигурация короны изменяется с течением
времени.
Корона нагрета до температуры 1-2 миллиона градусов. Она непрерывно
излучает и ускоряет частицы солнечного ветра. На удалении 25млн км скорость
солнечного ветра достигает максимума- 400 км/с и далее не меняется.
Вся солнечная атмосфера непрерывно колеблется. В ней распространяются
волны с горизонтальной и вертикальной поляризацией, которые обладают длиной в
несколько тысяч километров. Упомянутые колебания носят резонансный характер и
происходят с периодом около 5 минут.
Солнечный ветер – поток заряженных частиц (в основном электронов,
протонов и ядер гелия), непрерывно извергаемый Солнцем в космическое
пространство. Он движется со скоростью до 400 км в секунду и непрерывно
пересекает орбиту Земли. Концентрация в нем заряженных частиц зависит от
активности Солнца и может изменяться в тысячи раз.
В среднем ежесекундно солнечный ветер уносит с поверхности Солнца массу
вещества, которая в 70 раз больше, чем масса пирамиды Хеопса.
Частицы солнечного ветра не обладают энергией, позволяющей им проникать в
земную атмосферу через радиационные пояса нашей планеты, называемые поясами
Ван Аллена. Тем не менее, они взаимодействует с магнитосферой Земли и
деформирует ее. За счет этого в периоды своей максимальной плотности солнечный
ветер вызывает магнитные бури, воздействующие на здоровье людей и других
живых существ, нарушает работу многих радионавигационных приборов и
радиоаппаратуры.
Рекомендованная литература
1. Иванов Е. В. Физика солнечной активности / Е.В.Иванов. – М. : Наука, 1983. –
160 с.
2. Моханакумар К. Взаимодействие стратосферы и тропосферы/ К. Моханакумар.
Перевод с английского Р.Ю. Лукьяновой, под ред. Г.В.Алексеева.// Москва. –
ФИЗМАТЛИТ. - 2011. -451с.
3. Школьний Є.П. Фізика атмосфери. -Одеса.; ОГМІ. 1997. - 698 с.
4. Salby M.L Fundamentals of Atmospheric Physics / M.L.Salby. – New York: Academic
Press, 1996. – 560 р.
5. Александров Э.Л. Озонный щит Земли и его изменения / Э.Л.Александров,
Ю.А.Израэль, И.Л.Кароль, А.Х.Хргиан. – СПб. : Гидрометеоиздат, 1992. – 288
с.
6. Г. Ф. Батраков Радиоактивные изотопы в атмосфере и океане. Севастополь.
НПЦ «ЭКОСИ-Гидрофизика». – 2012. -376с.
7. К. Я. Кондратьев. Актинометрия// Гидрометеорологическое издательство. –
1965. ]
8. Марков К.К. О связи между изменениями солнечной активности и климата
Земли / К.К.Марков // Вопросы географии. – М., 1949. – № 12. – С.15 – 26.
9. Мирошниченко Л.И. Солнечная активность и Земля / Л.И.Мирошниченко. – М.
: Наука, 1981. – 276 с.
10. Чижевский А.Л. Земное эхо солнечных бурь. М. : «Наука» 1974.342с
Л3. Атмосферное давление и здоровье человека.
Учебные вопросы:
1. Природа атмосферного давления
2. Атмосферное давление и организм человека.
Л.3.1. Природа атмосферного давления
Барическими образованиями называются различного рода неоднородности
поля атмосферного давления. Они вызывают ветер и потому существенно влияют на
условия плавания. Области пониженного давления располагаются над районами с
плохой погодой, а в районах с хорошей погодой атмосферное давление всегда
повышено. Повышение и понижение атмосферного давления может влияет на
самочувствие некоторых людей также непосредственно.
Атмосферное давление — давление, создаваемое воздухом на все
находящиеся в нем предметы и земную поверхность. Атмосферное давление
создаётся гравитационным притяжением воздуха к Земле. Влияют на него
вертикальные распределения температур воздуха и содержания в нем водяного пара.
В 1643 г. Эванджелиста Торричелли доказал, что воздух имеет вес.
Совместно с В. Вивиани, он провёл первый опыт по измерению атмосферного
давления, изобретя трубку Торричелли, в которой ртуть поднималась на высоту
около 760 мм.
Атмосферное давление зависит от высоты над уровнем моря,
географического положения пункта наблюдения и от времени. Особенно важны
изменения атмосферного давления, определяющие перемены погоды. Отмечены
колебания атмосферного давления на уровне моря в пределах 641 — 816 мм рт. ст.
(внутри смерча давление падает и может достигать значения 560 мм ртутного
столба).
Зависимость атмосферного давления от высоты над уровнем моря описывается
барометрической формулой. В простейшем случае изотермической атмосферы эта
формула имеет вид:
P(h) = Poeхр(-Mgh/RT),
Здесь:
•
Po — давление Па на уровне моря [Па];
•
M — молярная масса сухого воздуха 0,029 [кг/моль];
•
g — ускорение свободного падения 9,81 [м/с²];
•
R- универсальная газовая постоянная 8,31 [Дж/моль К];
•
T — абсолютная температура воздуха [К],
•
T = t + 273, где t — температура в °C;
•
h — высота над уровнем моря [м].
Из данной формулы видно, что важнейшим фактором атмосферного давления
на любой высоте является средняя температура воздуха. Чем она выше, тем давление
ниже.
Л3.2 Атмосферное давление и организм человека.
Морякам наиболее часто приходится сталкиваться с последствиями
воздействия на организм человека повышенного атмосферного давления. Более
других эти последствия ощущают водолазы, которые погружаются в глубины
океана. Этот же фактор действует и на рабочих, выполняющих многие работы по
сооружению, портов, гидроэлектростанций, фундаментов для буровых платформ,
которые проводятся в кессонах. По мере опускания кессона давление в нем
увеличивается для того, чтобы уравновешивать давление возрастающего столба
воды или водонасыщенного грунта над рабочим местом. На каждые 10 м глубины
давление увеличивается на 1 атм.
Согласно трудовому законодательству, давление сжатого воздуха в кессонах не
должно превышать 4 дополнительные атмосферы, что соответствует глубине воды
или грунта примерно 40 м. Пребывание под повышенным давлением состоит из трех
периодов:
1) период повышения давления (шлюзование, или компрессия);
2) период нахождения под наибольшим давлением (период работы в кессоне);
3) период снижения давления (вышлюзование, или декомпрессия).
С точки зрения профессиональной патологии наиболее опасными являются 1-й
и 3-й периоды. В 1-м периоде может развиться патологический процесс во
внутреннем и среднем ухе, в 3-м — кессонная болезнь.
Кессонная (декомпрессионная) болезнь — патологическое состояние
организма, которое может развиться у лиц, работающих в условиях повышенного
атмосферного давления, в период перехода к нормальному давлению без
соблюдения соответствующих санитарно-технических правил.
Как только человек переходит к дыханию сжатым воздухом, в крови и тканях
его организма происходит растворение азота, содержащегося в альвеолярном
воздухе, до тех пор, пока в тканях и крови уровень азота не достигнет того давления,
под которым этот газ находится во вдыхаемом воздухе.
Установлено, что человеческое тело массой 70 кг способно растворить 1 л азота
на каждую дополнительную атмосферу.
В период декомпрессии, т. е. в период перехода из зоны повышенного давления
к нормальному, по мере снижения давления азота во вдыхаемом воздухе происходит
выделение азота, растворенного в тканях организма, через кровь и легкие.
Через легочные альвеолы в 1 мин может диффундировать около 150 мл азота.
Для беспрепятственного удаления из организма освобождающегося газа необходимо
переход от повышенного давления к нормальному производить постепенно. Если же
переход осуществляется быстро, создается резкая разница между нормальным
давлением азота в окружающей среде и парциальным напряжением азота,
растворенного в тканях организма.
Вследствие этого происходит бурное выделение растворенного азота в кровь и
жидкости тканей с образованием пузырьков. В легких азот не успевает выделяться в
альвеолы, и через малый круг кровообращения пузырьки этого газа проникают в
артерии большого круга. Газовая эмболия сопровождается преходящим спазмом
артерий, престазом и стазом. Таким образом, нарушается питание тканей и органов,
создается гипоксия, к которой наиболее чувствительна нервная система.
На дистальных частях аэроэмбола могут выпадать клетки крови и фибрин. Это
может впоследствии привести к образованию аэротромба. Поэтому кессонная
болезнь может протекать остро и хронически, в первом случае обусловливаясь
аэроэмболией, во втором — аэротромбозом.
М. И. Якобсон по тяжести клинической картины все случаи кессонной болезни
делит на 4 формы: легкую, средней тяжести, тяжелую и летальную.
Легкая форма характеризуется наличием боли в костях, мышцах, суставах,
нервах, развитие которой связано с явлением асфиксии эмболизированного участка
ткани, что приводит к раздражению чувствительных нервных окончаний, а также к
давлению пузырьков газа на нервные окончания в тканях. Остеалгии, миалгии,
артралгии и невралгии могут сопровождаться кожным зудом вследствие закупорки
газовыми пузырьками потовых и сальных желез и марморисценцией кожи
вследствие аэроэмболии кожных вен.
Кессонная болезнь средней
тяжести характеризуется
вестибулярного аппарата, органов пищеварения и зрения.
поражением
В клиническую картину этой формы входят следующие симптомы:
головная боль, головокружение, тошнота, рвота, резкая бледность, гипергидроз.
Все они составляют синдром Меньераи. Упомянутые неприятные ощущения
развиваются вследствие аэроэмболий лабиринтных сосудов с образованием
периваскулярных геморрагии.
Расстройства пищевого канала в виде боли в животе, напряжения передней
брюшной стенки, рвоты, поноса возникают вследствие скопления газа в кишках и
сосудах брыжейки.
Глазные симптомы проявляются преходящими спазмами ретинальных артерий.
В момент спазма диск зрительного нерва становится белым.
Тяжелая форма кессонной болезни характеризуется быстрым развитием
признаков поражения белого вещества спинного мозга, чаще всего на уровне
среднегрудного отдела.
Белое вещество спинного мозга растворяет большое количество азота
благодаря богатому содержанию миелина, в состав которого входит значительное
количество жироподобных веществ, лучше" других поглощающих азот. На уровне
среднегрудных сегментов спинной мозг хуже всего васкуляризирован (критическая
зона), что объясняет наибольшую ранимость этого отдела спинного мозга при
кессонной болезни. После короткого скрытого периода развивается спастическая
нижняя параплегия, проводниковый тип чувствительных расстройств, нарушение
функции тазовых органов.
Поражение головного мозга наблюдается редко благодаря хорошо развитой
сосудистой сети. Иногда наблюдаются головная боль, рвота, гемиплегия,
гемианестезия, афазия, психозы. Церебральные симптомы носят обычно преходящий
характер.
Летальная форма кессонной болезни может развиться на почве тотальной
блокады легочного кровообращения, острой недостаточности сердца или на почве
блокады кровообращения в жизненно важных центрах продолговатого мозга.
Основным видом лечения кессонной болезни является возвращение больного в
условия повышенного давления с тем, чтобы газовые пузырьки в крови вновь
растворились, и назначение средств, улучшающих сердечную деятельность.
Лечебная рекомпрессия производится в специальной рекомпрессионной камере или
лечебном шлюзе. В связи с переходом газа в раствор просвет сосудов освобождается
для нормального кровообращения в пострадавших участках ткани, что ведет к
исчезновению патологических симптомов. Рекомпрессию следует проводить при
исходном давлении в течение 1—1,5 ч. Дерекомпрессия должна проводиться
медленно (на каждую 0,1 атм 10 мин).
Назначаются физиотерапевтические методы: водяные или суховоздушные
ванны, соллюкс, диатермия. Среди лекарственных средств — обезболивающие,
эуфиллин, папаверин, дибазол, платифиллин, фенобарбитал, глюкоза, сердечные.
Профилактика кессонной болезни заключается в соблюдении норм рабочего
времени в кессонах и правильной организации декомпрессии.
С3. Барические образования в атмосфере и погода в них
С3.1. Центры действия атмосферы
Вследствие влияния на атмосферное давление вертикального распределения
температур воздуха в тропосфере над экватором располагается барическая
депрессия, а над полюсами и в летнем, и в зимнем полушарии - барические
максимумы. Кроме того в ней имеются и другие постоянно и временно
существующие области высокого или низкого атмосферного давления. Все
упомянутые неоднородности поля атмосферного давления тропосферы называются
постоянными или сезонными
центрами действия атмосферы.
Постоянные (перманентные) центры действия атмосферы — экваториальная
депрессия, субтропические антициклоны, депрессии субполярных широт, полярные
антициклоны; сезонные — зимние антициклоны и летние депрессии над материками
в средних широтах.
В Северном полушарии расположены такие центры действия атмосферы:
Атлантика – Исландский минимум и Азорский максимум
Тихий океан – Алеутский минимум и Гавайский максимум.
В Южном полушарии находятся:
В Атлантике:
Антициклон Острова Св. Елены;
Южноатлантический минимум.
В Тихом океане :
Антициклон о. Пасхи;
Южнотихоокеанский максимум.
Такое расположение центры действия атмосферы занимают в последние 5
миллионов лет, после образования Панамского перешейка, преградившего путь
водам из Тихого океана в Атлантический.
С3.2. Течения, формирующие Азорский максимум и Исландский минимум
Расположение центров действия атмосферы на нашей планете обусловлено
распределением в тропосфере потоков тепла, поступающих от земной поверхности и
поглощаемых парниковыми газами. Эти потоки образуются в результате
поглощения земной поверхностью поступающей на нее суммарной солнечной
радиации. Именно поэтому над полюсами всегда расположены барические
максимумы, а над экватором – барическая депрессия. Кроме того, в образовании
центров действия атмосферы принимают участие океанические течения, которые в
одни районы океана постоянно приносят холодную воду, а в другие его районы –
воду теплую.
Рассмотрим течения образующие центры действия атмосферы, оказывающие
наибольшее влияние на погоду в Украине и над Черным морем - Азорский
максимум и Исландский минимум. Эти неоднородности поля атмосферного
давления возникли из-за того что над областью Азорского максимума постоянно
происходит охлаждение атмосферы, а над областью Исландского минимума – ее
охлаждение.
В образовании Исландского минимума главную роль играет течение
Ирмингера, являющееся северной ветвью Северо-Атлантического течения.
Атмосферное давление в Исландском минимуме тем меньше, чем больше туда
приходит теплой воды течения Ирмингера.
Азорский максимум формируется в основном благодаря влиянию Канарского
апвеллинга и Канарского течения, которое является южной ветвью СевероАтлантического течения. Атмосферное давление в Азорском максимуме тем
больше, чем больше холодной воды приносит в эту область Канарское течение.
Как видим, в образовании обоих барических неоднородностей принимают
участие воды Северо-Атлантического течения, которые образуются у Большой
Ньюфаундлендской банки при слиянии первоначально несет Гольфстрим - мощная
система теплых течений северной части Атлантического океана.
Гольфстрим вызывает движение теплых вод и смягчает климат в гигантском
регионе, простирающемся от берегов полуострова Флорида до островов Шпицберген
и Новая земля более чем на 10000 км.
Гольфстрим и тяготеющая к нему область Атлантики относятся к так
называемым активным районам взаимодействия океана и атмосферы. Возникающие
здесь динамические и тепловые аномалии влияют на погоду и всей северной
Атлантики и прилежащей к ней суши. Название течения переводится с английского
как течение из залива.
Северная граница Гольфстрима располагается к северу от 35 градуса северной
широты и весьма изменчива. Она характеризуется резким понижением температуры,
который может достигать 10 градусов на 9 км.
Боковая граница Гольфстрима на юге представлена слабым фронтом, который
образуется его водами и водами Саргассова моря.
Гольфстрим начинается в южной части Флоридского пролива к северо-западу
от Малой Багамской банки путем слияния Флоридского- сточного течения из
Мексиканского залива и Антильского течения- северной ветви Северо-Пассатного
течения.
За мысом Хаттерас Гольфстрим отворачивает к востоку, отрываясь от берегов
Северной Америки.
У мыса Хаттерас Гольфстрим отклоняется к северо-востоку к Большой
Ньюфаунлендской банке. Между Флоридой и мысом Хаттерас Гольфстрим
распространяется до дна. Ширина Гольфстрима на этом участке всего 75 км
На участке за мысом Хаттерас нижняя граница Гольфстрима точно не
установлена, достигая местами глубин 1000-2000м. Ширина течения за мысом
Хаттерас возрастает. На глубинах более 1500м здесь развито противотечение
(Антигольфстрим) с расходом до 16 куб. км/с.
Расход Гольфстрима возрастает к северу со скоростью примерно 7% на 100 км.
На выходе из Флоридского пролива расход этого течения составляет 25 куб. км./с
(или 2160 куб. км. в сутки), что в 20 раз превышает суммарный сток всех рек нашей
планеты
На широте Майями летом расход Гольфстрима составляет 33 куб. км/с, зимой25 куб. км./с. На расстоянии 2000 км от Флоридского пролива летом расход
Гольфстрима достигает 90 куб. км/с. Распределение скорости в Гольфстриме
поперек течения асимметрично. Максимум смещен к западу.
В отличие от большинства течений северного полушария, при выходе из залива
в океан Гольфстрим отклоняется не вправо (под действием силы Кориолиса), а
влево. Воды Гольфстрима здесь следуют от Флориды не к востоку, а на север вдоль
побережья США до мыса Хаттерас. Это объясняется влиянием антициклонических
процессов в атмосфере над субтропической частью Атлантического океана,
деформирующих его поверхность и "отжимающих" поверхностные воды к западу.
Причиной возникновения одной из составляющих Гольфстрима - Флоридского
течения, принято считать нагон пассатами через Юкатанский пролив большого
количества воды в Мексиканский залив. В результате этого нагона уровень
поверхности Мексиканского залива значительно выше уровня поверхности
Атлантического океана, что и вызывает мощное течение из залива. Поэтому течение
Гольфстрим является одновременно и ветровым и стоковым.
Антильское течение (северная ветвь Северо-Пассатного течения) своим
существованием также обязано действию северного пассата. Поэтому интенсивность
Гольфстрима непосредственно связана с интенсивностью пассатов. Усиление
пассатов влечет за собой усиление Гольфстрима.
Максимальна скорость Гольфстрима летом, когда наиболее сильны пассаты,
минимальна - зимой. На участке от Флориды до мыса Хаттерас скорость
Гольфстрима убывает с севера на юг. Скорость во Флоридском течении летом
максимальная -3,4 м/с, средняя 1,4м/с; зимой максимальная -3,6м/с, средняя -1,2 м/с.
К югу от мыса Хаттерас скорость Гольфстрима летом максимальная -2,9 м/с, средняя
1,1 м/с; зимой максимальная 2,6 м/с, средняя 0.9 м/с. К северо-востоку от мыса
Хаттерас скорость течения и зимой и летом максимальная -2,7 м/с, средняя 0.5 м/с. К
юго-западу от Большой Ньюфаундлендской банки скорость летом максимальная2,4м/с, средняя 0.4 м/с; зимой максимальная 1.8 м/с, средняя- 0.3 м/с.
Среднее многолетнее положение Гольфстрима сравнительно стабильно, хотя
синоптические изменения его могут быть весьма значительны. Эти изменения
являются нестационарными и нелинейными, и имеют волновой характер. Они
проявляются в том, что стрежень Гольфстрима непрерывно совершает
колебательные движения поперек потока (меандрирует). Расстояния между
гребнями меандров лежат в пределах 35-370 км, направление их перемещения восточное, а скорость этого перемещения- 9,25 км/сутки.
Кроме меандров, имеющих волнистую форму, здесь также встречаются,
рассматривавшиеся в предыдущем разделе, вихри различных масштабов (как
синоптические, так и мезомасштабные).
Удивительной особенностью Гольфстрима является то, что его меандры и
вихри не образуются в зоне его максимальных скоростей - к югу от мыса Хаттерас.
Среднегодовая температура воды Гольфстрима на поверхности составляет +25- 6оС,
соленость- 36,2- 36,4 промилле. На глубине 400м температура вод Гольфстрима
снижается до +10-12оС. Максимальная соленость отмечается на глубине 200м и
составляет 36,5 промилле.
У южной оконечности Ньюфаундледской банки к Гольфстриму с севера
подходит холодное Лабрадорское течение. На их границе постоянно существует
мощнейшая гидрофронтальная зона. Ее фронтальные разделы обладают высокой
контрастностью по температуре (перепад температуры на дистанции 100м достигает
20оС). В этой зоне конвергенции течений происходит перемешивание и опускание их
вод.
Система
теплых течений Гольфстрима оказывает большое влияние на
гидрологию и биологические характеристики, как Атлантики, так и Северного
Ледовитого океана. Она во многом определяет современный климат Европы. Теплые
воды Гольфстрима нагревают проходящие
над ними воздушные массы.
Преобладающие над Атлантикой в умеренных широтах западные ветры переносят
этот теплый и влажный воздух на Европу. Под влиянием Гольфстрима в Норвегии
зимой температура воздуха, как правило, превышает средние значения для
соответствующих широт в Гренландии на 15-20 градусов. Именно благодаря
Гольфстриму Баренцево море не замерзает даже в самые суровые зимы.
За Ньюфаундлендской банкой (к северу от 45 параллели) воды Гольфстрима
вливаются в Североатлантическое течение. Это течение образует северное звено
Северного Субтропического антициклонического круговорота.
В отличие от аналогичного течения в Тихом океане (Северотихоокеанского)
Североатлантическое течение несет свои воды не на восток, а на северо-восток.
Благодаря этому к северо-западным берегам Европы вплоть до Кольского
полуострова подходят его сравнительно теплые воды, что существенно смягчает
климат этого региона.
Североатлантическое течение не является единым, устойчивым потоком. Оно
представляет собой сложную и нестационарную систему струй, включающую
многочисленные волновые возмущения и меандры. Меандры на наиболее быстрых
струях иногда отрываются от них, замыкаются и образуют синоптические и
мезомасштабные вихри- т.н. ринги. Ринги (фронтальные вихри) образуются в
результате развития неустойчивости течений.
Неустойчивость течения, вызванная высокой скоростью потока, называется
баротропной. Если причина ее возникновения - неравномерность поля плотности
воды - она называется бароклинной. На устойчивость течений большое влияние
оказывает рельеф морского дна. Неустойчивость Североатлантического течения
преимущественно баротропная.
Ринги Гольфстрима имеют диаметр от 50 до 110 миль и существуют в океане от
полугода до двух- трех лет. Слева от Гольфстрима образуются только
антициклонические ринги, справа - циклонические. В антициклонических рингах
поверхностные воды движутся от периферии к центру, где происходит их
постепенное погружение в промежуточную водную массу. В циклонических –
напротив. В их центрах воды промежуточной водной массы поднимаются на
поверхность и растекаются на периферию. Поэтому в центрах антициклонических
вихрей происходит удаление из поверхностного слоя моря полютантов и насыщение
промежуточных вод кислородом. В центрах циклонических вихрей к поверхности
поднимаются воды, богатые фосфатами и нитратами, что повышает их трофность. В
центрах антициклонических вихрей вода имеет повышенную температуру, в центрах
циклонических - существенно пониженную. Скорость вращения воды в рингах у
поверхности максимальна достигая 1-2 м/с. Сами ринги перемещаются в океане к
северо-востоку со скоростью до 0.05 м/с.
На границе основного потока в поверхностном 200 м слое наблюдаются
сравнительно узкие полосы противотечений, имеющих скорость 0.5-1 м/с.
Северо-Атлантическое течение движется на северо-восток и разделяется на три
ветви. Его северная ветвь, на широте Ирландии заворачивает влево и получает имя течение Ирмингера. Она отворачивает к западу и в основном проходит южнее
Исландии, согревая ее, и через Девисов пролив проникает в Баффиново море. Здесь
существенно охладившиеся воды основного потока течения Ирмингера вливаются в
теплое Западно-Гренландское течение. Меньшая часть вод этого течения проходит
севернее Исландии и достигает Гренландского моря.
Южная ветвь Северо-Атлантического течения, отворачивает к востоку- юговостоку, проникает в Бискайский залив и здесь движется к югу вдоль берегов
Португалии. Эта ветвь Северо-Атлантического течения омывает Азорские и
Канарские острова, достигает западных берегов Африки, где носит название СевероАфриканского или Канарского течения. За время пребывания в высоких широтах
температура вод этой ветви Гольфстрима понижается настолько, что по сравнению с
окружающими ее поверхностными водами тропической зоны Атлантики оно
холоднее на 2-3 градуса. Существенное влияние на температуру вод, переносимых
Канарским течением оказывает интенсивность Канарского апвеллинга, образуемого
водами Лабрадорского течения, 2поднырнувшими» под Северо-Атлантическое
течение. За Канарскими островами водный поток, переносимый СевероАфриканским течением разделяется. Основная его часть здесь частично
отворачивает на юго-запад, давая начало Северо-Пассатному течению, а остаток
отходит к востоку и поступает в Гвинейский залив.
Ширина Канарского течения 400-600 км, его скорость до 2 км /час.
Температура воды на поверхности в феврале от 12оС на севере до 23 оС на юге, а в
августе- от 19оС на севере до 26 оС на юге. Соленость на поверхности 36-36,8
промилле.
Канарское течение – главное течение, которое участвует в образовании
Азорского максимума. Поэтому над ним всегда преобладает погода, типичная для
антициклона. Здесь весьма редки кучевые облака, на небе господствует сплошная
низкая пелена слоистых или слоисто-кучевых облаков, не дающих осадков. Причина
их образования - охлаждение нижней части пассатного потока, создающее в нем
инверсию непосредственно над поверхностью океана. Толщина этого слоя инверсии
составляет 300-400м.
В зоне Канарского течения часта плохая видимость. Причиной ее ухудшения
может быть не только туман, образующийся при охлаждении воздуха над его
водами, но и т.н. «сухая мгла»- пыль, приносимая ветром из прибрежных пустынь
Западной Африки.
Вследствие своей пониженной температуры, Канарское течение препятствует
развитию рифообразующих кораллов и другой теплолюбивой флоры и фауны во
всей зоне своего влияния.
В районе Канарского апвелинга происходит подъем на поверхность океана его
холодных и богатых фосфатами глубинных вод. Это повышает трофность
поверхностных вод и их биопродуктивность. Поэтому район Канарского апвелингаодин из важнейших и богатейших рыбопромысловых районов Северной Атлантики.
Устойчивость Канарского течения составляет преимущественно 25-50 %, но
местами возрастает до 75% и более. Поэтому меандры и мезомасштабные вихри
здесь образуются весьма редко.
Северо-Пассатное течение Атлантического океана начинается у островов
Зеленого мыса. Оно несет свои воды на запад. Максимум его скорости (21 см/с)
наблюдается весной и летом на параллели 12о 30`N. Минимальна его скорость
осенью-15 см/с. Скорость течения увеличивается при усилении северо- северовосточного пассата.
У малых Антильских островов Северо-Пассатное течение течение разделяется.
Его северная ветвь образует Антильское течение, идущее на запад к Флоридскому
проливу. Южная ветвь через проливы между Антильскими проходит в Карибское
море, где соединяется с Гвианским течением, идущим вдоль побережья Южной
Америки с юга. После их слияния образуется Карибское течение, заходящее в
Мексиканский залив и дающее начало Флоридскому течению.
Северо-Пассатному течению характерна сезонная изменчивость. В период с
июля по сентябрь оно располагается в широтном поясе ограниченном 4 и 10
градусами северной широты. Через полгода течение существенно ослабевает и
прослеживается лишь у берегов Африки.
Лабрадорское течение - одно из главных холодных течений северной
Атлантики. Оно берет начало в Лабрадорском бассейне,- обширной акватории
Атлантического океана, ограниченной на западе островами Ньюфаунленд и
Баффинова земля, а также полуостровом Лабрадор; на севере - Гренландией; на
востоке- подводным горным хребтом Рейкьянес.
В Девисовом проливе Гренландско - Канадский порог глубиной около 800 м
отделяет Лабрадорский бассейн от моря Баффина, относящегося к Северному
Ледовитому океану.
Водообмен через пролив осуществляют теплое Западно-Гренландское течение,
несущее воды Атлантики на север и направленное в противоположную сторону
холодное Баффиново (оно же Канадское) течение, несущее на юг воду Арктики.
Сточное, компенсационное течение из Северного Ледовитого океана в
основном несет его воды в Атлантический океан через Датский и Девисов проливы.
В час через Датский пролив проходит в Атлантику в среднем 13.3 км3
арктических вод. Основная часть атлантических вод, проходящих через пролив
между Исландией и Фарерскими островами, возвращается обратно в Атлантику
через западную часть Фареро-Шетландского канала.
Воды этих потоков,
соединяясь, образуют Восточно-Гренландское течение.
Через Девисов пролив в Атлантику поступает Баффиново течение,
поставляющее 17 км3 арктических вод в час. Здесь оно преобладает над ЗападноГренландским течением. В Лабрадорском бассейне оно проходит у Баффиновой
земли (в западной его части).
Западно-Гренландское течение образуется при смешении теплых и высоко
соленых вод течения Ирмингера и холодных и распресненных вод ВосточноГренландского течения.
Установлено, что расходы течений Ирмингера и Восточно-Гренландского
течения колеблются в противофазе. Так, в период с 1953 по 1956 годы расход
течения Ирмингера был больше, а в период с 1956 по 1968 годы больше был расход
Восточно-Гренландского течения. В результате этого пропорция, в которой
перемешиваются воды этих течений, со временем изменяется. Изменяется при этом
также температура и соленость Западно-Гренландского течения.
Западно-Гренландское течение расположено в восточной части Лабрадорского
бассейна. Оно характеризуется расходом, составляющим около 1 км3/с. Лишь 1520% его вод проникают через Девисов пролив в Арктику. Большая часть вод этого
течения отклоняется здесь на запад, а затем на юг и соединяется с водами Баффинова
течения.
В результате объединения вод Баффинова и, отклонившейся к западу, ветви
Западно-Гренландского течения образуется мощный поток Лабрадорского течения.
Лабрадорское течение несет свои воды вдоль побережья Канады и США на юг,
юго-восток к о. Ньюфаундленд со скоростью 1-2 км/ час.
У северного края Большой Ньюфаунлендской банки Лабрадорское течение
разделяется на две ветви. Основная часть его вод движется на юго-восток вдоль
восточного края банки. У ее южной оконечности она встречается с водами
Гольфстрима. Оставшаяся часть вод Лабрадорского течения отворачивает на югозапад, затем на запад вдоль юго-восточного берега острова Ньюфаунленд, по
относительно большим глубинам, и далее на юг. Иногда от нее отделяется еще одна
струя, идущая к банке Флеминг- Кап.
Температура Лабрадорского течения зимой на севере +1 оС, на юге +5оС , летом
на севере +2 оС,на юге +10 оС. Температура вод Гольфстрима на 15-20оС выше.
Соленость вод Лабрадорского течения 30-32 промилле, а вод Гольфстрима более 36
промилле. Контрасты температуры и солености вод этих течений в зоне их контакта
настолько велики, что в океане создается своеобразная "холодная стена". При ее
пересечении судном температура воды у носа и кормы может различаться более чем
на 12 оС. Этот эффект прослеживается до глубины 1000-1200 м.
По линии схождения Гольфстрима и Лабрадорского течения поверхностные
воды последнего опускаются в глубину. Менее соленые, но несравненно более
холодные воды Лабрадорского течения уходят под его более теплые и легкие воды.
На фронте интенсивно формируются вихри, развиваются интрузионные процессы, а
также процессы перемешивания.
Над самой Ньюфаунлендской банкой господствуют воды холодного
Лабрадорского течения (летом температура воды от 1-2 градуса на севере до 4
градусов на юго-восточных склонах банки).
Воды Лабрадорского течения несут на юг большое количество айсбергов.
Основной очаг образования айсбергов на западном побережье Гренландии - ледник
Якобсхавен в районе о. Диско. Даже зимой языки этого ледника движутся в сторону
моря. За год здесь образуется до 1000 айсбергов.
Отрываясь от языка ледника, айсберг далее увлекается течением. Основной
поток айсбергов от западного побережья Гренландии увлекается на север ЗападноГренландским течением. Южнее Девисова пролива большая часть айсбергов
поворачивает на запад. Водами Лабрадорского течения она транспортируются на юг
в район Большой Ньюфаунлендской банки. Надводная часть айсберга в 7 раз меньше
его подводной части. Поэтому айсберги движутся по течению, не взирая на
направление ветра.
Гренландские айсберги, увлекаясь Лабрадорским течением, проникают далеко
на юг, являясь большой угрозой для судоходства. Один из них 14.04.1912 г.
протаранил судно "Титаник".
В гидрофронтальной зоне образованной слиянием Лабрадорского течения и
Гольфстрима весьма велика изменчивость положения фронтальных разделов, что
оказывает значительное влияние на обитающие здесь сообщества.
На южных склонах Ньюфаунлендского мелководья размножается мойва, а в
нескольких десятках миль к югу встречаются тунцы и меч рыба. На
Ньюфаунлендском мелководье весьма обильны скопления планктона, в воде
повышено содержание фосфатов и кремния.
Быстрая смена температуры воды при перемещении фронтальных разделов
вызывает массовую гибель трески, пикши, мойвы, сельди. Ни один из этих видов в
период нереста или нагула не встречается в водах Гольфстрима.
Установлено, что изменчивость поля поверхностной температуры в
гидрофронтальной зоне контакта Лабрадорского течения и Гольфстрима имеет
колебательный характер с периодом около 3,5 лет.
Упомянутые явления вызваны изменениями мощности и положения основной
струи Лабрадорского течения. Иногда основная струя отходит к востоку к банке
Флеминг Кап. При этом на Большую банку с юго-востока смещается "вода склона" и
поверхностная температура вод повышается. На южную окраину банки при южном
ветре иногда вторгаются воды Гольфстрима, что приводит к значительному и
резкому повышению поверхностной температуры.
Адвекция теплого морского воздуха на более холодную водную поверхность
Лабрадорского течения вызывает здесь интенсивные туманы. Сезонный ход
температуры воздуха, осадков и ветра ярко выражен.
Летом над зоной течения господствуют умеренные западные ветры,
характерные для обращенной к полюсу периферии антициклона. Преобладает
облачность слоистых форм, дающих мало осадков.
Зимой над океаном развивается циклоническая деятельность. Ветры
усиливаются до штормового, увеличивается облачность и количество выпадающих
осадков преимущественно в виде снега. Осадки существенно превышают испарение.
С3.3. Барические образования синоптических масштабов.
Наряду с перманентными центрами действия атмосферы, в ней существуют
также сезонные и перемещающиеся барические неоднородности. Первые – это
сезонные центры действия атмосферы, вызывающие образованием ветров муссонов,
рассматриваемых ниже. Вторые – атмосферные фронты и атмосферные вихри,
называемые циклонами и антициклонами.
Циклоном называется термобарическая неоднородность, в которой
наблюдается вихреобразное движение воздуха вокруг центра против часовой
стрелки (в северном полушарии) либо по часовой стрелке (в южном полушарии).
Вертикальная протяженность циклона изменяется от 1-2 км на начальной
стадии его развития до 10 км на стадии максимального развития. Максимальные
вертикальные размеры имеют такие циклоны как ураганы. Ураган Эндрю,
обрушившийся на Атлантическое побережье США в конце 90-х годов, имел высоту
до 18 км (т.е. охватывал нижние слои стратосферы).
Горизонтальные размеры циклона в процессе его развития изменяются от
десятков км., на начальной стадии его развития, до единиц тысяч км., на зрелой
стадии.
Продолжительность существования циклона составляет от нескольких суток
до нескольких недель. Оно тем больше, чем больше энергия и размеры циклона.
Циклоны перемещаются со скоростями, зависящими от стадии их развития. На
начальной стадии –до 100 км/ч. Чем больше возраст циклона, тем он менее
подвижен.
В зависимости от высоты, на которой расположены циклоны, они могут быть:
- низкие (до высоты 3 км);
- средние (до высоты 5 км);
- высокие (до высоты 10 км и более);
- верхние (в приземном слое не проявляются).
По географическому положению различают циклоны:
-внетропические (фронтальные и нефронтальные ), развивающиеся в
умеренных широтах;
-тропические (циклоны возникающие в тропической зоне).
Тропические циклоны представляют наибольшую опасность для судов, так как
в них наиболее развито волнение и самый сильные ветер. Они, как правило,
движутся над океаном в западном направлении и достигнув побережья материков
отклоняются в северном полушарии – к северу, в южном полушарии- к югу.
Пересекая северный и южный тропики эти циклоны превращаются во
внетропические, постепенно теряют энергию и стихают.
В зависимости от стадии развития различают циклоны:
-фронтальная волна (стадия зарождения циклона);
-молодой циклон (стадия углубления циклона на которой вертикальные и
горизонтальные размеры циклона возрастают, а понижение атмосферного давления
увеличивается);
-стадия наибольшего развития (циклон достиг максимальных параметров,
горизонтальных и вертикальных размеров, которые перестают изменяться во
времени) ;
-окклюдированный циклон (или стадия заполнения)- конечная стадия развития
циклона, на которой как термобарическая неоднородность он ликвидируется, а
вихревое движение воздуха постепенно затухает.
Продолжительность каждой стадии циклона колеблется от нескольких часов
до нескольких суток. Различные стадии развития циклона характеризуются
определенными изменениями его структуры.
На начальной стадии вихревые движения прослеживаются только на малых
высотах. На стадии молодого циклона над его центром прослеживается характерная
барическая ложбина, а вихревые движения происходят на высотах до нескольких
километров. На стадии оклюдированного циклона вихревые движения в приземном
слое затухают, продолжаясь на больших высотах.
В циклонах атмосферное давление всегда понижено. В процессе эволюции
циклона величина этого понижения изменяется. Наибольшей величины оно
достигает на стадии максимального развития и может составлять до 60 мм рт.
столба.
В циклоне происходит взаимодействие двух воздушных масс, обладающих
различным удельным теплосодержанием, которые разделены теплым и холодным
атмосферными фронтами. На периферии циклона холодный фронт первого рода, в
центре второго рода. После окклюзии теплого и холодного фронтов в циклоне
наблюдается один фронт окклюзии.
Антициклон- это
атмосферный вихрь, в котором движение воздуха
осуществляется навстречу движению воздуха в циклонах. В северном полушарии
этот вихрь вращается по часовой стрелке, а в южном, - против. В поле атмосферного
давления ему соответствует область высокого атмосферного давления.
В центре антициклона атмосферное давление, как правило, больше 1020
милибар (максимально до 1070 милибар).
В поле температуры воздуха в центре антициклона, как правило, наблюдается
прогиб изотерм (температура минимальна). В холодное время года здесь всегда
сильные морозы. В теплое время года возможны заморозки, образование туманов. В
центральных областях антициклона в результате адиабатического опускания воздуха
на некоторых удалениях от земной поверхности образуются инверсии.
В поле скорости ветра антициклон проявляется как неоднородность, в которой
воздух движется от центра к периферии, закручиваясь по часовой стрелке в
северном полушарии и по часовой стрелке в южном. В центре антициклона скорость
ветра минимальна. На расстоянии полурадиуса от центра скорость ветра
максимальна и на периферии вновь спадает до 0.
Как и циклоны , антициклоны могут быть:
-низкими (прослеживаются только в приземном 500 м слое);
-средними (прослеживаются до высот 3-5 км);
-высокими (прослеживаются в пределах всей тропосферы);
-стратосферными (высокие антициклоны, прослеживающиеся в нижней
стратосфере до высот 14-18 км);
-верхними (у земной поврхности не прослеживается).
В зависимсти от стадии своего развития различают антициклоны:
-на начальной стадии развития (как правило, это низкие вихри);
-на стадии молодого антициклона (высота и поперечник антициклона растут);
-на стадии максимального развития (высота и поперечник антициклона
перестают увеличиваться и достигают максимальных размеров);
-на стадии ослабления (движение воздуха постепенно замедляется и вихрь
рассасывается).
В отличие
подвижными.
от
циклонов
антициклоны бывают
стационарными
и
Стационарные антициклоны не изменяют пространственного положения
своего центра. Они могут захватывать большие или меньшие территории, но не
перемещаются. Эти антициклоны располагаются в центрах действия атмосферы
с положительными аномалиями атмосферного давления.
Самый большой стационарный антициклон расположен над Антарктидой.
Аналогичные вихри меньших размеров имеются всегда над Гренландией, над
Азорским архипелагом и в других местах.
Квазистационарные антициклоны располагаются зимой над Евразией и
севером Канады, летом - над Северным Ледовитым океаном. Они существуют
по нескольку месяцев и со сменой сезона исчезают, появляясь на том же месте
вновь на следующий год.
Подвижные антициклоны в отличие от стационарных непрерывно
перемещаются со скоростями от 30-40 до 100 км/сутки. Скорость передвижения
антициклона максимальна на второй стадии его развития. Максимальна она у
так называемых «ныряющих» (самых быстрых) антициклонов.
На стадии максимального развития антициклоны тормозятся до 510км/сутки. При этом их центр начинает описывать петлеобразную траекторию.
На стадии ослабления антициклоны практически становятся неподвижными, а
их размеры становятся больше чем у аналогичных циклонов.
В зависимости от условий формирования различают антициклоны
полярные, внетропические и субтропические.
Полярные антициклоны расположены над полярными центрами действия
атмосферы и являются стационарными.
Внетропические антициклоны образуются, как правило, на конце
циклонической серии и являются подвижными.
Субтропические антициклоны располагаются над океанами (Азорский,
Южно-Атлантический, Северо-Тихоокеанский , Южно-Тихоокеански и ЮжноИндийский) и являются стационарными.
Вопросы для контроля знаний 1.
Что изучает метеорология?
Что изучает океанография?
Каковы основные разделы метеорологии?
Каковы основные разделы океанографии?
Что изучает морская метеорология?
Какие типы метеорологической информации может использовать
штурман при прокладке курса и управлении движением судна? Откуда
она поступает?
7. Охарактеризуйте земную атмосферу.
8. Как образовалась земная атмосфера?
9. Каковы особенности совместного развития атмосферы и гидросферы?
10. Из каких основных слоев состоит земная атмосфера?
11. Каковы особенности тропосферы?
12. Каковы особенности стратосферы?
13. Что такое тепловой режим атмосферы и чем он определяется?
14. Что такое актинометрия и каковы ее основные законы?
15. Охарактеризуйте Солнце, как звезду.
16. Каковы особенности строения солнечной атмосферы?
17. Охарактеризуйте состав и характеристики солнечной радиации.
18. Охарактеризуйте
особенности
взаимодействия
различных
составляющих солнечной радиации с атмосферой.
19. Что такое солнечный ветер?
20. Охарактеризуйте солнечную активность и ее циклы.
21. Охарактеризуйте солнечную радиацию, достигающую земной
поверхности и причины изменчивости ее потока.
22. Охарактеризуйте атмосферное давление, как характеристику состояния
атмосферы.
23. Охарактеризуйте влияние повышенного атмосферного давления на
организм человека, а также синдром кессонной болезни.
24. Что такое центры действия атмосферы и почему они возникают.
25. Почему образуется Исландский минимум?
26. Почему образуется Азорский максимум?
1.
2.
3.
4.
5.
6.
27. Охарактеризуйте океанические течения, участвующие в образовании
Азорского максимума и Исландского минимума.
28. Какие барические неоднородности относятся к синоптическим, каковы
их основные особенности и классификация?
29. Что такое циклоны, какие они бывают?
30. Охарактеризуйте антициклоны , как факторы мореплавания.
Список рекомендованной литературы:
1.
Вайсберг
.Погода
“Гидрометеоиздат”,1980.
на
Земле:
Популярная
метеорлогия.-
М.:
2. Адамов П.Н. Местные признаки погоды. Л. “Гидрометеоиздат”,1961.
3. Алисов Б.П. Климат СССР - М. “Высшая школа”.
4. Вернадский В.И. Биосфера- М. “Мысль”.1967.
5.Гирс А.А., Кондратович К.В. Методы долгосрочных прогнозов погоды. Л.:
«Гидрометеоиздат» 1978. 343.
6.Зверев А.А. Синопатическая метеорология. Л.: «Гидрометеоиздат», 1968.774с.
8. Матвеев Л.Т. Курс общей метеорологии. Л.: «Гидрометеоиздат», 1976. 639с.
9. Оптика океана и атмосферы . /Под ред. Шифрина К.С. Л.: «Наука» .1972. 232с.
10.Решетов В.Д. Изменчивость метеорологических элементов в атмосфере. Л.:
«Гидрометеоиздат» . 1973. 216с.
11. Хргиан А.Х. Физика атмосферы. Л.: «Гидрометеоиздат», 1978. Т.1. 246с.
12.Хромов
С.П.,
Мамонтова
«Гидрометеоиздат»,1971. 568с.
Л.И.
Метеорологический
словарь.
Л.:
13. Будыко М.И. Климат и жизнь. / М.И. Будыко. Л.: Гидрометеоиздат, 1977. – 181 с.
14. Будыко М.И. Зависимость средней температуры воздуха от изменений солнечной
радиации / М.И. Будыко // Метеорология и гидрология. – 1975. – № 10. – С.3 – 10.
15. Будыко М.И. Эволюция биосферы / М.И. Будыко. – Л.: Гидрометеоиздат, 1984. –
487 с.
16. Будыко М.И. Климат в прошлом и будущем / М.И. Будыко. – Ленинград :
Гидрометеоиздат, 1980. – 350 с.
17. Будыко М.И. О связи альбедо подстилающей поверхности с изменениями
климата / М.И. Будыко, И.М. Байкова, Н.А. Ефимова, Л.А. Строкина
//
Метеорология и гидрология. – 1998. – № 6. – С.5.
18. Школьний Є.П. Фізика атмосфери. -Одеса.; ОГМІ. 1997. - 698 с.
19. Salby M.L Fundamentals of Atmospheric Physics / M.L.Salby. – New York: Academic
Press, 1996. – 560 р.
С4.Метеорологические элементы, характеризующие состояние атмосферы.
С4.1. Метеорологические элементы
Метеорологические элементы – это важнейшие характеристики состояния
атмосферы: температура, давление и влажность воздуха, скорость и направление
ветра, облачность, осадки, видимость (прозрачность атмосферы), а также
температура почвы и поверхности воды, солнечная радиация, длинноволновое
излучение Земли и атмосферы. К ним относят также различные явления погоды:
грозы, метели и т. п.
Изменения метеорологических элементов являются результатом атмосферных
процессов и определяют погоду и климат. Они наблюдаются на аэрологических и
метеорологических станциях и метеорологических обсерваториях с помощью
аэрологических и метеорологических приборов.
Изменения мгновенных значений каждого метеорологического элемента в
любом пункте, где осуществляются наблюдения, зависят от множества
неконтролируемых факторов. Поэтому их принято рассматривать как реализации
случайных процессов. Поэтому как характеристики метеорологических элементов
принято рассматривать соответствующие характеристики случайных величин.
Важнейшей среди них является среднее значение, рассчитанное за некоторое
время. При его определении вычисляют среднее арифметическое результатов
измерения значения соответствующего метеорологического элемента, выполненных
за этот промежуток времени. Существенный интерес для безопасности
мореплавания представляет информация и о наибольшем и наименьшем значении
некоторых метеорологических элементов (таких как, например, скорость ветра) на
данном временном промежутке.
Наиболее важный из метеорологических элементов — температура воздуха.
Наблюдения на судне за его изменениями в процессе плавания ведут штурмана.
Измерения производятся при приеме и сдаче вахт. Соответствующий результат
измерения заносится в судовой журнал вместе с данными о времени, когда он был
получен и координатах судна.
На некоторых обсерваториях Западной Европы и России в ХIХ веке более 20
лет велись ежечасные наблюдения над температурой воздуха. Это позволило
сравнить результаты оценки среднесуточных значений данной характеристики,
осуществляемой с учетом отдельных наблюдений в определенные часы, с
результатами, полученными при усреднении данных,, полученных при ежечасных
наблюдениях. Такие сравнения сделаны Дове для Западной Европы, Вильдом — для
России. На основании подобных сравнений были признаны наиболее выгодными для
наблюдений следующие комбинации часов:
6 часов утра, 2 часа дня, 10 часов вечера;
7 часов утра, 1 час дня, 9 часов вечера;
7 часов утра, 2 часа дня , 9 часов вечера;
8 часов утра, 2 часа дня, 8 часов вечера;
8 часов утра, 8 часов вечера;
9 часов утра, 9 часов вечера.
Из перечисленных комбинаций первая дает результат, наиболее близкий к
истинной средней температуре суток, определенной из 24 ежечасных наблюдений,
каждая последующая комбинация хуже предшествующей, но лучше следующей за
ней.
В начале XX века не только обыкновенные метеорологические станции, но
даже и первоклассные метеорологические обсерватории мира совершенно
отказались от ежечасных наблюдений и довольствуются тремя отсчетами своих
инструментов в сутки, прибегая там где это нужно, взамен ежечасных наблюдений, к
записям самопишущих инструментов.
К сожалению, в различных государствах для трех суточных наблюдений
избраны не одни и те же комбинации часов. В России и Швейцарии отсчеты
делаются в 7 часов утра, 1 час дня, 9 часов вечера. Эта комбинация часов дает
среднюю температуру суток несколько выше истинной. Зимой , для Санкт
Петербурга превышение составляет всего 0,05—0,07 °, летом здесь его значение
достигает 0,42°. На большей части территории Германии и Австралии измерения
проводятся в 7 часов утра, 2 часа дня, 9 часов вечера; в Норвегии в 8 часов утра, 2
часа дня, 8 часов вечера; в Швеции в 8 часов утра, 2 часа дня, 9 часов вечера и т. д.
Это обстоятельство создает некоторые неудобства, когда приходится,
например, пользоваться наблюдениями двух смежных государств, ведущих
наблюдения в разные часы; однако все старания метеорологических конгрессов
установить общие часы для наблюдений во всех государствах до сих пор остаются
тщетными.
Изучение изменчивости метеорологических элементов показало, что их
особенности существенно различаются. Так, например, изучая пространственную
изменчивость атмосферного давления, установлено, что на нее лишь в малой мере
влияют местные факторы, в то время как влияние факторов крупномасштабных
преобладает. Поэтому, изучая этот процесс, можно довольствоваться наблюдениями
на пунктах, даже отстоящих на большие расстояния один от другого. В тоже время
распределение атмосферных осадков носит очаговый характер. Поэтому для
адекватной оценки их интенсивности в некотормДалеко не то наблюдается для
других элементов, например для осадков; этот элемент оказывается настолько
зависящим от местных причин и условий, что для сколько-нибудь верной их оценки
дождемерные наблюдения необходимо вести при посредстве весьма густой
наблюдательной сети, причем станции должны быть расположены возможно близко
одна к другой.
Подобные соображения привели к тому, что при сравнительно небольшом
числе [Так, например, Ганн находит, что для изучения общих законов
метеорологических явлений достаточно одной станции на каждые 150 км.] вполне
благоустроенных, а потому и дорогостоящих станций, приспособленных для
наблюдений над всеми главнейшими метеорологическими элементами, стали
возникать более густые сети менее полно обставленных станций, изучающих только
некоторые элементы или какой-нибудь из них в особенности; таковы станции
дождемерные, снегомерные, грозовые и т. п.
В начале XX века для более полного изучения погоды и взаимодействия
между ней и явлениями, с ней соприкасающимися, круг метеорологических
наблюдений пришлось значительно расширить; вместе с тем и практическая жизнь
стала требовать введения в сферу деятельности метеорологических станций таких
наблюдений, которые отвечали бы нуждам сельского хозяйства, фабричной
промышленности, техники и т. п. Благодаря этому к наблюдениям над главнейшими
метеорологическими элементами постепенно стали присоединяться наблюдения над
испарением воды и почвы при различных условиях, температурой почвы на
различных глубинах, числом часов солнечного сияния, солнечной радиацией,
высотой и плотностью снежного покрова, влажностью почвы, состоянием
почвенных или грунтовых вод, скоростью движения облаков, температурой и
состоянием воды в реках, озерах и т. п.
Совершенно правильные и точные метеорологические наблюдения начались
вообще сравнительно недавно, хотя первые попытки в этом направлении сделаны
были уже вскоре после изобретения термометра и барометра. Наиболее ранние и
продолжительные наблюдения над температурой воздуха, относимые ко второму
десятилетию XVII в., были произведены пат. Райнери во Флоренции.
Около 1654 г. подобные же наблюдения были введены в других городах
Италии и в некоторых государствах Западной Европы, но велись без всякого
определенного плана и по приборам, между собой совершенно несравнимым.
Немногим лучше были наблюдения над температурой воздуха, начатые с 1669 г. в
парижской обсерватории. Барометр, примененный к наблюдениям Отто фон Герике,
на первых же порах дал указания на непостоянство давления воздуха, а в конце XVII
в. из наблюдений над ним было уже известно, что давление воздуха колеблется в
течение суток, обнаруживая правильный суточный ход, хотя колебания очень
незначительны.
Почти одновременно с двумя предыдущими приборами начались и
наблюдения над осадками; впрочем, прибор для этого — дождемер — был устроен
Леонардо да Винчи значительно ранее, в конце XV в. В конце XVII в. в Англии и
Франции дождемером уже пользовались для наблюдений, но установка прибора
была очень неудовлетворительна.
Моментом начала совершенно однообразных и сравнимых между собой
наблюдений было возникновение в 1780 г. Мангеймского метеорологического
общества (Societas Meteorologica Palatina). Это знаменитое в истории метеорологии
общество поставило своей задачей организацию правильных метеорологических
наблюдений; с этой целью оно привлекало сотрудников, рассылало проверенные
инструменты, обязало своих корреспондентов производить отсчеты трижды в сутки
в одни и те же сроки: 8 часов утра, 2 часа дня, 9 часов вечера (мангеймские часы),
организовало наблюдения даже в отдаленных странах, например Лабрадоре, Сибири,
Индии.
Труды этого общества, известные под названием "Мангеймских или
пфальцских эфемерид", несмотря на непродолжительное его существование (1780—
92), легли в основание первых капитальных работ в области метеорологии.
В России первые метеорологические наблюдения начаты были академией
наук в Санкт Петербурге. Здесь производились наблюдения над температурой
воздуха с 1726 г. (до 1743 г. утрачены), над осадками с 1741 г.; метеорологические
наблюдения над вскрытием и замерзанием Невы начались по приказу Петра
Великого с 1706 г. и продолжались непрерывно 190 лет; это самый длинный ряд,
где-либо существующий.
Нельзя не упомянуть здесь, что в то время, когда в Западной Европе еще и
речи не было о систематических однообразных наблюдениях, в России знаменитый
метеоролог В. Ломоносов, ясно сознавая всю важность правильной организации
этого дела, публично говорил об этом, например, в своем чтении 8 мая 1759 г. в
академии наук.
Во второй половине XVIII столетия кроме СПб. функционировало еще
несколько пунктов, где велись удовлетворительно наблюдения: Або, Астрахань,
Варшава, Москва, Пышминск, Рига, Соликамск, Охотск. В 1810 г. знаменитый
основатель харьковского университета В.Н. Каразин (см.) представил императору
Александру I проект полной организации сети метеорологических наблюдений,
указывая и на пользу их для науки и практической жизни.
В 20-х годах министерством народного просвещения сделано распоряжение о
производстве при всех учебных заведениях России метеорологических наблюдений
по примеру виленского университета, где подобные наблюдения были организованы
ранее. Однако распоряжение министерства осталось без действия, и только в 1832 г.,
после его повторения, началось устройство станций и производство наблюдений.
В это время по инициативе академика Купфера, при материальном
содействии горного департамента основаны магнитно-метеорологические
обсерватории в СПб., Екатеринбурге, Барнауле, Нерчинске, Богословске, Златоусте,
Лугани; тогда же устроены подобные же обсерватории в Москве, Казани, Тифлисе,
Пекине и на острове Ситхе. В 1849 г. горным департаментом учреждена Главная
физическая обсерватория в СПб., ставшая центральным метеорологическим
учреждением в России.
Начиная с 1837 г. стали выходить и своды русских наблюдений, издаваемые
Купфером под заглавием "Annuaire magnétique et météorologique" — для
обсерваторий горного департамента, и с 1851 г. под именем "Свода наблюдений etc."
— для прочих станций. Вскоре после своего учреждения Главная физическая
обсерватория фактически сосредоточила в своих руках руководство всеми
наблюдениями и обработку доставляемых станциями материалов; но при
ограниченности своего личного состава и отпускаемых на нее средств она не могла
за первое время своего существования значительно расширить число станций.
Только с 1871 г., после преобразования Главной физической обсерватории,
при директоре ее академике Вильде, число метеорологических станций в России
начало быстро расти.
Следующие цифры могут дать наглядное представление о последовательном
росте числа метеорологических станций, ведущих наблюдения над всеми
главнейшими метеорологическими элементами (II разряда) в России: в 1820—1835
гг. число станций было около 30; в 1870 г. — 47; В 1880 г. — 114; в 1890 г. — 4 21; в
1894 г. — 624.
Центральным русским метеорологическим учреждением, руководящим
метеорологическими наблюдениями в России, служит Главная физическая
обсерватория в СПб., состоящая при академии наук и находящаяся в ведении
министерства народного просвещения (подробнее см. Физическая обсерватория).
Она вырабатывает методы, планы и инструкции для наблюдений; сюда стекаются
отправляемые немедленно по окончании каждого месяца со всей России и
подвергаются контролю и обработке журналы наблюдений метеорологических
станций; особые лица, командируемые Главной физической обсерваторией,
ревизуют и проверяют деятельность станций и состояние их инструментов.
По окончании обработки наблюдения печатаются целиком или в своих
средних месячных и годовых выводах в "Летописях Главной Физической
Обсерватории"; эти же наблюдения служат материалом для составления
ежедневного (см. Погода) и ежемесячного бюллетеней.
С целью получения возможно однородного и вполне сравнимого между собой
цифрового материала при наблюдениях, все инструменты, служащие для этого,
сравниваются с некоторыми эталонами, принимаемыми за нормальные
инструменты; обязанность сравнивать инструменты лежит также на Главной
физической обсерватории в России.
Наконец, для получения большого однообразия и в способах наблюдения
Главная физическая обсерватория издает, время от времени перерабатывая, изменяя
и дополняя, "Инструкцию, данную Императорской академией наук в руководство
метеорологическими станциям" вместе с "Таблицами для вычисления
метеорологических наблюдений".
В ведении Главной физической обсерватории состоят 4 первоклассных
магнитно-метеорологических обсерватории в Павловске, Екатеринбурге, Тифлисе и
Иркутске. Подчиненные непосредственно директору Главной физической
обсерватории, снабженные достаточными средствами и хорошо обставленные
инструментами, эти обсерватории не только ведут подробнейшие магнитные и
метеорологические наблюдения, доставляя ценный материал для детального
изучения хода метеорологических элементов, но и являются деятельными местными
центрами, помогающими Главной физической обсерватории в ревизии и контроле
станций и в обработке их наблюдений.
Независимо от Главной физической обсерватории ведет метеорологические
наблюдения целый ряд метеорологических обсерваторий при высших учебных
заведениях. Между ними на первом плане должна быть поставлена
метеорологическая обсерватория новороссийского университета в Одессе; затем
обсерватории Константиновского межевого института в Москве, университета св.
Владимира в Киеве, сельскохозяйственного института в Москве, университетов в
Юрьеве, Казани, Варшаве, Москве, лесного института в Санкт Петербурге,
института сельского хозяйства и лесоводства в Новой Александрии и т. д.
Некоторые из перечисленных обсерваторий, достаточно хорошо
обставленные самопишущими инструментами, ведя обширные наблюдения,
являются в то же время и местными центрами, около которых группируются сети
метеорологических станций. Наконец, станции II разряда, наблюдающие все
основные метеорологические элементы, и станции III разряда, ведущие наблюдения
над некоторыми только метеорологическими элементами или некоторыми
явлениями, образуют ту метеорологическую сеть, которая добывает своими
наблюдениями весь материал для изучения погоды и климата России (см. Климат).
Состояние сети Главной физической обсерватории выражается, по последним
данным (отчет Главной физической обсерватории за 1894 г.), следующими цифрами;
в 1894 г. было станций:
II разряда
III разряда (осадки)
в Европейской России
438
773
в Азиатской России
140
40
52
104
12
—
на Кавказе
в соседних государствах
(Китай, Персия, Турция, Корея)
Всего 642
917
Сверх того, из этого числа станций 1226 пунктов доставили в 1894 г.
наблюдения над грозами, 1483 — над снежным покровом, метелями, вскрытием и
замерзанием рек. Однако эти числа не исчерпывают всех наблюдений,
произведенных в 1894 г. в пределах России, так как сюда следует включить еще не
вошедшие в сферу деятельности Главной физической обсерватории:
а) финляндскую сеть метеорологических станций, группирующуюся около
местного центра, метеорологической обсерватории гельсингфорского университета
(в 1888 г. эта сеть состояла из 20 станций II разряда);
б) наблюдательную сеть Привислянских губерний, руководимую
физиографическим обществом в Варшаве (по последним сведениям в 1891 г. — 35
станций II разряда);
в) сеть юго-западной России, с центром — метеорологической обсерваторией
новороссийского университета в Одессе, только отчасти со станций II разряда
доставлявшую наблюдения в Главную физическую обсерваторию; в 1894 г. состав
этой сети был следующий: станций II разряда 31, наблюдающих осадки 334,
наблюдающих температуру, облачность, ветер 191, наблюдающих грозы 310,
наблюдающих снежные покровы, вскрытия рек 297; доставляющих подробный
сельскохозяйственный дневник 191, доставляющих краткий дневник 819;
г) сеть Лифляндской и Эстляндской губерний, с центром —
метеорологической обсерваторией университета в Юрьеве; имеет около 100
дождемерных станций и несколько меньшее число наблюдающих температуру
воздуха;
д) сеть Приднепровскую, с центром — метеорологической обсерваторией
университета св. Владимира в Киеве;
е) дождемерные сети Таврической, Нижегородской и Пермской губерний и т.
д.
Большая часть станций русской метеорологической сети была устроена и
содержалась на средства отдельных правительственных или частных учреждений,
как-то: учебных заведений, земств, железнодорожных и фабричных администраций
и т. п.; только сравнительно небольшое число станций снабжено инструментами,
полученными бесплатно от Главной физической обсерватории. Контингент
наблюдателей состоит из преподавателей учебных заведений, духовных лиц, мелких
служащих при учреждениях и т. п., отдающих бесплатно свое время наблюдениям.
Из общего числа 642 станций II разряда, если отбросить 79 станций, ведших в
1894 г. наблюдения по непроверенным инструментам, остальные 563 станции были
снабжены инструментами и устроены за счет: Главной физической обсерватории и
подведомственных ей учреждений — 188 станций, министерства народного
просвещения — 68 станций, морского министерства — 61 станция, военного
министерства — 26 станций, министерства земледелия и государственных имуществ
— 40 станций, министерства путей сообщения — 60 станций, других министерств и
правительственных учреждений — 16 станций, земских и городских управ — 19
станций, различных обществ — 11 станций, частных лиц и учреждений — 74
станции.
Основные задачи метеорологии — это изучение процессов изменения
метеорологических элементов и явлений в пространстве и во времени, раскрытие
физической сущности и закономерностей таких процессов, а также разработка
способов прогноза (предсказания) изменений погоды.
Температура воздуха характеризует среднюю скорость хаотического
движения его молекул. В тропосфере она понижается с увеличением высоты. В
нижних слоях тропосферы, до высоты около 1,5 км, температура воздуха убывает в
среднем на 0°,5С на каждые 100 м высоты. Изменение температуры воздуха по
вертикали характеризуется вертикальным градиентом температуры: при падении
температуры с увеличением высоты он имеет положительное значение; при
увеличении — отрицательное.
Минимум температуры наблюдается перед восходом Солнца и максимум —
около 14 ч. Суточные амплитуды —суточный ход температуры воздуха — над
морем при одних и тех же условиях имеют меньшие величины, чем над сушей;
обычно они немного больше, чем амплитуда колебания температуры воды — 1,5—
2°С. Наибольшая температура над морем наступает в среднем в 12 ч 30 мин. С
увеличением широты суточный ход температура воздуха уменьшается. В летние
месяцы и в ясные дни он больше, чем в зимние месяцы и в пасмурные дни.
Годовой ход инсоляции и излучения земной поверхности обусловливают
годовой ход температуры воздуха; максимум приходится обычно на август;
минимум — на февраль (северное полушарие). С увеличением широты до 40°
годовой ход возрастает; в высоких широтах он незначителен. В табл. С2.1 приведено
распределение средних температур по параллелям.
Таблица С4.1
Температуру воздуха на судах измеряют с помощью обычных ртутных
термометров, имеющих специальные оправы для защиты их от осадков и
воздействия прямых солнечных лучей. Непрерывная регистрация температуры
воздуха осуществляется термографом, который показан на рисунке С4.1.
Рисунок С4.1. Термограф.
Чувствительным элементом этого прибора является биметаллическая
пластинка, один конец которой закреплен в кронштейне, а другой через систему
рычагов соединен со стрелкой, несущей на своем конце перо. Перо касается
бумажной ленты, укрепленной на барабане, вращающемся от часового механизма
вокруг своей оси. Биметаллическая пластинка изгибается пропорционально
величине изменения температуры, а связанное с ней перо воспроизводит на
вращающейся ленте линию хода температуры воздуха.
Влажность воздуха. Абсолютной влажностью называется вес (q) в граммах
водяного пара, содержащегося в 1 м³ воздуха. Количество водяного пара в воздухе
чаще выражают величиной его упругости е, выраженной в миллиметрах ртутного
столба в миллибарах:
E=0.0008(t-t`)p
где t — температура по сухому термометру психрометра;
t' — температура по влажному термометру психрометра;
р — атмосферное давление.
Наибольшая абсолютная влажность наблюдается при наибольшей
температуре воздуха: после полудня, в самые теплые месяцы, в наиболее теплых
морях.
Воздух с максимально возможным при данной температуре содержанием
пара называется насыщенным. Давление упругости пара, насыщающего воздух,
обозначают Е. Температура, при которой в воздухе с заданной абсолютной
влажностью наступит насыщение, называется точкой росы. Разность между
упругостью паров, насыщающих воздух при данной температуре, и фактической
упругостью паров, содержащихся в воздухе, называется не достатком (дефицитом)
насыщения.
Относительной влажностью (r) называется отношение упругости водяного
пара, содержащегося в воздухе (абсолютная влажность), к упругости водяного пара,
насыщающего воздух при данной температуре.
С изменением широты относительная влажность меняется незначительно.
Суточный и годовой ход относительной влажности обычно противоположен
суточному и годовому ходу температуры воздуха. Над морями относительная
влажность практически постоянна (80%).
Температура и влажность воздуха имеют исключительно важное значение для
мореплавания. В соответствии с ними определяют режим вентиляции судовых
трюмов, что позволяет обеспечить в большей мере сохранную перевозку грузов.
Температуру и влажность воздуха определяют с помощью аспирационного
психрометра (показанного на рисунке С4.2), состоящего из двух одинаковых
ртутных термометров т, резервуары р которых находятся в специальных трубках,
соединяющихся с центральной трубой ц. аспиратора о. Пружинный завод
аспиратора позволяет его вентилятору протягивать воздух через центральную трубу
так, что во время измерения резервуары обоих термометров постоянно омываются
потоком наружного воздуха.
Рис. С4.2 Психрометр.
Резервуар правого термометра аспирационного психрометра должен быть
обернут батистом, перед наблюдением его надо смачивать дистиллированной водой,
с помощью прилагаемой к прибору пипетки. К прибору прилагается номограмма для
определения относительной влажности; пользование такой номограммой подробно
изложено в заводской инструкции прибора. Значения температур сухого и
смоченного термометров позволяют с помощью специальных Психрометрических
таблиц определить абсолютную q, относительную г влажность воздуха, а также
точку росы т.
Непрерывную запись относительной влажности воздуха получают с помощью
волосяного гигрографа, чувствительным элементом которого служит пучок
обезжиренных волос. Последние изменяют длину пропорционально изменению
относительной влажности воздуха и через систему рычагов приводят в движение
индикаторную стрелку с пером. Развертывание показаний прибора по времени
осуществляется с помощью часового механизма и барабана, устройство которых
аналогично у вышеописанного термографа.
Важным метеорологическим элементом является облачность, которая
измеряется в баллах от 0 до 10, в зависимости от того, сколько десятых частей неба
закрыто облаками. Так, например, над Белым морем среднее годовое значение
облачности равно 0,8; в Асуане — 0,5 балла.
К весьма существенным метеорологическим элементам относится также
интенсивность атмосферных осадков. Она характеризуется толщиной слоя воды,
покрывающего при выпадении осадков плоскую, невпитывающую поверхность, где
не происходит испарение либо кристаллизация, и измеряется в миллиметрах (мм).
Значимым фактором безопасности мореплавания является такой
метеорологический элемент как туманы. Характеристикой туманов, определяющих
их интенсивность, является дальность видимости. При дымке она составляет от 1 до
10 км, при слабом тумане - от 500 м до 1 км , при сильном тумане - менее 50 м.
Атмосферное давление — это давление, создаваемое весом воздуха.
Нормальное давление воздуха уравновешивает столб ртути в 760 мм на уровне моря
в широте 45° при температуре 0°С. Часто атмосферное давление выражают в
миллибарах или гектопаскалях (1 мб = 0,75мм; 1 мм = 1,33 мб) .
Линии, соединяющие на карте точки с равным атмосферным давлением,
называются изобарами, а определяемое расположением изобар распределение
давлений на каком-либо горизонтальном уровне — барическим полем. В различных
точках определенного горизонтального уровня давление атмосферы может быть
различным. Разность таких давлений в сторону наибольшего его падения называется
барическим градиентом. Тип падения (или повышения) давления характеризуется
системами расположения изобар. Такие системы определяют формы барического
рельефа.
Атмосферное давление на судне измеряют с помощью барометра- анероида,
внешний вид которого показан на рисунке С 4.3.
Рисунок С4.3. Барометр анероид.
Чувствительным элементом этого прибора является герметическая
тонкостенная металлическая коробка, из которой практически откачан весь воздух.
Такая «барометрическая» коробка сжимается либо расширяется («дышит») с
изменением атмосферного давления, а ее деформации через систему рычагов
фиксируются на специальной шкале с помощью индикаторной стрелки. Правила
исправлений показаний барометра-анероида и необходимые для этого таблицы
приводятся в прилагаемой к прибору заводской инструкции.
Непрерывная регистрация изменения атмосферного давления осуществляется
барографом с помощью пишущего на барабанной ленте пера, приводимого в
движение рычагами, связанными с набором спаянных между собой (столбиком)
барометрических коробок.
Ветер — горизонтальное передвижение воздуха, вызванное разностью
атмосферного давления, которое характеризуется направлением, скоростью и силой.
Сила ветра зависит от величины барического градиента. Для оценки силы ветра
пользуются специальной шкалой Бофорта. На движущемся судне наблюдается
кажущийся ветер. Определение направления истинного ветра показано на рисунке
С4.4.
Рисунок С4.4. Истинный и кажущийся ветер.
На данном рисунке:
V — вектор скорости судна, м/сек;
Vkв b — вектор кажущегося ветра,
противоположную направлению этого ветра, м/сек;
откладываемый
в
сторону,
Vнв — вектор скорости истинного ветра, направление
противоположно направлению действительного ветра, м/сек.
которого
Вместо построения на листе бумаги направление истинного ветра
определяют ветрочетом — кругом СМО, который показан на рисунке С2.5. Это
значительно упрощает и ускоряет решение векторного треугольника.
Рисунок С4.5. Ветрочет
Скорость ветра на судах измеряют с помощью ручного анемометра, внешний
вид которого показан на рисунке С4.6. Обращенные в одну сторону четыре
полушария заставляют крестовину анемометра вращаться в одну сторону со
скоростью, пропорциональной скорости ветра. Вращение крестовины через систему
шестеренок передается счетчику оборотов. Количество оборотов крестовины в
секунду (обычно среднее за 100 сек) позволяет по специальной шкале, прилагаемой
к прибору, определить скорость ветра в метрах в секунду. В суточном ходе скорость
ветра с утра возрастает, к вечеру — ослабевает.
Рисунок С4.6. Ручной анемометр.
С4.2. Силы, вызывающие движение воздуха.
Главной причиной, вызывающей движение воздуха из одного района земной
поверхности в другой, является различие существующих в них атмосферных
давлений.
Из района с большим давлением воздух всегда движется в район с меньшим
давлением. Если бы наша планета не вращалась, то ускорение, с которым при этом
бы двигался воздух, определялось значением модуля градиента поля атмосферного
давления р(х,у), которое приближенно определяется как:
G = - (Р2-Р1)/L, где L –
расстояние между районами 2 и 1. Поэтому данная составляющая суммарного
ускорения с которым движется воздух в земной атмосфере называется ускорением
барического градиента. Ускорение барического градиента всегда направлено по
нормали к изобарам от области с более высоким давлением к области с более низким
давлением.
Физический смысл модуля барического градиента - скорость изменения
атмосферного давления при изменении расстояния. Барические градиенты в
атмосфере возникают главным образом вследствие неодинаковости температуры
воздуха над различными участками земной поверхности. Поскольку плотность
воздуха обратнопропорциональна его температуре, ускорения барического градиента
направлены от областей более холодных к областям более теплым. Если бы другие
силы на воздушные течения не действовали, их траектории были бы в большинстве
случаев прямолинейными.
В земной атмосфере в суммарном ускорении, проявляющемся при движении
любых воздушных течений, присутствуют и иные составляющие, искривляющие их
траектории.
Одной из них является ускорение Кориолиса, которое возникает в результате
вращения нашей планеты. Гаспа́р-Гюста́в де Кориоли́с (1792—1843) — французский
математик и инженер, открывший данное явление. Закончив своё образование в
Парижской политехнической школе, он затем был в ней репетитором, а позже —
проректором по учебной работе.
Если обозначить u - вектор скорости некоторого воздушного течения,
наблюдаемого из вращающейся системы координат, а w- угловую скорость вращения
самой этой координатной системы, то кажущееся ускорение, проявляющееся в
подобном движении воздуха определится как : а = 2[w u], где символ [ ] обозначает
векторное произведение. Именно это ускорение и называется ускорением Кориолиса.
Направление вектора а перпендикулярно векторам w и u. Поэтому данное
ускорение всегда искривляет траекторию движения воздуха. Его модуль А
определяется соотношением: А= 2 WU sin (η(w,u)), где W -модуль вектора угловой
скорости вращения Земли, U - модуль вектора скорости течения, а η(w,u) - угол
между соответствующими векторами.
Сила Кориолиса равна ma (m- масса движущейся частицы) и как сила инерции,
направлена в сторону противоположную ускорению Кориолиса. Она лежит в
горизонтальной плоскости только в случае, если скорость u направлена вдоль
меридиана.
Во всех остальных случаях силу Кориолиса можно разложить на две
составляющие горизонтальную и вертикальную. Вертикальную составляющую силы
барического градиента уравновешивает сила тяжести, а ее горизонтальная
составляющая, определяемая соотношением: Аг= W U sinφ, где φ- географическая
широта, приводит воздух в движение.
В северном полушарии ускорение Кориолиса отклоняет любое воздушное
течение вправо, а в южном - влево.
Горизонтальная составляющая ускорения Кориолиса достигает наименьшей
величины на экваторе, а наибольшей величины - на полюсе. Поскольку угловая
скорость вращения Земли w=0.0000729 (1/с), максимальная величина ускорения
Кориолиса составляет:
Аг max =0.000146u (см/с2 ).
Под влиянием силы Кориолиса траектория движения воздушного потока
отклоняется от прямолинейной.
При движении частиц воздуха по любой криволинейной траектории на них
действует также центробежное ускорение С, определяемая соотношением:
C=
V2 / r, где V- модуль вектора скорости частиц;
r - радиус кривизны траектории.
Центробежное ускорение направлено по радиусу кривизны в сторону ее
выпуклости (от центра).
На все движущиеся частицы действует также сила трения, направленная
навстречу вектору скорости. Трение в воздушной струе состоит из двух
составляющих :трения внешнего и трения внутреннего.
Внешнее трение вызывается тормозящим действием подстилающей
поверхности. Его модуль пропорционален скорости ветра относительно
подстилающей поверхности, а коэффициент пропорциональности зависит от
характера этой поверхности(над водой его величина в 4 раза меньше чем в среднем
над сушей). Фаза вектора внешнего трения противоположна фазе вектора скорости
ветра.
Действие внутреннего трения проявляется в том, что соседние струи воздуха,
имеющие
разные
скорости
взаимодействуют,
порождая
турбулентное
перемешивание.
Таким образом, основной барический закон ветра для северного полушария
состоит в следующем: если стать спиной к ветру, то впереди и слева будет область
низкого давления, а сзади и справа - область высокого.
Для южного полушария он состоит в том, что:- область низкого давления
окажется впереди и справа, а область высокого давления сзади и слева.
Рекомендованная литература
1.Зверев А.А. Синопатическая метеорология. Л.: «Гидрометеоиздат», 1968.774с.
2. Матвеев Л.Т. Курс общей метеорологии. Л.: «Гидрометеоиздат», 1976. 639с.
3. Решетов В.Д. Изменчивость метеорологических элементов в атмосфере. Л.:
«Гидрометеоиздат» . 1973. 216с.
4. Хргиан А.Х. Физика атмосферы. Л.: «Гидрометеоиздат», 1978. Т.1. 246с.
5.Хромов
С.П.,
Мамонтова
«Гидрометеоиздат»,1971. 568с.
Л.И.
Метеорологический
словарь.
Л.:
6. Будыко М.И. Зависимость средней температуры воздуха от изменений солнечной
радиации / М.И. Будыко // Метеорология и гидрология. – 1975. – № 10. – С.3 – 10.
7. Школьний Є.П. Фізика атмосфери. -Одеса.; ОГМІ. 1997. - 698 с.
8. Salby M.L Fundamentals of Atmospheric Physics / M.L.Salby. – New York: Academic
Press, 1996. – 560 р.
Л4. Ветер. Планетарное поле ветра. Пассаты, Зюйдвесты, Муссоны.
Учебные вопросы:
1.
2.
3.
4.
5.
6.
Экологическая роль атмосферной циркуляции.
Глобальная атмосферная циркуляция.
Пассаты.
Зюйдвесты.
Восточные ветры приполярных районов.
Муссоны.
Л4.1. Экологическая роль атмосферной циркуляции
Ветер это горизонтальная составляющая движения воздуха. Подобные
движения в земной атмосфере всегда имеют характер тех или иных циркуляционных
ячеек. Совокупность всех существующих на нашей планете циркуляционных ячеек (
воздушных потоков) называется атмосферной циркуляцией. На условия
мореплавания основное влияние оказывают составляющие атмосферной
циркуляции, расположенные в тропосфере. Ветры классифицируют, в первую
очередь, по их силе, продолжительности и направлению.
Порывы - сильные ветры продолжительностью несколько секунд.
Шквалы - сильные ветры продолжительностью единицы минут.
Названия более продолжительных ветров зависят от силы, например, такими
названиями являются бриз, бора, ураган, тайфун. Их продолжительность превышает
несколько часов.
Глобальные ветры- воздушные потоки, масштабы которых сопоставимы с
радиусом нашей планеты. Они могут иметь продолжительность несколько месяцев,
либо действовать постоянно.
В зависимости от размеров циркуляционных ячеек в общей циркуляции
атмосферы выделяют глобальные, региональные и местные составляющие. Целью
данной лекции является рассмотрение особенностей атмосферной циркуляции,
причин ее возникновения, а также особенностей указанных ее составляющих.
Атмосферная циркуляция – это фактор:
1. Климатообразующий и экологический. В результате различных движений
воздуха в атмосфере переносится тепло, влага, а также любые, содержащиеся в ней
вещества, вследствие чего регулируется климат и экологические условия.
2. Разрушительный. Ветры вызывают эрозию почв, обвалы и снежные лавины
в горах, ломают ветви деревьев, поднимают волнение на водоемах, разрушают их
берега, топят корабли, вызывают наводнения, разрушают здания и инженерные
сооружения и вызывают аварии транспортных средств.
3. Энергетический. Ветер – практически неисчерпаемый источник энергии,
функционирующий в любой точке нашей планеты и на большинстве небесных тел
солнечной системы.
4. Электризующий. Движение воздуха вызывает электризацию любых
поверхностей, о которые он трется, что приводит к возникновению гроз и других
электрических явлений в атмосфере.
5. Перемешивающий. Взаимодействие ветра с подстилающей поверхностью
вызывает образование турбулентного пограничного слоя, в котором существенно
возрастает интенсивность тепло – и массообмена этой поверхности с воздушной
средой, а также инициирует в атмосфере волновые процессы.
6. Вихреобразующий. В результате потери устойчивости воздушных течений
в атмосфере возникают вихри различных масштабов. При этом механическая
энергия передается от движений с большими пространственными масштабами, к
движениям с меньшими масштабами.
7. Прогностический. Движения воздуха обладают весьма малой
инерционностью. Изменения характеристик атмосферной циркуляции являются
самыми ранними проявлениями многих процессов, проявляющихся в земной
атмосфере. Поэтому выявление подобных изменений является эффективным
методом их прогнозирования.
Л4.2. Глобальная атмосферная циркуляция.
Глобальную атмосферную циркуляцию нашей планеты образует система
циркумполярных крупномасштабных воздушных течений в тропосфере и нижних
слоях стратосферы. Эти течения обуславливают преимущественно широтный
перенос вещества и энергии в атмосфере. Главной причиной их возникновения
является воздействие на воздух тропосферы центров действия и барических
депрессий. Как уже отмечалось выше, расположение этих неоднородностей поля
атмосферного давления обусловлено структурой поля температуры воздуха,
формирующегося в результате тепло- влагообмена тропосферы с подстилающей
поверхностью. Поскольку практически 2/3 поверхности нашей планеты занимает
Мировой океан, особенности этого процесса во многом определяются существующей
структурой океанических течений, переносящих тепло, образующееся при
поглощении солнечной радиации. Поэтому первопричиной глобальной атмосферной
циркуляции в земной атмосфере является солнечная энергия, неоднородность земной
поверхности, а также процессы переноса тепла в Мировом океане.
Существенно влияет на ее структуру также вращение Земли вокруг своей оси,
благодаря которому возникает сила Кориолиса.
Взаимодействие экваториальной барической депрессии с поясами повышенного
давления, расположенными на 30-х параллелях Северного и Южного полушарий
приводит к возникновению кольцевых циркумполярных течений, переносящих
воздух по часовой стрелке – с востока на запад между 5 и 20 параллелями- пассатов
(торговых ветров).
Взаимодействие центров действия атмосферы и барических минимумов,
расположенных на 30 и 60 параллелях Северного и Южного полушарий, вызывает
образование кольцевых воздушных потоков, переносящих воздух против часовой
стрелки-с запада на восток, между 35 и 55 параллелями, которые называются
западными ветрами (зюйдвестами). Западные ветры наблюдаются до очень
большой высоты, причем примерно до 13 км скорость их увеличивается. Выше 13 км
температурный контраст экватор — полюс сглаживается, поэтому скорость западных
ветров уменьшается.
Взаимодействие барического максимума, расположенного вблизи полюса с
областью низкого давления, на 60-й параллели, приводит к возникновению еще
одного кольцевого потока, переносящего воздух с востока на запад в приполярных
районах. Воздух на высотах более 6 км здесь движется в противоположном
направлении.
Вблизи экватора воздух поднимается до тропопаузы и вблизи нее движется к 30
м параллелям, где вновь опускается к поверхности океана и возвращается к экватору.
Подобные циркуляционные ячейки, расположенные в тропосфере над обоими
полушариями, называются ячейками Гадлея (Хэдли).
Аналогичные тропосферные ячейки существуют и в тропосфере над
приполярными регионами. В них воздух над полюсами опускается до поверхности
океана и движется к 60-й параллели, где вновь поднимается до тропопаузы и
возвращается к полюсу. Эти тропосферные потоки воздуха называются ячейками
Ферлея.
Кроме них имеются также ячейки тропосферно-сторатосферные. В них воздух
от поверхности океана у 60-х параллелей обоих полушарий поднимается к
тропопаузе, вдоль нее, движется к полюсам, над ними поднимается в стратосферу и
там движется к экватору. У экватора он возвращается к тропопаузе и вдоль нее
движется к 30 параллелям. Там воздух опускается к поверхности океана и вдоль нее
движется к 60м параллелям. Именно благодаря им происходит обмен воздуха между
тропосферой и стратосферой.
Поскольку между отдельными циркуляционными областями постоянно
происходит обмен воздухом, то и общая циркуляция атмосферы обусловливает
крупномасштабный круговорот тепла на всем земном шаре.
А. Гирс показал, что фактическая структура этого процесса в каждый момент
времени может отличаться от рассмотренной. Структура этих воздушных потоков, в
общих чертах соответствующая рассмотренной выше, может быть получена лишь в
результате усреднения мгновенных их структур за весьма большие отрезки времени.
Каждая мгновенная структура представляет собой сумму трех составляющих :
западной (W), восточной (Е) и меридиональной (С). Процессы западной формы (W)
характеризуются развитием зональных составляющих циркуляции. Для процессов
формы Е и С типично развитие меридиональных форм циркуляции.
Было установлено, что наиболее четкую зональность имеют ветры в
приэкваториальной зоне, где в северном полушарии зимой и летом преобладают
пассаты, которые наиболее четко выражены над Тихим океаном. Пояса пассатов
смещаются к полюсам в летние месяцы и приближаются к экватору в зимние. В
Северном и Южном полушарии эти движения происходят противофазно.
Л4.3.Пассаты
Впервые объяснил происхождение пассатов английский астроном Джон Хэдли
(1735). Он установил, что в полосе между 30° с.ш. и 30° ю.ш. в каждом полушарии
дуют два пассатных ветра: в Северном полушарии внизу - северо-восточный, вверху юго-западный, в Южном внизу — юго-восточный, вверху - северо-западный.
Пассаты в разных районах и в разное время года простираются от земной
поверхности до высоты 1—4 км .
Наряду с ветрами - пассатами, которые наблюдаются в приземном слое
атмосферы, в тропосфере на высотах более 7 км существуют также ветры,
переносящие воздух в обратном направлении, которые называются антипассаты или
противопассаты.
За 30° северной и ю.ш. верхние, идущие от экватора, слои воздуха опускаются к
поверхности земли и пассаты не проявляются.
Когда относительно холодные воздушные массы из умеренных широт поступают
в субтропики, происходит нагревание воздуха и развитие мощных конвективных
потоков со скоростью подъёма 4 метра в секунду, что приводит к образованию
кучевых облаков.
На высоте 1200-2000 м над такими зонами образуется изотермический
(температура не меняется с высотой) или инверсионный (температура увеличивается
с высотой) слой. Он задерживает развитие облачности, поэтому осадков в подобных
зонах очень мало. Лишь изредка встречаются мелкокапельные дожди. Здесь
располагаются величайшие пустыни нашей планеты: Сахара, Аравийская, Невада,
Атакама, Калахари, Большая Австралийская и др..
Северный и Южный пояса пассатов разделяет расположенная по экватору зона
безветрия. Эта зона в июне смещается к северу, а в январе к югу; таким же образом
меняются положения упомянутых поясов пассатов.
В Атлантическом океане северо-восточный пассат дует зимой и весной между 5°
и 27°N, а летом и осенью между 10° и 30°N. Юго-восточный пассат зимой и весной
достигает 2° N, а летом и осенью 3°N, переходя таким образом через экватор и
превращаясь постепенно в южный и в юго-западный ветер.
Зона безветрия между пассатами в Атлантическом океане лежит севернее
экватора и в декабре и январе имеет 150 морских миль в ширину, а в сентябре 550
миль.
В Тихом океане северо-восточный пассат в Тихом океане достигает только 25° N.
Юго-восточный пассат сильнее северо-восточного, так как он не встречает
никаких препятствий на обширных водных пространствах, и этим объясняется то, что
он заходит в северное полушарие.
Л4.4. Зюдвесты
Еще одной разновидностью глобальных преимущественных ветров являются
западные ветры умеренных поясов (зюйдвесты).Они действуют в зонах между 35о и
65о северной или южной широты, в направлении с запада на восток. Благодаря
западным ветрам внетропические циклоны в Северном полушарии двигаются на
северо-восток,а в Южном полушарии – на юго-восток.
Западные ветры усиливаются в зимние месяцы. Они приводят к развитию
сильных океанских течений (СевероАтлантическое и Северо-Тихоокеанское) в
Северном полушарии. В Южном полушарии они порождают
мощнейшее
поверхностное течение нашей планеты – течение Западных ветров (Циркумполярное
Антарктическое течение).
Полоса сильных западных ветров умеренного пояса расположена между 40 и 50
градусами южной широты и известна как «ревущие сороковые». Ее существование
впервые было установлено голландским моряком Хендриком Браувером в 1610 году.
Здесь проходил «маршрут клипера» , позволявший пересеч Индийский и Тихий
океаны.
Средний западный перенос в южном полушарии Земли примерно в 3 раза сильнее,
чем в северном полушарии. Скорость перемещения ветров над Южными частями
Атлантического, Индийского и Тихого океанов в среднем составляет 7-13 м/с, а
иногда достигает 25 м/с.
За «ревущими сороковыми» располагаются «неистовые пятидесятые» широты,
которые известны неожиданными снежными бурями. Известны также названия
«воющие пятидесятые». Ревущие сороковые широты – район с аномально большой
высотой волн.
Л4.5. Восточные ветры приполярных районов
Восточные ветры полярных районов — сухие холодные ветры, дующие из
полярных областей высокого давления в более низкие широты. В Северном
полушарии они зачастую являются слабыми и нерегулярными. Из-за низкого угла
падения солнечных лучей холодный воздух накапливается и оседает, создавая
области высокого давления, выталкивая воздух к экватору[14]; этот поток
отклоняется на запад благодаря эффекту Кориолиса.
В Южном полушарии данный процесс приводит к образованию стоковых
(катабатических ) ветров Антарктиды. Скорость этих ветров зимой достигает 4050м/с. Этому способствует куполообразный рельефом Антарктиды. Эти устойчивые
ветра южных направлений возникают на крутых склонах ледникового щита
Антарктиды.
Вследствие охлаждения слоя воздуха у его поверхности льда, плотность
приповерхностного слоя повышается, и он под действием силы тяжести стекает вниз
по склону.
Толщина слоя стока воздуха составляет обычно 200—300 м; из-за большого
количества ледяной пыли, несомой ветром, горизонтальная видимость при таких
ветрах очень низка.
Сила стокового ветра пропорциональна крутизне склона и наибольших значений
достигает на прибрежных районах с высоким уклоном в сторону моря. Они дуют
полярной ночью непрерывно, а полярным днем — в часы когда Солнце находится
низко над горизонтом. При увеличении высоты солнца над горизонтом благодаря
прогреву приповерхностного слоя воздуха стоковые ветры у побережья затихают.
Л4.6 Муссоны
Над материками и вблизи них рассмотренная выше система пассатов
нарушаются другой системой течений регионального масштаба – муссонами,
ветрами, которые зимой направлены с континента на океан, а летом – с океана на
континент.
Слово муссон происходит от арабского «маусим», что значит сезон. В течение
многих столетий арабские моряки называли этим словом систему ветров над
Аравийским морем и Бенгальским заливом. В летние месяцы там дуют ветры с югозапада, а в зимние – с северо-востока. О муссонах жители Ближнего Востока и Индии
знали очень давно.
Еще в 4–3 вв. до н.э. индийские и персидские мореплаватели использовали
закономерности смены ветров при плавании в Аравийском море. В 1 и 2 вв. н.э.
сложился великий муссонный путь от берегов Индии в Южно-Китайское море и
Китай. Индийские, малайские и китайские мореплаватели летом вели по нему свои
парусные суда на восток, а зимой на – запад.
Внимание, которое в течение столетий в разных частях мира уделяется
муссонам, связано не только с сезонной сменой преобладающих ветров, но и с
закономерностями выпадения дождей в период муссона. Отсутствие муссонных
дождей приводит к засухам, потере урожая, обмелению рек. В то же время слишком
интенсивный муссон с бурными, продолжительными ливнями вызывает наводнения.
Специфические признаки муссона – его устойчивость в течение сезона и смена
от одного полугодия к другому, т.е. именно его сезонность. Устойчивость муссонов
обусловлена устойчивым распределением атмосферного давления в течение каждого
сезона, а их сезонная смена – с коренными изменениями в распределении давления от
сезона к сезону.
В случае муссонов, как и в случае пассатов, устойчивость распределения вовсе
не означает, что в течение сезона над данным районом удерживается один и тот же
антициклон или одна и та же депрессия.
Зимой над Восточной Азией последовательно сменяется целый ряд
антициклонов. Но каждый из этих антициклонов сохраняется относительно долго, а
число дней с антициклонами значительно превышает число дней с циклонами. В
результате антициклон получается и на многолетней средней климатической карте.
Северные направления ветра, связанные с восточными перифериями
антициклонов, преобладают над всеми другими направлениями ветра; это и есть
зимний восточно-азиатский муссон.
Причины муссонных ветров и смена их направления по сезонам связаны с
годовым ходом Солнца и приходом солнечного излучения на земную поверхность.
Муссоны распространены в тропиках на огромных территориях от Западной
Африки до Юго-Восточной Азии и Индонезии. Муссонная составляющая общей
циркуляции атмосферы оказывает существенное влияние и на формирование климата
восточных районов азиатского побережья России. Наиболее четко такой муссонный
перенос и смена материкового и морского влияния выражены на юге Дальнего
Востока и особенно в Приморском крае.
В этом регионе муссоны бывают зимние и летние: Азия «выдыхает» воздух
зимой и «вдыхает» летом. Зимой наиболее ярко проявляется влияние континента. По
мере остывания Евразийского материка над ним все чаще формируются области
высокого атмосферного давления. Преобладание таких областей ведет к тому, что на
картах атмосферного давления при осреднении за зимние месяцы здесь
прослеживается огромная область высокого давления, названная сибирским или
азиатским антициклоном. В это время здесь формируется мощный северо-западный
поток континентального воздуха, с вертикальной мощностью до 4 км – зимний
муссон.
Летом муссонный перенос в данных широтах обычно возникает вследствие
взаимодействия дальневосточной депрессии (области пониженного давления,
формирующейся главным образом в бассейне Амура) и областями повышенного
давления над окраинными морями (Японским и Охотским) и северо-западной частью
Тихого океана.
Максимум циклонической деятельности в южных районах Дальнего Востока
приходится на лето и весну, минимум – на зиму и осень. Прогрев материка в летний
период, меридиональное расположение горных хребтов, в частности, Сихоте-Алиня,
образование антициклонов над окраинными морями приводит к тому, что циклоны,
смещающиеся с западных районов, замедляют здесь свое движение, блокируются.
Эти причины способствуют формированию летней дальневосточной депрессии.
Основной особенностью климата южной части российского Дальнего Востока
является выпадение осадков преимущественно в теплое время года: с июня по
сентябрь выпадает более 60% их годового количества, причем характерной
особенностью муссонного климата является то, что в самый дождливый месяц года
выпадает осадков почти в 50 раз больше, чем в самый сухой. В континентальном
климате это соотношение едва достигает четырех.
Наибольшей устойчивостью и скоростью ветра муссоны обладают в
экваториальной Африке, странах Южной и Юго-Восточной Азии и в Южном
полушарии вплоть до северных частей Мадагаскара и Австралии.
В более слабой форме и на ограниченных территориях муссоны
обнаруживаются и в субтропических широтах (в частности, на юге Средиземного
моря и в Северной Африке, в области Мексиканского залива, на востоке Азии, в
Южной Америке, на юге Африки и Австралии).
Муссон порождает в Индийском океане Муссо́нное тече́ние. Это течение
расположено зимой между экватором и 10° с. ш., следует в зап. направлении.
Наибольшая скорость 0,60–0,80 м/с.
Муссонное течение зимой начинается в Бенгальском заливе. Оно пересекает
океан от Никобарских островов до берегов Восточной Африки, где разветвляется.
Одна ветвь идет в Красное море, другая, образует Сомалийское течение и уходит на
юго-запад .
При этом Сомалийское течение, отклоняясь от берега Африки, у 10° ю. ш.
приобретает восточное направление, и дает начато Экваториальному
противотечению. Последнее пересекает океан, доходит до берегов Суматры и опять
разветвляется на две части. Северная ветвь уходит в Андаманское море, а южная
направляется между Малыми Зондскими островами и северным берегом Австралии в
Тихий океан.
Летом юго-восточный муссон перемещает всю массу поверхностных вод на
восток и Экваториальное противотечение исчезает.
Летнее Муссонное течение начинается у берегов Африки под названием
Сомалийского, к которому в районе Аденского залива присоединяется течение из
Красного моря. Этот мощный поток направляется на восток к Никобарским островам.
У Никобарских островов и у острова Суматра течение разделяется на две ветви.
Одна уходит на север, в Бенгальский залив, а другая устремляется на юг, соединяясь с
Южным Пассатным течением.
Стрежень муссонного течения проходит на широте 1–2°с.ш., и ср. скорость
потока достигает 1,0 м/с. Средняя температура воды 26 °C. Солёность 35‰.
Рекомендованная литература
1. Матвеев Л.Т. Курс общей метеорологии. Л.: «Гидрометеоиздат», 1976. 639с.
2. Хргиан А.Х. Физика атмосферы. Л.: «Гидрометеоиздат», 1978. Т.1. 246с.
3. Школьний Є.П. Фізика атмосфери. -Одеса.; ОГМІ. 1997. - 698 с.
4. Salby M.L Fundamentals of Atmospheric Physics / M.L.Salby. – New York: Academic
Press, 1996. – 560 р.
5. Погосян Х.П. Общая циркуляция атмосферы. М. : Наука. – 1974. -270с.
6. Крупномасштабные динамические процессы в атмосфере. Издательство "Мир",
1988.
Л5. Местные ветры. Наблюдение за ветром в судовых условиях.
Местные ветры – движения воздуха на расстояния единицы – десятки
километров. Они регулируют микроклимат, вызывают природные катастрофы и
могут быть использованы для краткосрочного предсказания погоды. В каждой
местности свои местные ветры.
К местным ветрам относятся бриз, горно-долинные ветры, бора, фён, суховей,
самум и многие другие.
Возникновение местных ветров связано главным образом с разностью
температурных условий над крупными водоемами (бризы) или горами, их
простиранием относительно общих циркуляционных потоков и расположением
горных долин (фен, бора, горно-долинные), а также с изменением общей циркуляции
атмосферы местными условиями (самум, сирокко, хамсин).
Некоторые из них по существу являются воздушными течениями общей
циркуляции атмосферы, но в определённом районе они обладают особыми
свойствами, и потому их относят к местным ветрам и дают им собственные названия.
Например, только на Байкале вследствие разницы прогревания воды и суши и
сложного расположения крутосклонных хребтов с глубокими долинами различают не
менее 5 местных ветров: баргузин — теплый Северо-Восточный, горный — Северо3ападный ветер, вызывающий мощные штормы, сарма — внезапный 3ападный ветер,
достигающий ураганной силы до 80 м/с, долинные — култук Юго-3ападный и
шелоник Юго-Восточный. В данном подразделе рассмотрим лишь некоторые их
примеры.
Л5.1.Бризы
На побережье морей и крупных озер при хорошей погоде возникают местные
ветры, называемые морскими и береговыми бризами. Они образуются вследствие
разности температур, связанной с неодинаковой удельной теплоемкостью,
теплопроводностью, а также с разным альбедо суши и водоема. В этом смысле бризы
возникают, подобно муссонам, от неодинакового нагревания суши и моря, но имеют
не годовой, а суточный период.
Суша имеет удельную теплоемкость меньше, чем водоем. Поэтому днем суша
нагревается сильнее, чем поверхность водоема. В результате днем воздух над сушей
нагревается сильнее, чем над водоемом; над сушей возникает область пониженного
давления, а над водоемом — область повышенного давления. В результате этого
холодный воздух с поверхности водоема перемещается на сушу. Над сушей воздух
поднимается до высоты 500-800 м и устремляется в сторону водоема, где опускается
до его поверхности. Образуется специфическая циркуляционная ячейка.
Наблюдаемый при этом ветер над побережьями называется морским бризом.
Морской бриз летом снижает температуру воздуха на побережье. Он ощущается на
расстояниях в среднем до 20 км от берега (их величина зависит от рельефа местности
и может изменяться от 0 до 40 км).
Ночью суша остывает быстрее, чем водоем. При этом воздух над сушей
сильнее охлаждается и становится более плотным. В результате этого над сушей
образуется область повышенного давления, а над водоемом – пониженного, что
приводит к движению воздуха с суши на море, т. е. возникает береговой бриз. Над
водоемом бриз ощущается до 10 км от берега. При этом здесь воздух поднимается до
высоты 500-800 м и движется на сушу, где опускается до ее поверхности (образуется
циркуляционная ячейка, в которой воздух движется в направлении противоположном
дневному).
Различия между температурой суши и водоема днем больше, чем ночью. Это
приводит к различию между силой берегового и морского бриза. Ночной береговой
бриз слабее, чем дневной морской. Береговой бриз также замедляет понижение
температуры над сушей. Тем самым он замедляет и понижение температуры воздуха
на побережье в вечерние часы.
Л5.2. Горно-долинные ветры
Горно-долинные ветры формируются в горных районах и меняют своё
направление два раза в сутки. Воздух по-разному нагревается над гребнями горных
хребтов, склонами и дном долины. В высокогорьях мало жидкой воды – в основном
лед и камни. Поэтому над ними в воздухе мало водяного пара и слабее парниковый
эффект, чем над дном долин, где много растительности, ручьев и озер. Камни имеют
по сравнению с дном таких долин малую теплоемкость. Поэтому подстилающая
поверхность высокогорий при хорошей погоде днем нагревается до более высоких
температур, чем дно долин. В результате этого над дном долин атмосферное давление
оказывается более высоким и возникает поток воздуха из них в высокогорье. Это
горно-долинный ветер хорошей погоды. Обычно он возникает часа через три после
восхода Солнца и продолжается в течение всего дня.
Ночью воздух над высокогорьями, содержащий меньше водяного пара
охлаждается сильнее, чем над дном долин. Он становится более плотным, чем над
долиной на той же высоте, и стекает в нее, создавая ночной горно-долинный ветер
хорошей погоды. Скорости горно-долинных ветров до 10 м/с.
Горно-долинные ветры отчетливее всего выражены в теплые, ясные летние
ночи. Скорость горного ветра зависит от крутизны склона, а также от ширины и
глубины долины. При плохой погоде схемы дневных и ночных горно-долинных
ветров противоположны. Поэтому по наблюдениям за ними можно предсказывать
перемены погоды.
В некоторых районах Земли, например на отдельных плоскогорьях, где при
радиационном выхолаживания накапливается холодный воздух, наблюдаются очень
сильные ветры стокового характера. Стоковый ветер направлен от холодных и
высоких участков к теплым и ниже расположенным и возникает под действием силы
тяжести. Сильные ветры, связанные с радиационным выхолаживанием воздуха, носят
также название катабатических. В некоторых районах им дают местные названия,
которые не следует путать с термином «катабатические», общеупотребительным
среди метеорологов. Сам этот термин указывает на то, что радиационное
выхолаживание воздуха сопровождается стоком его под действием силы тяжести. На
французском побережье Средиземного моря такие ветры называют мистралями. На
побережьях норвежских фиордов их называют стоковыми. Когда они дуют с
высокогорных плато на северном побережье Адриатического моря, то их, как и на
Черном море называют «бора». Катабатические ветры возникают также во время
длительного перемещения воздуха над обширными заснеженными пространствами.
Выхолаживание происходит за счет соприкосновения движущегося воздуха с
холодой снежной поверхностью, причем катабатический ветер в этом случае может
дуть с небольшими перерывами в течение нескольких суток.
Л5.3. Фён
Орографические особенности горных районов могут вызывать возникновение
еще одного вида ветра. Воздух, движущийся по земной поверхности, встретив на
своем пути горы, вынужден подниматься по ним и при этом адиабатически
охлаждаться. Так происходит, например, при встрече индийского летнего муссона с
Гималаями. В этом случае на наветренных склонах гор выпадают осадки. К тому
времени, когда воздух переваливает через вершины горного хребта
и
начинает
опускаться по подветренной его стороне, он успевает потерять значительную часть
содержавшегося в нем ранее водяного пара, получив при этом скрытую в паре
теплоту конденсации. Далее он нагревается вследствие сжатия, которое происходит,
когда он опускается по подветренному склону. Таким образом, воздух на
подветренных склонах оказывается очень теплым и сухим. Подветренные склоны
попадают в так называемую дождевую тень, и климат здесь становится до некоторой
степени похожим на климат пустынь. Так образуется ветер Фён - теплый и сухой,
дующий со стороны гор в долины, действующий от нескольких часов до нескольких
суток.
Хотя фёны наблюдаются в определенных районах и относятся к местным
ветрам, они, а противоположность горно-долинным ветрам, возникают лишь в тех
случаях, когда мощные воздушные течения, вызванные макроциркуляционными
процессами, переваливают через горный хребет средней высоты. Скорости фёнов
нередко достигают 20-25 м/с.
Сравнительно высокая температура воздуха при фёнах определяется
адиабатическим нагреванием его при опускании с вершины хребта в долину.
Температура воздуха на одних и тех же высотах на наветренной стороне заметно
ниже, чем на подветренной.
Фёны часто наблюдаются в горах Кавказа, Средней Азии, Алтая, в Альпах,
Скалистых горах и других горных районах земного шара. В зависимости от времени
года температура воздуха бывает разная. Летом она может повыситься до 35-40° и
более при относительной влажности 10-20%. Иногда при фёнах температура в долине
возрастает очень быстро. За несколько часов она может повыситься даже на 30-40°.
На Кавказе фёны наиболее часты в Рионской долине. Здесь они наблюдаются в
среднем более 100 дней в году.
Фен дует на северных склонах Альп, преимущественно в конце зимы или в
начале весны. Во время фена температура быстро повышается и зимой снег тает
скорее, чем от непосредственного нагревания солнечными лучами. Летом при фене
засыхает и желтеет трава и листья опадают с деревьев; иногда этот ветер даже
способствует созреванию винограда. Долгое время фен считали свойством только
определенных местностей, но теперь такие ветры констатированы во всех горных
странах.
Фен возникает при условии, когда давление по одну сторону горного хребта
низкое, а по другую - высокое. Воздух под влиянием разницы давления движется от
места высокого давления к месту низкого и переваливает через хребет, поднимаясь по
одному склону и опускаясь по другому. При подъеме влажного воздуха происходит
понижение его температуры в среднем только на 0,5° на каждые 100 м, благодаря
тому, что при конденсации влаги, содержащейся в воздухе выделяется значительное
количество тепла. Переваливающий через гребень горы воздух содержит в себе
гораздо меньше водяного пара, чем у ее подножья. При его опускании повышение
температуры происходит на 1 градус на каждые 100 м. В результате этого в долину
он приходит более теплым и сухим.
Наступление фена в Швейцарии описывается А. Чуди в следующих словах: «В
южной части горизонта над горными вершинами появляется легкий покров облаков,
бледное солнце закатывается на пурпурном небе. Еще долго рдеют облака яркими
пурпурными красками. Воздух приобретает высокую степень прозрачности и
ясности, так что горы кажутся совсем близкими. Издали доносится шелест лесов,
расположенных на верхних склонах гор; горные потоки, переполнившиеся талой
водой, шумят с большой силой, во всей природе чувствуется какая-то тревога,
надвигающаяся вниз па долину. Несколькими сильными порывами сказывается
приближающийся фен, затем водворяется на некоторое время тишина. С тем большей
силой прорываются затем в долину жаркие, сухие массы воздуха, приносимые феном,
который держится от 2 до 3 дней. Вся природа приходит в беспокойство, деревья
ломаются, целые глыбы отрываются с гор, горные потоки переполняются водой». С
особенной силой фен свирепствует в тех частях долины, которые прилегают к южной
стене гор.
По своей сухости и теплоте фен сходен с ветрами пустынь, которые
приобретают эти свойства вследствие того, что возникают в пустынях или проносятся
над ними. Таков хамсин в Египте, гарматан в Верхней Гвинее, самум в Аравии. К
этой категории ветров относили прежде также сирокко в Сицилии и южной Италии.;
Однако, как показывают более тщательные наблюдения, сирокко пе имеет ничего
общего с ветрами пустынь, и под этим названием соединяют ветры различных
свойств. Чаще всего сирокко называется в Италии и на Далматинском побережье
теплый влажный ветер южного направления, но иногда под сирокко разумеют не что
иное, как фен, т. е. ветер с высокой температурой и сухостью.
Сухой и теплый ветер такого происхождения в США называется чинук. Он
часто бывает в Скалистых горах и в горах Сьерра-Невада. Знаменитая Долина Смерти
находится на подветренной стороне гор Сьерра-Невада. В Европе такой ветер
называют феном.
Когда воздух опускается по подветренным склонам гор, в нем развивается
сильная турбулентность. Сухой и теплый воздух интенсивно испаряет снежный
покров и воду, содержащуюся в почве. Заимствованное у индейцев название ветра —
чинук — можно перевести как «снегоед».
При фёне происходит быстрое испарение облаков, снега, почвы, водоемов,
растительного покрова. За одни сутки под действием такого ветра стаивает снежный
покров высотой несколько десятков сантиметров, а температура воздуха иногда
менее чем за 12 часов повышается на 25° С. При этом усиливающийся сухой и
теплый ветер иногда вызывает у людей так называемую «фёновую ''болезнь». В
сущности, это не настоящая болезнь, а лишь ухудшение самочувствия вследствие
резкой смены окружающих условий.
Л5.4. Бора
Еще больше скорость ветра, возникающего при разновидности фёна, которая
возникает осенью на многих гористых участках морских побережий и называется
нордост (бора) в Новороссийске, бора в Триесте, бораско в Болгарии, стражеско на
Байкале и мистраль в Провансе.
Бора (итал. bora от греч. boreas— северный ветер) - сильный порывистый
холодный ветер, дующий на побережье морей или крупных озер с горных хребтов,
разделяющих сильно охлажденную и более теплую (особенно приморскую)
поверхность у их подножий. Он образуется, если невысокие горные хребты отделяют
холодный воздух над сушей от тёплого воздуха над водой.
Бора возникает всегда, когда встречаются осень, теплое море и гора.
Новороссийская бора представляет, подобно фену и сухой ветер, который
может в порывах достигать скорости 60м/с. Осенью, над горами воздух охлаждается
быстрее чем над морем, где еще продолжается купальный сезон. В результате этого
над горами образуется область более высокого давления, из которой воздух начинает,
подобно лавине, перемещаться к морю. Скорость ветра так велика, что в он , в
порывах, буквальном смысле сваливает людей с ног и переворачивает автобусы.
Несмотря на то, что, опускаясь, воздух нагревается, достигнув поверхности моря, он
все равно оказывается существенно холоднее ее. Вследствие этого при боре не только
усиливается ветер, но и быстро падает температура на побережьях, водяные пары
конденсируются и в виде инея оседают на снастях судов, мачтах, телеграфных
проволоках и т. д. Суточный перепад температур во время боры может достигать 40
°C.
Шквалистый ветер не только приносит сильное похолодание, но и поднимает на
море высокие волны, а брызги воды намерзают на корпуса кораблей. Иногда с
наветренной стороны на судне нарастает слой льда толщиной до 4 метров, под
тяжестью которого корабль может перевернуться и затонуть.
Бора продолжается от нескольких суток до недели. В приморской части города
здания покрывались инеем и льдом и принимали весьма фантастический вид
вследствие такого убора. Перед появлением боры у вершин гор можно наблюдать
густые облака, которые жители Новороссийска называют «борода». Первоначально
ветер крайне неустойчив, меняет направление и силу, но постепенно приобретает
определённое направление и разгоняется до скорости 60 м/с (на Маркотхском
перевале близ Новороссийска). в Новороссийске в 2002 бора стала причиной гибели
нескольких десятков человек.
Бора ощущается не только в Новороссийске, но и далее к югу, в Геленджике и
до Туапсе. Бывает бора в ноябре и в Крыму в районе Ялты- Алушты.
При аналогичных условиях возникают бора в Триесте, на берегу
Адриатического моря (в районе городов Триест, Риека и др.), мистраль в Провансе,
сарма на Байкале, норд – в Баку (на Каспийском море). Типична бора также на
западном склоне Урала — восточная Кизеловская бора. Особый тип боры —
стоковый ветер, наблюдается в Антарктиде и на северном острове Новой Земли.
Бора - холодный и порывистый ветер, дующий с гор к морю или озеру
В Баку при норде ветер достигает нередко скорости 20-30 м/с. Он может дуть
несколько дней подряд. Возникает норд при высоком давлении на Северном Кавказе
и низком давлении - на юге Каспия. Холодный воздух, зажатый в предгории юговостока Большого Кавказского хребта, вырывается на просторы Западного Каспия в
районе Апшерона.
Л5.5. Суховей
Суховеи –ветры степей, пустынь и полупустынь, преобладющие летом. Эти
жаркие сухие ветры образуются по краям антициклонов и продолжаются несколько
суток, усиливая испарение, иссушая почву и растения. Суховеи характерны для
степных районов России и Украины, для Казахстана и Прикаспия.
Аналогом суховея является Самум (хамсин) — знойный ветер в пустынях
Северной Африки и Аравийского полуострова , который формируется при сильном
нагреве воздуха в циклонах. Он несёт раскалённый песок и пыль и иногда
сопровождается грозой. Температура воздуха при самуме может подняться до +50
°С. Обычно перед налетающим шквалом самума пески начинают «петь» — слышен
звук трущихся друг о друга песчинок.
Л5.6. Мистраль
Мистраль — холодный северо-западный ветер, дующий с гор Севенн на
средиземноморское побережье Франции в весенние месяцы .Мистраль является
разновидностью стокового (катабатического) ветра. Часто ветер настолько силён,
что вырывает с корнем деревья. В восточной части Лазурного Берега действие
мистраля намного слабее.
Также мистраль является причиной необыкновенно солнечной погоды и
ясного неба Ривьеры, унося в море облака и пыль. Кроме того, он отгоняет в море
теплые прибрежные воды, на место которых приходят более холодные глубинные
воды, заодно богатые питательными веществами.
Мистраль образуется при встрече атлантического антициклона и
североморского циклона. В долине р. Роны Мистраль усиливается в сужении
рельефа у порога Наруз, достигает иногда скорости 50 м/с и более. Если в Балансе, у
слияния рек Рона и Изер ветер достигает 25 м/с, то несколько южнее (например, в
Ниме) он уже вдвое слабее. Мистраль чаще всего наблюдается зимой, дует по 3—4
дня в каждом зимнем месяце. В некоторые годы в Ниме в феврале число дней с
Мистралем достигало 24.
Летом Мистраль заметно слабее, чем зимой. В Марселе Мистраль
наблюдается до 175 дней в году.
Л5.7. Шквал
Шквал— внезапное резкое усиление ветра (на 8 м/с и более за период
времени 1-2 минуты), связанное с кучево-дождевыми облаками. Скорость ветра при
шквале превышает 10 м/с (может достигать 20-25 м/с и более), продолжительность от нескольких минут до 1-1.5 часов. Шквал зачастую наносит разрушения - ломает
деревья, повреждает лёгкие здания и т.д.
Шквал нередко сопровождается ливневым дождём и грозой, в ряде случаев —
градом, а если почва сухая и нет осадков — пыльной бурей. От урагана шквал
отличается непродолжительным характером и возникает преимущественно в зонах
атмосферных фронтов и линий неустойчивости (линий шквалов).
Л5.8. Смерч ( торнадо )
Смерч (торнадо)— атмосферный вихрь, возникающий в кучево-дождевом
(грозовом) облаке и распространяющийся вниз, часто до самой поверхности земли, в
виде облачного рукава или хобота диаметром в десятки и сотни метров. Развитие
смерча из облака отличает его от некоторых внешне подобных и также отличных по
природе явлений, например смерче-вихрей и пыльных (песчаных) вихрей.
Обычно поперечный диаметр воронки смерча в нижнем сечении составляет
300—400 м, хотя, если смерч касается поверхности воды, эта величина может
составлять всего 20—30 м, а при прохождении воронки над сушей может достигать
1,5—3 км. Слово «смерч» происходит от древнерусского смьрчь, смърчь —
«облако».
В Северном полушарии вращение воздуха в смерчах происходит, как
правило, против хода часовой стрелки. Это может быть связано с направлениями
взаимных перемещений масс воздуха по сторонам от атмосферного фронта, на
котором формируется смерч.
Известны и случаи обратного вращения. На соседних со смерчем участках
происходит опускание воздуха, в результате чего вихрь замыкается.
Внутри воронки воздух опускается, а снаружи поднимается, быстро вращаясь,
создаётся область сильно разреженного воздуха. Разрежение настолько значительно,
что замкнутые наполненные газом предметы, в том числе здания, могут взорваться
изнутри из-за разности давлений. Это явление усиливает разрушения от смерча,
затрудняет определение параметров в нём. Определение скорости движения воздуха
в воронке до сих пор представляет серьёзную проблему. В основном оценки этой
величины известны из косвенных наблюдений. В зависимости от интенсивности
вихря скорость течения в нём может варьироваться. Считается, что она превышает
18 м/с и может, по некоторым косвенным оценкам, достигать 1300 км/ч. Сам смерч
перемещается вместе с порождающим его облаком. Это движение может давать
скорости в десятки км/ч, обычно 20—60 км/ч. По косвенным оценкам, энергия
обычного смерча радиусом 1 км и средней скоростью 70 м/с сравнима с энергией
эталонной атомной бомбы, подобной той, которую взорвали в США во время
испытаний «Тринити» в Нью-Мексико 16 июля 1945[4]. Рекордом времени
существования смерча можно считать Мэттунский смерч, который 26 мая 1917 года
за 7 часов 20 минут прошёл по территории США 500 км, убив 110 человек. Ширина
расплывчатой воронки этого смерча составляла 0,4—1 км, внутри неё была видна
бичеподобная воронка. Другим знаменитым случаем торнадо является смерч Трех
Штатов (Tristate tornado), который 18 марта 1925 года прошёл через штаты Миссури,
Иллинойс и Индиана, проделав путь в 350 км за 3,5 часа. Диаметр его расплывчатой
воронки колебался от 800 м до 1,6 км.
В месте контакта основания смерчевой воронки с поверхностью земли или
воды может возникать каскад — облако или столб пыли, обломков и поднятых с
земли предметов или водяных брызг. При формировании смерча наблюдатель видит,
как навстречу опускающейся с неба воронке с земли поднимается каскад, который
затем охватывает нижнюю часть воронки. Термин происходит от того, что обломки,
поднявшись до некоторой незначительной высоты, не могут уже удерживаться
потоком воздуха и падают на землю. Воронку, не соприкасаясь с землёй, может
окутывать футляр. Сливаясь, каскад, футляр и материнское облако создают иллюзию
более широкой, чем есть на самом деле, смерчевой воронки.
Иногда вихрь, образовавшийся на море, называют смерчем, а на суше —
торнадо. Атмосферные вихри, аналогичные смерчам, но образующиеся в Европе,
называют тромбами. Но чаще все эти три понятия рассматриваются как синонимы.
Торнадо может появляться во многих формах и размерах. Большинство
смерчей возникает в виде узкой воронки (всего несколько сотен метров в
поперечнике), с небольшим облаком мусора вблизи земной поверхности. Торнадо
может быть скрыт полностью стеной дождя или пыли. Такие торнадо особенно
опасны, так как даже опытные метеорологи не могут их видеть
Фотографии торнадо 30 мая 1976 года (Waurika, штат Oklahoma), сделанные
разными фотографами практически одновременно: на верхнем снимке торнадо
освещён со стороны фотокамеры и воронка приобретает оттенки синего цвета, а на
нижнем — солнце расположено позади торнадо, делая его тёмным.
В зависимости от условий, в которых они образуются, смерчи могут иметь
широкий диапазон цветов. Те, которые зарождаются в сухой среде могут быть
практически невидимы и замечены только по закрученному в основании воронки
мусору. Конденсированные воронки, которые практически не поднимают или
поднимают малое количество мусора могут быть от серого до белого цвета. В
процессе перемещения воды по воронке, окраска смерча может становиться белой
или даже насыщенного синего цвета. Медленно движущиеся воронки, которые
успевают поглотить значительное количество мусора и грязи, как правило, темнее и
принимают цвет накопленного мусора. Торнадо, прошедшее по территории Великих
равнин может покраснеть из-за красноватого оттенка почвы, а смерчи возникающие
в горных районах могут преодолевать заснеженные территории, становясь белыми.
Условия освещения являются основным фактором, определяющим цвет
смерча. Торнадо, который «подсвечен» солнцем, расположенным позади него
воспринимается очень тёмным. В то же время торнадо, подсвеченное солнцем,
светящим в спину наблюдателя, может показаться серым, белым или блестящим.
Смерчи, возникщие в час заката, имеют множество различных цветов и оттенков
жёлтого, оранжевого и розового.
Пыль, поднятая грозовым шквалом, проливной дождь и град, мрак ночи —
факторы, которые могут уменьшить видимость торнадо. Смерчи, возникающие в
этих условиях особенно опасны, так как могут быть обнаружены только с помощью
метеорологических радиолокаторов наблюдения, либо предупреждением о
надвигающейся опасности для тех кого застигла непогода может стать звук
приближающегося торнадо. Наиболее значительные торнадо образуются
восходящими потоками штормового ветра, содержащими дождевую воду, что делает
их видимыми. Кроме того, большинство торнадо происходят в конце дня, когда
яркое солнце может проникнуть даже сквозь самые толстые облака. В ночное время
торнадо освещены частыми вспышками молнии.
В Северном полушарии вращение воздуха в смерчах происходит, как
правило, против хода часовой стрелки. Это может быть связано с направлениями
взаимных перемещений масс воздуха по сторонам от атмосферного фронта, на
котором формируется смерч. Известны и случаи обратного вращения. На соседних
со смерчем участках происходит опускание воздуха, в результате чего вихрь
замыкается.
Причины образования смерчей полностью не достаточно изучены до сих пор.
Можно указать лишь некоторые общие сведения, наиболее характерные для
типичных смерчей.
Смерч может возникнуть при поступлении теплого воздуха, насыщенного
водяным паром, когда происходит соприкосновение теплого влажного с холодным
сухим «куполом», образовавшимся над холодными участками поверхности земли
(моря). В месте соприкосновения происходит конденсация водяного пара, при этом
образуются дождевые капли и выделяется тепло, локально нагревающее воздух.
Нагретый воздух устремляется вверх, создавая зону разряжения. В эту зону
разряжения втягивается близлежащий теплый влажный воздух облака и
нижележащий холодный воздух, что приводит к лавинообразному развитию
процесса и выделению значительной энергии. В результате этого образуется
характерная воронка. Внутри воронки воздух поднимается вверх с большой
скоростью, в воронке формируется разряжение. Холодный воздух, затягиваемый в
зону разряжения, ещё более охлаждается. Опускаясь вниз, воронка достигает
поверхности земли, в зону разряжения втягивается все, что может быть поднято
воздушным потоком. Сама зона разряжения перемещается в сторону, откуда
поступает больший объём холодного воздуха. Воронка двигается, причудливо
изгибаясь, касаясь поверхности земли. Осадки при этом относительно небольшие.
При смерче разрушения возникают вследствие локального выделения
значительной энергии, накопленной при образовании водяного пара, а исходным
источником энергии является солнечная радиация.
С повышением температуры мирового океана объём водяного пара в
атмосфере будет увеличиваться. Также будет увеличиваться континентальность
климата, как следствие этого будет возрастать количество смерчей и ураганов, а
также возрастать их сила.
При исчерпании объёмов холодного или теплого влажного воздуха, мощность
смерча торнадо ослабевает, воронка сужается и отрывается от поверхности земли,
постепенно обратно поднимаясь в материнское облако.
Время существования смерча различно и колеблется от нескольких минут до
нескольких часов (в исключительных случаях). Скорость продвижения смерчей
также различна, в среднем — 40—60 км/ч (в очень редких случаях может достигать
480 км/ч).
Грозы бывают в большей части земного шара, за исключением регионов с
субарктическим климатом и арктическим климатом, однако смерчи могут
сопровождать только те грозы, которые находятся на стыке атмосферных фронтов.
Наибольшее количество смерчей фиксируется на североамериканском
континенте, в особенности в центральных штатах США, меньше — в восточных
штатах США. На юге, в штате Флорида у островов Флорида-Кис, смерчи
появляются с моря почти каждый день, с мая до середины октября, за что этот район
получил прозвище «край водяных смерчей». В 1969 году здесь было зафиксировано
395 подобных вихрей.[15]
Вторым регионом земного шара, где возникают условия для формирования
смерчей, является Европа (кроме Пиренейского полуострова), и вся Европейская
территория России, за исключением юга России, Карелии и Мурманской области, а
также других северных областей.
Таким образом, смерчи в основном наблюдаются в умеренном поясе обоих
полушарий, приблизительно с 60-й параллели по 45-ю параллель в Европе и 30-ю
параллель в США.
Также смерчи фиксируются на востоке Аргентины, ЮАР, западе и востоке
Австралии и ряда других регионов, где также могут быть условия столкновения
атмосферных фронтов.
Классификация смерчей.
Бичеподобные - это наиболее распространённый тип смерчей. Воронка
выглядит гладкой, тонкой, может быть весьма извилистой. Длина воронки
значительно превосходит её радиус. Слабые смерчи и опускающиеся на воду
смерчевые воронки, как правило, являются бичеподобными смерчами.
Расплывчатые смерчи выглядят как лохматые, вращающиеся, достигающие
земли облака. Иногда диаметр такого смерча даже превосходит его высоту. Все
воронки большого диаметра (более 0,5 км) являются расплывчатыми. Обычно это
очень мощные вихри, часто составные. Наносят огромный ущерб ввиду больших
размеров и очень высокой скорости ветра.
Составные торнадо могут состоять из двух и более отдельных тромбов вокруг
главного центрального смерча. Подобные торнадо могут быть практически любой
мощности, однако, чаще всего это очень мощные смерчи. Они наносят значительный
ущерб на обширных территориях.
Огненные смерчи, порождаются облаком, образованным в результате
сильного пожара или извержения вулкана. Именно такие смерчи впервые были
искусственно созданы человеком (опыты Дж. Дессена (Dessens, 1962) в Сахаре,
которые продолжались в 1960—1962 гг.). «Впитывают» в себя языки пламени,
которые вытягиваются к материнскому облаку, образуя огненный смерч. Может
разносить пожар на десятки километров. Бывают бичеподобными. Не могут быть
расплывчатыми (огонь не находится под давлением, как у бичеподобных смерчей).
Водные смерчи, образуются над поверхностью океанов, морей, в редком
случае озёр. Они «впитывают» в себя волны и воду, образовывая, в некоторых
случаях, водовороты, которые вытягиваются к материнскому облаку, образуя
водный смерч. Бывают бичеподобными. Так же как и огненные, не могут быть
расплывчатыми (вода не находится под давлением, как у бичеподобных смерчей).
Земляные смерчи - очень редкие, образовываются во время разрушительных
катаклизмов или оползней, иногда землетрясений выше 7 баллов по шкале Рихтера,
очень высокие перепады давления, сильно разрежен воздух. Бичеподобный смерч
расположен «морковкой» толстой частью к земле, внутри плотной воронки, тонкая
струйка земли внутри, «вторая оболочка» из земляной жижи (если оползень). В
случае с землетрясениями поднимает камни, что очень опасно.
От рассмотренных смерчей надо отличать «смерчи» песчаные («пыльные
дьяволы»), наблюдаемые в пустынях (Египет, Сахара); в отличие от предыдущих,
последние называются иногда тепловыми вихрями. Сходные по внешнему своему
виду с настоящими смерчами, песчаные вихри пустынь ни по размерам, ни по
происхождению, ни по строению и действиям ничего общего с первыми не имеют.
Возникая под влиянием местного накаливания песчаной поверхности солнечными
лучами, песчаные вихри представляют собой настоящий циклон (барометрический
минимум) в миниатюре. Уменьшение давления воздуха под влиянием нагревания,
вызывающее приток воздуха с боков к нагретому месту, под влиянием вращения
Земли, а ещё более — неполной симметрии такого восходящего потока, образует
вращение, постепенно разрастающееся в воронку и иногда, при благоприятных
условиях, принимающий довольно внушительные размеры. Увлекаемые вихревым
движением, массы песка поднимаются восходящим движением в центре вихря на
воздух, и таким образом создается песчаный столб, представляющий подобие
смерча. В Египте наблюдались такие песчаные вихри до 500 и даже до 1000 метров
высотой при диаметре до 2—3 метров. При ветре эти вихри могут перемещаться,
увлекаемые общим движением воздуха. Продержавшись некоторое время (иногда —
до 2 часов), такой вихрь постепенно ослабевает и рассыпается.[16]
Первое упоминание о смерче в России относится к 1406 году. Троицкая
летопись сообщает, что под Нижним Новгородом «вихорь страшен зело» поднял в
воздух упряжку вместе с лошадью и человеком и унёс так далеко, что они стали
«невидимы бысть». На следующий день телегу и мёртвую лошадь нашли висящими
на дереве по другую сторону Волги, а человек пропал без вести.
30 мая 1879 года так называемый «ирвингский смерч» поднял на воздух
деревянную церковь вместе с прихожанами во время церковной службы, перенеся её
на четыре метра в сторону, смерч удалился. Значительного ущерба панически
перепуганные прихожане не понесли, если не считать ранений от упавших с потолка
штукатурки и кусков древесины.[15]
29 июня 1904 года в 17 часов смерч в Москве вырвал с корнем и перекрутил
все деревья (некоторые до метра в охвате) Анненгофской рощи, нанёс ущерб
Лефортово, Сокольникам, Басманной улице, Мытищам,[15] высосал воду из
Москвы-реки, обнажив её дно.[19]
В 1923 году в штате Теннесси (США) смерч мгновенно уничтожил и унёс
стены, потолок и крышу сельского дома, при этом жильцы, сидящие за столом,
отделались лёгким испугом.[15]
В 1940 году в деревне Мещеры Горьковской области наблюдался дождь из
серебряных монет. Оказалось, что во время грозового дождя на территории
Горьковской области был размыт клад с монетами. Проходивший поблизости смерч
поднял монеты в воздух и выбросил их у деревни Мещеры[20].
В апреле 1965 г. над США одновременно возникли 37 различных по
мощности торнадо, высотой до 10 км и в диаметре около 2 км, со скоростью ветра до
300 км в час. Эти вихри произвели громадные разрушения в шести штатах. Число
погибших превысило 250 человек, а 2500 получили ранения.
Самая высокая скорость ветра на поверхности Земли была зарегистрирована
во время смерча в США в 1999 г. - около 500 км/час.
Метеорология является относительно молодой наукой и изучение смерчей
начато не так давно. Несмотря на то, что явление исследуется уже около 140 лет и
около 60 лет — достаточно подробно, есть ещё аспекты, связанные со смерчем,
которые остаются загадкой[22] Учёные имеют достаточно хорошее представление о
развитии гроз и мезоциклонов,[23][24] и о метеорологических условиях,
способствующих их образованию. Тем не менее, шаг от суперячеек (или других
соответствующих атмосферных процессов) до рождения смерча и его
прогнозирования, в отличие от мезоциклонов, ещё не сделан, и этот вопрос
находится в центре внимания многих исследователей.[25]
Л5.9. Наблюдения за ветром на судне.
Во время движения судна дующий над морем ветер (истинный ветер)
геометрически складывается с курсовым ветром, скорость которого равна скорости
хода, а направление — курсу судна. Движение воздуха относительно судна,
появляющееся в результате такого сложения, принято называть кажущимся ветром.
Кажущийся ветер, как и истинный, является векторной величиной,
характеризующейся также скоростью и направлением, которые выражаются в тех же
единицах, что и параметры истинного ветра. Направление кажущегося ветра
определяется либо по отношению к курсу судна (определяется курсовой угол
кажущегося ветра), если направление определяется по прибору, либо по отношению
к географическому меридиану, если направление определяется по компасу.
На движущемся судне в срок наблюдения измеряют направление и скорость
кажущегося ветра, скорость хода и курс судна и по ним рассчитывают скорость и
направление истинного ветра. Если судно лежит в дрейфе или стоит на якоре, то
определяемые на нем скорость и направление ветра будут соответствовать скорости
и направлению истинного ветра.
Скорость и направление кажущегося ветра на ходу судна измеряют с
помощью анеморумбометра, а при его отсутствии направление кажущегося ветра
определяют по судовому компасу и вымпелу, а его скорость — с помощью
анемометра судового .
Измерение параметров кажущегося ветра должно производиться при
устойчивых характеристиках движения судна. При этом:
— среднюю скорость кажущегося ветра измеряют с точностью до 0,1 м/с, его
направление — до 1°;
— курс судна отмечают с точностью до 1°, а скорость хода до 0,5 уз;
Определение направления кажущегося ветра производят по компасу и
вымпелу. Для этого необходимо в течение 2—3 мин наблюдать за направлением, в
котором вытягиваются (развеваются под действием ветра) вымпелы, флаги, ручной
флажок, дым из трубы судна, ветровой конус , и по компасу определить это
направление с точностью до 5° по отношению к географическому меридиану.
В аварийных ситуациях (при выходе из строя ветроизмерительных приборов,
при обесточивании судна) скорость кажущегося ветра следует определять, оценивая
визуально действие ветра на судно и его оснастку.
Скорость и направление истинного ветра на ходу судна не измеряются, а
рассчитываются по скорости и направлению кажущегося ветра, по курсу и скорости
движения судна. Расчет осуществляется с помощью вычислительных средств либо с
помощью ветрочета КСМО-1М.
В аварийных ситуациях (при выходе из строя измерительных приборов),
когда невозможно измерить скорость и направление кажущегося ветра, направление
и скорость истинного ветра следует определять визуально: скорость — по состоянию
поверхности моря (океана), направление — по направлению перемещения ветровых
волн.
Расчет скорости V и направления d истинного ветра осуществляется по
формулам
где Vc — скорость хода судна, уз;
Vk — скорость кажущегося ветра, м/с;
dс — курс судна, град.,
dk — направление кажущегося ветра, отсчитываемое от курса судна, град.
При выходе из строя ветроизмерительных приборов направление истинного
ветра оценивается по направлению перемещения ветровых волн, наблюдаемых
вдали от судна, где они не искажены волнами, вызываемыми самим судном, а также
волнами, отраженными от его корпуса: в течение нескольких секунд следует
определить направление, откуда перемещаются ветровые волны, после чего с
помощью компаса или пеленгатора измерить это направление относительно
географического меридиана с точностью до 5°, которое и будет соответствовать
направлению истинного ветра.
При использовании пеленгатора необходимо его визир установить
параллельно фронту гребней ветровых волн, а затем повернуть визир на 90°
навстречу движению волн и по картушке компаса отсчитать направление истинного
ветра.
Пенистые гребни ветровых волн всегда располагаются перпендикулярно
направлению истинного ветра, поэтому при наличии пены на гребнях волн также с
помощью компаса можно оценивать направление истинного ветра.
При визуальных оценках скорость истинного ветра следует определять с
помощью таблиц по наблюдаемому состоянию поверхности океана. Визуально
оценивать скорость истинного ветра с помощью таблиц можно только в открытом
океане и нельзя при наличии с наветренной стороны судна берега, островов, рифов.
При нахождении судна в дрейфе или при стоянке на якоре скорость ветра,
определяемая по прибору, принимается равной скорости истинного ветра.
Направление ветра, определяемое по компасу и вымпелу, принимается равным
направлению истинного ветра, относительно географического меридиана.
Направление ветра, определенное по ветроизмерительному прибору,
принимается равным направлению истинного ветра относительно курса судна
(относительно положения носа судна при его стоянке на якоре); для определения
направления истинного ветра относительно географического меридиана необходимо
в этом случае к направлению, измеренному по ветроизмерительному прибору,
прибавить показание курса судна.
1.
2.
3.
4.
5.
6.
7.
8.
9.
1.4. Вопросы для контроля знаний 2.
Что такое метеорологические элементы.
Приведите пример метеорологического элемента, распределение значений
которого по земной поверхности носит очаговую структуру.
Что такое температура воздуха, каким прибором, когда и в каких единицах
измеряется.
Каким прибором и в каких единицах измеряется атмосферное давление. Как с
его помощью прогнозировать перемены погоды.
Каким прибором и в каких единицах измеряется влажность воздуха.
Что такое ветрочет.
Каким прибором измеряют относительную скорость ветра.
Сформулируйте закон Бейс-Балло.
Что такое сила Кориолиса.
10. Что такое общая циркуляция атмосферы и каковы ее основные компоненты.
11. Охарактеризуйте ветры пассаты.
12. Охарактеризуйте ветры муссоны.
13. Охарактеризуйте ветры зюйдвесты.
14. Охарактеризуйте восточные ветры приполярных областей.
15. Охарактеризуйте ветер Бриз.
16. Охарактеризуйте горно-долинный ветер хорошей погоды.
17. Охарактеризуйте ветер фен.
18. Охарактеризуйте ветер бора.
19. Охарактеризуйте ветер мистраль.
20. Охарактеризуйте ветер суховей.
21. Охарактеризуйте ветер шквал.
22. Охарактеризуйте смерч (торнадо) как природное явление.
23. Каков порядок осуществления наблюдений за ветром на судне.
24. Чем кажущийся ветер отличается от истинного.
25. Как определять направление ветра по вымпелу и компасу.
26. Как определять направление ветра по гребням волн.
Рекомендованная литература
1. Матвеев Л.Т. Курс общей метеорологии. Л.: «Гидрометеоиздат», 1976. 639с.
2. Хргиан А.Х. Физика атмосферы. Л.: «Гидрометеоиздат», 1978. Т.1. 246с.
3. Школьний Є.П. Фізика атмосфери. -Одеса.; ОГМІ. 1997. - 698 с.
4. Salby M.L Fundamentals of Atmospheric Physics / M.L.Salby. – New York: Academic
Press, 1996. – 560 р.
5. Погосян Х.П. Общая циркуляция атмосферы. М. : Наука. – 1974. -270с.
6. Крупномасштабные динамические процессы в атмосфере. Издательство "Мир",
1988.
7. Вараксин А. Ю., Ромаш М. Э., Копейцев В. Н. Торнадо. — М.: Физматлит, 2011.
— 344 с. — 300 экз. — ISBN 978-5-9221-1249-9
Л6.. Водяной пар в атмосфере.
Учебные вопросы:
3.1. Вода и земная атмосфера.
3.2. Водяной пар в атмосфере.
3.3. Свойства влажного воздуха
Л6.1. Вода и земная атмосфера
Вода самое распространенное вещество на нашей планете. Она окружает нас
повсюду. 71% поверхности нашей планеты занимает гидросфера- Мировой океан,
озера, водохранилища, реки, ручьи и болота. Не удивительно, что воду люди начали
изучать еще в древности. Уже тогда они поняли, что пути между различными
странами по воде, гораздо безопаснее и комфортнее, чем по суше
Основой экономики всех великих цивилизаций прошлого являлось сельское
хозяйство, невозможное без пресной воды. Главным видом транспорта у многих
народов был водный. Поэтому изучением свойств воды, прогнозированием
атмосферных осадков и паводков на реках, в той или иной мере занимались их
ученые и жрецы.
Особое внимание ей уделялось в Древней Греции, где собственных
источников пресной воды всегда недоставало, а море было всюду. Этому
способствовало географическое положение Греции, чьи города–государства
располагались на берегах Эгейского либо Ионического морей, на островах или
полуостровах. Сообщению между ними по суше мешали горы и многочисленные
разбойники. Самые прямые транспортные коммуникации пролегали по морям
(правда, безопасными они были лишь для тех, кто умел предсказывать нередкие
здесь – шторма).
Фалес Милетский (640-546 г. г. до нашей эры), размышляя о сущности
веществ в природе, пришел к выводу о том, что вода является первоосновой, из
которой произошел окружающий нас мир. Эмпедокл из Агригента (490-430 г. г. до
нашей эры) и Аристотель (384-322 г. г. до нашей эры) полагали, что вода является
одним из четырех начал всего, существующего вокруг нас.
Современная наука также рассматривает воду, как вещество, имеющее
исключительное, первостепенное значение для биосферы.
В атмосферу вода поступает в основном в виде водяного пара в результате
испарения с поверхности гидросферы (Мирового океана и водных объектов суши).
С поверхности Мирового океана за год испаряется около 450 тысяч кубических
километров воды. Если бы ее распределить по его поверхности, образовался бы слой
толщиной около 1, 25м.
Значимый вклад вносит также испарение ее
почвой и наземной
растительностью, а также криосферой. В целом, с материков в атмосферу поступает
71 тысяча кубических километров воды.
Значительные количества водяного пара выбрасываются из недр Земли при
извержениях вулканов, а также проникают в атмосферу из космоса. Всего за год в
атмосферу поступает в среднем примерно 521 тысяча кубических километров воды
(это примерно семь таких водоемов как Каспийское море). Такое же количество
воды ежегодно возвращается на земную поверхность из атмосферы, увлажняя почву
и создавая условия для развития флоры и фауны во внутренних регионах материков,
лишенных собственных источников влаги.
Вода в атмосфере Земли присутствует во всех четырех агрегатных
состояниях: -в виде водяного пара (газа); капельножидкой воды, образующей
жидкие атмосферные осадки, водяные и смешанные облака, а также туманы;
кристаллической (твердой) воды, входящая в состав твердых атмосферных осадков,
ледяных и смешанных облаков, а также туманов; и плазмы (ионизированных и
диссоциированных молекул водяного пара- преимущественно гидроксилов ОН и
протонов Н).
Наибольшее значение для всего живого на Земле имеют атмосферные осадки,
жидкие, твердые и наземные. Именно они замыкают круговорот воды в природе,
доставляют влагу во внутренние районы материков, питают ею микроорганизмы,
растения и животных, очищают атмосферу и загрязняют подстилающую
поверхность микроэлементами, микроорганизмами, спорами и пыльцой растений.
Больше всего осадков выпадает за год на Гавайских островах и у подножья
Гималаев. Здесь в среднем за год выпадает до 12 м осадков (как в Севастополе за 30
лет). Наименьшее количество осадков выпадает в пустынях. В частности, в пустыне
Атакама (Южная Америка) осадки выпадают так редко, что многие живущие здесь
люди никогда их не видели.
Водяной пар – наиболее вездесущий, но
наиболее изменчивый и
неустойчивый компонент атмосферы. В атмосфере содержится в виде пара более
10000 миллиардов тон воды (т. е. около 200 тон над каждым гектаром земной
поверхности). Если бы это количество единовременно вылилось на Европу, вся ее
территория покрылась бы слоем толщиной 1 м. Основная часть водяного пара
сосредоточена в нижних слоях тропосферы (до высоты 5-6 км).
Водяной пар является мощнейшим регулятором и стабилизатором климата.
Это один из парниковых газов, поглощающий тепловое излучение Земной
поверхности в диапазоне от 4 до 7.5 микрон, а также инфракрасное излучение
Солнца. Если бы в атмосфере Земли водяной пар отсутствовал, средняя температура
ее поверхности была бы примерно на 21о С ниже современной.
Охлаждаясь, водяной пар переходит в жидкое или твердое состояние,
образуя облака, туманы и атмосферные осадки. При конденсации, кристаллизации и
сублимации
в атмосферу выделяется т. н. «скрытое» тепло, препятствующее
резкому снижению ее температуры. При испарении, таянии и возгонке это тепло
напротив поглощается, замедляя рост температуры. Благодаря аномально высокому
значению удельной теплоты испарения воды, а также удельной теплоты ее
плавления, водяной пар в атмосфере является мощным стабилизатором
температурного режима.
Под воздействием ультрафиолетовой составляющей солнечной радиации и
других ионизирующих излучений часть молекул водяного пара, проникших от
земной поверхности в верхние слои атмосферы, переходят в диссоциированное
состояние. Образующиеся при этом положительные ионы водорода обладают
высокой химической активностью и восстанавливают всевозможные содержащиеся
в атмосфере газообразные вещества и их отрицательные ионы (хлор, озон, фтор и
др.). Отрицательные ионы – гидроксилы ОН, взаимодействуют с атомарным
водородом, а также протонами и другими веществами.
Соотношение между интенсивностями процессов фотодиссоциации молекул
воды и рекомбинации ее компонентов зависит от плотности атмосферы и
интенсивности потока солнечной радиации. Днем на любых высотах
фотодиссоциация воды в атмосфере активизируется, ночью она прекращается.
В нижних слоях атмосферы даже днем преобладает рекомбинация. Здесь
водяной пар практически не содержит диссоциированных молекул. В термосфере
преобладает фотодиссоциация и большинство молекул водяного пара находится в
любое время суток в диссоциированном состоянии.
Облака и туманы не только вдохновляют поэтов и живописцев. Они также
регулируют приток к земной поверхности солнечной радиации и задерживают
тепловое излучение земной поверхности, транспортируют на большие расстояния
капельножидкую и кристаллическую воду, пыль, микроорганизмы, споры растений,
а также различные микроэлементы, кислоты и другие химические соединения,
формируют атмосферные осадки. Облака позволяют морякам прогнозировать
перемены погоды.
Благодаря присутствию в атмосфере капельножидкой воды существует такое
красивейшее явление природы как радуга (которую древние греки принимали за
очаровательную улыбку быстрокрылой посланницы Зевса- богини Ириды). В
средние века радуга считалась божественным знамением. За попытку дать научное
объяснение этому явлению в XVII веке был отлучен от церкви и заключен в
тюрьму ученый Доминис. Следствие длилось долго. Доминис не дождался суда и
умер. Но грех его был столь велик, что суда трупу Доминиса избежать не удалось.
Суд приговорил его к сожжению на костре, что и было сделано. Подобная участь
поджидала в средние века многих метеорологов, поскольку ошибки их прогнозов
стоили очень дорого. Они приводили к гибели караванов торговых судов и военных
эскадр, а также вымиранию от голода населения обширных территорий, если в
период вызревания урожая, вместо ожидаемых дождей, происходила жестокая
засуха, и наоборот.
В наши дни метеорологов судят не так строго, возможно потому, что их
прогнозы становятся более достоверными.
Еще одним оптическим явлением, вызванным присутствием в атмосфере
капельножидкой воды, являются венцы – имеющие радужную окраску кольца
вокруг луны и Солнца, а также «Броккенские призраки»- четкие тени людей и
животных в облаках, наблюдаемые в горных странах.
Другим, не менее интересным оптическим явлением в атмосфере является
гало - светящиеся кресты, столбы, круги и дуги. Оно возникает в результате
преломления света на содержащихся в атмосфере микрокристаллах льда, имеющих
форму шестигранной призмы.
Благодаря присутствию в атмосфере жидкой и твердой воды, в ней
происходят грозы. В облаках, содержащих капельки воды, происходит разделение и
накопление электрических зарядов. Образующиеся при этом разности потенциалов
достигают десятков миллионов вольт. На земной поверхности при этом также
индуцируется значительный электрический заряд противоположного знака. Со
временем накопившийся в облаке заряд становится велик настолько, что возникает
электрический пробой воздушного промежутка между облаком и земной
поверхностью - молния.
Молния представляет собой плазменный шнур протяженностью до 10 км, по
которому за тысячные доли секунды разряжается вся накопившаяся электрическая
энергия. Это приводит к сильному и резкому разогреву воздуха в канале молнии, что
приводит к его расширению, воспринимаемому как гром.
Грозы с древнейших времен отождествлялись людьми с гневом богов.
Молнии считались божественным оружием, а бог , владевший ими, полагался
главным – столь велико было почтение к этому явлению природы. Так, в
древнегреческой мифологии «главным» богом считался громовержец Зевс. У римлян
его аналогом был «громовержец» Юпитер. У древних славян в большом почете был
«громовержец» Перун, у викингов – Один, у древних германцев – Тор.
Научное объяснение рассматриваемому явлению впервые дал М. В.
Ломоносов (25.11.1753 г. в докладе на заседании АН России).
Молнии – источник огромной энергии. Ежесекундно на нашей планете
происходит примерно 100 000 молний. Расчеты показывают, что их суммарная
мощность составляет 0.1% мощности потока солнечной радиации, достигающего
земной поверхности. Использовать эту энергию в мирных целях пока не удается.
Пределом мечтаний ученых пока остается научиться предотвращать чрезвычайные
ситуации, вызванные грозами.
Молнии также являются одним из основных тропосферных источников
оксидов азота, нитратов (более 50%), а также озона.
Таким образом, физические явления, обусловленные наличием воды в
атмосфере многообразны и не всегда предсказуемы. Они играют важную роль в
функционировании биосферы и значимо влияют на условия мореплавания. Поэтому
углубление знакомства с ними принесет несомненную пользу будущим
специалистам – судоводителям.
Л6.2. Водяной пар в атмосфере
Водяной пар – это вода в газообразном состоянии. Большая часть воды в
атмосфере содержится в виде водяного пара. Концентрация водяного пара в воздухе
изменяется в широких пределах. Ее значение зависит, как от географических
координат, так и от высоты над земной поверхностью.
Больше всего водяного пара содержит воздух в нижних слоях атмосферы
экваториального пояса нашей планеты – до 4%. Меньше всего водяного пара в
воздухе полярной зимой над районами полюса холода – центральной Антарктидой в
районе станции Восток. По мере удаления от земной поверхности масса воды в виде
водяного пара, содержащейся в каждом кубическом метре воздуха убывает по
закону, близкому к экспоненциальному. Эта закономерность называется законом
Ганна.
До высоты 25 км преобладающая часть водяного пара в атмосфере
преобладает в виде одиночных молекул воды Н2О. На высотах более 25 км
фотодиссоциация молекул воды в атмосфере уже становится значимой.
Принято считать, что свободная (химически не связанная с другими
веществами) вода первоначально образовалась в атмосфере Земли в виде водяного
пара.
Водяной пар частично поступал в нее из космоса (и ныне его следы
присутствуют в хвостах комет), частично выделялся в результате происходящих в
недрах планеты химических реакций.
На начальных стадиях формирования нашей планеты на ее поверхность из
космоса многократно обрушивался «строительный мусор» - твердые частицы
различного размера и массы, остатки протовещества из которого сформировались
все небесные тела Солнечной системы. В том числе поступала и вода. В результате
этой бомбардировки температура планеты повышалась до такой степени, что
основная масса ее вещества перешла в расплавленное, жидкое состояние. В это
время вся имевшаяся на планете вода существовала лишь в виде водяного пара и
плазмы.
В условиях высокой температуры часть водяного пара из атмосферы
поглощалась при образовании различных горных пород (и ныне содержится в них,
образуя т. н. конституционную и другие формы связанной воды). Объем связанной
воды, находящейся в наши дни в недрах Земли, примерно равен 40 объемам
современного Мирового океана.
Наряду с процессом поглощения свободной воды в недрах Земли на всех
стадиях ее эволюции происходил процесс дегидратации – высвобождения связанной
воды.
Некоторая часть воды из атмосферы улетучивалась в космическое
пространство. Шлейф из диссоциированных молекул воды простирается в
космическое пространство далеко за пределы земной атмосферы. Образование
гидросферы нашей планеты началось лишь после того, как температура в атмосфере
понизилась до значения, при котором стало возможным существование воды в
жидкой фазе. На поверхность планеты пролились первые дожди. Произошло это
ориентировочно 4 миллиарда лет назад. Постепенно из выпавшей на земную
поверхность воды сформировались первые водоемы, в которых произошло чудо
возникновения жизни.
Вода в жидкой фазе, является растворителем большинства химических
соединений, встречающихся в природе. Благодаря этому водоемы нашей планеты
содержат в своих водах практически всю таблицу Менделеева.
Процесс насыщения вод примесями начинается уже в атмосфере. Капли
воды, образующие облака, туманы и жидкие атмосферные осадки, сорбируют из
окружающей воздушной среды всевозможные газообразные вещества, в том числе и
окислы углерода, серы, а также азота. Так как в жидкой среде молекулы этих
веществ связаны с молекулами воды, обратный их выход за пределы капель
оказывается практически невозможен. В результате концентрация этих молекул в
каплях воды многократно превышает их концентрацию в воздухе. Последнее делает
возможным образование в каплях под действием солнечной радиации различных
кислот.
Даже чистейшая, не содержащая техногенных примесей роса имеет рН=5.5,
т.е. является существенно «подкисленной». Выпав на земную поверхность, вода
взаимодействует с горными породами и почвенным слоем.
Даже если бы вода имела нулевую кислотность (рН=7),
выпав на
подстилающую поверхность, она постепенно насыщалась бы различными
растворимыми химическими соединениями. Присутствующие в воде кислоты
существенно интенсифицируют этот процесс, превращая многие нерастворимые
соединения в растворимые.
Учитывая это свойство воды, академик Опарин предположил, что на
некоторой стадии эволюции нашей планеты в ее водоемах смогли сформироваться
такие растворы, в которых смогла самозародиться жизнь. Так это было или нет (в
наши дни повсеместно выполняется принцип Реди:- «лишь живое рождает живое»),
несомненно, что именно вода позволила жизни укорениться на нашей планете.
Первичная атмосфера Земли практически не содержала кислорода и уж тем более –
озонового слоя. Поэтому губительные для всего живого потоки солнечного
ультрафиолета беспрепятственно достигали земной поверхности и тщательно
«дезинфецировали» ее. Живые существа могли выжить в том суровом мире лишь в
водоемах, защищающих их от непосредственного воздействия солнечной радиации и
снабжающих их теплом и питательными веществами.
Л6.3. Свойства влажного воздуха
Столь высокое разнообразие молекулярных структур воды обуславливает
многообразие и неточную предсказуемость ее физических свойств,
проявляющихся в природных явлениях.
Присутствие воды в атмосфере существенно влияет на ее теплофизические и
физико-химические свойства влажного воздуха. Сухой воздух, адиабатически
поднимаясь на 1000 м, расширяется и остывает на 10 градусов С.
Благодаря высокой теплоемкости воды, а также ее высокой удельной
теплоте парообразования (конденсации), при адиабатическом подъеме на такую же
высоту влажный воздух остывает всего на 6 градусов.
Присутствие в атмосфере водяного пара изменяет величину вертикального
градиента температуры воздуха. Чем более влажным является воздух тем
сильнее проявляется парниковый эффект и температура нижних слоев
атмосферы возрастает, а верхних уменьшается.
Присутствие водяного пара не только изменяет в атмосфере зависимость от
высоты температуры воздуха, а также атмосферного давления, но и влияет на энергию
ураганов, торнадо и других атмосферных вихрей.
Источник энергии этих атмосферных вихрей - взаимодействие теплого и
влажного воздуха, поднимающегося от земной поверхности и холодного и
сухого воздуха, опускающегося к ней из верхних слоев тропосферы, а также
нижних слоев стратосферы.
Чем больше содержание в атмосфере водяного пара, тем больше контраст
температуры и влажности воздуха между верхними и нижними слоями
тропосферы, тем больше энергия указанного источника и разрушительней
порождаемые им атмосферные явления.
Таким образом, роль водяного пара в атмосфере состоит в следующем:
- водяной пар во многом ответственен за т.н. "парниковый эффект",
поглощая часть теплового излучения земной поверхности и атмосферы,
а также солнечную радиацию инфракрасного диапазона;
- он
осуществляет
стабилизацию
теплового
режима
атмосферы
и
уменьшает
климатические
контрасты
между
экваториальными
и
приполярными регионами нашей планеты, а также между летними и
зимними сезонами:
- в результате ионизации молекул воды под действием ультрафиолетового
излучения происходит поглощение некоторой части потока энергии
Солнца:
- при конденсации и сублимации водяного пара формируются облака,
туманы и атмосферные осадки:
- содержание
водяного
пара в
стратосфере управляет траекториями
циклонов, переносящих влагу с океанов вглубь материков, и чем оно
выше, тем сильнее влияние солнечной активности на погоду на нашей
планете:
- от содержания водяного пара в атмосфере зависит разрушительная
энергия ураганов и торнадо, При его увеличении энергия этих атмосферных
вихрей возрастает, а также они начинают все чаше проникать в регионы нашей
планеты, все более удаленные от экватора.
Как уже отмечалось выше, в основном водяной пар поступает в
атмосферу путем испарения из гидросферы, а из земной коры - в составе
вулканических газов и из космоса.
Подавляющее количество водяного пара поступает в результате испарения
вод Мирового океана. С его поверхности водяной пар поднимается в различные слои
тропосферы путем конвекции и под воздействием вертикального турбулентного
обмена, обусловленного ветрами.
Из тропосферы водяной пар частично удаляют атмосферные осадки, а
частично - он улетучивается в космос.
Особенности влияния водяного пара в атмосфере на физические свойства
воздуха зависят от его количества, а также температуры.
Однозначно охарактеризовать значимость того или иного количества в
атмосфере водяного пара сложно, поэтому в метеорологии и экологии
используют несколько параметров влагосодержания в воздухе. Эти параметры
называются гигрометрическими характеристиками.
К ним относятся:
Упругость водяного пара (е)- парциальное давление водяного пара в
воздухе, как его смеси с другими газами. В системе СИ единицей измерения
давления служит Паскаль. - давление которое оказывает сила 1 Ньютон на площадку
1 кв. м.
В метеорологии атмосферное давление в Паскалях измерять неудобно - эта
единица является слишком мелкой. Поэтому здесь принято использовать
производную единицу - гектопаскаль (равный ста Паскалям)- гПа.
Как дань истории, в метеорологии сохранились и такие единицы измерения
давления как миллиметры ртутного столба и миллибары. Соотношение между ними
таково:
1 миллибар= 1 гПа
1 ммрт. ст = 1.33 гПа.
При фиксированной температуре упругость водяного пара не может
превышать некоторого предельного значения, называемого максимальной, или
насыщающей
упругостью
(Е).
Если
упругость
водяного
пара равна
насыщающей, процессы испарения с некоторой поверхности и конденсации на нее
взаимно уравновешиваются.
Величина насыщающей упругости водяного пара существенно зависит от
температуры воздуха. Чем выше температура, тем больше Е.
Так, при температуре воздуха –50оС, Е над плоской поверхностью
дистилированной воды равно 0.063 гПа, а при температуре –5 оС, Е= 4.21 гПа.
Очевидно, что значение Е зависит не только от температуры, но и от
свойств поверхности, с которой происходит испарение.
Интенсивность испарения с некоторой поверхности зависит от
температуры, а также средней величины работы, которую необходимо затратить на
то, чтобы разорвать связи молекулы воды с другими молекулами вещества, из
которого эта поверхность состоит.
Интенсивность конденсации на ту же поверхность от ее физико-химических
свойств не зависит, а определяется лишь температурой воздуха и упругостью
содержащегося в нем водяного пара.
Как правило, в справочниках по метеорологии приводится значение
насыщающей упругости водяного пара над свободной плоской поверхностью воды,
не содержащей примесей.
При фиксированной температуре значение Е над плоской поверхностью
льда (или снега) меньше, чем над такой же поверхностью дистилированной воды.
Объясняется это тем, что в твердом теле молекулы связаны между собой
сильнее, чем в жидкости. В результате, при любой температуре воздуха
испарение с поверхности льда слабее, чем с поверхности жидкости, а для того, чтобы
конденсация уравновешивала испарение, достаточна меньшая упругость водяного
пара в окружающей среде.
При прочих равных условиях, над остриями и пиками на поверхности льда Е
меньше, чем над плоскими ледяными поверхностями.
На остриях и пиках, как правило, накапливаются электрические заряды,
притягивающие к себе из воздуха молекулы водяного пара, обладающие очень
большим дипольным моментом. В результате этого на остриях конденсация влаги
происходит интенсивнее, чем на плоских поверхностях.
Согласно закону Рауля, при прочих равных условиях, насыщающая упругость
водяного пара над плоской водной поверхностью, содержащей примесь в
концентрации N (Е N ) тем меньше, чем больше эта концентрация:
E N =E/(l+N).
Связь молекул воды с другими молекулами в растворе несколько сильнее,
чем в химически чистой воде. Следовательно, при прочих равных условиях,
интенсивность испарения с поверхности раствора с ростом его концентрации
снижается. Поэтому снижается и величина упругости водяного пара в
окружающей среде, при которой достигается такая же интенсивность
конденсации,
Над
поверхностью
сферической
капли дистилированной
воды
насыщающая упругость водяного пара Ек больше, чем над плоской
поверхностью воды. Она может быть определена из соотношения:
Ек = 2 σ μ / ρ RrT ,
где σ- коэффициент поверхностного натяжения:
μ - молекулярная масса воды:
ρ - плотность воды;
R - универсальная газовая постоянная;
г - радиус капли;
Т - абсолютная температура.
Чем меньше радиус капель, тем существеннее влияет на процесс испарения с
их поверхности сила поверхностного натяжения. При радиусе капли 0.0001 микрона
Ек=З.ЗЕ.
Зародыши капель, образующиеся в очищенном от пылинок и аэрозолей
воздухе, имеют еще меньший радиус. Поэтому в таком воздухе туман появляется
лишь при упругости водяного пара более 4Е.
Если капля содержит примесь, то величина насыщающей упругости над ее
поверхностью при малых значениях радиуса меньше, а иногда и много меньше Е,
а при больших может быть больше либо равна Е.
В воздухе, содержащем такие капли, туман образуется уже при
упругости Е.
Над поверхностью частиц пыли или аэрозоли, несущих электрический заряд,
упругость насыщающего пара существенно меньше, чем над электрически
нейтральными частицами такого же радиуса.
Благодаря этому, заряженные зародыши капель способны формировать
вокруг себя капли в менее влажном воздухе, чем зародыши такого же размера, но
электрически нейтральные.
Над свободной и обширной водной поверхностью упругость водяного пара
всегда равна насыщающей упругости. Здесь процесс испарения не ограничен
недостатком влаги. В частности, над* поверхностью Мирового океана е=Е и
изменяется соответственно изменению температуры воздуха, с увеличением
температуры е возрастает, с уменьшением снижается.
Над поверхностью суши водяной пар чаще не насыщен. Он может иметь
насыщающую упругость только при охлаждении надвигающихся на нее влажных
воздушных масс с океана.
Минимальна упругость водяного пара в антарктических и арктических
пустынях зимой при минимальной температуре воздуха. Абсолютный минимум –
003гПа отмечается зимой в Оймяконе (Якутия).
В пустынях тропиков, несмотря на кажущуюся сухость воздуха, упругость
содержащегося в нем водяного паря отнюдь не мала (в Сахаре днем, летом около
5 гПа). Вызвано это весьма высокой температурой воздуха.
Абсолютная влажность (а) - масса водяного пара в единице объема,
выраженная в г/м 3 . Абсолютная влажность связана с упругостью
соотношением:
а= 216e / Т
Здесь: Т – абсолютная температура воздуха в градусах по шкале Кельвина.
При фиксированной температуре воздуха его абсолютная влажность может
достигать различных значений.
Максимальное значение а (обозначается А), имеет место в воздухе над
свободной водной поверхностью, где процессы испарения и конденсации
взаимно уравновешиваются. При максимальной абсолютной влажности воздуха
водяной пар является насыщенным.
Относительная влажность (f)- есть отношение фактической упругости
(абсолютной влажности) к ее максимальному значению при той же температуре
воздуха.
f=е/Е= а/А.
Относительную влажность воздуха выражают в %.
Над поверхностью Мирового океана суточный и годовой ход относительной
влажности воздуха практически отсутствует. Над свободной водной
поверхностью ее значения, как правило, составляют 100%.
Над пустыней суточный и годовой ход относительной влажности обратен
суточному (годовому) ходу температуры. Чем больше значение температуры -тем
меньше значение относительной влажности.
Абсолютный минимум относительной влажности в пустыне достигается в
послеполуденные часы, летом, когда жаре сильнее всего.
Над степью в умеренных шпротах при ясной солнечной погоде суточный ход
относительной влажности имеет два максимума.
Первый максимум этой кривой соответствует предрассветным часам, когда
температура воздуха у земной поверхности минимальна.
Второй максимум - напротив, соответствует полудню, когда температура
воздуха у земли максимальна. Он возникает потому, что при сильном прогреве
воздуха в нем возникает вертикальное перемешивание. При этом теплый воздух от
земной поверхности поднимается вверх, а ему на смену опускается воздух более
холодный, что может приводить к повышению относительной влажности.
Амплитуда суточного и годового хода относительной влажности в высоких
широтах и на экваторе минимальна. Максимума этот параметр достигает над
континентами в умеренных широтах,
Удельная влажность -, масса водяного пара, содержащегося в 1 г воздуха,
или 1 /г Удельная влажность тем больше, чем выше упругость водяного пара и
относительная влажность воздуха.
Дефицит упругости- (С) - разность между максимальной и фактический
упругостью:
С= Е - е.
Точка росы - это температура, при которой содержащийся в воздухе
водяной пар становится насыщающим. При постоянном атмосферном давлении и
упругости водяного пара точка росы имеет фиксированное значение.
Точка росы тем выше, чем (при прочих равных условиях) больше
относительная влажность воздуха (либо меньше дефицит упругости водяного пара).
Простейшими приборами для измерения относительной влажности воздуха
являются волосной гигрометр и психрометр.
Основной частью гигрометра является обезжиренный человеческий волос,
обладающий способностью удлиняться при увеличении относительной
влажности воздуха. Волос навит на ролик и держится в натянутом состоянии с
помощью груза. Ролик связан со стрелкой, которая перемешается по шкале при
поворотах ролика. Деления шкалы указывают величину относительной
влажности воздуха.
Если относительная влажность воздуха изменяется, меняется также и длина
волоса, навитого на ролик. Это приводит к повороту ролика и соответственному
отклонению стрелки
Если одновременно измерять температуру воздуха, то можно определить
уп р угость водяного пара, абсолютн ую влажность возд уха и прочие
гигрометрические характеристики.
Л6.4.Особенности испарения
Испарение - процесс перехода вещества из жидкого состояния в газообразное.
При испарении с поверхности жидкости вырываются молекулы, имеющие
достаточную кинетическую энергию, достаточную для преодоления силы
притяжения со стороны других молекул. При этом воздух над водной поверхностью
обогащается водяным паром.
Часть молекул водяного пара возвращается обратно в водную среду. Другие
молекулы уносятся от водной поверхности воздушными потоками.
Жидкость испаряется, если число молекул возвращающихся в жидкую фазу
меньше, чем число молекул покидающих ее. Нетрудно видеть, что важнейшим
параметром водяного пара над водой, определяющим интенсивность испарения
является дефицит его упругости - разность между насыщающей и фактической
упругостью.
При неподвижном воздухе молекулы водяного пара удаляются от водной
поверхности лишь благодаря молекулярной диффузии. В результате, тонкий слой
воздуха, непосредственно соприкасающийся с водой, сравнительно быстро
насыщается водяным паром. Дальнейшее испарение с водной поверхности
оказывается практически уравновешенным конденсацией. Разность между потоками
молекул покидающих и возвращающихся в воду при этом равна потоку молекул,
уходящих из приповерхностного стоя воздуха за счет их собственного
(броуновского) движения.
Скорость собственного движения молекул является монотонно возрастающей
функцией температуры. Поэтому в неподвижном воздухе интенсивность испарения
пропорциональна температуре.
Если воздух над водной поверхностью движется, то наряду с молекулярной,
возникает турбулентная диффузия. Это резко активизирует отток молекул водяного
пара из приповерхностного слоя воздуха.
Величина коэффициента турбулентной диффузии пропорциональна средней
скорости ветра над водной поверхностью. Благодаря турбулентной диффузии
происходит частичный обмен воздуха из приповерхностного слоя атмосферы и
слоев, расположенных выше. Поэтому при постоянной температуре, коэффициент
диффузии водяного пара в приповерхностном слое атмосферы, а также
интенсивность испарения пропорциональна скорости ветра и средней величине
дефицита упругости в слое воздуха, который перемешивается с приповерхностным.
Интенсивность испарения с водной поверхности определяется также
разностью температур воды и воздуха. Если вода холоднее воздуха, то воздух
приповерхностного слоя охлаждается и становится плотнее, чем воздух в слое
расположенном над ним. В результате этого возникают силы плавучести,
препятствующие турбулентному перемешиванию. Чем больше разность температур
воды и воздуха, тем больше скорость ветра, при которой начинается турбулентное
перемешивание приповерхностного слоя воздуха.
Если вода теплее воздуха, то приповерхностный слой воздуха прогреваясь,
становится менее плотным. Это приводит к развитию конвективного перемешивания
даже при отсутствии ветра.
Еще одним фактором, определяющим интенсивность испарения, является
наличие примесей в жидкой воде. Согласно закону Рауля, чем выше концентрация
растворенных примесей, тем при прочих равных условиях меньше интенсивность
испарения (молекулам воды требуется затратить большую работу для выхода в
атмосферу).
Существенно снижает интенсивность испарения наличие на водной
поверхности пленок (например, нефти), препятствующих выходу молекул в
воздушную среду.
Значимыми факторами испарения являются температурная и соленостная
стратификация в водной среде. В процессе испарения температура поверхностного
слоя воды всегда понижается, что приводит к увеличению его плотности.
Понижению температуры поверхностного слоя воды препятствует его теплообмен с
водными слоями, расположенными под ним. Чем в большей степени понижается
температура поверхности, тем менее интенсивным становится испарение с нее.
Интенсивность этого теплообмена зависит от характера температурной и
соленостной стратификации. В исходном состоянии эта стратификация всегда
устойчива – плотность слоев тем больше, чем больше их глубина. Как известно,
плотность воды является функцией ее температуры и солености. Чем соленость
выше, тем плотность больше. Если температура воды ниже температуры
максимальной плотности, то ее плотность тем выше, чем больше температура. Если
температура воды выше температуры максимальной плотности, то ее плотность тем
меньше, чем выше температура.
Учитывая это, устойчивая плотностная стратификация возможна при трех
типах температурной и соленостной стратификации:
1- температура и соленость воды с ростом глубины уменьшаются;
2- температура воды с ростом глубины уменьшается, а соленость
увеличивается;
3- температура воды с ростом глубины увеличивается, а соленость также
увеличивается.
Вызванное испарением увеличение плотности воды в поверхностном слое
способно вызвать нарушение устойчивости слоев водной среды и конвекцию,
обеспечивающую приток к поверхности более теплой воды из глубины и удаление
от поверхности воды охладившейся. Это способствует поддержанию более высокой
температуры водной поверхности и более интенсивному испарению.
Наиболее интенсивно этот процесс идет в случае, если в исходном состоянии
температура слоев воды и их соленость монотонно увеличивались по мере
увеличения глубины. В рассматриваемом случае высокая температура водной
поверхности поддерживается ее теплообменом практически со всей толщей вод.
Этот теплообмен обеспечивается конвекцией, а потому весьма интенсивен.
Если температура слоев воды с ростом глубины уменьшается, а соленость
увеличивается, лишь интенсивное испарение с поверхности способно вызвать
конвекцию, проникающую на сравнительно небольшую глубину (до горизонта, где
плотность воды равна плотности охлажденной воды с поверхности). Интенсивность
испарения в данном случае оказывается тем ниже, чем тоньше слой воды,
участвующий в конвективном перемешивании.
Может быть и так, что испарение не на столько сильно охлаждает
поверхность воды, чтобы нарушить устойчивость ее слоев. В этом случае
поверхность воды быстро охлаждается и интенсивность испарения с нее при прочих
равных условиях минимальна.
Таким образом, основными факторами интенсивности испарения со
свободной водной поверхности являются:
-вертикальные распределения температуры и дефицита упругости воздух в
атмосфере над водой;
-средняя скорость ветра над водой;
-разность температур воды и приповерхностного слоя воздуха;
-концентрация примесей, растворенных в воде;
-наличие на поверхности воды пленок, образованных более легкими
жидкостями;
- температурная и соленостная стратификация внутри водоема, с поверхности
которого идет испарение.
Интенсивность испарения с почвы имеет совсем иные закономерности. Она
зависит от состава, структуры почвенного слоя, его пористости, а также видового
состава и фазы жизненного цикла населяющего его сообщества.
Наиболее существенно на интенсивность испарения влияют растения. В
период вегетации интенсивность испарения с листвы деревьев многократно больше,
чем с луговых трав. Зимой интенсивность испарения растительными сообществами
многократно меньше чем летом.
Характеристики испарения с почвы изменяются с течением времени. Если
почву взрыхлить, суммарная площадь поверхности ее частиц, с которой происходит
испарение, может многократно превосходить площадь соответствующей свободной
водной поверхности. В результате испарение с рыхлой почвы (по крайней мере,
первоначально) может быть более интенсивным, чем с равной по площади водной
поверхности.
Спустя некоторое время, на поверхности почвы образуется корка,
препятствующая, удерживающая в почве запасы влаги. Интенсивность испарения
при этом многократно снижается.
Интенсивность испарения Еи определяется в миллиметрах слоя воды,
испарившегося за сутки.
Для оценки интенсивности испарения может использоваться эмпирическая
формула Штеллинга:
ЕИ= 0.632( Е-е) + 0.103(E+e)w,
Е- насыщающая упругость водяного пара в воздухе непосредственно над
водой;
е- средняя упругость водяного пара в слое воздуха, перемешивающемся с
воздухом в приповерхностном слое
w – скорость ветра над водой.
Л6.5. Особенности конденсации водяного пара в воздушной среде
В отличие от прочих компонентов воздуха, водяной пар в атмосфере
находится при температуре значительно меньше критической (342о С), а зачастую и
ниже температуры плавления (0о С). При таких условиях парциальные давления
водяного пара, достаточные для его сжижения и замерзания невелики (0.1- 50 мб) и
часто встречаются в атмосфере. Поэтому вода в тропосфере встречается во всех трех
агрегатных состояниях.
Как уже отмечалось выше, если водяной пар насыщен, процесс его
конденсации уравновешивается процессом испарения (наблюдается динамическое
равновесие). Если испарение с водной поверхности доминирует, водяной пар
называется ненасыщенным. Если доминирует конденсация на водную поверхностьводяной пар называется пересыщенным.
Принято считать, что конденсация в свободной воздушной среде, как и на
водной поверхности, начинается также при повышении относительной влажности до
100%. В действительности же это не всегда так.
Установлено, что насыщение и даже пересыщение водяного пара в атмосфере само
по себе не является достаточным условием для фазового превращения водяного пара
в водяные капли.
Многочисленные опыты по адиабатическому охлаждению тщательно пpo
фильтрованного влажного воздуха в камере Вильсона показали, что в таком воздухе
при относительной влажности, незначительно превышающей 100% конденсация не
происходит. Лишь при увеличении относительной влажности воздуха до 400% в нем
образуются немногочисленные капельки воды диаметром около 50 микрон.
При дальнейшем увеличении относительной влажности новых капель не
образуется, а ранее возникшие капли увеличиваются в диаметре. Образование новых
капель начинается лишь при повышении относительной влажности воздуха до 600%.
Продукты конденсации, образующиеся при этом - такие же немногочисленные
капельки (общее число капелек увеличивается).
При дальнейшем увеличении относительной влажности число капель вновь
остается неизменным, а увеличивается их диаметр.
Туман, состоящий из многочисленных капелек диаметром единицы микрон,
начинает формироваться лишь при пересыщении более 800%.
При дальнейшем увеличении пересыщения водяного пара водность тумана
монотонно возрастает
В обычном атмосферном воздухе, не очищенном от пылинок и аэрозолей,
конденсация водяного пара возникает при существенно меньших пересыщениях всего 101-110%.
Описанные
закономерности конденсации водяного пара объясняются
рассмотренными в разделе 1.8. зависимостями насыщающей упругости водяного
пара над поверхностями капель от величины их диаметра. Рассмотрим физическую
сущность упомянутых закономерностей подробнее.
В воздухе молекулы, как известно, пребывают в «броуновском» движении.
Результатом этого движения являются микрофлуктуации плотности водяного пара,
где упругость водяного пара и относительная влажность воздуха хаотично
изменяются (как понижаются, так и повышаются).
Среди рассматриваемых зон всегда находятся такие, где кратковременно
создается достаточно большое пересыщение, приводящее к образованию
микроскопической водной капли - т н "зародыша". В подобных зонах возникает
кратковременная конденсация водяного пара, приводящая к выделению в
окружающую среду тепла. В результате, температура воздуха в рассматриваемой
зоне повышается, а относительная влажность понижается (что процесс
конденсации останавливает).
Спустя некоторое время в зонах образования зародышей спонтанно
происходит понижение упругости водяного пара. Окружающий зародыши
водяной пар становится ненасыщенным, а испарение с поверхностей зародышей
начинает превалировать над конденсацией. При этом с поверхности зародыша
усиливается испарение, а из окружающей среды поглощается тепло. В ходе этого
процесса капля – зародыш уменьшается в размере и может вовсе исчезнуть.
Температура воздуха в зоне испаряющегося зародыша несколько понижается, что
замедляет рассматриваемый процесс.
Таким образом, в "жизни'' каждого зародыша существуют две стадии –
расширения и сокращения. Соотношение между продолжительностями этих
стадий и максимальные диаметры зародышей зависит от упругости водяного пара
в окружающей среде, температуры и относительной влажности воздуха.
При сравнительно малых превышениях относительной влажности воздуха
уровня 100% стадия расширения каждого зародыша много меньше стадии
сокращения.
Размеры, до которых успевают "дорасти" зародыши в течение стадии
расширения, тем больше, чем больше упругость водяного пара и относительная
влажность воздуха.
Зародыши, которые не успевают полностью испариться на стадии
сокращения, называются "жизнеспособными". Площадь поверхности зародышей по
отношению к объему весьма велика, кроме того, на молекулы действует сила
поверхностного натяжения, В результате интенсивность испарения водяного пара
такими каплями больше чем плоской водной поверхностью.
Любые (в том числе и эти) капли воды способны существовать в воздухе
устойчиво, лишь в случае, если водяной пар в окружающем их воздухе является
насыщенным по отношению к их поверхности (т.е. количество молекул,
испаряющихся в единицу времени с поверхности капель, равно количеству молекул
конденсирующихся). В противном случае капли либо укрупняются и выпадают на
подстилающую поверхность, образуя атмосферные осадки, либо уменьшаются и
исчезают. В обоих случаях облако (туман) рассеивается.
Чем меньше диаметр капель, тем больше свободная поверхностная энергия
капли и больше упругость водяного пара в окружающей среде, которая по
отношению к этим каплям является насыщающей.
При постоянной температуре и относительной влажности воздуха средние
радиусы жизнеспособных зародышей достигают фиксированной величины, при
которой испарение с их поверхности (пропорциональной квадрату радиуса)
уравновешивает конденсацию.
Зародыши имеют диаметры- тысячные доли микрона. Насыщающая
упругость водяного пара по отношению к столь малым водным каплям в 8 раза
превосходит насыщающую упругость водяного пара по отношению к плоской
водной поверхности. Поэтому первые жизнеспособные зародыши должны были
бы возникнуть при относительной влажности воздуха 800%.
Почему же в действительности первые капли тумана в отфильтрованном
воздухе возникают уже при относительной влажности 400%?
Исследования показали, что
наряду с электрически нейтральными
молекулами воды, в воздухе всегда присутствует некоторое количество заряженных
частиц, образовавшихся в результате диссоциации. Это отрицательно заряженные
гидроксилы ОН и положительно заряженные протоны Н. Они образуются под
воздействием на молекулы воды ультрафиолетовой радиации Солнца, космических
лучей, при грозовых разрядах и т.п..
Молекулы воды обладают, как известно, большим дипольным моментом.
Положительный полюс этого диполя расположен со стороны атомов водорода,
отрицательный у атома кислорода. Заряженные частицы с помощью силы
кулоновского притяжения взаимодействуют с подобными диполями.
Частицы, заряженные отрицательно, притягивают к себе их положительные
полюса, а частицы, заряженные положительно - притягивают полюса
отрицательные. Таким образом, заряженные частицы удерживают вокруг себя
множество нейтральных молекул воды, совместно образующих каплю – зародыш.
Подобные зародыши, образовавшиеся вокруг электрически заряженных
частиц, оказываются жизнеспособными при существенно меньших размерах, чем
зародыши, возникающие вокруг молекул электрически нейтральных.
Эксперименты показали, что в тщательно отфильтрованном воздухе
образование первых жизнеспособных зародышей вокруг частиц, носящих
отрицательный заряд, начинается при относительной влажности воздуха 400%.
Поскольку число таких молекул фиксировано, при дальнейшем увеличении
относительной влажности воздуха новых капель не возникает, а размеры
образовавшихся зародышей укрупняются.
При пересыщении 600% жизнеспособными оказываются зародыши,
образовавшиеся у частиц, заряженных положительно. В результате образуется
туман, содержащий капли двух диаметров: большие (вокруг носителей
отрицательных зарядов) и малые (вокруг носителей зарядов положительных).
Лишь при повышении относительной влажности воздуха до 800%
жизнеспособными оказываются зародыши, не содержащие электрически
заряженных молекул.
Если при относительных влажностях воздуха менее 800% число возникавших
капель определялось наличием в исследуемом объеме заряженных частиц, то в более
влажном ''воздухе это ограничение преодолевается, Жизнеспособные зародыши
возникают сразу в огромном количестве.
При дальнейшем росте относительной влажности распределение
по
диаметрам по-прежнему содержит три максимума, однако соответствующие им
значения диаметров капель возрастают.
Чем выше относительная влажность воздуха, тем конденсация на единицу
водной поверхности интенсивнее. Поэтому при увеличении пересыщения водяного
пара минимальный диаметр зародыша, начиная с которого он может оказаться
жизнеспособным, уменьшается. Лишь при пересыщении 800% «возможное
становится действительным», возникают многочисленные мельчайшие капельки.
Установлено, что при таком пересыщении жизнеспособны зародыши,
состоящие всего из нескольких молекул воды- т.н. "молекулярных агрегатов".
В реальной атмосфере жизнеспособные зародыши образуются при
относительных влажностях воздуха близких к 100% . Это происходит благодаря
присутствию в воздухе т. н. атмосферных ядер конденсации- микроскопических
твердых частиц, способных аккумулировать у своей поверхности молекулы воды.
Ядрами конденсации могут быть частицы любого вещества, взвешенные в
атмосфере.
Наиболее активны ядра, представляющие собой частицы, на поверхности
которых реализуются условия смачиваемости. Такие частицы играют роль готовых,
жизнеспособных при любых условиях зародышей.
Притягивая к себе из окружающего воздуха молекулы воды, ядра
существенно интенсифицируют процесс конденсации и делают возможным
образование капель при значениях относительной влажности всего 101-110%.
Активность ядер конденсации возрастает; если они состоят из
гигроскопичных, либо растворимых в воде веществ. В этом случае конденсация
может начаться и при относительной влажности менее 100%.
При наличии у таких ядер собственного электрического заряда, еще более
возрастает, а конденсация на них может начаться при еще меньших пересыщениях.
Превышение относительной влажности воздуха над уровнем 100%,
необходимое для начала конденсации в атмосфере, содержащем нерастворимые ядра
конденсации в среднем в 10-20 раз больше, чем в случае, если эти ядра –
гигроскопичные частицы, например, микрокристаллы NaCL. Указанные
микрокристаллы являются весьма гигроскопичными и весьма активно
взаимодействуют с водяным паром. Поэтому они являются ядрами конденсации.
Концентрация атмосферных ядер конденсации изменяется в зависимости от
места и времени от единиц до единиц миллионов штук на кубический сантиметр.
Наибольшая концентрация ядер приходится на города и промышленные центры,
наименьшая - на горы и океан.
Более-менее отчетливый суточный ход концентрации атмосферных ядер
конденсации отмечается в трех типах местностей: - городской, сельской и горной. В
городах он имеет два максимума (около 9 и 18 часов) и два минимума (около 14 и 24
часов).
Суточный ход концентрации атмосферных ядер имеет в сельской местности
также два максимума (около 8 и 20 часов) и два минимума (около 4 и 16 часов). В
горной местности он имеет один минимум (утро) и один максимум (полдень).
Годовой ход концентрации атмосферных ядер в городах характеризуется
максимумом зимой и минимумом летом. В сельской местности - наоборот.
Рассмотренные особенности процесса конденсации объясняют причину того,
что в запыленной атмосфере крупных городов туманы возникают гораздо чаще, чем
за их пределами. Они же подсказывают способ искусственного образования туманов
- внесение в атмосферу дополнительных ядер конденсации, состоящих из
растворимых веществ.
В свободной атмосфере распределение ядер конденсации по высоте носит
экспоненциальный характер. При наличии слоев изотермии или инверсии это
распределение нарушается.
Если в воздухе содержатся преимущественно гигроскопические ядра
конденсации, между значениями их концентрации и относительной влажностью
воздуха, как правило, имеется обратная зависимость.
Среди атмосферных ядер конденсации имеются электрически нейтральные и
заряженные. Отношение числа нейтральных ядер к числу заряженных возрастает по
мере увеличения их суммарного чиста.
Все существующие гипотезы
конденсации делятся на три группы:
-космические:
о
происхождении
атмосферных
ядqз
-континентальные;
-морские.
Космические гипотезы связывают образование ядер конденсации:
- с поступлением в атмосферу космической
метеоритов, разрушившихся при входе в нее;
пыли
и
остатков
- с воздействием ультрафиолетовой радиации Солнца на озон. Озон,
взаимодействуя с азотом, образует окислы азота. Взаимодействуя с молекулами
воды в каплях, эти окислы превращаются в азотную и азотистую кислоты. При
испарении воды с поверхности капель эти кислоты образуют микрокристаллы. При
дальнейшем увеличении относительной влажности число капель в тумане не
изменяется, а величины их диаметров возрастают.
Континентальные гипотезы объясняют возникновение ядер конденсации
ветровым подъемом пыли с земной поверхности.
Среди этой пыли:
- микрочастицы почвы (среди которых доля частиц, растворимых в воде
ничтожна);
-микрочастицы углерода (продукты горения и гниения);
-микрочастицы промышленных выбросов поставляющих в атмосферу
углерод, диоксиды серы и азота
и др. вещества, способные активно
взаимодействовать с водяным паром;
-микрочастицы вулканического пепла и других продуктов вулканической
деятельности.
Морские гипотезы предлагают рассматривать ядра конденсации как результат
следующих процессов:
-испарение соли (преимущественно
поверхности Мирового океана;
хлоридов)
непосредственно
с
-химические превращения морской соли в атмосфере (атмосферный озон
окисляет хлориды с образованием свободного хлора, последний, взаимодействуя с
водяным паром под воздействием ультрафиолетовой радиации Солнца,
превращается в соляную кислоту);
-разбрызгивание воды с морской поверхности, с образованием, после
высыхания брызг, микрокристаллов соли - эффективных ядер конденсации.
Несмотря на обилие наблюдений единого источника атмосферных ядер
конденсации не выявлено. Ни один из перечисленных источников не исключает
остальных. По всей видимости, в определенной мере все эти гипотезы справедливы,
а единого универсального механизма может и не существовать.
Контрольные вопросы:
1.
Что такое водяной пар и что Вам известно о его распределении в
атмосфере?
2.
Сформулируйте закон Ганна.
3.
Какую роль играет водяной пар в формировании климатических
условий на нашей планете?
4.
Почему вода в атмосфере является стабилизатором теплового режима
атмосферы?
5.
Что Вам известно о закономерностях поглощения водяным паром
теплового излучения?
6.
Какова экологическая роль водяного пара как компонента
атмосферы?
7.
Каковы основные гипотезы о происхождении водяного пара в
атмосфере?
8.
Перечислите гигрометрические характеристики воздуха.
9. Дайте определения упругости водяного пара
и
абсолютной
влажности
воздуха. Как эти характеристики связаны между собой.
10. Что такое насыщающая упругость водяного пара и как эта величина над
плоской поверхностью дистилированной воды зависит от температуры?
11. Что такое точка инея? Как при этой температуре соотносятся между
собой интенсивности процессов сублимации и возгонки?
12. Сформулируйте закон Рауля и объясните эту закономерность.
I3. Как и почему соотносятся между собой величины насыщающей
упругости водяного пара над плоской поверхностью воды и льда?
14. Как и почему соотносятся между собой величины насыщающей
упругости водяного пара над плоской и сферической поверхностью воды?
15.Сопоставьте суточный ход упругости водяного пара над поверхностью
океана и суши.
16.Сопоставьте суточный ход абсолютной влажности воздуха над морем и
над сушей.
17.Сопоставьте суточный ход относительной влажности воздуха над морем и
сушей.
18.Сопоставьте суточный ход упругости и абсолютной влажности воздуха над
пустыней Атакама.
19. Как в атмосфере с высотой изменяется упругость, абсолютная и
относительная влажность воздуха?
20.Как упругость водяного пара в атмосфере и относительная влажность
воздуха изменяются вблизи экватора при смене времен года? Объясните почему так.
Рекомендованная литература
1. Холопцев А. В. Введение в гидрометеорологию./А. В. Холопцев, А. И. Рябинин//
Севастополь. – СНУЯЭиП. -2002. -220с.
2. Матвеев Л.Т. Курс общей метеорологии. Л.: «Гидрометеоиздат», 1976.
639с.
3. Хргиан А.Х. Физика атмосферы. Л.: «Гидрометеоиздат», 1978. Т.1. 246с.
4.Школьний Є.П. Фізика атмосфери. -Одеса.; ОГМІ. 1997. - 698 с.
5. Salby M.L Fundamentals of Atmospheric Physics / M.L.Salby. – New York:
Academic Press, 1996. – 560 р.
Л7. Вода и лед в атмосфере.
Учебные вопросы:
1. Особенности воды.
2. Современные представления о строении молекулы воды
3. Структура льда
4. Аномальные свойства воды
5. Некоторые теории структуры воды.
6. Влияние растворенных веществ на структуру воды.
7. Особенности кристаллизации и сублимации в атмосфере.
Л7.1. Особенности воды.
Вода – основное звено, связывающее воедино все климатические подсистемы
нашей планеты – атмосферу, гидросферу, литосферу и биосферу. Жизнь на планете
смогла развиться до современных форм лишь благодаря тому, что имело место
стабилизирующее влияние водяного пара. В результате, на Земле на протяжении
миллиардов лет средняя температура изменялась не более, чем на несколько
десятков градусов. Будь она на пару десятков градусов выше – Земля давно потеряла
бы воду (как это случилось, вероятно, с Венерой). Если бы температура была на
несколько десятков градусов ниже, – вся жидкая вода на планете превратилась бы в
лед, Мировой океан и водоемы суши замерзли до дна, а все их обитатели неминуемо
погибли. Возможно, так в свое время произошло на Марсе, где вода обнаружена
лишь в твердом виде на полярных шапках и в горных породах его недр.
При замерзании вода, в отличие от всех прочих известных науке жидкостей,
увеличивает почти на 10% свой объем. Поэтому лед на воде плавает, а водоемы даже
самой суровой зимой не промерзают до самого дна, сохраняя в своих глубинах
условия для поддержания жизни.
В отличие от прочих жидкостей зависимость плотности жидкой воды от
температуры немонотонна. При нагревании воды от температуры плавления ее
плотность вначале увеличивается и лишь после достижения некоторой температуры
начинает (как и у прочих жидкостей) уменьшаться. В результате, зимой, при
замерзании водоемов в придонном слое вода имеет температуру максимальной
плотности (которая существенно выше температуры замерзания). Последнее, делает
условия выживания в придонном слое водоемов не просто «сносными», а и
относительно «комфортными». К удивительным особенностям жидкой воды
относится и то, что она имеет самую высокую среди всех жидкостей (кроме жидкого
аммиака) теплоемкость, а также удельную теплоту кристаллизации и
парообразования. Эти, а также многие другие свойства жидкой воды существенно
отличают ее от прочих жидкостей, что позволяет их называть аномальными. Их
наличию вода обязана особенностям своего молекулярного строения.
Молекула воды состоит из двух атомов водорода и одного атома кислорода.
Она имеет форму равнобедренного треугольника, в вершине которого расположен
атом кислорода. На первый взгляд – что может быть проще. Пространственная
структура молекулы воды показана на рисунке 3.1.
Рисунок 7.1. Пространственная структура молекулы воды.
Электронное
облако
молекулы
воды
имеет
вид
усеченного
четырехлопастного винта, который может быть размещен в неправильном кубе.
Атом кислорода располагается в центре, а два атома водорода – в противоположных
углах одной из граней куба. Угол НОН составляет 104о31[51,12], а не 109,5о как в
правильном тетраэдре.
В действительности, вода не так проста. В природе каждый из элементов,
образующих молекулу воды, представлен тремя изотопами. Известны следующие
стабильные изотопы кислорода : О16 , О17 и О18.
Водород также встречается в виде трех изотопов из которых два Н1 (протий) и
Н2(дейтерий, Д) являются стабильными, а один – Н3(тритий, Т) – радиоактивным.
Ядро атома Д кроме протона содержит также один нейтрон. Ядро атома трития (Т),
кроме протона содержит два нейтрона. Тритий – радионуклид с периодом
полураспада 12,4 года, распадающийся с образованием гелия He3 и β-частицы,
имеющей энергию 17,6 кэв .
Тритий содержится в атмосфере в концентрации 4* 10
результате ядерной реакции
–15
и образуется в
N14+ n1 = C12 + H3.
Здесь: N14- ядро атома азота с массой 14;
n1 - нейтрон с массой 1;
C12- ядро атома стабильного изотопа углерода с массой 12.
Поэтому фактически, встречающаяся в природе «вода» представляет собой
смесь девяти различных по своему составу и свойствам жидкостей : Н 12О16, Н12О17,
Н12О18, Н 1Д2 О16, Н1 Д2О17, Н1Д2О18,Д12О16, Д12О17, Д12О18.
Кроме того, в незначительных количествах (всего около 800 г на весь
Мировой океан) встречается радиоактивная т. н. «сверхтяжелая вода» Н32 О16.
Физико-химические свойства изотопов водорода и их оксидов существенно
различаются. В этом нетрудно убедиться из таблицы 3.1.
Таблица 7.1. Физико-химические свойства изотопов водорода и их наиболее
распространенных оксидов.
Изотопы водорода и их
Температура кипения,
Температура плавления,
оксиды
о
о
С
С
Н2
-252,8
-259,2
Д2
-249,5
-254,4
Т2
-248,1
-252,5
Н2О
+100,0
0,00
Д2О
+101,43
+3.82
Т2О
+102,6
+4,49
Дитрих установил количества, в которых встречаются на нашей планете
различные по своему изотопному составу виды воды. Сведения об этих количествах
представленны в таблице 2
Таблица 7.2. Компоненты воды по Дитриху и их содержание на Земле.
Молекула воды
Молекулярная масса
% от общего объема
воды
Н12О16
18
99.73
Н12О17
19
0.04
Н12О18
20
0.2
Н 1Д2 О16
19
0.032
Н1 Д2О17
20
0.00001
Н1Д2О18
21
0.00006
Д22О16
20
0.000003
Д22О17
21
0.000000001
Д22О18
22
0.000000006
Содержание тех или иных видов воды в различных водоемах, а также их
частях различно и заранее непредсказуемо. Еще одним фактором неопределенности
является наличие у жидкой и твердой воды жидкокристаллической и соответственно
- кристаллической структуры.
Характеристики кристаллической структуры льда, существенно влияющие на
его физико-механические и теплофизические свойства, зависят от условий
кристаллизации. Характеристики жидкокристаллической структуры воды, также
влияющие на ее особенности, зависят от температуры и предыстории изменения
температуры. Поэтому фактически, физико-механические, теплофизические и
другие свойства даже химически чистой воды в природе, как жидкой, так и твердой,
следует считать априори неизвестными.
Л7.2 Современные представления о строении молекулы воды
Наши представления о конфигурации молекулы воды основываются, в
основном, на результатах исследования ее газообразного состояния. Вода в жидком
состоянии имеет молекулы такой же формы.
Установлено, что молекула воды имеет форму равнобедренного
треугольника, в вершине которого, заключенной между равными сторонами,
расположен атом кислорода. Основание треугольника – расстояние между атомами
водорода, составляет
0.000000000015м.
для
воды
в
газообразном
и
жидком
состоянии
Расстояние между каждым из атомов водорода и атомом кислорода – в
газообразном состоянии и жидкой фазе 0.0000000000096м (0.96А), во льду0.0000000000099 (0.99А). Расстояние между атомом кислорода и центром инерции
молекулы 0.0000000000013м. (0.13А). Угол при вершине НОН в молекуле воды в
газообразном и жидком состоянии - 106 о.
Атом кислорода содержит восемь электронов, два из которых заполняют его
внутренний (первый) электронный уровень, а шесть - внешний. Согласно принципу
Паули, второй электронный уровень способен вмещать 8 электронов. Поэтому на
нем в атоме кислорода имеются две вакансии. Атом водорода содержит один
электрон, располагающийся на первом электронном уровне. При образовании
молекулы воды, электроны, располагающиеся на внешних уровнях атомов
кислорода и водорода, объединяются. Электроны атомов водорода начинают
«тяготеть» к вакансиям во внешнем уровне атома кислорода. В результате этого
электронные оболочки атомов водорода приобретают вид т.н. орбиталей –
вытянутых по линии Н-О облаков, вид которых схематично показан на рисунке 3.1.
В результате этого при образовании молекулы воды происходит
перераспределение электрических зарядов. Отрицательный заряд –2е оказывается
сосредоточен у атома кислорода, а два положительных , равных по +1е каждый – у
атомов водорода. Благодаря этому молекула воды имеет значительный (аномально
высокий) дипольный момент (1.84. 10-18 СГСЭ).
Взаиморасположение электронных орбиталей в молекуле воды представлено
на рисунке 3.2.
Рисунок 7.2. Электронные орбитали в молекуле воды.
Если бы молекула воды не имела отрицательно заряженных орбиталей, а ее
дипольный момент был бы меньше, жидкая фаза воды не могла бы существовать в
диапазоне температур 0-100 оС, а на Земле не было бы жизни!
Л7.3. Структура льда
Наиболее распространенной в окружающей нас природе твердой
фазы
воды является лед Ik. Он существует при нормальном атмосферном давлении и
обладает структурой, которая приведена на рисунке 3.3. ,
Структура микрокристаллов льда – Ik , существующего
Рисунок 7.3. Структура микрокристаллов льда.
В структуре льда образующие его молекулы воды взаимодействуют между
собой благодаря наличию у них сильных электрических полей. Как уже отмечалось
выше, каждая молекула воды представляет собой электрический диполь,
отрицательный полюс которого связан с атомом кислорода, а положительный – с
атомами водорода. Разноименные полюса каждого диполя не только
взаимодействуют между собой, но и с разноименными полюсами других молекул,
притягиваясь к ним. Во взаимодействии между молекулами воды большую роль
играют их электронные облака, образующие единую структуру, конфигурация
которой определяется расположением атомов водорода. Поэтому связи между
молекулами воды в ее жидкой или твердой фазе принято называть водородными.
Каждая молекула воды, входящая в состав кристалла льда, связана т.н. водородными
связями с четырьмя другими молекулами, которые располагаются относительно
нее по вершинам тетраэдра. Взаиморасположение молекул воды в кристалле льда
приведено на рисунке 3.4.
Рис. 3. 4. Взаиморасположение молекул воды в кристалле льда
Атомы водорода в микрокристалле льда находятся на прямой,
соединяющий центры атомов кислорода двух соседних молекул воды.
Водородная связь действует именно по этой прямой.
Сила водородной связи обусловлена кулоновским взаимодействием полярных
молекул. Образование и стабилизация одной связи создает благоприятные условия
для возникновения других водородных связей с соседними молекулами воды. Таким
образом, водородная связь в известном смысле имеет коллективный характер, и
структура воды упрочняется в более широкой области. Образование связи при
помощи атомов водорода свойственно не только воде, но и некоторым другим
соединениям.
Л7.4. Аномальные свойства воды
В отличие от своей твердой фазы, жидкая вода обладает гораздо более
сложным строением. Выше упоминалось, что многие физические свойства жидкой
фазы воды являются аномальными. Этими свойствами вода обладает благодаря
особенностям своей жидкокристаллической структуры.
У водяного пара молекулы расположены неупорядочено, во льду они
образуют кристаллическую решетку и расположены детерминировано. В жидкой
фазе воды происходит постепенный переход от упорядоченного расположения
молекул к неупорядоченному. Этот процесс весьма сложен, что и породило
множество теорий структуры воды.
В таблице 7.3 приводятся сведения об аномальных свойствах воды, а также
их роли в различных природных явлениях.
Таблица 7. 3. Аномальные физические свойства жидкой воды
Свойства
Теплоемкость
Сравнение с
другими
веществами
Наиболее высокая
Роль в физических явлениях
Уменьшает амплитуду
среди всех твердых
и жидких веществ,
кроме NH3
температурных колебаний,
стабилизирует климат на
планете.
Удельная теплота
плавления
Наиболее высокая
среди всех твердых
и жидких веществ,
кроме NH3
Создает термостатирующий
эффект в точке замерзания,
обусловленный выделением или
поглощением скрытой теплоты.
Удельная теплота
испарения
Наиболее высокая
среди всех твердых
и жидких веществ.
Стабилизирует температуру
воздуха в атмосфере при его
вертикальных перемещениях.
Тепловое
расширение
Плотность воды в
отличие от других
жидкостей при ее
нагревании от
темпера-туры
плавления вначале
повышается, а лишь
затем понижается.
Максимальная плотность воды
имеет место при температуре
более высокой, чем температура
замерзания. Благодаря этому
подо льдом в водоемах зимой
имеются сравнительно
комфортные условия для
выживания живых существ.
Поверхностное
натяжение
Наиболее высокая
среди всех жидких
веществ.
Играет важную роль в
физиологии клетки и обмене
веществ капель воды с
окружающей средой.
Растворяющая
способность
Наиболее высокая
среди всех жидких
веществ.
Основа жизни на Земле
Диэлектрическая
проницаемость
Наиболее высокая
среди всех жидких
веществ.
Определяет особенности
диссоциации растворимых
веществ
Электролитическая
диссоциация
Очень мала.
Прозрачность
Относительно мала
Сильно поглощает лучистую
энергию в инфракрасной и
ультрафиолетовой областях; в
видимой части спектра
относительно малое поглощение.
Наиболее высокая
среди жидкостей.
Проявляется в процессах малого
пространственного масштаба.
Теплопроводность
Практически диэлектрик
Л7.5. Некоторые теории структуры воды
Л. Поллинг предположил, что при плавлении льда разрывается не более 15%
существующих в нем водородных связей. Об этом свидетельствует сравнительно
малая удельная теплота плавления льда (1.44 ккал/моль), а также неизменность в
ходе этого процесса величины его диэлектрической проницаемости.
Рентгенографические исследования подтвердили, что в талой воде,
образующейся при плавлении льда, сохраняется присущий льду тетраэдрический
порядок в расположении молекул. Молекулы в ней, как и во льду, оказываются
неплотно упакованными. Каждая связана с 4-5 ближайшими соседями. В этом
смысле структура талой воды очень похожа на структуру льда –Ih.
Это позволило Поплу, Самойлову и другим авторам предложить модели
структуры воды, основанные на предположении, что последняя представляет собой
многофазную жидкость - смесь двух или более форм воды,
Первая форма воды состоит из ее молекулы, которые связны в некую
льдоподобную решетку. Молекулы воды второй формы в той пли иной мере
«свободны» и не принадлежат этой решетке. Попл даже говорит об этой
«свободной» воде как о газе, предполагая, что какие либо связи между ее
молекулами отсутствуют.
Подобное предположение следует рассматривать не более чем физическую
абстракцию. Известно, что молекулы воды обладают сильным электрическим полем
и способны взаимодействовать между собой на достаточно больших расстояниях. В
жидкой фазе расстояния между молекулами воды малы настолько, что значимое
кулоновское взаимодействие между ними происходит непрерывно. В ней нет таких
молекул, которые «забыли» бы о существовании своих соседей.
Наиболее известной из теорий этого класса является теория Самойлова. Она
основана на гипотезе о том, что остатки ледяной структуры в талой воде
ажурные, содержат в себе полости, достаточно большие для того, чтобы в них могли
разместиться «свободные» молекулы воды. Эти молекулы образуются в результате
частичного разрушения кристаллической решетки льда при его плавлении.
При повышении температуры свободных молекул становится больше. Они
постепенно заполняют все полости ледяной структуры. Поэтому при повышении
температуры от точки плавления плотность воды вначале возрастает (до
температуры максимальной плотности) и лишь затем начинает убывать,
Развитием представлений о воде, как многофазной жидкости, явились более
поздние теории ее структуры, основанные на предположении о том, что
«свободная» вода отнюдь не свободна, а образует особую мелкомасштабную
структуру. Особый интерес среди них представляет теория Бернала и Фаулера. Она
базируется на гипотезе, согласно которой при таянии льда появляется новая более
мелкая решетка- вода -2. Эта вода обладает структурой типа кварца. Жидкая вода,
по мнению этих авторов, не является простой смесью этих двух структур. Они
проникают и существуют одна внутри другой. При поглощении некоторого
количества теплоты температура воды повышается в меньшей степени, чем у
других веществ (вода имеет аномально высокую теплоемкость). Причина этого в том,
что нагревание воды вызывает не только повышение средней скорости движения
ее молекул, но и превращение части воды -1 в воду-2 (разрушение связей в
льдообразных структурах).
Дэвис и Литовиц разработали еще одну двухструктурную модель воды,
основываясь на результатах исследования особенностей поглощения ею
акустических колебаний. В этой модели обе формы воды образуют
гексагональные кольца, такие же, как в структуре льда. Для нее характерна
ажурная, неплотная упаковка этих колец и длинные водородные связи между
ними. Упаковка тех же колец во второй форме более плотная, близкая к
кубической. Рассматриваемая теория хорошо объясняет поглощение в жидкой воде
акустических волн различных частот. В тоже время некоторые свойства воды, такие
как ее текучесть, она не объясняет. Близкую по смыслу модель, обобщающую
модель Самойлова и Дэвиса - Литовица предложили также Дэнфорд и Леви.
Наряду с моделями, рассматривающими воду как гетерогенное вещество смесь нескольких (по крайней мере двух) ее форм, существуют также теории воды,
как «однородного континуума». Они основаны на предположении о том, что при
таянии льда водородные связи между молекулами становятся более гибкими, но не
рвутся. В результате жидкая вода остается веществом гомогенным, но с сильно
связанными (но «равноправными») молекулами. В подтверждение своей точки
зрения авторы этих моделей ссылаются на результаты исследований объемного
рассеяния света в талой воде. Если бы вода обладала гетерогенной структурой,
рассеяние в ней света должно было бы быть весьма значительным. В
действительности же этого не отмечается - талая вода практически прозрачна
(рассеяния света в ней незначительно).
Одной из «компромисных» является автоклатратная теория строения воды,
предложенная Поллингом и усовершенствованная Фрэнком и Квистом. В э той
модели жи дк ая ф аза п редст авляет ся конгломерат ом т.н. « мерц аю щих
автоклатратов» - многомерных клеток, образованных водородными связями, внутри
которых заключены молекулы воды не образующие связей с клетками .
Под мерцанием автоклатратной структуры понимается ее динамичность,
нестационарность. Старые водородные связи в ней периодически рвутся, а новые
образуются. Мерцающие автоклатраты в воде, по мнению авторов теории, существуют
непродолжительное время. Фрэнк и Вин показали, что это время всего около 1 «г 40
"с. Таким образом, т.н. «вторая структура» воды вроде бы и есть и, в тоже время, ее
нет.
Близкую модель предложили Фрэнк, Вин, Немети и Шераг.
Рис. 7.5. Структура воды согласно теории Полинга-Фрэнка-Квиста.
Марчи и Эйринг предложили важную теорию структуры воды
обобщающую модели Самойлова, Полинга и Денфорда-Леви. По их мнению, при
плавлении льда Ih его структура примерно на 20% замещается более плотной формой
льда, напоминающей лед- IIL образующийся при высоких давлениях. Этот лед также
имеет правильную тэтраэдрическую решетку, но упаковка его молекул плотнее. В
результате этого при плавлении льда полости внутри него увеличиваются (образуется
ажурная льдообразная структура, о которой говорил Самойлов). Полости в этой
структуре заполняются водными мерцающими автоклатратами, как в модели
Полинга- Фрэнка- Квиста.
Дэнфорд и Леви провели рентгеноструктурное исследование жидкой воды. Они
показали, что автоклатратных структур, прогнозируемых Поллингом и др. не
наблюдается. В тоже время выявляется льдоподобный каркас и неупорядоченные
молекулы воды, как в модели Самойлова. Этот результат не позволяет
полностью отвергнуть автоклатратные модели, допуская их продуктивность в
ряде специальных случаев (вблизи поверхностей раздела фаз, макромолекул и т.п.),
а также в комбинированных моделях (Марчи-Эиринг).
Исследования показали, что тэтраэдрический порядок в расположении
молекул воды по мере повышения ее температуры все более и более нарушается.
Вследствие увеличения средней скорости движения ее молекул некоторые связи
между ними разрываются. В результате начинается распад самых крупных
молекулярных агрегатов на более мелкие.
Удивительным свойством водородных связей является их способность
удерживать молекулы воды в молекулярных агрегатах не жестко - при различных их
взаимных ориентациях. Благодаря этому вероятно молекулярным агрегатам
свойственен относительный полиморфизм (геометрические конфигурации
агрегатов, имеющих одинаковую молекулярную массу, могут быть различны).
Установлено, что вода жидкая содержит также молекулярные агрегаты,
различающиеся между собой числом объединившихся молекул (а значит и
молекулярной массой). Распределение молекул воды по агрегатам с той или иной
молекулярной массой зависит от ее температуры и других факторов.
К этим факторам относится, в частности, предистория изменения
температуры воды.
При одной и той же температуре вода, которая ранее была талой и вода,
которая ранее была кипяченой, обладают различными распределениями своих
молекул по молекулярным агрегатам. У воды, которая ранее была холоднее,
сохраняется больше молекулярных агрегатов высокого порядка (т.е.
содержащих большое число молекул).
На изменение распределений молекулярных агрегатов жидкой воды по их
молекулярным массам способны оказывать влияние механические воздействия
(перемешивание), внешние электрические и другие поля.
В этом смысле вода обладает памятью о своем предыдущем состоянии и
оказываемых на нее воздействиях.
Проблема структуры жидкой воды в наши дни далека от своего решения. Ни
одна из существующих теорий объясняя те или иные ее физико-химические
свойства, не объясняет их все в комплексе. Поэтому вполне
удовлетворительными ни одна из них не является, а исследования в данном
направлении продолжаются.
Л7.6.
Влияние растворенных веществ на структуру воды
До сих пор рассматривалась структура химически чистой воды. Но, как мы
хорошо знаем, вода в атмосфере не является таковой. Фактически, она представляет
собой слабо концентрированный водный раствор электролитов. Для лучшего
понимания ее свойств необходимо специально остановиться на вопросе о том,
как добавление растворенных веществ меняет структуру жидкой воды.
Ионы растворенных веществ сильно взаимодействуют с электрическими
полями молекул растворителя, -сольватируются. В водных растворах их
взаимодействие приводит к образованию вокруг каждого иона водной оболочки.
Вследствие того,
что сила кулоновского притяжения убывает
обратнопропорционально квадрату расстояния между зарядами, упомянутая водная
оболочка (атмосфера) эффективно экранирует заряд иона.
Вода, образующая эту оболочку является связанной. Ока утрачивает
способность перетекать под действием силы тяжести из одной точки
пространства в другую и называется гидратационной.
Многие электролиты удерживают гидратационную воду, настолько прочно,
что даже в том случае, когда их растворы выпаривают, образующаяся твердая фаза
кристаллизуется с определенным числом молекул воды. Так ведет себя, к примеру,
CuSO4-5H 2O (медный купорос).
Гидратационная оболочка иона в растворе не является простым
обособленным комплексом. Она имеет сложную внутреннюю структуру, а ее
внешние границы в действительности невозможно установить.
Внутри гидратационной оболочки можно отметить несколько состояний
молекул воды, которым соответствуют связи разной силы.
Связь, образующаяся между ионами некоторых переходных элементов и
гидратационными молекулами воды, имеет преимущественно ковалентный
характер. В случае наличия в растворе простых одновалентных катионов, таких, как
катионы щелочных металлов, указанная связь имеет почти полностью ионный
характер и с относительной легкостью может быть рассмотрена теоретически на
основе электростатических представлений.
Для большинства ионов, играющих главную роль в химии атмосферной
воды важнейшим фактором, определяющим размер и прочность гидратной
оболочки, является поверхностная плотность заряда иона. Чем выше плотность
заряда, тем сильнее экранирован ион.
Из этого правила можно сделать следующие выводы:
Катионам свойственна более сильная гидратация, чем анионам.
Чем выше заряд иона, тем сильнее он гидратируется. При одинаковом
заряде, сильнее гидратируются ионы, имеющие меньший радиус.Кулоновские
поля ионов взаимодействуют с диполями молекул воды достаточно сильно,
чтобы подтянуть их к себе. Вследствие этого в непосредственной близости
от ионов происходит сжатие растворителя.
Удельный объем воды вблизи иона оказывается
больше, чем на
некотором удалении от него. Это явление называется электрострикцией. Рассмотрим
влияние растворенных веществ на структуру воды, Предположим, что
находящийся в растворе ион окружен двумя слоями (рис.7.6).
Рис.7.6. Влияние растворенных веществ на структуру воды.
Внутренний слой (А), который можно отождествить с тем, что называют
сферой «первичной» гидратации, более плотный благодаря электрострикции, а
находящиеся в нем молекулы воды менее подвижны и образуют сильные связи с
ионом в его кулоновском поле.
Во внешнем слое (С) эффект электрострикционного уплотнения не
наблюдается (молекулы воды остаются «нормальными», хотя они могут быть очень
слабо поляризованы электрическим полем).
Особый интерес представляет промежуточный слой (В). В нем кулоновское
поле иона еще достаточно сильно, чтобы нарушить «нормальную» структуру
жидкой воды, но все же оно недостаточно велико, чтобы вызвать
переориентацию молекул воды и «намертво» связать молекулы воды (как,
например, в слое А). Следовательно, слой В представляет собой область
относительной разупорядоченности, нарушенного расположения молекул воды,
разрушенной структуры.
Рассмотренные особенности строения воды, содержащей растворенные
вещества, существенно влияют на физико-химические свойства водных
растворов.
Рассмотрим это влияние на примере наиболее распространенного водного
раствора - морской воды.
Упрощенно морскую воду можно рассматривать как водный раствор соли
NaCl. В водной среде ионная связь между атомами Na и С1 разрывается более
сильными электрическими полями молекул воды. Образующиеся при этом ионы
изменяют структуру воды, подобно тому, как указано выше. В результате
изменяются важнейшие физические свойства воды. В частности, при повышении
солености воды уменьшаются величины температуры замерзания и температуры
максимальной плотности.
При солености менее 24.6 промилле температура максимальной плотности
морской воды выше, чем температура замерзания (аномальный характер
зависимости ее плотности от температуры сохраняется).
При солености более 24.6 промилле температура замерзания оказывается
выше, чем температура максимальной плотности. В итоге зависимость плотности
такой соленой воды от температуры становится, как и у других жидкостей нормальной» (чем теплее вода - тем меньше плотность).
Именно
дольше, чем
прекращается
способствуя
поверхность.
благодаря этому Мировой океан покрывается льдом гораздо
пресноводные водоемы. В соленом океане зимняя конвекция не
даже в самые сильные морозы и проникает на большие глубины,
их аэрации и захоронению полютантов, осевших из атмосферы на
В пресноводных водоемах зимняя конвекция прекращается, как только
температура глубинных слоев понижается до значения температуры
максимальной плотности. Далее тонкий приповерхностный слой быстро
охлаждается холодным воздухом (его плотность при этом становится все
меньше) до замерзания. Глубинные слои пресноводных водоемов сохраняют
положительную температуру даже при самых свирепых морозах (что имеет
большое положительное значение для их обитателей).
Увеличение солености морской воды при неизменной ее температуре ведет к
увеличению ее электропроводности, плотности, вязкости, коэффициента
поверхностного натяжения, скорости звука. Следует отметить, что у некоторых
других электролитов, например водного раствора KCl, увеличение солености
вязкость, напротив, - уменьшает.
Испарение с поверхности соленых водоемов происходит иначе, чем с
поверхности пресных. Чем выше соленость вод, тем при прочих равных условиях
испарение с его поверхности происходит более интенсивно.
Присутствие в мельчайших капельках воды солей существенно влияет на
процесс конденсации водяного пара на их поверхность. Чем выше соленость, тем на
капельках радиусами менее 1 микрона конденсация идет интенсивнее.
Л.7.7. Особенности сублимации и кристаллизации в атмосфере
Многочисленные наблюдения показали, что водяные капельки могут
существовать в атмосфере не только при положительных, но и при отрицательных
температурах (т.е. находиться в переохлажденном состоянии). Это явление
наблюдается при температурах воздуха достигающих –21оС, а иногда и –40оС. При
температурах ниже –15оС в воздухе наблюдаются кристаллики льда, образующиеся в
процессе сублимации.
А. Вегенер в 1911 году выдвинул гипотезу, согласно которой наряду с ядрами
конденсации, в атмосфере существуют особые ядра- ядра сублимации,
обеспечивающие переход воды из состояния пара непосредственно в состояние
кристаллов. В отсутствие ядер сублимации, в воздухе возможно образование только
переохлажденных капелек воды. По мнению Вегенера ядрами сублимации могут
быть мельчайшие растворимые в воде частицы, изоморфные льду. Справедливость
этой гипотезы подтвердили наблюдения В. Финдейзена. Изучая в лабораторных
условиях процесс формирования кучевых облаков, он также установил, что
существует два вида ядер сублимации. Первые вступают в действие при
температурах от -6 до –20оС, но сравнительно малочисленны. Вторые
многочисленны, но начинают "работать" лишь при температуре ниже -37оC.
Дальнейшие исследования показали, что при температуре около –40оС
расстояния между объединяющимися молекулами воды достигает 5,52 А
(ангстрема), что соответствует расстояниям между молекулами в кристалле льда.
Поэтому при такой (и более низкой) температуре молекулы воды объединяются в
кристаллики льда на поверхности любых ядер конденсации, независимо от их
происхождения и свойств.
При более высокой температуре молекулы воды располагаются на
поверхности такого ядра сублимации на расстояниях, превышающих расстояния
между ними в кристалле льда, что приводит к образованию переохлажденных
водяных капель.
Если в воздухе присутствуют микрокристаллики - ядра изоморфного со льдом
строения, то, попадая на их поверхность, молекулы воды мигрируют по ней до тех
пор, пока не достигнут ребер кристалла. Здесь происходит прочное закрепление
молекул на расстояниях, соответствующих их расположению в кристалле льда.
Следовательно, на подобных ядрах сублимация происходит при любой
отрицательной температуре.
Таким образом, ядра сублимации действительно в природе могут
существовать и даже могут быть созданы искусственно (например, частицы
йодистого серебра, йодистого кадмия и др.). Тем не менее, в естественных условиях
ядра сублимации первого рода природного происхождения не обнаружены
(наблюдаются лишь ядра сублимации второго рода).
Как известно, кристаллы льда в атмосфере образуются и при сравнительно
небольших отрицательных температурах, при которых ядра второго рода работать
еще не должны. Это объясняется тем, что помимо сублимации они возникают также
в результате замерзания переохлажденных капелек воды, происходящего как
спонтанно, так и на ядрах кристаллизации.
Вероятность кристаллизации капель переохлажденной воды возрастает по
мере понижения температуры воздуха, достигает максимума и затем начинает
уменьшаться (вследствие увеличения вязкости, препятствующей этому процессу). В
тоже время эта вероятность пропорциональна суммарному объему жидкости в
каплях и времени охлаждения, Поэтому переохлажденные капли способны
превратиться в ледяные кристаллы не сразу. В первую очередь замерзают самые
крупные капли. 3aмерзшие капельки - льдинки сами становятся центрами
последующей сублимации.
Таким образом, установлено, что существование в атмосфере
переохлажденных капелек воды не обусловлено отсутствием в ней ядер сублимации,
а образование кристалликов льда не обязательно связано с присутствием этих ядер.
Эксперименты показали, что упругость насыщения водяного пара над снегом
и льдом меньше, чем над водой. Например, при температуре –10 оС упругость
насыщения водяного пара по отношению ко льду 2,69 гПа, а по отношению к воде2.87 гПа. При этом, как только относительная влажность воздуха повышается до
91%, на снежной поверхности начинается сублимация (выпадает иней).
В результате сублимации излишки водяного пара из охлаждающегося воздуха
удаляются. Такие условия для образования капельножидкого тумана явно
неблагоприятны.
Если капельножидкий туман возник в воздушной массе до ее вступления на
заснеженную поверхность, то, оказавшись над ней, он будет проявлять тенденцию к
рассеиванию. Препятствует рассеиванию такого тумана понижение температуры
воздуха в приземном слое атмосферы, вызванное теплообменом с подстилающей
поверхностью. Поэтому при движении воздуха с капельножидким туманом над
заснеженной сушей интенсивность тумана может, как уменьшаться, так и
увеличиваться.
Наиболее благоприятны условия для образования тумана над заснеженной
поверхностью при температурах воздуха близких к 0оС. При этом сублимация
невозможна, упругость водяного пара высока и происходит охлаждение воздуха.
При очень низких температурах (ниже –25оС) туманы в основном состоят из
ледяных кристаллов. Концентрация переохлажденных капель снижается. Сублимация
такого тумана на заснеженной земной поверхности (и выпадение в виде инея)
невозможна. Интенсивность таких туманов при дальнейшем понижении температуры
возрастает.
Наибольшее рассеивающее влияние на туман заснеженная поверхность
оказывает при температурах от –10 до –15оС. Поэтому при таких температурах зимой
туманы крайне редки и обладают меньшей интенсивностью, чем при таких же
контрастах метеорологических параметров воздушных масс, но при более высокой
или более низкой температуре.
Контрольные вопросы
1. Что такое крискллизация; какие факторы влияют на интенсивность этого
процесса?
4.
Что такое сублимация, какие факторы влияют на интенсивность этого
процесса в атмосфере.
5.
Перечислите аномальные свойства воды.
6.
Охарактеризуйте молекулярное строение воды.
7.
Охарактеризуйте изотопный состав воды..
8.
Чем отличаются физико-химические свойства пресной и соленой воды?
9.
Охарактеризуйте молекулярное строение льда.
10.
Охарактеризуйте основные теории молекулярного строения воды.
11.
Что такое ядра сублимации и как они влияют на формирование
кристалликов льда в реальной атмосфере?
12.
Как температура воздуха влияет на соотношение между вкладами
процессов сублимации водяного пара и кристаллизации переохлажденных капель
воды при образовании кристалликов льда в атмосфере?
13.
Почему при низких температурах воздуха над заснеженной
поверхностью земли туманы образуются редко, а возникнув быстро
рассеиваются?
14. Как соотносятся между собой точка росы и точка инея; объясните почему?
15. Почему при интенсивном снегопаде туман рассеивается?
16. Почему микроскопические капельки растворов в
служить атмосферными ядрами конденсации?
атмосфере могут
Рекомендованная литература
Холопцев А. В. Введение в гидрометеорологию./А. В. Холопцев, А. И. Рябинин//
Севастополь. – СНУЯЭиП. -2002. -220с.
2. Матвеев Л.Т. Курс общей метеорологии. Л.: «Гидрометеоиздат», 1976.
639с.
3. Хргиан А.Х. Физика атмосферы. Л.: «Гидрометеоиздат», 1978. Т.1. 246с.
1.
4.Школьний Є.П. Фізика атмосфери. -Одеса.; ОГМІ. 1997. - 698 с.
5. Salby M.L Fundamentals of Atmospheric Physics / M.L.Salby. – New York:
Academic Press, 1996. – 560 р.
Л8. Туманы и облака
Учебные вопросы:
1.
2.
3.
4.
5.
6.
7.
Определение и характеристики туманов.
Образование и трансформация туманов.
Классификация и особенности туманов.
Особенности туманов охлаждения.
Особенности туманов испарения.
Классификация облаков.
Механизмы образования облаков
Л8.1.
Определение и характеристики туманов
Туманом принято называть скопление капелек воды или микрокристаллов
льда в приземном слое воздуха толщиной от единиц до нескольких сотен метров,
при котором по направлению вдоль земной поверхности дальность видимости не
превышает 1 км.
Важнейший параметр тумана - его интенсивность. Для оценки интенсивности
тумана используют два подхода.
Первый исходит из того, что содержащиеся в воздухе капли и кристаллы
воды существенно влияют на прозрачность атмосферы. Поэтому изменение
дальности видимости в тумане может служить для оценки его интенсивности. С
учетом этого принято считать, что туман может быть сильным, умеренным и
слабым. В сильном тумане видимость не превышает 50м. В умеренном тумане
видимость составляет от 50 до 500м. В слабом тумане видимость от 500 до 1000м.
Если видимость на уровне земной поверхности составляет от 1 до 2 км,
данное состояние атмосферы принято называть умеренно и дымкой. При видимости
от 2 до 10 км имеет место слабая дымка.
Дальность видимости наблюдатель определяет "на глаз". Чем он опытнее, тем
в равных условиях оценка этой характеристики точнее. Изменение условий
наблюдения также может стать причиной погрешности оценки дальности видимости
одним и тем же даже самым опытным оператором. Одной из причин погрешностей
является наличие неучтенных местных источников увлажнения воздушной массы
(выпадение теплого дождя вечером, поступление в атмосферу продуктов сгорания
топлива).
Как видим, достоинством рассмотренного подхода является простота, а
недостатком - его относительность и неточность. Подход не требует для своей
реализации специального оборудования. Другой подход в этом смысле является
диаметрально противоположным. Он основан на определении таких характеристик
тумана как его водность и лёдность, связывающих интенсивность тумана с
количеством жидкой или твердой атмосферной воды, содержащейся в единице его
объема.
Водность - характеристика интенсивности тумана, состоящего из капель воды
(т.н. водяного пли смешанного). Водностью называется суммарная масса воды в
жилкой фазе (в виде капель), содержащаяся в 1 куб. м. тумана.
Лёдность - аналогичная характеристика тумана, содержащего кристаллики
льда. Лёдностью называется суммарная масса воды в твердой фазе (в виде
кристаллов льда), содержащегося в 1 куб. м. тумана.
Нетрудно видеть, что и водность, и лёдность тумана являются абсолютными
и объективными характеристиками, однако простых технологий их прямого
измерения в настоящее время неизвестно. Обе характеристики тумана, как правило,
рассчитывают по результатам измерения других его тепло физических
характеристик.
В тумане капли имеют разные диаметры. Поэтому еще одной их
характеристикой является распределение капель по диаметрам. Под
этим
распределением понимается зависимость от диаметра капель их концентрации в
воздухе.
Наиболее часто применяемыми параметрами распределения капель по
диаметрам являются:
-мода (наиболее вероятное значение диаметра капель в тумане);
-среднее (среднее арифметическое диаметров всех капель, в 1 м3 воздуха,
содержащего туман);
-дисперсия (среднее арифметическое квадратов отклонений от среднего
величин диаметров капель, содержащихся в 1 м3 воздуха, содержащего туман).
Л8.2.
Образование и трансформация туманов
Процесс перехода водяного пара в жидкое или твердое агрегатное состояние,
происходящий в приземном слое воздуха называется образованием тумана.
Трансформацией тумана называется изменение
результате взаимодействия с окружающей средой.
его
характеристик
в
Туманы образуются водой в атмосфере, находящейся в жидком или твердом
агрегатном состоянии. Эта вода образуются из водяного пара в результате процессов
конденсации, сублимации, коагуляции и кристаллизации (замерзания).
Напомним, что процесс перехода водяного пара из газообразного в жидкое
состояние называется конденсацией.
Процесс перехода водяного пара из газообразного состояния в твердое, минуя
жидкое, называется сублимацией
Явление укрупнения капель или снежинок в результате их столкновения
называется коагуляцией (слипанием).
Процесс перехода воды из жидкого агрегатного состояния в твердое,
называется кристаллизацией.
Конденсацию, сублимацию и кристаллизацию вызывает тепломассообмен
облака или тумана с окружающей средой. Он изменяет упругость водяного пара,
окружающего капли, а также температуру воздуха.
Коагуляция есть результат неравенства нулю относительных скоростей
движения различных капель. Относительное перемещение капель приводит к
уменьшению расстояний и столкновениям между ними.
При некоторой упругости водяного пара в тумане могут встретиться капли,
над поверхностью которых эта упругость больше насыщающей, а также капли, над
поверхностью которых она меньше насыщающей. Очевидно, что первые будут
укрупняться за счет конденсации, а вторые – испаряться. Так как насыщающая
упругость водяного пара над каплями тем меньше, чем больше их радиус,
конденсация происходит лишь на крупных каплях; мелкие испаряются.
Как видим, одним из результатов трансформации тумана, вызванной его
тепло-массо- обменом с окружающей средой, является уменьшение дисперсии
распределения его капель по их диаметрам. Среднее значение распределения купель
по их диаметрам может при этом как увеличиваться, так и уменьшаться. Мода в ходе
указанного процесса, как правило, приближается к среднему значению. Рост капель
тумана в результате описанного процесса называется конденсационным.
Коагуляция происходит лишь при столкновении капель. Мелкие капли
(диаметрами менее 1-2 микрона) участвуют в броуновском движении, что вызывает
их столкновения и коагуляцию.
Чем выше температура воздуха, тем этот процесс интенсивнее. Этот вид
коагуляции называют - молекулярно- кинетическим.
Крупные капли (диаметрами более 15 микрон) осаждаются под действием
силы тяжести быстрее, чем мелкие. Поэтому в процессе своего осаждения крупные
капли догоняют и перегоняют мелкие. При этом возможны столкновения между
ними и т. н. гравитационная коагуляция.
При наличии ветра в приземном слое атмосферы причиной столкновения
капель может быть их увлечение атмосферной турбулентностью. Это т. н.
турбулентная коагуляция.
Рост капель в результате коагуляции, как правило, происходит медленнее,
чем при конденсационном механизме.
Кристаллизация может происходить как непосредственно, путем замерзания
жидких капель, так и путем т. н. переконденсации.
Переконденсация - это процесс роста кристалликов льда при одновременном
испарении капель воды в тумане, содержащем как капельки воды, так и кристаллики
льда Переконденсация может происходить при постоянной температуре и без тепломассообмена с окружающей средой.
Рассматриваемый процесс возникает потому, что насыщающая упругость
водяного пара надо льдом меньше, чем над водой. В результате этого, по отношению
к поверхности льда водяной пар может быть насыщенным и даже пересыщенным, а
по отношению к поверхностям капель воды – ненасыщенным. Процесс идет до тех
пор, пока все капли в тумане (облаке) не испарятся, а ледяные кристаллы достигнут
максимальных размеров.
Увеличению водности тумана способствует поступление в него
дополнительных количеств водяного пара, либо понижение его температуры. Того
же результата можно достичь, внося в него микроскопические твердые либо жидкие
частицы – упомянутые выше атмосферные ядра конденсации.
Уменьшению водности тумана способствуют выпадение из него атмосферных
осадков, повышение температуры воздуха и рассмотренный выше процесс
переконденсации.
Л8.3.Классификация и особенности туманов
В зависимости от своего происхождения туманы принято делить на
следующие классы:
1. Туманы испарения.
2. Туманы охлаждения.
3. Туманы фронтальные.
4. Туманы техногенные
Туман, образующийся в холодном воздухе над теплой водной поверхностью,
называется туманом испарения. В Севастополе именно этот туман в ноябре- декабре
может препятствовать движению катеров по бухте.
Также эта разновидность тумана может возникнуть при выпадении теплого
дождя через слой расположенного у земли холодного воздуха и испарении водяной
пыли водопадов, морского прибоя.
Условия необходимые для возникновения тумана испарения в морях
умеренных широт встречаются зимой. В высоких широтах (Арктика и Антарктика)
этот вид тумана образуется при движении над сравнительно теплой поверхностью
моря холодного воздуха, сформировавшегося надо льдами.
Охлаждение воздуха также всегда благоприятствует возникновению тумана.
Понижение температуры воздуха влечет за собой увеличение его относительной
влажности
и может вызвать конденсацию, как в атмосфере, так и у земной
поверхности. При этом образуется
туман охлаждения. Он имеет следующие
разновидности:
-радиационные (поземные, низкие и высокие);
-адвективные;
-адвективно-радиационные,
-орографические (горных склонов, адиабатические).
Радиационные туманы образуются при ночном охлаждении прогревшегося за
день и насытившегося влагой воздуха над сушей. В Севастополе они чаще всего
наблюдаются в конце августа – начале сентября, при хорошей погоде. Их можно
наблюдать над Байдарской долиной. После восхода солнца воздух прогревается и
содержащийся в нем радиационный туман рассеивается.
Адвективный туман образуется в умеренных широтах при движении теплого
влажного воздуха с моря на заснеженную или покрытую льдом сушу, в высоких
широтах - при перемещении воздуха с открытых акваторий океана на его районы,
покрытые льдами. В Севастополе этот вид тумана встречается весной- при движении
теплого воздуха с суши на холодную морскую поверхность. Адвективные туманы
отличаются высокой интенсивностью и большой продолжительность.
Орографические туманы возникают при адиабатическом подъеме воздуха по
горному склону. В Крыму они образуются на главной гряде Крымских гор при
южном и юго-западном ветре, несущем влажный воздух с моря. Горы стоят на пути
движения этого воздуха и вынуждают его подниматься по их склонам вверх. При
этом воздух расширяется и охлаждается, что и ведет к возникновению тумана.
Техногенными называют туманы, возникновение которых в естественных
условиях невозможно и связано с деятельностью человека. К техногенным туманам
относятся:
- городские:
- морозные (поселковые, печные, аэродромные);
- искусственные.
Четвертая разновидность туманов - фронтальные, К ним относят:
-предфронтальный теплого фронта (или фронта окклюзии теплого типа);
-фронтальный туман;
-зафронтальный туман теплого фронта (или фронта окклюзии теплого типа);
-туман смешения.
Предфронтальный туман теплого фронта возникает в слое холодного воздуха
непосредственно перед фронтом, в зоне интенсивных атмосферных осадков. Он
возникает потому, что выпадающие из облаков атмосферные осадки в этом слое
испаряются, дополнительно понижая его температуру и насыщая его влагой.
Фронтальный туман следует подобно валу за линией фронта. Он возникает в
результате непосредственного теплообмена влажного (теплого) и холодного воздуха
на фронте. Фронтальный туман может иметь высокую интенсивность, но малую
продолжительность.
Зафронтальный туман теплого фронта образуется в теплом воздухе при его
движении за фронтом - над участками земной поверхности, охладившимися в
период нахождения над ними холодного воздуха. Интенсивность и
продолжительность существования зафронтального тумана, обычно, малы.
Перемешивание способно как благоприятствовать образованию тумана, так и
препятствовать ему. Различают перемешивание горизонтальное и вертикальное. При
горизонтальном перемешивании воздушных масс может образоваться
туман
смешения.
Вертикальное перемешивание в слое воздуха препятствует образованию
тумана. Оно приближает значение вертикального градиента температуры в нем к
сухо адиабатическому (если водяной пар ненасыщен), или влажно-адиабатическому
(если он насыщен).
Если стратификация до начала перемешивания была устойчивой, то
перемешивание ведет к потеплению в нижней части слоя и похолоданию в верхней.
Содержание водяного пара на различных расстояниях от земной поверхности при
этом выравнивается (уменьшается внизу и возрастает вверху). При этом, если туман
ранее и существовал, то под влиянием вертикального перемешивания он
рассеивается.
Одновременно с рассеянием тумана в нижней части слоя, в его верхней части
происходит похолодание, увеличивается содержание водяного пара, a также
образуются слоистые или слоисто- кучевые облака.
При температуре воздуха выше 0о С все туманы состоят из капелек воды и
образуются в процессе конденсации.
С понижением температуры воздуха ниже 0оС в тумане встречаются как
переохлажденные капли, так и кристаллы льда, образовавшиеся при конденсации,
сублимации и кристаллизации. При температурах ниже –40 оС туман полностью
состоит из микрокристаллов льда, образовавшихся в результате сублимации.
Учитывая изложенное все туманы принято делить на:
- капельножидкие, или водяные, состоящие только из капелек волы:
- ледяные, состоящие из ледяных кристаллов;
- смешанные, состоящие из воды и кристаллов льда.
Капельножидкие туманы встречаются при температурах воздуха до -28оС.
Диаметр капель в них может быть от 1 до 40 μк (крайне редко - до 100μк). Его
величина зависит от условий образования тумана.
В туманах испарения
и на начальной стадии других видов тумана
преобладают капли диаметром от 1 до 20 μк. Чаще всего встречаются капли
диаметром от 2 до 4μк.
В радиационных и адвективных туманах встречаются капли диаметром до
40μк.
В слабых туманах диаметр капель меньше, в сильных туманах - больше.
Важной характеристикой тумана является его водность. Ее значения
изменяются от 0.02 до 1 г/ м3.
По данным наблюдений четкой зависимости между водностью тумана, его
типом и температурой образования нет. Как правило, водность тумана
образующегося при отрицательных температурах меньше.
Меньшие значения водности- 0.02-0.3 г/ м3, относятся к туманам испарения
при низких температурах (-10 , -20оС). Большие - к радиационным и адвективным
туманам (0.3- 1 г/ м3) при положительной температуре.
Концентрация капель в тумане зависит от его интенсивности: 1-10 капель/см3
для слабого тумана и дымки и 400-600 капель/ см3 для сильного тумана.
Микроструктура ледяных и смешанных туманов сложнее. Строгой верхней
температурной границы для туманов этих типов не установлено. Смешанные туманы
возможны при температурах более –40оС. При меньших температурах туманы
только ледяные. Типичной формой кристаллов в них являются пластинки, звездочки
и иглы. Размер этих кристаллов от 10-15 μк до 500 μк.
В слабых туманах встречаются кристаллы меньшего размера. В сильных
туманах - большего размера. Кроме кристаллов в смешанных туманах присутствуют
капли переохлажденной воды. Число мелких капель (радиус менее 3 μк) в этих
туманах мало. Преобладают более крупные капли диаметром 5-6μк.
Водность кристаллических и смешанных туманов не превышает 0.03 г/ м3.
Число кристаллов в ледяных туманах менее 1 на см3. Соотношение капель и
кристаллов в смешанных туманах весьма разнообразно. Соотношение это
изменяется "в пользу капель" при повышении температуры воздуха.
Л8.4.Особенности туманов охлаждения
Как следует из изложенного, к туманам охлаждения относят туманы
радиационные, адвективные, адвективно-радиационные и орографические.
Основной причиной возникновения радиационного тумана является ночное
понижение температуры земной поверхности и воздуха в приземном слое
атмосферы до температуры ниже точки росы, Его образованию тумана
благоприятствуют следующие условия:
-ясная безоблачная погода ночью;
-слабый ветер у земли (не более 3-4 м/с);
-большая относительная влажность воздуха вечером (более 60%);
-выпадение несильного, вечернего, теплого дождя;
-сухая погода в предыдущие дни (почва сухая,
теплопроводность для потока тепла идущего из недр Земли);
имеющая
малую
-инверсионное распределение температуры воздуха в приземном слое
высотой от 50 до 300м;
-вогнутый рельеф местности, позволяющий холодному и плотному воздуху
накапливаться в низине.
При штиле охлаждение воздуха, имеющего низкую теплопроводность, не
распространяется высоко. Образуется приземный туман в слое высотой единицы
метров; выпадает роса либо иней.
При сильном ветре возникает вертикальное перемешивание в слишком
мощном (толстом) слое воздуха. Каждая его частица в этом случае охлаждается
незначительно и туман не возникает.
Оптимальна для образования радиационного тумана скорость ветра 1-2м/с.
Мощность слоя радиационного тумана зависит также от продолжительности
его существования. Условно по мощности этого слоя различают туманы:
- поземные (толщина менее 2 м);
- нижние (толщина от 2 до 10 м);
- средние (толщина от 10 до 100 м);
- высокие (толщина более 100 м).
Летом в умеренных широтах преобладают поземные, нижние и средние
туманы. Зимой - радиационные туманы, как правило, высокие.
В малоподвижных антициклонах приземные радиационные инверсии могут
смыкаться с инверсиями оседания (возникающими в результате нисходящих
движений воздуха, вызывающих его сжатие и нагрев). Толщина слоя таких инверсий
и распространяющихся в них туманов может достигать 2-3 км. Такие зимние
радиационные туманы могут сохраняться несколько суток, не рассеиваясь даже
днем.
Летом быстрый прогрев подстилающей поверхности вызывает рассеивание
радиационных туманов уже через 1- 2 часа после восхода Солнца. Осенью они
сохраняются и спустя 3-4 часа после восхода Солнца.
В отличие от туманов испарения, при образовании радиационного тумана
абсолютная влажность воздуха и его удельная влажность при охлаждении до точки
росы остаются практически постоянными. Под влиянием турбулентного
перемешивания и выпадения росы с понижением температуры воздуха происходит
перераспределение водяного пара между различными стоя ми атмосферы и
подстилающей поверхностью.
Для образования тумана необходимо, чтобы воздух охладился ниже точки
росы настолько, чтобы сконденсировалось достаточное количество капель.
При одной и той же величине этого дополнительного охлаждения
Количество сконденсировавшегося водяного пара зависит от температуры
воздуха.
Чем выше температура, тем больше масса сконденсировавшейся влаги.
Поэтому водность радиационных туманов, образующихся при положительной
температуре, больше, чем водность туманов, образующаяся при температуре
отрицательной. Из этого вовсе не следует, что зимой видимость в них больше чем
летом. Установлено, что и зимой и летом радиационные туманы имеют примерно
одинаковую интенсивность.
При низких температурах воздуха размеры кристалликов льда, образующего
зимний туман, значительно меньше размеров соответствующих капель тумана,
образующегося при положительной температуре.
Адвективные туманы образуются в теплой (и влажной) воздушной массе,
перемещающейся на более холодную подстилающую поверхность. Они являются
результатом ее неадиабатического охлаждения. При взаимодействии теплого
воздуха с более холодной подстилающей поверхностью возникает теплообмен,
приводящий к термической трансформации воздушной массы. В ее нижнем слое
образуется инверсия температуры и усиливается устойчивость стратификации.
Чем дольше идет теплообмен, чем больше перепад температуры воздуха
относительно подстилающей поверхности, тем больше мощность инверсии.
Понижение температуры воздуха в нижнем слое атмосферы вызывает
конденсацию в нем водяного пара, начинающуюся непосредственно от земной
поверхности. Верхняя граница слоя тумана практически совпадает с верхней
границей слоя инверсии.
Адвективные туманы образуются, как правило, зимой - в воздушных массах,
перемещающихся с океана на сушу, либо морские льды, а летом - наоборот- с суши
на океан. Условиями, благоприятствующими возникновению адвективного тумана,
являются:
-высокая относительная влажность воздуха, до вступления на более
холодную подстилающую поверхность;
-большая разность температур между подстилающей поверхностью и
надвигающейся на нее воздушной массой;
-средние скорости ветра 2-7 м с;
-увеличение или постоянство удельной влажности воздуха с высотой;
-умеренно устойчивая стратификация и сравнительно слабый вертикальный
обмен.
При скорости ветра более 7м/с возникает слишком сильное вертикальное
перемешивание, которое препятствует образованию тумана. Тем не менее, иногда
адвективный туман все же наблюдается и при скоростях ветра до 15 м/с.
При слабом ветре (скорость менее 2м/с) воздушная масса перемещается и
охлаждается слишком медленно. Значительную часть излишков влаги она успевает
сбросить на земную поверхность в виде росы или инея.
Вертикальный обмен, как
уже отмечались выше, способствует
выравниванию количества водяного пара по вертикали. Если в приземном слое
удельная влажность воздуха увеличивается с высотой, то благодаря вертикальному
обмену влага будет переноситься из воздушной массы к земной поверхности.
При очень устойчивой стратификации вертикальный обмен (турбулентный
теплообмен) прекращается. Молекулярный же теплообмен происходит крайне
медленно - охлаждение от земной поверхности в воздушную массу практически не
распространяется. В рассматриваемом случае туман охлаждения образуется в очень
тонком слое вблизи земной поверхности, а иногда его и вовсе нет - просто выпадает
роса.
Наибольшее охлаждение воздуха при образовании адвективного тумана
наблюдается в непосредственной близости от поверхности земли. Именно здесь
начинается образование этого тумана, здесь же водность его максимальна, а
видимость минимальна.
Мощность слоя адвективного тумана изменяется от десятков метров, до 2
километров. Адвективные туманы наблюдаются в любое время суток. Ночью они
усиливаются в связи с дополнительным радиационным охлаждением воздуха в
приземном слое.
Чаще всего в умеренных широтах адвективные туманы возникают поздней
осенью в прибрежных районах суши. К этому времени поверхность суши уже
достаточно охлаждена, тогда как море еще сохраняет тепла и приходящий с моря
воздух теплый и влажный.
Если для радиационных туманов наиболее благоприятные условия
создаются в центральных частях антициклонов и вдоль осей барических гребней, то
для адвективных туманов наиболее благоприятны теплые сектора циклонов и
прилегающие к ним периферии антициклонов.
Туманы охлаждения, образующиеся зимой над сушей при вторжении на нее
теплых и влажных воздушных масс с океана, порождаются как адвективными, так и
радиационными механизмами (поэтому их принято называть адвективнорадиационными). Они наиболее интенсивны и занимают огромные площади.
Такие туманы наиболее опасны для авиации. Частным случаем адвективных
туманов являются туманы береговые, возникающие зимой над сушей при ветре с
моря.
Адвективные туманы образуются также над морем, при смещении на его
более холодные районы воздушных масс, сформировавшихся над более теплыми
водами. Чем больше горизонтальный градиент температуры поверхности океана по
траектории движения воздушной массы, тем больше вероятность образования над
водой адвективного тумана. Именно этим вызваны частые и интенсивные
адвективные туманы у островов Ньюфаундленд, Медвежий и др.
Летом образование адвективных туманов может быть связано с
перемещением очень теплого воздуха с суши на относительно холодную
поверхность моря. Так возникают эти летние туманы на акваториях Баренцева и
Карского морей.
На побережьях Охотского и Японского морей летом наблюдается вынос
морского адвективного тумана ночью на 2-3 км вглубь материка. Они типичны для
Владивостока, Магадана, Южно-Сахалинска.
Возникающий над морем адвективный туман способен перемещаться на
значительные расстояния от места своего возникновения. Поэтому при его прогнозе
учитывают:
-траектории движения имеющихся областей тумана;
-адвективные изменения температуры и точки росы в приземном слое;
-возможность снижения облаков.
Исчезновению (рассеянию) адвективных туманов благоприятствуют:
-исчезновение теплого сектора циклона в процессе его окклюдирования;
-прекращение адвекции тепла в связи с изменением направления ветра, или
при достижении воздушной массой температуры равновесия;
-понижение точки росы (вследствие конденсации и сублимации водяного
пара, особенно существенной на снежном покрове);
-увеличение в пограничном слое атмосферы вертикального градиента
температуры воздуха при одновременном понижении с высотой удельной влажности
воздуха;
-усиление ветра и вызванного им вертикального
возникновение осадков, способствующих рассеянию тумана;
перемешивания,
Еще одна разновидность туманов охлаждения - т.н. орографические туманы
(или туманы горных склонов). Из долины такой туман выглядит как облако,
окутавшее склон горы.
В образовании орографических туманов большое значение имеет
адиабатические охлаждение влажного воздуха, поднимающегося по слону горы.
Другим фактором охлаждения этого воздуха может быть его теплообмен с
поверхностью склона (он особо существенен, если эта поверхность- ледник).
Стратификация воздуха, поднимающегося по склону, должна быть устойчивой,
иначе вместо тумана разовьются кучевые облака (вертикальный обмен препятствует
образованию туманов).
Л8.5. Особенности туманов испарения
Эта разновидность туманов возникает над водой, когда температура ее
поверхности существенно (более чем на 10 оС) выше температуры окружающего
воздуха, а относительная влажность последнего более 70%.
Наиболее часто туманы испарения наблюдаются над незамерзающими
заливами арктических морей (например, над Кольским заливом), вблизи кромки
арктических льдов, осенью и зимой над быстрыми, незамерзающими реками. Их
образование связано, с одной стороны, с непрерывным испарением с теплой водной
поверхности, а с другой – с охлаждением поднимающегося от этой поверхности
теплого воздуха при его перемешивании с воздухом холодным.
Туман испарения, как правило, захватывает не только водоем, но и
прибрежную территорию на глубину 10-20 км. Если берег высокий и если ветер
направлен вдоль залива, слой тумана может иметь мощность до 100м и более.
Вследствие прогрева воздуха снизу он становится неустойчивым; в
приповерхностном слое возникает интенсивное вертикальное перемешивание. Выше
этого слоя (на высоте до 50-100м) сохраняется инверсия температуры,
задерживающая дальнейшее вертикальное проникновение водяного пара. Благодаря
этому туман испарения образуется во всем слое от водной поверхности до верхней
границы инверсии.
Если в приводном слое атмосферы штиль, а на высоте 100м отмечается
существенное усиление ветра, вместо тумана испарения могут возникать низкие
облака. В целом же слабые ветры благоприятны для развития этого тумана.
Туманы испарения часто наблюдаются за холодным атмосферным фронтом.
Ночное радиационное выхолаживание усиливает туман. Над небольшими реками
осенью туман испарения наблюдается только ночью (при этом он имеет вид
приземного тумана).
При образовании радиационного тумана над заболоченными низинами роль
фактора испарения также велика. Вечером, когда в заболоченной почве еще
значительны запасы тепла, быстрое понижение температуры воздуха приводит к
образованию тумана испарения. В дальнейшем, когда температура почвы
существенно понижается, этот туман может рассеяться, либо превратиться в туман
радиационный.
Этим объясняются на первый взгляд непонятные случаи быстрого рассеяния
тумана, образовавшегося с вечера, над заболоченными низинами, хотя сохраняется
ясная тихая погода, а радиационное ночное охлаждение почвы продолжается.
Л8.6. Классификация облаков
Облака представляют собой значительные по объему скопления продуктов
конденсации, сублимации водяного пара, либо кристаллизации водных капель,
расположенные на некотором удалении от земной поверхности.
Причиной образования облаков является увеличение содержания в некоторой
области атмосферы водяного пара и атмосферных ядер конденсации или понижение
температуры воздуха.
Вид облаков, чаще всего формирующихся над тем или иным регионом,
зависит от времени года. Так, в зимние месяцы над Азовским морем преобладает
низкая облачность слоистых форм –Ns, -St, - Sc. Повторяемость этих облаков
составляет 35%. Весной здесь наиболее часто повторяются облака среднего и
верхнего яруса: перистые Ci- до 28% и высоко кучевые облака Ас до 30 %. Летом
над Азовским морем преимущественно образуются кучевые облака Cu (до 35%) и
высоко - кучевые Ас (до 20%). Слоистые облака почти не наблюдаются. Осенью
здесь вновь доминирует облачность слоистых форм -Ns, -St, - Sc с повторяемостью
до 31% Высоко – кучевые облака Ас бывают реже ( их повторяемость менее 27%).
В зависимости от вертикального распределения температуры воздуха в
тропосфере облака могут состоять из капелек веды, снежинок, либо кристалликов
льда, называемых облачными элементами.
В каждом облаке происходят процессы образования и ликвидации облачных
элементов. Образование облачных элементов происходит с участием атмосферных
ядер конденсации. Этот процесс идет в тех слоях атмосферы, где относительная
влажность оказывается достаточно большой.
Зародыши, формирующиеся в результате взаимного притяжения ядер с
окружающими их молекулами водяного пара, оказываются жизнеспособны и
укрупняются, если конденсация преобладает над испарением. Как правило, это
имеет место при пересыщениях водяного пара 101-110%.
Зародившиеся таким образом облачные элементы растут путем одной только
конденсации вплоть до достижения ими радиуса 14-15 микрон. На последующее
укрупнение облачных элементов до радиусов 20-25μκ наряду с конденсацией
начиняет оказывать все усиливающееся влияние коагуляция. Начиная с радиусов
25μκ, дальнейший рост облачных элементов происходит за счет коагуляции.
В каждом облаке, образовавшиеся на том или ином атмосферном ядре
конденсации облачные элементы под действием силы тяжести устремляются вниз.
При этом они выходят из слоя, где относительная влажность воздуха достаточно
высока и конденсация доминирует над испарением. Такие опустившиеся из облака
облачные элементы начинают испаряться. Этот процесс приводит к выносу
атмосферных ядер конденсации вниз из облака, а также перераспределению их
внутри облака. В результате этого, в облаках концентрация атмосферных ядер
конденсации может быть меньше, чем вне облаков. Особенно значительное
скопление ядер наблюдается под облаком. В самом облаке количество ядер
конденсации убывает от основания к вершине.
Интенсивность
процессов
перераспределения
атмосферных
ядер
конденсации, происходящих как в облаке, так и вокруг него, зависит от параметров
процессов вертикального перемешивания, происходящих в нем. Наиболее велика
интенсивность этих процессов в облаках вертикального развития и кучевых форм.
Поэтому число атмосферных ядер конденсации в облаках слоистых форм больше,
чем в кучевых облаках. Разность концентраций ядер в облаках и под ними у облаков
слоистых форм меньше, чем у облаков кучевых.
В облачных элементах значительную часть ядер конденсации составляют
микрокристаллы хлоридов. Концентрация хлоридов, растворенных в дождевых
каплях, изменяется в пределах 0.1-10 мг/л. Поэтому многие объясняют
возникновение таких ядер взаимодействием атмосферы с поверхностью Мирового
океана.
Концентрация хлоридов в слоистых и слоисто- кучевых облаках больше чем в
слоисто- дождевых в среднем в 7 (семь) раз. В облаке, находящемся на стадии
распада, концентрация хлоридов со временем возрастает.
В центральной части каждой снежинки содержится одно относительно
крупное ядро конденсации (размером порядка 1 микрона), а в ее периферийной
части - множество более мелких ядер (размером от 0.05 до 0.1 микрона). Поэтому
при выпадении снега облака быстрее теряют свои ядра конденсации.
Перламутровые облака, как уже отмечалось выше, располагаются в
стратосфере - на высотах 28-30 км. Они наблюдаются в высоких и умеренных
широтах преимущественно в сумерках.
После заката нижние слои атмосферы уже не освещаются солнечными
лучами, а эти, удаленные от земной поверхности облака, все еще освещаются
Солнцем. По внешнему виду они напоминают весьма быстро движущиеся перистые
облака.
Установлено, что перламутровые облака состоят из микрокристаллов льда.
Учитывая температуру воздуха на высоте расположения перламутровых облаков
(менее –60оС), ясно, что эти кристаллы возникают при сублимации водяного пара.
Не менее загадочна природа и серебристых облаков. Эти скопления
микрокристаллов льда располагаются на высоте 80-90 км (в мезопаузе). Они
наблюдаются также в сумерках преимущественно в широтах выше 50 параллели.
Температура воздуха в мезопаузе опускается до –90оС, поэтому эти
микрокристаллы могут возникать только путем сублимации водяного пара.
Особенности конфигурации тех или иных облаков наиболее просто
выявляются визуально. Поэтому наиболее распространенной классификацией
облаков является т.н. "морфологическая".
В соответствии с ней, в метеорологии выделяют четыре семейства облаков, в
которые входят облака разных видов и подвидов, встречающиеся в тропосфере и так
или иначе связанные с погодой.
В семейство облаков верхнего яруса входят облака, расположенные на
высотах более 6000м. К нему относят облака:
- перистые (Cirrus
-Ci);
- перисто-кучевые (Cirrocumulus - Сс);
- перисто- слоистые (Cirrostratus - Cs);
Облака, относящиеся к данному семейству, состоят из микрокристалликов
льда, образовавшихся путем сублимации и никогда не дают осадков. Они
представляют собой тонкие, белые облака в виде волокнистого покрова, изогнутых
перьев, волн или прозрачной вуали, затягивающей небо.
Перистые облака внешне выглядят как белые волокнистые, обычно очень
тонкие и прозрачные, иногда с более плотными или хлопьевидными включениями.
Высота их основания - в умеренных широтах 7-10 км, в тропиках -17-18 км. В
приполярных районах при низкой температуре воздуха могут располагаться и у
земной поверхности.
Толщина слоя перистых облаков колеблется от сотен метров до нескольких
километров.
Перистые облака обычно прозрачны. Сквозь них днем просвечивает Солнце и
голубое небо, а ночью Луна и звезды. Днем они практически не уменьшают
освещенности, а наземные предметы при них отбрасывают тени.
Микроструктура перистых облаков кристаллическая, кристаллы в виде
призм-столбиков, обычно с внутренними воздушными полостями. Водность
кристаллов - несколько тысячных г/м3.
Перистые облака осадки не образуют. Они возникают при волновых
движениях и слабых упорядоченные восходящих движениях в верхней тропосфере.
Ci unc нередко образуются в авангарде облачной системы тёплого фронта или
фронта окклюзии (на расстоянии 400-800 км от приземной линии фронта).
Перисто-кучевые облака по внешнему виду напоминают гряды или слои. Эти
тонкие белые облака (без серых оттенков), состоящие из мелких волн, ряби, хлопьев,
частично с волокнистым строением. Высота их нижней границы 6-8 км. Толщина
слоя 100-400 м. Горизонтальные размеры отдельных частей 50-200 м, облачных
массивов - до 100 км.
Сквозь перисто-кучевые облака также хорошо просвечивают Солнце, Луна,
звёзды (по крайней мере, наиболее яркие). Иногда дают сегменты кругов (гало)
вокруг Солнца (Луны) радиусом 22° или 46°. Солнечные тени от предметов резкие.
Осадки не выпадают.
Данные облака образуются в результате волновых движений в верхней
тропосфере во фронтальных зонах и связанных с ними струйных течениях. Чаще
всего наблюдаются вблизи холодных фронтов. Время существования - от десятков
минут до нескольких часов.
Перисто-слоистые облака по внешнему виду- белёсая (иногда желтоватая
или голубоватая) полупрозрачная пелена, слегка волокнистая или размытая,
закрывающая всё небо или значительную его часть. Боковая граница либо резко
выраженная (голубое небо), либо представляет собой плавный переход в скопление
Ci. Высота нижней границы- 6-8 км. Толщина слоя от 200 м до 2-3 км.
Горизонтальные размеры отдельных частей - десятки километров, облачных
массивов - 200-800 км, иногда до 1500 км.
Процессы их образования - упорядоченные восходящие движения воздуха в
верхней тропосфере в зонах атмосферных фронтов (чаще всего тёплых фронтов,
фронтов окклюзии, реже на холодных фронтах - в основном медленнодвижущихся)
Облака среднего яруса могут быть высококучевые и высокослоистые.
Средняя высота их нижней границы:
2 - 6 км. Толщина:
0,2 - 0,7 км. Микроструктура облаков: Преимущественно капельная, иногда
смешанная, ещё реже кристаллическая. Радиус капель 4 - 5 мкм, кристаллы - толстые
пластинки, столбики, комплексы столбиков. Водность - 0,1 - 0,2 г/м3.
Сквозь высококучевые облака Солнце и Луна местами просвечивают, но
размыто, наблюдаются венцы. Осадки из них не выпадают, изредка наблюдаются
полосы падения.
Высококучевые облака располагаются правильными параллельными рядами,
вследствие перспективы кажутся сходящимися в одной точке. Иногда наблюдается
правильная структура.
Высокослоистые облака имеют толщину от 1 до 2 км.
Микроструктура облаков равномерно смешанная или кристаллическая. Реже
капельная. Радиус капель 4 - 5 мкм. Кристаллы тонкие, в виде столбиков, толстых
пластинок,реже бесформенные тонкие пластинки. В нижних частях слоя также
капли дождя (при положительных температурах) или снежинки (при
отрицательных). Водность этих облаков - 0,2 - 0,5 г/м3.
Сквозь них Солнце и Луна просвечивают как сквозь матовое стекло. В тонких
разновидностях иногда наблюдаются венцы. Имеют чаще всего серовато-синеватый
оттенок. Осадки выпадают зимой (снегопады). Летом осадки из таких облаков
обычно не достигают земли, могут представлять собой морось.
Могут находиться в облачных системах теплых и холодных фронтов, где идут
за перисто-слоистыми облаками и сменяются слоисто-дождевыми.
Облака нижнего яруса – это слоисто-дождевые , а также слоистые облака.
Слоисто-дождевые облака образуют однородный тёмно-серый слой, обычно
закрывающий всё небо без просветов. Они порождают продолжительные, осадки, во
время которых их слой теряет очертания, выглядит бесформенным. Данные облака
располагаются на высотах от 0,1 до 1 км, причём ниже всего они вблизи линии
фронта.
От слоистых облаков слоисто-дождевые отличаются неоднородностью
строения, более тёмным цветом и порождением обложных осадков. В нижней части
слоисто-дождевых облаков находятся мелкие капли воды с примесью снежинок (при
отрицательной температуре), либо сравнительно крупные капли (при положительной
температуре). Большинство капелек имеет радиус 7—8 мк с колебаниями от 2 до 72
мк.
Cлоисто-дождевые облака образуются в процессе охлаждения воздуха при его
восходящем движении вдоль наклонной поверхности (например, горы) вблизи линии
фронта, однако такое движение воздуха может происходить и без связи с линиями
приземных фронтов.
Л8.7.. Механизмы образования облаков
Важнейшими процессами, приводящими к образованию облаков, являются
адвекция и восходящие движения воздуха. При различных сочетаниях параметров
этих процессов, а также при разных значениях вертикальных градиентов
температуры воздуха и упругости водяного пара образуются облака
разнообразнейших конфигураций и свойств.
Облака слоисто-дождевые, высокослоистые , перисто-слоистые и перистые
образуются в результате восхождения теплого и влажного воздуха по клину воздуха
холодного.
Облака слоистые
турбулентности.
образуются
в
зоне
интенсивной
атмосферной
Волнообразные облака выглядят как разбивающиеся о берег океанические
волны. Они названы в честь немецкого физика Германа фон Гельмгольца и
британского физика Лорда Кельвина, и формируются, когда два разных слоя воздуха
проходят мимо друг друга на разной скорости. При этом верхний слой движется
быстрее, чем нижний. Некоторые области на границе соприкосновения (в области
сдвига) движутся вниз, а другие — вверх. Волноподобные облака обычно являются
верным признаком атмосферной нестабильности.
Облака кучевых форм также образуются в результате колебаний воздушных
слоев.
Облака вертикального развития
атмосферных фронтах (Ката-фронтах).
образуются
на
быстрых
Контрольные вопросы.
1. Что такое туман и от чего зависит дальность видимость в тумане?
2. Какова классификация туманов?
3. Каковы особенности туманов охлаждения радиационного типа?
4. Каковы особенности адвективного тумана охлаждения?
5. Каковы особенности туманов испарения?
холодных
6. Почему дисперсия распределения капель водного тумана по диаметрам при
отсутствии
тепломассообмена
с
окружающей
средой
со
временем
уменьшается?
7. Почему среднее значение и мода распределения капель водяного тумана по
диаметрам при его охлаждении увеличиваются?
8. Почему дисперсия распределения капель водяного тумана по диаметрам при его
охлаждении не изменяется?
9. Почему при поступлении в воздух дополнительного количества водяного пара
количество капель тумана не изменяется, а его водность возрастает за счет роста
среднего диаметра капель?
10. Что такое коагуляция, как она влияет на водность тумана, а также среднее и моду
распределения капель по диаметрам?
11. Какие виды коагуляции Вам известны? Какие виды более всего влияют на рост
диаметров мелких капель? Какие – на рост крупных капель и почему?
12. Почему при безветренной погоде туман относительно быстро рассеивается?
13. Почему в тумане можно ожечь глаза?
14. Что такое облака?
15. Какова морфологическая классификация облаков?
16. Расскажите о происхождении и особенностях облаков верхнего яруса.
17. Что Вам известно о природе перламутровых и серебристых облаков?
18. Какова классификация и особенности облаков среднего яруса?
19.Почему существуют слоистые облака?
20.Как образуются кучевые облака?
21. Расскажите об особенностях облаков нижнего яруса.
22. Из каких облаков никогда не бывает осадков? Объясните почему?
23. Появление каких облаков никогда не связано с изменениями погоды?
24. Появление каких облаков на небе может свидетельствовать о перемене погоды?
25. Перечислите типы и виды облаков, из которых возможно выпадение дождя.
26, В результате каких процессов в атмосфере образуются облака? Какова их
экологическая роль?
Рекомендованная литература
1.
2.
3.
4.
5.
Холопцев А. В. Введение в гидрометеорологию./А. В. Холопцев, А. И. Рябинин//
Севастополь. – СНУЯЭиП. -2002. -220с.
Матвеев Л.Т. Курс общей метеорологии. Л.: «Гидрометеоиздат», 1976.
639с.
Хргиан А.Х. Физика атмосферы. Л.: «Гидрометеоиздат», 1978. Т.1. 246с.
Школьний Є.П. Фізика атмосфери. -Одеса.; ОГМІ. 1997. - 698 с.
Salby M.L Fundamentals of Atmospheric Physics / M.L.Salby. – New York:
Academic Press, 1996. – 560 р.
Стехновский Д.И., Зубков А.Е. Навигационная гидрометеорология. -М.;
Транспорт. 1977.- 264 с.
7. Атлас облаков. -Л.; Гидрометеоиздат. 1978. - 268 с.
8. Гуральник И.И., Дубинский Г.П., Ларин В.В., Мамиконова С.В. Метеорология. Л.; Гидрометеоиздат. 1982. - 440 с.
6.
С8. Особенности туманов и облаков
С8.1. Особенности техногенных туманов
К данному классу принято относить туманы, возникающие при существенном
воздействии на воздушную среду техногенных факторов.
К техногенным туманам, как уже отмечалось выше, относятся туманы
городские, морозные и искусственные. Городские туманы образуются потому, что в
городах режим всех метеорологических элементов изменен, к тому же здесь гораздо
выше запыленность (в воздухе имеется много атмосферных ядер конденсации). В
городах благодаря влиянию застройки ветер ослаблен, а температура и влажность
воздуха повышены.
Городские
туманы
могут
иметь
большую
интенсивность
и
продолжительность. Во многих случаях они возникают и тогда, когда при тех же
метеоусловиях за пределами городов никаких туманов нет.
Ветры иногда выносят городской туман за территорию населенных пунктов.
Морозные (поселковые, печные или аэродромные) туманы возникают при
сильных морозах, если имеется интенсивный точечный источник тепла и водяного
пара. Таким источником может быть дымовая труба предприятия, печная труба,
выхлопная труба двигателя, работающий авиационный мотор и др.
Морозные туманы, как правило, возникают при слабом ветре и инверсионном
распределении температуры воздуха, на небольших расстояниях от такого
источника. Они имеют вид "клубящегося пара".
Как правило, это капельножидкие туманы, но при низких температурах
воздуха они могут быть как ледяными, так и смешанными.
Количество водяного пара, поступающего в атмосферу -w, зависит от вида и
количества сжигаемого топлива. Больше всего водяного пара выделяется при
сжигании природного газа (w = 2160 мг/кг) и бензина (w = 1305 мг/кг).
Существенно меньше водяного пара выделяется при сжигании твердого
топлива. При сжигании торфа w = 637 мг/кг, дров w = 632 мг/кг, бурого угля w =
458 мг/кг. Меньше всего водяного пара выделяется при сжигании кокса (w =
60мг/кг).
Искусственные туманы
создаются для защиты садов и огородов от
заморозков. Для их образования в атмосферу вносят дополнительные ядра
конденсации (в виде дыма) Устойчивость искусственных туманов тем выше, чем
слабее ветер у земной поверхности, больше относительная влажность воздуха и
устойчивее его стратификация. Если инверсного распределения температуры не
наблюдается, искусственный туман создать невозможно (при этом образуется
облако).
Смог Лондонского типа (зимний смог) формируется в условиях теплой
устойчивой воздушной массы при условии высокой загазованности, запыленности и
задымленности нижнего слоя атмосферы, содержащего влажный воздух.
Смог Лос-Анжелесского типа (летний смог) образуется в результате
воздействия интенсивной солнечной радиации на атмосферную аэрозоль в
приземном слое воздуха, при его высокой загазованности выхлопными газами
автомобилей, а также задымленности. Подробней особенности летнего и зимнего
смога рассмотрим в разделе 6.
С8.2. Особенности фронтальных туманов
Фронтальные туманы возникают в зоне атмосферных фронтов- поверхностей
соприкосновения воздушных масс, обладающих различным влагосодержанием и
температурой. Если теплый воздух в зоне фронта наступает, (атмосферный фронт
движется в сторону более холодного воздуха) такой фронт называется теплым. В
противном случае – холодным.
Теплые фронты движутся медленнее, чем холодные. Если холодный фронт
догоняет теплый – возникает явление окклюзии. Теплый воздух отрывается от земли
и на смену одному холодному воздуху приходит другой, более или менее холодный.
Такие атмосферные фронты называют фронтами окклюзии. Если при прохождении
фронта окклюзии становится холоднее, то его называют фронтом холодного типа.
Если при прохождении фронта окклюзии становится теплее, такой фронт называют
фронтом теплого типа.
Туманы возникают не на любых атмосферных фронтах. Для образования
фронтального тумана необходимо, чтобы скорость движения фронта не превышала
нескольких метров в секунду. Обычно это теплый фронт или медленный холодный
фронт, называемый анафронтом. Чаще всего туманы образуются в холодном воздухе
непосредственно перед теплым фронтом. Их появлению, как правило, предшествуют
постепенно усиливающиеся осадки. Дождь, состоящий из крупных капель, или снег
редко сопутствуют такому туману; напротив, они способствуют его рассеянию.
Чаще фронтальные туманы сопровождаются выпадением мелкого дождя или
мороси.
Так как теплый фронт движется медленно, такой туман может быть очень
продолжительным (существовать единицы – десятки часов) и занимать обширные
территории.
Фронтальный туман образуется также на анафронтах. Здесь он накатывает
как вал прибоя; осадки начинаются лишь спустя некоторое время, после того, как
этот вал Вас настиг. Продолжительность тумана, в данном случае, и занимаемая им
площадь меньше, чем в зоне теплого фронта (так как движется он быстрее).
На фронтах окклюзии туманы, как правило, не встречаются. Они возможны,
если скорость фронта не велика – единицы м/с, а теплофизические характеристики
холодных воздушных масс различаются сильно. Их интенсивность тем меньше, чем
меньше перепад температуры между холодным и более холодным воздухом и чем
выше скорость фронта. Осадки при этом имеют моросящий характер.
Предфронтальный туман теплого фронта образуется, если испарение капель
дождя из слоисто-дождевых облаков, предшествующих линии фронта, в
достаточной мере увлажняет и охлаждает приземный слой воздуха. В образовании
этого вида фронтального тумана большую роль играет увлажнение приземного слоя
воздуха выпадающими осадками, испарение с увлажненной почвы, а также
процессы вертикального перемешивания и адвективного охлаждения воздушной
массы. При сильно развитой турбулентности, поднимающийся влажный воздух
испытывает дополнительное адиабатическое охлаждение, что способствует
образованию вторичного уровня конденсации на высоте несколько десятков или
сотен метров. На этом уровне образуются слоисто- дождевые облака нижнего яруса.
Зафронтальный туман может возникать непосредственно за теплым фронтом.
Это возможно, если до подхода этого фронта на сильно охлажденную поверхность
земли выпадал дождь, увлажнивший почву. В данном случае образованию тумана
способствует охлаждение и увлажнение нижнего слоя атмосферы.
Туман смешения образуется в тех редких случаях, когда разность температур
на атмосферном фронте смешиваемых воздушных масс очень велика (более 10
градусов), а водяной пар в обеих воздушных массах не насыщен, но близок к
насыщению (значения относительной влажности воздуха в них превышают 95%).
Эффект смешения состоит в том, что удельная влажность смеси таких
компонентов оказывается больше, что удельная влажность каждого из них. Он
обусловлен нелинейностью зависимости удельной влажности насыщения от
температуры воздуха.
Туманы смешения образуются редко и в немногих местах (только летом, на
берегах морей, на границах ледников и т.п.). Однако как сопутствующий процесс,
эффект смешения способствует образованию туманов любого другого типа.
С8.3. География туманов
В регионах нашей планеты с наибольшей повторяемостью туманов они
наблюдаются более чем 80 суток в год.
Так часто туманы наблюдаются в западном секторе Арктики, куда проникают
теплые воды Северо-Атлантического течения, называемые здесь Норвежским
течением. Столь же часты туманы и у ледовых берегов Антарктиды. Здесь часты
случаи выхода теплых воздушных масс с открытой водной поверхности на
холодную поверхность льда, а также перемещения холодных масс со льда или
холодной суши на открытую воду.
В умеренных широтах северного полушария почти такая же высокая
повторяемость туманов характерна для района Ньюфаунленда. Здесь встречаются
теплые воды западной ветви Гольфстрима и холодное Лабрадорское течение.
Поскольку суточный ход температуры воздуха над океанами и морями мал,
интенсивность морских туманов практически не имеют суточного хода.
В годовом ходе интенсивности и повторяемости туманов умеренных широт
имеются два максимума - осенью и весной. Над континентами туманы чаще
образуются осенью, а над морями – весной.
Над континентами в умеренных шпротах туманы могут иметь суточный ход
изменения своей интенсивности. Наиболее значителен он у радиационных туманов.
Параметры адвективных туманов - напротив, практически не зависят от времени
суток.
В субтропических широтах южного полушария до 80 дней в году туманы
наблюдаются на юго-западных побережьях Африки и Южной Америки (Перу), в
одних из величайших пустынь нашей планеты – Калахари и Атакама. Столь высокая
повторяемость туманов здесь обусловлена присутствием на малых расстояниях от
берега весьма холодных океанических течений.
Орографические туманы весьма часты практически во всех горных районах
мира. Здесь они очень мощны, а их суточная изменчивость в основном проявляется в
их перемещении вверх (днем) и вниз (ночью) по склону горы. Очень часты они и
зимой период в горах Крыма, при южных и юго-западных ветрах, несущих теплый и
влажный воздух с моря. Поднимаясь по склонам гор, стоящих у него на пути, этот
воздух охлаждается ниже точки росы уже на высоте 300-350 м над уровнем моря.
При этом на скалах начинается конденсация влаги, делающая их весьма скользкими.
Возможно также их обледенение, делающее их практически непреодолимыми для
скалолазов.
Орографические туманы на склонах гор могут возникать даже при
безоблачном небе. Видимость в них снижается до нескольких метров, что
существенно осложняет ориентировку на маршрутах. Появление орографического
тумана на склонах гор всегда предшествует потеплению.
Повышена повторяемость туманов на северо-западных берегах Европы,
Калифорнии, а также на Атлантическом побережье Южной Америки и на
Мадагаскаре (более 20 дней в году). Здесь туманы вызваны термическими
особенностями подстилающей поверхности и закономерностями атмосферной
циркуляции, обеспечивающей приток к ним влажного воздуха.
Редки туманы во внутренних областях материков, особенно в пустынях
тропиков (Сахара, Каракумы, Невада, Большая Австралийская пустыня). В
подобных районах влаги в воздухе очень мало, а температуры воздуха высоки.
Мало дней в году с туманами в Восточной Сибири и Канаде. Летом и зимой
здесь слишком сухо; воздух, как правило, далек от насыщения. Наблюдающиеся
здесь туманы являются преимущественно техногенными. Они возникают благодаря
наличию обширных незамерзающих полыньей за плотинами гидроэлектростанций.
Зимой над этими полыньями воздух влажный и имеет температуру близкую к 0 оС, а
за их пределами сухой и имеющий температуру далеко за –30оС. Взаимодействие
воздушных потоков в зоне таких техногенных термических аномалий вызывает
сильные ветер, направленный в сторону полыньи, а также интенсивный туман.
Подобная атмосферная ситуация типична зимой для Комсомольска-на-Амуре,
Братска, района Саяно -Шушенской ГЭС и т.п.).
С8.4. Роль туманов как факторов риска.
1. В туманах существенно снижается дальность видимости, что осложняет
ориентирование и может привести к столкновению судов, либо столкновению судна
и рифов. Особо опасны туманы в районах апвеллинга, где рыболовство
осуществляется с маломерных судов, не оборудованных радиолокационной
аппаратурой и плохо заметных на фоне тумана.
Дальность видимости в облаке или тумане (L) зависит от диаметра
образующих его взвешенных частиц (капель или ледяных кристаллов) -г и
«водности» (б), либо "ледности" тумана. Она определяется соотношением:
L= 2ЗОООг/б.
2. Свойство туманов уменьшать дальность видимости используют для
маскировки военных судов (дымовая завеса).
3.Туманы не только уменьшают поток достигающей земной поверхности
солнечной радиации, но и изменяют ее спектр. Наиболее существенно ими
поглощается радиация инфракрасного диапазона. Несколько слабее - видимого
диапазона. Ультрафиолетовое излучение ослабляется слабее всего. Так как органы
зрения большинства живых существ, в том числе и человека, адаптируются к
суммарному световому потоку, при попадании в туман их реакции становятся
неадекватными, что способно вызвать ожоги и даже потерю зрения.
4. Туманы
уменьшают прозрачность нижних слоев атмосферы для
теплового излучения земной поверхности, усиливая парниковый эффект.
Поэтому в период заморозков искусственно создаваемые туманы используют в
сельском хозяйстве для защиты растений от холодов.
5. Туманы сорбируют содержащиеся в атмосфере газообразные вещества, а
их капли "работают как химические реакторы", вырабатывая кислоты. Силы
межмолекулярного притяжения в водных каплях гораздо больше, чем в
воздушной среде. Поэтому захваченные каплями молекулы газообразных
веществ, практически не способны вновь вырваться за их пределы. В результате
этого концентрации газообразных веществ в каплях воды многократно
превышают их концентрации в атмосфере, что существенно интенсифицирует
химические реакции между ними. Еще более их интенсивность возрастает при
воздействии солнечной радиации.
Реакции в каплях туманов завершаются образованием жидких и твердых
веществ, ранее отсутствовавших в воздушной среде.
Именно так в них могут
возникать серная, сернистая и азотная кислоты, формироваться кислотные осадки,
снижающие плодородие почв.
6. Туманы
способствуют очищению
атмосферы
от
мельчайших
пылинок. Пылинки в сухом воздухе осаждаются по закону Стокса. Их скорость
приблизительно пропорциональна квадрату радиуса (смотри таблицу 4). Поэтому
в сухой атмосфере мелкодисперсная пыль удерживается очень долго.
7. Во влажном воздухе каждая такая пылинка
формирует вокруг себя
водяную оболочку (каплю). Размеры такой капли могут в тысячи раз превышать
размеры пылинок. Поэтому они осаждаются гораздо быстрее.
Таблица 4. Зависимость скорости оседания капли в воздухе от ее диаметра при
нормальном атмосферном давлении и температуре -+20о С.
Диаметр капли, мм
Скорость осаждения м/с
0.001
0.00003
0.01
0.003
0.1
0.27
1
4.03
5
9.07
10
9.17
8. Туман уменьшают дальность видимости, затрудняя охоту и облегчая
маскировку. Людям, животным и птицам туманы затрудняют oриентацию в
пространстве. В условиях
продолжительного тумана популяции хищников
лишаются пищи, что увеличивает в них смертность. Наиболее слабые и больные
особи гибнут. Популяции жертв в тумане напротив увеличивают свою
численность, поскольку при ограниченной видимости даже слабым и больным
особям легче спрятаться от хищников и выжить.
С8.5.
Атмосферные фронты и облачные системы
Облачные системы - это значительные по своим пространственным
масштабам группы различных облаков, образующиеся в ходе тех или иных
синоптических процессов.
Основными типами синоптических процессов, формирующих те или иные
системы облаков, являются атмосферные фронты и вихри (циклоны и антициклоны).
Как уже отмечалось выше, атмосферными фронтами (фронтальными
разделами) называют переходные зоны, разграничивающие воздушные массы,
обладающие различными происхождением и свойствами.
С атмосферными фронтами связаны не только фронтальные туманы, но и
специфические облачные системы, особенности которых могут использоваться для
прогнозирования погоды.
Как известно, атмосферные фронты принято делить на:
- теплые;
- холодные 1-го рода (или анафронты):
- холодные 2-го рода (или катафронты);
- окклюзии теплого (холодного) типа;
Характер облачности в зоне теплого атмосферного фронта определяется
массовым восхождением теплого и влажного воздуха по клину холодного. Это
сопровождается его охлаждением и изменением всех гигрометрических
характеристик. В результате образуется облачность, практически полностью
располагающаяся перед линией фронта.
Основными составляющими этой облачной системы являются облака:
-Ci- Cs . расположенные на высотах 8-10 км и на расстояниях от линии
фронта 100-700км;
-As -Ns, расположенные на высотах до 6 км и на расстояниях от линии
фронта .как правило , до 60км,
При приближении теплого фронта первыми появляются облака -Ci- Cs. Из
этих облаков атмосферные осадки не выпадают.
Спустя некоторое время появляются высоко - слоистые облака (As), из
которых возникают моросящие осадки постепенно (с приходом облаков Ns)
переходящие в осадки обложные.
Холодные фронты 1-го рода (или анафронты) движутся со скоростями сотни
м/ч- единицы км/ч. В итоге теплый воздух перед ними успевает отступить. При этом
теплый воздух по клину холодного поднимается вверх и образует такую же
облачную систему, как и облачная система, возникающая в зоне теплого
атмосферного фронта.
В отличие от нее в данном случае облака следуют над наблюдателем в
обратном порядке. Непосредственно перед линией фронта расположен вал облаков
Ns„ из которых внезапно начинают выпадать обложные осадки. Спустя некоторое
время эти осадки ослабевают, переходя в моросящие, выпадающие из облаков As.
Затем осадки прекращаются, а облака поднимаются еще выше, превращаясь в
уходящие за горизонт перистые -Ci- Cs.
Основные отличия погоды в зоне анафронта от погоды в зоне теплого
атмосферного фронта не сводятся к одной лишь обратной последовательности
смены облаков и осадков. Отличаются также туманы и ветер в теплом воздухе.
Туман в зоне теплого атмосферного фронта состоит из полос
предфронтального, фронтального и зафронтального тумана. В зоне анафронта он
содержит лишь одну более узкую полосу фронтального тумана.
Ветер в теплом воздухе перед теплым фронтом гораздо более порывист и
неустойчив, чем ветер в теплом воздухе за холодным фронтом 1-го рода.
Холодный фронт второго рода наблюдается при больших скоростях
движения холодного воздуха.
При подходе этого фронта теплый воздух не успевает отступить и перед
натиском холодного воздуха бурно взмывает вверх. Возникают интенсивные
восходящие потоки теплого влажного воздуха, формирующие специфическую
облачность.
Непосредственно перед таким холодным фронтом (на удалениях от него до 10
км) в теплом воздухе образуются облака вертикального развития Сb, высота которых
достигает 10 и более км. Из них выпадают ливневые осадки; возможен град, грозы,
смерчи и шквалы.
Теплый и влажный воздух начинает ответвляться от восходящих потоков и
формировать воздушный поток, направленный от фронта на высоте 4-6 км. В этом
потоке формируются отдельные облачные массивы, напоминающие огромных рыб,
линзы или дирижабли. Появление этих облаков (Ac-lent) является признаком
приближения холодного фронта второго рода.
В холодном воздухе (после прохождения холодного фронта) могут
наблюдаться облака Сu cong, постепенно переходящие в Сu и далее в As и С. Осадки
начинаются резко,
прекращаются.
но
постепенно
ослабевают,
становятся
моросящими
и
Фронты окклюзии образуются при взаимодействии трех воздушных масс
(если холодный фронт догоняет теплый). В результате этого взаимодействия
холодные воздушные массы смыкаются у земной поверхности, выдавливая теплый
воздух на высоту. Благодаря этому в зоне фронтов окклюзии облачность развивается
по обе стороны от фронта. Вблизи зоны окклюзии (в теплом воздухе) располагаются
облака Сb, высота оснований которых над земной поверхностью со временем
возрастает. Из них выпадают ливневые осадки (интенсивность которых по мере
поднятия облаков ослабевает). На периферии (по обе стороны от фронта) эти облака
переходят в As.
Ливневые осадки , постепенно превращаются в обложные и далее - в
моросящие.
На высотах 8-10 км над зоной окклюзии располагаются облака Ci- Cs.
Еще одной разновидностью синоптических процессов, обуславливающих
образование облачных систем, являются циклоны и антициклоны.
Облачная система сопутствующая молодому циклону и циклону на стадии
максимального развития содержит три зоны.
Первая зона соответствует передней и центральной части холодной половины
циклона перед теплым фронтом. Здесь структура облачности аналогична
рассмотренной выше облачности перед теплым атмосферным фронтом. При
быстром углублении циклона в его центре формируются мощные облака Ns, дающие
интенсивные обложные осадки.
Если влаги в воздухе недостаточно, то эти облака не успевают полностью
развиться, а выпадающие из них осадки менее интенсивны, переходя в морось,
Вторая зона - соответствует тыловой части холодного сектора циклона за
холодным фронтом. Ближе к центру молодого циклона этот фронт по своим
свойствам ближе к холодному фронту 2-го рода. На периферии - к холодному
фронту 1-го рода. Здесь образуются облака те же, что и в зонах упомянутых
холодных фронтов; их особенности определяются свойствами холодной
неустойчивой воздушной массы.
Из типичных для этой зоны облаков СЬ выпадают интенсивные и
кратковременные ливневые осадки; возможен град и грозы.
Третья зона - теплый сектор циклона (теплый воздух между теплым и
холодным фронтами). Здесь преобладают облака As и осадки моросящего типа.
В отличие от молодого циклона, в окклюдированном циклоне теплый сектор
смещен на дальнюю периферию. Поэтому в нем выделяют две погодные зоны.
В обширной передней части окклюдированного циклона преобладает
многослойная облачность (As -Ns); формируются обширные области осадков. В
тыловой части окклюдированного циклона облачная система аналогична облачности
второй зоны молодого циклона (с той разницей, что в его центре формируются
облака, аналогичные возникающим в зоне холодного атмосферного фронта 1-го
рода).
Структура облачных систем, формирующейся в антициклонах, во многом
определяется слоями инверсии. Эти слои, как правило, располагаются в центральной
части антициклонов.
Под этими слоями могут возникать облака Sc- St практически не дающие
осадков, а также радиационные туманы. На перифериях антициклонов структура
облачности аналогична структуре облачности в граничащих с ними зонах циклонов.
Облачность, существенно влияющая на радиационный и тепловой баланс
территорий, является одним из существенных параметров климата.
Для количественной характеристики облачных систем в климатологии
используется повторяемость ясного и пасмурного неба по общей и нижней
облачности, а также среднее месячное число пасмурных и ясных дней.
Так, например, на северном побережье. Азовского моря с июня по сентябрь
повторяемость ясного неба по общей облачности превышает 50%. Максимум
приходится на август, достигая 6L8%. Число ясных дней с июля по сентябрь более
10с максимумом 14.6.
Период с повторяемостью ясного неба по нижней облачности более 50%
здесь длится с марта по октябрь. Максимум приходится на июнь (77%).
На северном побережье Азовского моря в августе наблюдается второй
максимум ясного неба (81,3%).
Повторяемость пасмурного неба по общей облачности и число пасмурных
дней в среднем за год больше ясного состояния и числа ясных дней. Как и следовало
ожидать, эти характеристики, по отношению к рассмотренным выше, имеют
обратный годовой ход (в месяцы, когда ясных дней больше, меньше дней пасмурных
и наоборот).
Число пасмурных дней в тот или иной месяц год от года изменяется. Как
показывают наблюдения, наиболее значимыми факторами изменчивости этого
параметра в Восточной Европе являются солнечная активность, а также
взаимодействие северной части Атлантического океана и атмосферы.
Твердые частицы пыли, в особенности частицы гигроскопичные или
растворимые в воде, попадая в воздушную среду, становятся атмосферными ядрами
конденсации. При этом вокруг них образуются капли воды, а при соответствующих
условиях снежинки( в атмосфере возникают облака и туманы). Благодаря их
наличию в атмосфере, в ней идут процессы аккумуляции микрочастиц пыли и
полютантов.
Поверхность водных капель эффективно абсорбирует газы и взвешенные
частицы, содержащиеся в окружающей воздушной среде. Снежинки, обладающие
значительной площадью поверхности, также эффективно адсорбируют примеси.
Наблюдения показывают, что капля воды способна захватывать частицы
пыли и газообразные полютанты в области, сечение которой в 100 раз превышает ее
диаметр.
Межмолекулярное притяжение в капле жидкости (а в особенности воды)
много больше, чем в воздушной среде. Поэтому молекулы примесей,
абсорбированные поверхностью капли, практически не имеют "обратного выхода"
(они могут "освободиться" лишь при ее испарении).
В результате капля, длительное время взаимодействующая с загрязненным
воздухом, накапливает в себе полютанты в концентрациях существенно больше, чем
в окружающей среде. При этом концентрация пыли и полютантов в воздухе,
окружающем капли и снежинки, снижается.
Эффективность абсорбции полютантов облаком тем выше, чем больше
величина отношение площади суммарной поверхности образующих его капель
(снежинок) к их суммарному объему. Следовательно, самыми эффективными
поглотителями примесей при постоянной водности являются облака ( и туманы),
состоящие из самых мельчайших облачных элементов.
При выпадении атмосферных осадков полютанты, накопившиеся в каплях, а
также твердые частицы пыли, выводятся из атмосферы (загрязняя при этом
подстилающую поверхность).
Частицы пыли, высвободившиеся из облака в результате испарения выпавших
из него капель, частично увлекаются обратно в облако (вновь становясь центрами
конденсации) существующими под ним конвективными потоками воздуха, а
частично оседают на подстилающую поверхность.
Движение их происходит под действием ускоряющей силы тяжести и
тормозящей силы сопротивления воздуха. Первая пропорциональна массе частицы и
ее объему (кубу диаметра). Вторая зависит от площади поверхности частицы
(квадрата ее диаметра) и скорости движения относительно воздуха.
Сила тяжести от скорости частицы не зависит, а сила торможения тем
больше, чем больше скорость. Поэтому вначале движение оседающих частиц
происходит ускоренно, а после того как скорость их станет достаточно большой равномерно (сила сопротивления компенсирует силу тяжести).
Скорость оседающей равномерно твердой частицы в неподвижной атмосфере
зависит от ее размеров. Частицы диаметром более 1 мм (это чаще всего градины и
"крупа") движутся со скоростями пропорциональными корню квадратному из их
диаметра. Частицы диаметром менее 1 мм падают, подчиняясь закону Стокса.
Скорость их движения пропорциональна квадрату диаметра (чем они меньше, тем
медленнее они падают).
Частица диаметром 100 μκ при оседании проходит слой воздуха толщиной 3
км за 1час. Частица диаметром 10 μκ проходит тот же слой за 4 суток. Частицы
диаметром 1 μκ оседают в том же слое более чем за полтора месяца. Еще меньшие
частицы оседают годами.
В реальной атмосфере на оседающие частицы существенно влияет движение
воздуха. Это фактор тем значительней, чем больше отношение диаметра частицы к
ее объему (т.е. чем меньше диаметр частицы). Поэтому сила тяжести существенно
влияет на скорость оседания лишь частиц диаметром более 10 μκ. Меньшие
частицы "вымываются " из атмосферы в основном осадками.
Капли, существующие в загрязненной атмосфере длительное время,
накапливают в себе твердых частиц и полютантов существенно больше, чем капли,
только что образовавшиеся. Поэтому сильнее всего загрязнены осадки из облаков,
пришедших издали - из районов расположения источников интенсивного
загрязнения атмосферы. Менее всего загрязнены капли существующих короткое
время радиационных туманов в районах, удаленных от источников загрязнения.
Воздушные потоки переносят облака, а в них и накопленные полютанты, на
огромные расстояния. При выпадении из таких облаков осадков
часть
содержащихся в них загрязняющих веществ выводится из атмосферы, загрязняя
водоемы и почву.
В результате тех же процессов (см. раздел 2), которые приводят к
постепенному "вымыванию" из облака атмосферных ядер конденсации, в воздух под
ним (и далее на подстилающую поверхность) поступают также полютанты,
накопленные облаком. При этом из облака постепенно очищаются от них.
Процесс самоочищения облаков дающих осадки идет быстрее, однако и без
них данный процесс может идти достаточно интенсивно, если в зоне облачности
имеются энергичные восходящие движения. Загрязнение атмосферы (а также
соответствующих участков подстилающей поверхности) под облаками кучевых
форм сильнее, чем под облаками слоистыми. Быстрее всего самоочищаются облака
вертикального развития. Медленнее - слоистые, они способны удерживать в себе
полютанты (как и атмосферные ядра конденсации) дольше всего.
Так при проведении в 50-х годах ХХ-го века СССР, США, Китаем,
Великобританией и Францией
наземных и воздушных ядерных испытаний
формировались облака, элементы которых аккумулировали значительные
количества радионуклидов. Эти облака под воздействием атмосферной циркуляции
перемещались на расстояния тысячи километров от места взрыва и давали
радиоактивные осадки.
Как показали наблюдения, движение радиоактивных облаков происходило
преимущественно в широтном направлении - с запада на восток. Они несколько раз
огибали планету, существенно повысив радиоактивный фон в соответствующих
широтных поясах.
Активность даваемых ими осадков по мере увеличения пути, пройденного
облаками, постепенно снижалась. Заметное повышение радиоактивного фона на
участках земной поверхности и водоемах, над которыми проходили эти облака,
отмечалось и в тех случаях, когда осадков не наблюдалось.
В частности, облака аккумулировавшие радионуклиды после ядерных
испытаний в удаленных районах Центральной Азии, несколько раз достигали
Черного моря, что привело к повышению концентрации радионуклидов в его
поверхностном слое.
Особо существенное радиоактивное загрязнение атмосферы отмечалось при
наземных ядерных взрывах и взрывах воздушных, происходящих на малом удалении
от подстилающей поверхности. При этом в атмосферу поднималось огромное
количество радиоактивной пыли, оседавшей потом месяцы и годы. Кроме
радионуклидов и пыли, при ядерных взрывах в атмосфере образовывалось огромное
количество двуокиси азота (окрашивающей облако взрыва в характерный
коричневый цвет). Взаимодействуя с водой в атмосфере, это вещество образовывало
азотную кислоту.
Как показали исследования Мартина, при воздушном взрыве мощностью 20
Мт в локальной области атмосферы образуется 500 тыс. тон азотной кислоты (это в 5
раз больше чем в среднем за сутки образуется на всей планете). Поэтому осадки,
выпадающие из радиоактивных облаков, отличаются весьма высокой кислотностью.
Несколько необычным оказалось движение радиоактивных облаков,
образовавшихся при аварии на Чернобыльской АЭС. В отличие от ожидавшегося
движения на восток, эти облака частично ушли на северо-запад (загрязнив Беларусь
и северо- западную Европу), частично - на юг (достигнув Черного моря, где в июне
1986 г. максимальное загрязнение отмечалось в районе Балаклавы).
Процесс загрязнения подстилающей поверхности осадками из облаков,
участвующих во внешнем влагообороте называется трансграничным переносом
полютантов. Особенности этого процесса определяются преобладающим в данном
районе типом атмосферного переноса, преобладающим типом облачности, а также
количеством выпадающих атмосферных осадков.
Можно предполагать, что его особенности определяются также
особенностями преобладающих в регионе синоптических процессов- циклонов,
антициклонов и др.
В тропосфере умеренных широтах северного полушария чаще всего
реализуются условия западного атмосферного переноса (восточный и
меридианальный перенос встречаются реже). Поэтому здесь трансграничный
перенос полютантов в основном осуществляется из промышленных районов и
крупных городов, расположенных к западу.
Чем больше выпадает в данном районе осадков, тем при прочих равных
условиях, трансграничный перенос полютантов интенсивнее.
В районах с
засушливым климатом он является менее значимым фактором загрязнения, чем в
районах с климатом влажным.
Если преобладающим типом облачности в регионе являются слоистые
облака, то, при прочих равных условиях, интенсивность трансграничного переноса
полютантов меньше. Если доминирует облачность кучевых форм - загрязнение
подстилающей поверхности полютантами "выпадающими" из облаков (с осадками
или без них) сильнее.
С8.6. Оптические и электрические явления в облаках
Наиболее известным оптическим явлением, возникающими, в облаках,
является радуга.
Возникновение радуги обусловлено преломлением солнечных лучей в каплях
воды. Степень яркости радуга, интенсивность ее оттенков и цветов зависит от
величины капель и их количества. Чем меньше размеры капель, тем шире радужная
полоса и светлее оттенки ее цветов.
Иногда удается наблюдать двойную радугу (одну радугу над другой).
Возникновение этого явления объясняется двойным отражением лучей в каплях,
находящихся выше капель, дающих обычную радугу. При этом чередование цветов
в этих радугах противоположное,
Еще больше радужных дуг - три, четыре, пять возникает в тех случаях, когда
помимо прямых солнечных лучей в образовании радуги участвуют и лучи,
отраженные от гладкой поверхности озера, реки, ледника.
Не менее интересными, но реже наблюдаемыми оптическими явлениями в
атмосфере являются т.н. "гало" - светящиеся кресты, столбы, кольца и фигуры,
появляющиеся в облаках.
Термин "гало" произошел от греческого слово "галос", что означает круг.
Гало в простейшем варианте действительно представляет собой кольцо,
возникающее иногда днем вокруг Солнца, а чаще ночью вокруг Луны и звезд. Гало
обусловлено усилением рассеяния прямых лучей от небесных светил на
кристалликах льда.
Лучи света, проходя сквозь каждый кристалл льда, преломляются. Хаотично
вращаясь в атмосфере, ледяные кристаллы посылают преломившиеся в них лучи под
различными углами. Среди этих углов всегда имеется наименьший, который мало
зависит от ориентации кристаллов.
Установлено, что угловое распределение интенсивности преломленных
ледяными кристаллами лучей таково, что его максимум приходится на минимальный
угол. Поэтому наблюдателю кажется, что каждый источник света, наблюдаемый
сквозь облако ледяных кристаллов, окружен светящимся кольцом, отделенным от
него темным промежутком.
Если облако содержит ледяные кристаллы в форме прямых шестигранных
призм, гало оказывается окрашенным. Проходя через такие призмы, световые лучи
не только преломляются, но и разлагаются в спектр. В результате этого внутренняя
часть гало окрашена в красный цвет. Наружная часть гало окрашена в голубовато синий цвет.
Появление гало люди еще в древности начали связывать с грядущими
"неприятностями" - голодом, эпидемиями, войнами. Произошло это, вероятно,
потому, что всякий раз после появления гало портилась погода.
С наличием в атмосфере мельчайших частиц воды связано еще одно
эффектное оптическое явление - т.н. "броккенский призрак", наблюдаемый обычно в
горах. Оно получило название в часть горы Броккен в горной системе Гарца. Здесь
зачастую наблюдают появление в небе гигантских призраков - теней людей,
животных и др..
Броккенские призраки возникают всякий раз, когда с одной стороны на
человека падает луч восходящего или заходящего Солнца, а с другой - находятся
мельчайшие капельки воды или микрокристаллы льда.
Рассматриваемое оптическое явление, как и гало, обусловлено эффектами
преломления солнечных лучей.
Светящиеся столбы, кресты "ложные солнца" и ряд других, интересных
оптических явлений в атмосфере, вызван отражением света от кристаллов льда.
Сочетание отражений и преломлений приводит к образованию в небе сложных,
комбинированных гало, имеющих радужную окраску.
Еще одно интересное оптическое явление - это т.н. "венцы", возникающие
вокруг Солнца, Луны и звезд, свет которых проходит сквозь тонкий слой облаков,
состоящих как из ледяных кристаллов, так и из капель. Венцы имеют также
радужную окраску, однако цвета в них, по сравнению с гало, располагаются в
обратном порядке: внутренняя часть венца голубая - наружная красная.
Причина возникновения венцов - диффракция света на малых отверстиях или
щелях. В облаках роль отверстий выполняют капли воды, а щелей -кристаллики льда
в форме ледяных игл. Появление венцов, как и гало, может свидетельствовать о
приближении теплого атмосферного фронта. Чаще всего они наблюдаются в
перистых и высоко - слоистых облаках.
Капли воды в облаках являются своеобразными зарядными устройствами,
подпитывающими электроэнергией грозы.
Механизм разделения электрических зарядов в грозовом облаке до сих пор
понятен лишь в общих чертах. Многие его особенности до сих пор остаются
загадкой. Установлено, что интенсивность грозы пропорциональна средней
температуре участка тропосферы, в котором она происходит. Повышение средней
температуры воздуха всего на 1 градус приводит к увеличению интенсивности
молний в 3-4 раза. Именно поэтому в высоких широтах гроз не бывает, в умеренных
широтах грозы бывают только летом, а в тропиках происходят круглогодично. В
тропиках родина подавляющей части гроз, бушующих на нашей планете. Это
позволяет связывать процесс электризации грозовых облаков с присутствующими в
них каплями воды.
Капли воды, движущиеся в воздушных потоках, при трении о воздух
приобретают электрические заряды. Заряды возникают в результате отделения
мельчайших капель от более крупных. Происходит это всякий раз, когда
восходящий поток воздуха достаточно силен (его скорость должна быть не менее 5
м/с). Крупные капли в таком потоке утрачивают свою устойчивость и сохраняются
всего лишь несколько секунд. Порывами ветра они вначале сплющиваются, а затем
вздуваются, становясь похожими на колпачки. Вершина такого колпачка давлением
воздуха растягивается в тончайшую пленку и затем разрывается, дробясь на
множество мельчайших капелек, несущих отрицательные заряды.
Кольцеобразный остаток разорвавшейся капли силами поверхностного
натяжения стягивается в единую, меньшую по размерам каплю, несущую
положительный заряд. При повторном разбрызгивании таких капель в восходящем
воздушном потоке все повторяется сначала и их электрический заряд лавинообразно
растет. Чем интенсивнее восходящий поток воздуха в облаке, тем быстрее в нем
происходит накопление электричества. Электрические заряды, переносимые
каплями разного диаметра, в облаке дифференцируются по высоте.
Мельчайшие капельки, несущие отрицательные заряды, оседают в воздухе
под действием сипы тяжести медленно. Поэтому восходящие потоки воздуха
удерживают их в самой важней части облака, которая в результате приобретает
отрицательный заряд.
Крупные капли - носители положительного заряда, оседают в облаке гораздо
быстрее и чаше встречаются в его нижней части. В результате, нижняя часть облака
приобретает положительный заряд.
При накоплении в грозовом облаке достаточно большого электрического
заряда между его верхней и нижней частями происходит электрический разряд молния, которую принято называть зарницей.
Молнии возникают не только между обладающими различными зарядами
частями облаков, но и между нижней частью облака и землей.
Земная поверхность, в особенности влажная, является проводником. При
движении над проводящей поверхностью заряженного положительным зарядом
облака, в ней индуцируется заряд противоположного знака, накапливающийся на
всевозможных пиках и остриях.
Если разность потенциалов, между каким либо пиком и нижней частью
облака, превосходит пределы электрической прочности воздуха, в нем возникает
электрический пробой. В начале, от нижней части облака по направлению к: земле
устремляется маленький сгусток плазмы, за которым возникает токопроводящий
канал. Этот сгусток движется скачками, ступенчато, останавливаясь на 30-50
микросекунд перед очередным скачком. Поэтому его принято
называть
ступенчатым лидером.
После того как лидер достигает земной поверхности, по токопроводящему
каналу снизу вверх происходит основной электрический разряд. Молния фактически
бьет не из облака в землю, а наоборот – из земли в облако. При разряде возникает
значительный электрический ток, сильно нагревающий воздух. Это происходит за
тысячные доли секунды. В результате нагретый воздух резко расширяется, излучая
акустические волны - т.н. гром.
Так образуется наиболее распространенная линейная молния. Известны и
другие, менее изученные виды молний – поверхностная, четочная, шаровая. При
интенсивных грозовых разрядах в слое атмосферы толщиной 80-90 км над облаком
на 80-90 км кратковременно вспыхивают слабо светящиеся колонны - т.н. «спрайты»
и «джеты». Их можно наблюдать с вершин гор или с самолетов, если гроза
происходит на большом удалении – 20-30 км. Причины их возникновения до сих пор
не ясны.
Контрольные вопросы.
1.. Каковы происхождение и особенности техногенных туманов?
Расскажите о закономерностях образования и свойствах фронтальных
туманов.
3. Какова география туманов?
2.
4. Какие виды туманов не образуются в природных условиях ?
5. Что такое распределение капель по диаметрам? Какими параметрами оно
характеризуется?
6. Что такое смог? Какие его виды Вам известны, как они образуются?
7. Что такое фронтальный туман; как образуется зафронтальный туман теплого
фронта?
8. Что такое и как образуется туман смешения? Где такие туманы бывают?
9. Почему смешанные туманы при отрицательных температурах со временем
трансформируются в ледяные?
10. Почему искусственные туманы можно использовать для защиты растений от
заморозков?
11. В каких случаях искусственный туман не может быть создан и почему?
12. Почему туман способствует очищенного приземного слоя атмосферы от пыли?
13. Расскажите об облачных системах возникающих в зоне теплого атмосферного
фронта.
14.Какова структура облачной
атмосферного фронта 1-го рода?
системы,
возникающей
в
зоне
холодного
15.Какова структура облачной
атмосферного фронта 2-го рода?
системы,
возникающей
в
зоне
холодного
16. Какова структура облачной системы возникающей
фронтов окклюзии (теплого или холодного типа)?
17. Какова структура облачной системы, возникающей в
18. Какова
структура
окклюдированном циклоне?
облачной
системы,
в
зоне атмосферных
молодом циклоне?
возникающей
в
19. Какова структура облачной системы, возникающей в антициклонах?
20. Каковы количественные
климатологии?
характеристики
облачности,
применяемые
в
21. Почему самые крупные снежинки сосредоточены в верхней части ледяных
облаков, а самые мелкие - в нижней?
22. Может ли облако возникнуть в воздушной среде, где относительная влажность
существенно меньше 100%? В каком случае и почему это возможно?
23. Почему концентрация атмосферных ядер конденсации в нижней части облаков
24. При каких условиях и почему образуется радуга?
25. Что такое и как образуется гало? В каком случае оно окрашено?
26. В каких случаях наблюдатель может встретить «броккенского призрака»?
Следует ли опасаться этих встреч?
27. Что такое венец и может ли он образоваться днем?
28. В каких случаях венец окрашен?
29. Почему чередование цветов в гало и венце противоположно?
30. Почему водные
капли в
облаке вертикального
своеобразными генераторами электрических зарядов?
развития
являются
31. Почему отрицательные заряды в облаках накапливаются в самой верхней их
части, а положительные - в нижней?
З2. Как образуется линейная молния между облаком и земной поверхностью?
33. Как образуется зарница?
34. Что такое ступенчатый лидер? Какую роль он играет в образовании линейной
молнии?
35. Почему при грозе вершины гор и шпили башен - наиболее опасные места?
Рекомендованная литература
Холопцев А. В. Введение в гидрометеорологию./А. В. Холопцев, А. И. Рябинин//
Севастополь. – СНУЯЭиП. -2002. -220с.
2.Матвеев Л.Т. Курс общей метеорологии. Л.: «Гидрометеоиздат», 1976. 639с.
3. Хргиан А.Х. Физика атмосферы. Л.: «Гидрометеоиздат», 1978. Т.1. 246с.
4. Школьний Є.П. Фізика атмосфери. -Одеса.; ОГМІ. 1997. - 698 с.
5. Salby M.L Fundamentals of Atmospheric Physics / M.L.Salby. – New York:
Academic Press, 1996. – 560 р.
6. Стехновский Д.И., Зубков А.Е. Навигационная гидрометеорология. -М.;
1.
Транспорт. 1977.- 264 с.
7. Атлас облаков. -Л.; Гидрометеоиздат. 1978. - 268 с.
8. Гуральник И.И., Дубинский Г.П., Ларин В.В., Мамиконова С.В. Метеорология. Л.; Гидрометеоиздат. 1982. - 440 с.
Л9 Атмосферные осадки
Учебные вопросы:
9.1.Атмосферные осадки и их классификация.
9.2.Особенности жидких атмосферных осадков.
9.3.Снег и крупа.
9.4.Град.
9.5.Наземные формы осадков.
9.6.Распределение атмосферных осадков по поверхности Земли
Л9.1.Атмосферные осадки и их классификация
Атмосферными осадками называют большие капли воды и ледяные
кристаллы, выпадающие из облаков на земную поверхность или образующиеся на
ней.
Основными видами атмосферных осадков являются: дождь, морось, снег,
крупа, град, роса, иней, изморозь, гололед, твердый и жидкий налет .
Атмосферные осадки количественно характеризуются своей интенсивностью.
Интенсивность осадков определяется высотой столба воды, который мог бы
образоваться после их выпадения в единицу времени на ровную поверхность и
перехода в жидкую фазу (без испарения). Поэтому единицами измерения
интенсивности атмосферных осадков являются мм в минуту, мм в час, мм в сутки,
мм в год.
При осадках малой интенсивности за час выпадает менее 1 мм осадков.
При осадках высокой интенсивности за час выпадает более 10 мм.
13.07.1925 г. в Москве выпал дождь интенсивностью 3 мм в минуту.
14.09. 1927 г. в Сочи интенсивность дождя достигала 3.74 мм в минуту.
29.11.1911 г. в Порто Белла (Панама) был дождь интенсивностью 12.6 мм в
минуту.
14-15.07.1911 г. на Гавайских островах наблюдался дождь интенсивностью
21.5 мм в минуту. Эта величина до последнего времени является рекордной.
В зависимости от интенсивности и продолжительности принята следующая
классификация атмосферных осадков.
Обложные осадки - это осадки, распространяющиеся на большие площади и
имеющие среднюю интенсивность.
Ливневые осадки - это осадки высокой интенсивности, выпадающие
кратковременно либо на ограниченной территории.
Обложные осадки - как правило, это осадки устойчивых воздушных масс.
Ливневые осадки обычно типичны для неустойчивых воздушных масс и
холодных фронтов.
В зависимости от агрегатного состояния воды атмосферные осадки делятся на
жидкие, твердые и наземные.
К жидким атмосферным осадкам относятся дождь и морось.
К твердым атмосферным осадкам относятся снег, крупа и град.
К наземным осадкам относятся роса, иней, твердый налет, жидкий налет,
изморозь, а также гололед.
К обложным осадкам обычно относят дождь, морось, снег и наземные осадки.
Ливневыми осадками могут быть дождь, снег, град и крупа.
Наиболее полезны для растений и животных обложные осадки,
обеспечивающие равномерное и умеренное увлажнение подстилающей поверхности.
При обложных осадках практически вся выпавшая влага усваивается
растительностью и вновь испаряется в атмосферу, не образуя поверхностного стока.
Влага, поступающая на земную поверхность при ливневых осадках,
значительно в меньшей степени усваивается растениями и почвой, чем при осадках
обложных. Более того, выпадение ливневых осадков зачастую наносит
существенный экологический ущерб, вызывая эрозию почв, образование резких
паводков на реках и ручьях, ломая деревья, убивая людей и животных, попавших в
зону наводнений.
Осадки - наиболее изменчивая во времени и пространстве метеорологическая
величина, имеющая наибольшее значение в биосфере, поскольку именно благодаря
им замыкается круговорот воды.
Наиболее благоприятные условия для выпадения осадков большой
интенсивности создаются в районах с высокой удельной влажностью и сильными
восходящими движениями воздушных масс. Таковы экваториальный и
субэкваториальные климатические пояса, регионы с муссонным климатом.
Максимальное количество осадков за год- 23000мм выпадает в Черрапунджи
(Индия).
Роль атмосферных осадков состоит в том, что они:
1.
2.
Ухудшают видимость, чем усложняют условия плавания.
Способствуют обледенению судов, ухудшающему их остойчивость.
3.
Замыкают биогеохимическнй круговорот воды в природе, возвращая
на земную поверхность, испарившуюся с нее влагу.
4.
Благодаря атмосферному переносу обеспечивают увлажнение
районов нашей планеты, лишенных иных источников влаги. Тем самым в
подобных районах смягчается климат, развивается богатая и разнообразная флора и
фауна, формируются реки, озера, болота, а также подземные воды.
5.
Транспортируют на подстилающую поверхность из атмосферы
жидкие или твердые примеси, как образовавшиеся на других участках
поверхности, так и возникшие в результате химических реакций в воздушной среде
и атмосферном аэрозоле.
Л9.2. Особенности жидких атмосферных осадков
Как уже отмечалось выше, к жидким атмосферным осадкам относятся дождь
и морось. При дожде и мороси земной поверхности достигают, сформировавшиеся в
облаках капли воды. Происхождение этих видов осадков одинаково: они образуются
в водяных облаках в результате процессов конденсации водяного пара и коагуляции.
Различают дождь и морось лишь по величине средних диаметров
выпадающих капель. Капли дождя имеют диаметры от 0.5 до 6 мм. Капли дождя,
имеющие диаметры близкие к 6 мм, при падении меняют свою форму,
сплющиваются, пульсируют и распадаются на более мелкие. Капли малого диаметра
имеют сферическую конфигурацию. Скорость падения мельчайших капель дождя
составляет 4 м/с, а самых крупных- 9.17 м/с.
Капли мороси имеют диаметры от 0.05 до 0.5 мм. Эти капли оседают
значительно медленнее по сравнению с дождевыми. Скорость самых мелких не
превышает 0.3 м/с, а смых крупных-4 м/с.
При выпадении дождя встречаются капли различного размера. Как правило,
самые крупные капли встречаются редко, самые мелкие - часто. Число самых
крупных капель растет с увеличением интенсивности дождя.
Так, при слабом дожде, дающем 0.5 мм осадков в час, в 1 м3 воздуха
содержится в среднем 1250 капель диаметром менее 0.25 мм и всего две капли
диаметром более 1.5 мм. При сильном дожде, дающем 10 мм осадков в час, в 1м3
воздуха содержится 3400 капель диаметров менее 0.25мм и 60 капель диаметром
более 1.5 мм.
Распределение капель дождя по их диаметрам описывается выражением:
п
F(r)= I- exp (-г/ а),
Здесь:- F - часть общего объема выпадающей с осадками воды, которая приходится
на капли радиусом менее г;
А - параметр, зависящий от интенсивности дождя (при интенсивности 0.5
мм/час а=1.1мм; при интенсивности 10 мм/час а=2.2мм)
п=2.25
Как и облако, дождь, а также морось, могут характеризоваться своей
водностью. Водность дождя - суммарная масса капель воды, приходящаяся на 1м3
воздушной среды в приземном пространстве. При слабом дожде с интенсивностью
0.5 мм/час водность составляет 0.037 г. При сильном дожде с интенсивностью 10 мм/
час водность составляет 0.47г.
Капли дождя всегда холоднее, чем окружающая воздушная среда. Капли,
окруженные ненасыщенным водяным паром, испаряются. Это приводит к снижению
температуры их поверхности.
При температуре воздуха +15. С и относительной влажности 90%
температура капель составляет +14, С.
При той же температуре воздуха, но относительной влажности 60%.
температура капель +11,С.
Благодаря испарению капель, дожди иногда не достигают земной
поверхности, Дожди, выпадающие из облаков среднего яруса, имеют моросящий
характер. Иногда они видны в виде характерных "полос падения", свисающих с
облака и постепенно сходящих на нет.
Л9.3. Снег и крупа
Снег и крупа - разновидности твердых атмосферных осадков. В таком виде
выпадает значительная часть осадков на нашей планете. В Москве в твердом виде в
среднем за год выпадает до 30% осадков, в Астрахани-22,6%, в Херсоне-11%.
В 1906 г. сильный снегопад наблюдался даже в Сахаре (в оазисе Эль -Голеа).
Продолжительность существования снежного покрова на Северной Земле и
Таймыре- 270 дней в году. Наиболее мощный снежный покров на равнине
наблюдается в среднем течении Енисея (в среднем до 110 см).
Очень много снега выпадает в горах. Так, например, в горных долинах
Норвегии за зиму накапливается до 5 м снега. На Западном Кавказе, у озера
Кардывач, за зиму накапливается до 4-х метров снега. Снег, накапливающийся
каждую зиму на больших высотах в горах, дает начало формированию горных
ледников. Накапливает в себе разнообразные вещества, загрязняющие атмосферу.
Снежинки образуются в смешанных облаках. Это происходит в результате
рассмотренных ранее процессов переконденсации, а также коагуляции.
Над поверхностью льда насыщающая упругость водяного пара меньше, чем
над поверхностью воды. Поэтому объем ледяных микрокристаллов в облаке
увеличивается, а объем капель воды, вследствие испарения, уменьшается.
Чем меньше радиус кривизны участка поверхности льдинки, тем меньше
величина насыщающей упругости водяного пара над этим участком.
Зародышами снежинок являются микрокристаллы льда, имеющие вид
шестигранных призм или пластин. Радиусы кривизны поверхности подобных
кристаллов в областях их вершин гораздо меньше, чем на их гранях, В результате,
рост на зародышах снежинок новых ледяных кристаллов происходит на их
вершинах. Здесь он начинается при гораздо меньшей упругости водяного пара в
окружающей среде, чем необходимая для отложения льда на их гранях.
Этот процесс приводит к образованию вокруг исходного микрокристалла
льда причудливых ледяных лучей, превращающих снежинки в маленькие звездочки.
Поскольку движение молекул водяного пара в воздушной среде является
хаотичным, значение упругости водяного пара над различными участками
поверхности снежинок непрерывно флюктуирует. В результате этого различные
лучи у разных снежинок растут с разной скоростью и приобретают неповторимые
очертания, напоминающие ветви растений - дендриты.
К настоящему времени известно более 5000 различных конфигураций
снежинок. Наиболее распространены пластинчатые формы, в том числе красивые и
сложные по конфигурации звездочки. К ним относится около 90% всех снежинок.
Установлено, что конфигурация снежинок связана с условиями, в которых
они образовались. Процессы формирования конфигураций снежинок пока изучены
недостаточно. Лишь о двух из них имеются некоторые представления.
Заиневение снежинки - это процесс ее роста, при котором она покрывается
(чаще с одной стороны) множеством отдельных, хаотично расположенных
микрокристаллов льда, маскирующих ее истинную форму. Заиневение происходит
за счет переконденсации. Около 63% встречающихся снежинок имеют следы
заиневения.
Обзернение снежинки - это процесс ее роста за счет намерзания на нее
переохлажденных капель воды диаметром от 10 до 80 μκ. Обзернение, по сути, есть
коагуляция снежинки с переохлажденными водными каплями в смешанных облаках.
Около 58% снежинок имеют следы обзернения. Так как капли содержат
растворенные соли, кислоты и другие примеси, благодаря обзернению снег содержит
заметное количество этих веществ, достигающее 1 мг примесей на 1 кг снега.
Наиболее крупные снежинки достигают диаметра 10 мм и весят до 0.06 мг.
При таянии из них могут образовываться капли мороси диаметром 0.5 мм.
Снежинки могут слипаться (коагулировать) в снежные хлопья, размеры
которых доходят до 8-10 см. При их таянии могут возникать капли дождя диаметром
до 6мм.
Крупа образуется в результате кристаллизации переохлажденных капель
воды.
Особой формой выпадения твердых атмосферных осадков является метель.
При метели ветер переносит снежинки, их обломки и крупу вдоль земной
поверхности на большие расстояния.
При метели может происходить снегопад. В этом случае метель называется
верховой.
Если при метели снегопад отсутствует - то она называется низовой.
Если перенос снега происходит непосредственно по земной поверхности,
такая метель называется поземкой.
Заметный перенос снега в приземном слое высотой до 2 м возникает уже при
скоростях ветра 4 м/с. С усилением ветра интенсивность переноса снега и толщина
слоя, охваченного этим процессом растет.
При ветре 16 м/с интенсивность переноса снега метелью может достигать 27
г/мин через площадку 1 см2.
При поземке и низовой метели 97% переносимого снега перемещается в
приземном слое толщиной до 20 см. При верховых метелях в этом слое переносится
93% снега.
Взаимодействие ветра с неровностями рельефа создает зоны затишья, где
накапливается снег (лощины, балки лес, гребни гор).
Л9.4.Град
Град - явление выпадения из облаков вертикального развития атмосферных
осадков в виде градин - частиц или крупных кусков слоистого льда разнообразной
формы и строения. Град всегда выпадает летом. Он повреждает растения, пугает и
убивает животных. После его выпадения земля покрывается слоем льда, что
приводит к резкому понижению температуры воздуха и почвы.
Градины чаше всего имеют диаметр от 6 до 20 мм. Известны случаи
выпадения градин диаметром 75 мм.
10.08.1925 г, в Германии (Хейдграбен) при граде одна из градин имела вес 2
кг и пробила крышу дома.
Таких больших размеров градины могут достигать лишь при условии, что их
поддерживают мощные восходящие потоки воздуха. Поэтому град выпадает только
из облаков вертикального развития. Он выпадает сравнительно узкими полосами
или пятнами. Этот процесс продолжается недолго.
Град всегда имеет ядро, обычно представляющее собой зернышко крупы,
вокруг которого образовались концентрические слои льда. Обычно число этих слоев
не превышает 10 .
Внешний слой, образованный в результате коагуляции наиболее крупных
переохлажденных капель (которые перед тем как обратиться в лед успевают
растечься по поверхности градины равномерным слоем), как правило, прозрачный.
Внутренние слои, образовавшиеся в результате обзернения мелкими каплями
переохлажденной воды, как правило, мутные. Большие градины, как правило, имеют
неправильную форму.
Установлено, что между диаметром градин (d), скоростью восходящего
потока в облаке вертикального развития (w) и водностью облака имеется
соответствие, показанное в таблице 5.
Таблица.5 Взаимосвязь между диаметрами градин (d) и водностью (w) в облаке
вертикального развития
Диаметр градин (см)
1
2
4
8
Скорость
восходящего потока
Водность
1.2
4.1
10.5
24.3
5 м /с
10м/с
0.44
2.23
7.1
18.7
20 м/с
-
-
0.2
7.4
Чем сильнее восходящий поток воздуха, тем при меньшей водности облака
образуется град постоянного диаметра, Чем выше водность облака, тем при меньшей
скорости восходящего потока в нем может возникнуть град.
Л9.5. Наземные формы осадков
К наземным, относят формы атмосферных осадков, образующихся
непосредственно на земной поверхности. Это роса, иней, твердый или жидкий налет,
изморозь и гололед.
Росой называют мелкие капли воды, образующиеся ночью на поверхности
земли, траве, листьях растений и наземных предметах, благодаря конденсации на
них водяного пара из приземного слоя воздуха. Она бывает наиболее обильной на
открытых горизонтальных поверхностях.
Роса образуется иногда в слое влажной почвы. Ее здесь находят на нижней
стороне свободно лежащих камней.
Для появления росы благоприятно радиационное охлаждение земной
поверхности в ясные безветренные ночи. В умеренном климате роса наблюдается
летом. В тропическом климате она бывает круглый год.
По сравнению с дождем, роса приносит ничтожное количество влаги. В
Москве - росы выпадает всего до 2 мм за лето, но эта влага практически полностью
используется растениями.
В пустынях роса - едва ли не единственный источник влаги.
Иней - белый кристаллический осадок, образующийся в морозные, тихие,
ясные ночи на траве, земной поверхности, крышах, листве. Он возникает подобно
росе, но при отрицательной температуре воздуха. Наиболее интенсивно образование
инея наблюдается на предметах с малой теплопроводностью.
Твердый и жидкий налет - форма наземных атмосферных осадков, которая
образуется при наступлении теплого и влажного воздуха на холодную
подстилающую поверхность. Зимой это приводит к образованию на камнях,
деревьях, зданиях ледяной корки. Летом (при температурах выше 0,С ) камни,
здания трава и деревья становятся мокрыми.
Изморозь - форма твердых наземных атмосферных осадков, возникающая при
ветре. Она может быть двух видов - зернистая и кристаллическая.
Зернистая изморозь - отложение сравнительно рыхлого льда при быстром
замерзании переохлажденных капель тумана. Она отлагается преимущественно с
наветренной стороны предметов и "сидит" на них очень плотно. В горах зернистая
изморозь отлагается огромными массами толщиной единицы метров.
Кристаллическая изморозь - отложение ледяных кристаллов на тонких ветвях
или проводах путем непосредственной сублимации водяного пара. Она отлагается
всегда с наветренной стороны и легко осыпается. При сильных морозах
кристаллическая изморозь возникает и при отсутствии тумана - сама собой - прямо
из воздуха.
Изморозь, если она плотная и массивная, может быть опасным
метеорологическим явлением, вызывая обрывы проводов, ломая ветви деревьев,
опоры и столбы.
Гололед - отложение плотного льда на наземных предметах из
переохлажденного дождя или мороси. Переохлажденные капли, гонимые ветром,
соприкасаясь с ветвями деревьев и земной поверхностью, замерзают. С наветренной
стороны подобных препятствий образуется отложение прозрачного пли матового
льда. Гололед на Украине часто служит причиной дорожно-транспортных
происшествий. Он возникает в умеренных шпротах только в зимний период, в
полярных широтах возможен круглый год.
Гололед наблюдается чаще всего при температурах от -1 до –6оС. При более
низких температурах водность туманов резко уменьшается и гололед слабеет. Он
часто образуется при приближении теплого фронта и располагается в холодном
воздухе перед фронтом.
Если в теплом воздухе над фронтом температура выше 0, то осадки из него
выпадают в виде дождя. Капли его падают в холодный сухой воздух, где испаряясь,
дают начало предфронтальному туману, в котором и образуется гололед. Поскольку
разность температур в холодном и теплом воздухе редко превышает 10о С, ясно, что
предфронтальный туман не может образовываться при температурах ниже –10о С.
Иногда образование гололеда происходит попеременно с отложением
зернистой изморози (чередуются отложения крупных и более мелких капель). При
этом образуется "смесь" или "сложное отложение", достигающее толщины десятки
сантиметров.
Л9.6. Распределение атмосферных осадков по поверхности Земли
Суммарное количество осадков, выпадающих за год в том или ином регионе,
является важнейшей характеристикой его климата и экологических условий. Оно
определяет особенности флоры некоторой территории, урожай возделываемых на
ней сельскохозяйственных культур, водность рек, а также запасы их гидроэнегии,
эрозию почв и уровень грунтовых вод.
Осадки - наиболее изменчивый элемент погоды и климата. Их распределение
по планете зависит от многочисленных и разнообразных факторов. Больше всего
осадков образуется в зонах атмосферных фронтов, а также в областях, над которыми
наблюдается восходящее движение воздуха. Это движение поднимает теплый и
влажный воздух вверх, где он охлаждается с образованием осадков.
Восходящие движения в атмосфере усиливаются в горных районах. На
наветренных склонах гор осадки существенно интенсивнее, чем на подветренных
склонах. Существенно слабее осадки и у их подножия.
Пояс высокого увлажнения на нашей планете расположен вдоль ее экватора.
Мощные восходящие движения воздуха здесь являются результатом встречи северовосточного и юго-восточного пассатов. Годовые суммы осадков здесь везде больше
1000 мм, а в Дебундже (Камерун) -9500мм. Осадки в экваториальном поясе
выпадают равномерно во все времена года.
Эта закономерность нарушается над южной Азией, где существенное влияние
оказывают муссоны. Благодаря летнему муссону, лето здесь гораздо более
дождливое, чем зима (когда действует зимний муссон). В частности, в Черрапунджи
(Бенгалия) выпадает в год в среднем 12000 мм осадков. 95% это го количества
приходится на летние месяцы.
В 1861 году в Черрапунджи за лето выпало 22900 мм осадков. За один день
14.06.1876 г. здесь выпало 1038 мм осадков - в 2 раза больше чем за два года в
Москве.
По обе стороны от экватора располагаются два засушливых пояса,
соответствующих 30 градусным центрам действия атмосферы. Здесь доминируют
нисходящие движения воздуха и располагаются пустыни - Сахара, Аравийская
пустыня, Гоби, Невада (в северном полушарии), Калахари и Атакама (в южном).
Здесь среднегодовое количество осадков приближается к 0. Это регионы аридного,
засушливого климата, где возможно лишь орошаемое земледелие.
Ближе к полюсам расположена зона восходящих движений воздуха,
приуроченная к 60й параллели. Здесь среднегодовые количества осадков
повсеместно возрастают и летом, и зимой.
Далее к северу до самого полюса выпадающее за год количество осадков
монотонно снижается. Здесь наибольшее количество осадков приходится на лето;
зимой они тоже часты, но менее обильны.
На гористых западных побережьях материков (Норвегия) в полосе
зюйдвестов за год выпадает до 2000 мм осадков, в то время как на той же широте в
Якутии только 270 мм.
На западных побережьях материков, в поясе пассатов, климат более
засушливый (Марокко), чем на побережьях восточных (Вьетнам).
В горных странах осадков выпадает всегда больше, чем на прилежащих
равнинах. Над горами развиваются особо мощные восходящие движения воздуха, а
вместе с ними - грозовые облака и сильные ливни. Грозы в северном полушарии
интенсивнее над более теплыми южными склонами гор.
На наветренных склонах гор осадков выпадает всегда больше.
В Причерноморском регионе наиболее дождливым местом является г.
Батуми, расположенный у подножия Аджарских гор. Здесь зa год выпадает 2600 мм
осадков.
Юго-западный склон Главного Кавказского хребта получает осадков более
чем в два раза больше, чем северный его склон. Внутри горных систем осадки
распределены весьма неравномерно. Их количество зависит от направленности
долин и горных хребтов, а также их абсолютных высот.
В юго-западном Крыму режим выпадения атмосферных осадков в различные
месяцы различен. Кроме того, он претерпевает и межгодовую изменчивость.
Осадки приносят атмосферные фронты и циклоны. Приход этих атмосферных
неоднородностей вызывает, как уже отмечалось выше, увеличение числа пасмурных
дней. Поэтому временная изменчивость сумм выпадающих за месяц атмосферных
осадков и числа приходящихся на тот же месяц пасмурных дней взаимосвязаны.
Вместе с тем известно, что не всегда в пасмурный день идет дождь. Поэтому данная
зависимость носит статистический характер. Она характеризуется величиной
нормированного коэффициента корреляции R, которая от месяца к месяцу
изменяется.
На протяжении всего года между числом пасмурных дней и суммами осадков,
выпадающих в Ю-3 Крыму, имеет место положительная корреляция (увеличение
числа пасмурных дней ведет к увеличению суммарных осадков).
Наиболее сильна связь интенсивности осадков и числа пасмурных дней в
сентябре и июле (ее значимость по критерию Стьюдента превышает 99,9%).
Значительна связь и в ноябре, а также в период с января по апрель.
Минимальна связь между рассматриваемыми параметрами в мае, августе и
октябре.
Наиболее значимыми факторами изменчивости сумм атмосферных осадков в
Ю-3 Крыму являются солнечная активность и взаимодействие Северной Атлантики
с атмосферой.
Как уже отмечалось выше, значимое влияние на межгодовую изменчивость
месячных сумм атмосферных осадков в Ю-3 Крыму солнечная активность оказывает
в периоды с марта по май и июля по сентябрь. В другие месяцы влияние данного
фактора не существенно.
Контрольные вопросы
1.Что такое атмосферные осадки? Какие их виды Вам известны?
2. Какова экологическая роль атмосферных осадков?
3.Что такое дождь и морось, что общего у этих видов осадков и в чем
различие между ними?
4. Каковы основные количественные характеристики дождя
зависит его распределение капель по диаметрам от интенсивности дождя?
и
как
5.Перечислите виды атмосферных осадков,
ливневыми.
которые бывают только
6.Перечислите
обложными.
которые
виды
атмосферных
осадков,
бывают
только
7.Что такое снег и крупа? Как они образуются? Что общего между ними и в
чем различие?
8.Почему снежинки имеют форму звездочек, хотя монокристаллы льда пластинки и шестигранные призмы?
9.Что такое заиневение и почему при этом процессе образуется химически
чистая вода (в твердой фазе)?
10.Что такое обзернение и почему при этом процессе снежинки накапливают
примеси?
11.Что такое град и почему он образуется только летом в умеренных и
круглогодично в тропических широтах?
12.Может ли быть град в Арктике и почему?
13.Бывает ли град в Африке и почему?
14.Из каких облаков возможно выпадение града и почему?
15.Почему градины имеют слоистую структуру? Как размеры градин связаны
с водностью облака и скоростью восходящего воздушного потока в нем?
16. Какие виды наземных атмосферных осадков образуются только при ясней
погоде? Каковы их особенности?
17. Какие виды наземных атмосферных осадков, образуются при штилевой
погоде? Расскажите о них.
17.
Какие виды наземных атмосферных осадков, образуются при сильном
ветре? Расскажите о них.
18.
Что общего у кристаллической изморози и инея и чем они
различаются?
20. Что общего у гололеда и твердого налета и чем они различаются?
21. Что общего у зернистой изморози и гололеда и чем они различаются?
22.
Что общего у зернистой и кристаллической изморози и чем они
различаются?
23.Почему вода, которую можно натопить из зернистой изморози, содержит
гораздо больше примесей, чем вода, которую можно получить из изморози
кристаллической?
23.
Где и почему на нашей планете расположены зоны, где выпадает
наибольшее количество атмосферных осадков летом (зимой)?
25.Чем объясняется современное расположение пустынь на нашей планете?
26. Из каких облаков возможно выпадение жидких атмосферных осадков?
27. Из каких облаков, и при каких условиях, возможно выпадение крупы?
28. Из каких облаков, и при каких условиях, возможно выпадение града?
29. Из каких облаков, и при каких условиях, возможно выпадение снега?
30. Что такое метель, и какие ее виды Вам известны?
31. Что такое поземка?
32. Что такое гололед и может ли он возникнуть в Антарктиде?
Рекомендованная литература
1. Гуральник И.И., Дубинский Г.П., Ларин В.В., Мамиконова С.В. Метеорология. -Л.;
Гидрометеоиздат. 1982. - 440 с.
Холопцев А. В. Введение в гидрометеорологию./А. В. Холопцев, А. И. Рябинин//
Севастополь. – СНУЯЭиП. -2002. -220с.
3.
Матвеев Л.Т. Курс общей метеорологии. Л.: «Гидрометеоиздат», 1976.
639с.
4.
Хргиан А.Х. Физика атмосферы. Л.: «Гидрометеоиздат», 1978. Т.1. 246с.
5.
Школьний Є.П. Фізика атмосфери. -Одеса.; ОГМІ. 1997. - 698 с.
2.
6. Стехновский Д.И.,. Васильєв К.П. Справочник по навигационной гидрометеорологии.М.: Транспорт. 1976- 165 с.
7.А.И., Дремлюг В.В. Гидрометеорологическое обеспечение судовождения -М.:
Гордиенко Транспорт. 1989.- 240 с.
Л10. Тропические циклоны и Эль-Ниньо.
Учебные вопросы:
1. География тропических циклонов.
2. Межгодовая изменчивость вероятностей возникновения тропических
циклонов.
3. Признаки приближения тропического циклона.
4. Классификации тропических циклонов.
5. Рекомендации по уклонению от центров тропических циклонов и их
опасных секторов.
6. Общие сведения и история изучения Эль Ниньо.
7. Перуанские течения Тихого океана.
8. Некоторые течения тропической зоны Тихого океана
9. Взаимодействие океана и атмосферы в аномальных фазах Южного
колебания
10. Последствия Эль Ниньо
11. Количественные характеристики Эль Ниньо.
Л10.1. География тропических циклонов
Циклоны, образующиеся в тропических широтах обоих полушарий (между 10
и 20 градусами), называются тропическими.
Тропические циклоны большой интенсивности, в каждом регионе мира
имеют свои названия. В восточной части Тихого океана и в Атлантике их называют
ураганами (от испанского слова «уракан» или английского «харикейн»), на
полуострове Индостан – циклонами или штормами, на Дальнем Востоке –
тайфунами (от китайского слова «тай», что означает сильный ветер). В Австралии
они называются «вилли-вилли», в Океании - «вилли-вау» , на Филиппинах - «багио»
. Тайфунам Тихого океана и ураганам Атлантики присваивают имена согласно
установленным спискам.
Для тайфунов используются четыре списка имен, для ураганов установлен
один. Каждому тайфуну или урагану, образовавшемуся в данном календарном году,
кроме имени присваивается порядковый номер двухзначная цифра года: например,
0115, что означает пятнадцатый по счету номер тайфуна в 2001.
Особенности тропических циклонов:
-они зарождаются только при температуре поверхности моря более +25оС;
-в их центрах наблюдается исключительно низкое атмосферное давление ( в
урагане Ида , сентябрь 1958г. было атмосферное давление 655мм рт.ст.);
- горизонтальные градиенты давления достигают весьма больших значений;
- ветер в урагане достигает скорости более 180 м/с (ураган Митч);
-на морской поверхности урагана наблюдаются огромные неупорядоченные
волны, (толчея);
- наличие типичных облаков вертикального развития, имеющих высоту до 18
км, которые собираются облачной стеной вокруг центра урагана;
- сильнейшие ливни и грозы;
Тропические циклоны возникают чаще всего в конце лета- начале осени,
редки зимой и вовсе не бывают весной.
Горизонтальные размеры тропических циклонов 500-800 км.
Ураган проходит над той или иной территорией за 9 - 12 суток.
Тропические циклоны могут возникать в любое время года в тропических
частях всех океанов, за исключением юго-восточной части Тихого океана и южной
части Атлантики. Наиболее часто (в 87% случаев) они возникают между широтами
5° и 20°. В более высоких широтах они возникают лишь в 13% случаев. Никогда не
отмечалось возникновение циклонов севернее 35°N и южнее 22° S.
В Атлантике тропические циклоны образуются лишь в Северном полушарии,
в то время как в Индийском и Тихом океанах они встречаются в обоих полушариях.
Причина этого явления – присущие этим акваториям особенности распределения
поверхностной температуры воды, обусловленного характерной для них структурой
поверхностных течений.
Сезон ураганов и тайфунов в Северном полушарии обычно длится с Июня по
Ноябрь, когда температура воды на поверхности акваторий наиболее велика и
превышает 26.5оC.
Большинство тропических циклонов здесь происходят в Августе и Сентябре.
В северной части Индийского океана они бывают с мая по декабрь .
В Южном полушарии тропические циклоны наблюдаются в районе Тихого
океана—с января по июль, в Индийском океане—с ноября по апрель.
Существует несколько очагов наиболее частого зарождения тропических
циклонов: в Атлантическом океане — Карибское море и Мексиканский залив.
Больше всего тропических циклонов возникает над Тихим океаном; у юговосточных берегов Азии возникает в среднем 20 циклонов в год.
Третье место по количеству тропических циклонов занимает Индийский
океан .
Компонентами структуры каждого урагана являются:
-глаз (еуе) - область диаметром в 20-50 км, находится в центре урагана, где
небо часто ясное, ветры слабые, а давление - самое низкое;
-стена глаза(еуе wall)- кольцо кучево-дождевых облаков, окружающее глаз.
Здесь самые интенсивные осадки и самые сильные ветры;
- спиральные полосы выпадения осадков (spiral rainbands)- полосы сильных
конвективных ливней, направленных к центру циклона.
Л10.2. Межгодовая изменчивость вероятностей возникновения тропических
циклонов.
Вероятность зарождения ураганов определяется распределением температур
поверхности океана (ТПО) в тропической зоне Атлантики. В этой зоне
распределение ТПО в основном формируется течениями Северо-Пассатным,
Межпассатным и Южно-Пассатным.
Изменения скорости этих течений в Атлантике следуют за изменениями
интенсивности юго-восточного и северо-восточного пассатов, а также их
широтными смещениями.
Среднегодовые расходы течений тропической зоны Атлантики таковы:
Северо-Пассатное течение - 20 куб. км/с
Межпассатное противотечение- 18,1 куб. км/с
Северная ветвь Южно-Пассатного течения -15.5 куб. км/с
Южная ветвь Южно-Пассатного течения - 50 куб. км/с.
Наиболее существенной особенностью распределения ТПО в тропической
зоне Атлантики является наличие максимума в зоне Межпассатного противотечения
и сезонного минимума– в зоне либо Северо-, либо Южно-пассатного течения, в
которых изменения ТПО происходят противофазно. Характеристики этих
минимумов зависят от температур и расходов вод Канарского и Бенгельского
течения, которым свойственна существенная внутригодовая и межгодовая
изменчивость. В результате этого значение модуля меридионального градиента
распределения ТПО в тропической Атлантике непрерывно изменяется.
Это
приводит к соответствующим изменениям поля атмосферного давления и ветрового
режима над рассматриваемой акваторией, которые также влияют на характеристики
рассматриваемых течений. Их расположения
при смене времен года, всегда
смещаются в сторону более теплого полушария. Подобные смещения влияют на
многие важнейшие природные процессы, в том числе - на количество ураганов,
образующихся в тропической зоне Северной Атлантики, а также
их
продолжительность и интенсивность.
Межгодовая
изменчивость
вероятностей
возникновения
ураганов
обусловлена динамикой значений меридионального градиента ТПО во
внутритропической зоне конвергенции Атлантики, которая является результатом
взаимодействия океана и атмосферы и характеризует его. Поэтому эти значения
рассматриваются как глобальный климатический индекс, получивший название
Атлантическая меридиональная мода- АММ.
Поскольку
временная изменчивость меридиональных составляющих
распределения ТПО в тропической зоне Атлантики более ярко выражена, чем
составляющих широтных, АММ является главной компонентой упомянутого
взаимодействия.
Благодаря
наличию
положительной
обратной
связи
между
приповерхностными ветрами, испарением и ТПО максимальные значения АММ
наблюдаются в месяцы, соответствующие весеннему сезону в Северном полушарии.
Несмотря на это изменчивость АММ значимо влияет на активность ураганов над
Атлантикой и в другие времена года.
Так как основным источником энергии ураганов является водяной пар,
поступающий в атмосферу с поверхности океана, а его поток зависит от ТПО,
изменения АММ значимо коррелированны с активностью ураганов на
внутригодовом, межгодовом и междесятилетнем масштабах. Они во многом
определяют также траектории перемещения ураганов в северной Атлантике.
Л10..3. Признаки приближения тропического циклона.
- постоянное падение атмосферного давления более чем на 3 гПа в сутки;
- появление крупной зыби не от того румба откуда дует ветер (за 1-2 суток до
подхода урагана угол между направлением прихода зыби и ветром- около 90o);
- если направление распространения зыби меняется против часовой стрелкицентр урагана пройдет справа налево; если по часовой, то слева направо;
-
появление тонких перистых облаков, радиально сходящихся в одну точку на
горизонте, не исчезающих после захода и эффектно окрашенных.
-
если с течением времени направление полос перистых облаков не меняется, а
суточный ход давления нарушен, то ураган движется непосредственно на Вас.
- установление очень знойной и душной погоды при безоблачном небе и
хорошей видимости.
Приближению тропического циклона, иногда на очень больших расстояниях
(до 1500 миль), предшествует появление перистых нитеобразных облаков с
загнутыми концами, которые лучше всего наблюдаются при восходе или заходе
солнца. Если эти облака кажутся сходящимися в одной точке, то с большой
вероятностью можно считать, что на расстоянии около 500 миль от судна в районе
сходимости этих облаков расположен центр тропического циклона.
На расстоянии около 300 миль от центра тропического циклона направление
движения перистых облаков часто совпадает с направлением движения циклона
На расстоянии 500—600 миль от центра циклона обычно наблюдаются
перисто кучевые облака, а на расстоянии 200—250 миль—нагромождения мрачных
мощных кучево-дождевых облаков, вид неба здесь является угрожающим.
Появлению кучево-дождевых облаков часто предшествует возникновение на
горизонте небольшого, заметно увеличивающегося и быстро движущегося темного
облака—«бычьего глаза» .
На расстоянии 200— 250 миль от центра тропического циклона хорошим
признаком его приближения является появление разорванно-кучевых облаков.
Вначале это одиночные облака, но с приближением центра циклона количество их
увеличивается, они уплотняются и постепенно переходят в дождевые.
Одновременно проходят шквалы с ливнями.
Движение разорванно-кучевых облаков указывает на направление движения
центра тропического циклона. Если стать лицом навстречу движению этих облаков,
то центр тропического циклона будет расположен вправо от судна.
В 100—150 милях от центра урагана начинается сильный ливневый дождь. В
10—15 милях от центра (глаза циклона) дождь прекращается, облака расходятся.
После прохождения центральной области тропического циклона облака снова
смыкаются и начинается ливневый дождь такой же силы, как и до прохождения
центра циклона, однако продолжительность дождя несколько меньше.
Л10.4. Классификации тропических циклонов.
Ураганная активность в Атлантике обычно наблюдается с начала июня по
конец ноября. Здесь за сезон образуется 10 тропических штормов, из них 6 -ураганы,
а 2 — в сильные ураганы. Они формируются в области до 30° от экватора, но не
ближе 10° от экватора, где сила Кориолиса слаба.
Ураган первой категории. 30<V<40м/с, в порывах до 60 м/с. Высота ветрового
нагона до 2 м
Ураган второй категории. 42<V<50м/с, в порывах до 90 м/с. Высота ветрового
нагона 2-2.5м
Ураган третьей категории. 50<V<60м/с, в порывах до 120 м/с. Высота
ветрового нагона 2.5-4м
Ураган четвертой категории. 60<V<70м/с, в порывах до 180 м/с. Высота
ветрового нагона 4-5.5м
Ураган пятой категории. 70<Vм/с, в порывах более 180 м/с. Высота
ветрового
нагона
более 5.5м
Л10.5. Рекомендации по уклонению от центров тропических циклонов и их
опасных секторов.
Определить направление на центр циклона и положение судна по отношению
к траектории движения центра циклона по ветру, зыби, движению облаков с
помощью штормовой картушки и радиолокатора.
Для определения, с какой стороны горизонта подходит циклон, существует
закон Бейс-Балло: если стать спиной к ветру, то центр циклона будет находиться
впереди на 45 - 65° влево от направления ветра в северном полушарии и на столько
же вправо - в южном.
Зыбь идет, как было сказано, от центра циклона Центр циклона всегда будет
находиться в северном полушарии с правой стороны, а в южном - с левой от
наблюдателя, стоящего лицом к движению облаков. Результат будет тем точнее, чем
большее число наблюдений за ветром, зыбью и облаками будет использовано.
Признаком приближения к судну циклона является падение атмосферного
давления. Если ветер слабеет, а давление повышается -циклон отходит от судна.
Если сила ветра и давление остаются неизменными - циклон проходит стороной.
По скорости ветра и величине падения давления за равные промежутки
времени можно приближенно определить расстояние до центра циклона.
Чем больше увеличивается скорость ветра и чем быстрее падает давление,
тем ближе центр циклона.
Для определения расстояния до центра циклона существуют специальные
расчетные таблицы.
Более точно определить направление на центр тропического циклона можно с
помощью штормовой картушки, которая представляет собой упрощенную схему
тропического циклона, выполненную на прозрачном планшете в виде нескольких
кругов (изобар) и стрелок ветра.
Для этого сначала наносят на карту стрелку истинного ветра в точке
нахождения судна. Затем накладывают на карту картушку так, чтобы одна из
стрелок ветра совпала с истинным ветром и чтобы при этом линия была параллельна
меридиану карты. Линия укажет направление на центр циклона.
На рисунке справа показан случай, когда центр циклона по отношению к
судну находится в юго-восточном направлении.
При выборе соответствующей окружности (изобары) нужно исходить из
величины часового падения давления. -При обнаружении первых признаков
приближения тропического циклона и при слабом падении давления нужно считать,
что судно находится на первой (внешней) изобаре.
При падении давления на величину от 1 до 1,5 мбар/ч - между первой и
второй изобарами,
от 1,6 - 2,6 мбар и более - между третьей изобарой и центром. Таким образом
можно получить представление не только о месте положения центра циклона, но и в
каком примерно направлении движется его центр относительно судна.
Если судно оказалось на какой-либо периферии тропического циклона, то
чтобы выбрать наилучший путь для расхождения с наиболее неблагоприятными и
опасными районами этих циклонов, нужно предварительно установить. какая
именно часть циклона надвигается на судно или же приближается к судну; иначе
говоря, какое положение занимает судно относительно движения центра циклона.
Для этого рекомендуется сбавить ход и непрерывно вести наблюдения за
изменением ветра и давления на основании следующих признаков.
Если ветер в течение 1 - 3 ч поворачивает вправо и несколько усиливается, то
на судно надвигается правая половина циклона, если влево - левая половина.
Если ветер не меняет своего направления, а сила его увеличивается и
давление падает, то судно находится на линии движения центра циклона и
приближается к нему. Определив направление на центр циклона и часть циклона,
которая надвигается на судно, приближаясь к нему, необходимо лечь на такой курс
по отношению к центру циклона, который уводил бы судно с линии его движения.
Относительно ветра, при плавании в северном полушарии следует при
приближении правой половины циклона лечь на курс бейдевинд правого галса,
приводя постепенно все круче и круче к ветру; при приближении левой половины
циклона - на курс бакштаг правого галса. Находясь на самом пути центра
тропического циклона, лечь на курс фордевинд.
При плавании в южном полушарии необходимо:
- в случае приближения судна к правой половине циклона лечь на курс
бейдевинд левого галса и приводить против ветра,
- при приближении левой половины циклона - на курс бакштаг левого галса,
- находясь на пути центра тропического циклона, лечь на курс фордевинд;
- лечь на левый галс в северном полушарии и на правый - в южном, если
берега, отмели и т. д. не позволяют, чтобы судно уходило от центра циклона курсом
бакштаг.
Во всех случаях надо придерживаться указанных курсов до начала подъема
давления.
Пусть судно находится в точке А в северо-западной части циклона, около
линии движения его центра.
Будучи уверенными в том, что линию движения центра циклона удастся
пересечь раньше чем можно встретить его центральную область, нужно вести судно
так, чтобы ветер был в северном полушарии с правого борта судна, а в южном— с
левого и по возможности держать курс перпендикулярно линии движения циклона,
чтобы уйти в менее опасный район.
Судно, находящееся в южном секторе циклона ( в точках Г, К), должно быть
приведено по отношению к ветру в северном полушарии так, чтобы ветер был
справа по носу, а в южном - слева по корме. Если невозможно выполнить указанный
маневр, судно должно удерживаться против волны, работая машиной.
Если циклон находится перед судном и справа от него (положение Д), следует
лечь на обратный курс.
Судно, находящееся в передней части левой половины циклона, например, в
точке Б, должно по возможности удалиться от центральной области циклона курсом,
перпендикулярным линии движения циклона, ветер должен быть в северном
полушарии с правого, а в южном - с левого борта.
Если так держать курс невозможно, нужно, чтобы ветер в северном
полушарии был справа по корме судна, а в южном - слева и полным ходом идти
вперед.
Судну, находящемуся на периферии тыловой части циклона, в левой его
половине (положение Е) или приближающемуся к этому району, следует повернуть
вправо и оставить циклон с левого борта.
Судну, догнавшему циклон (тропический или глубокий
целесообразно лечь в дрейф и подождать его ухода (положение Ж).
обычный),
Судно, приближающееся к тыловой правой половине циклона или
находящееся на ее периферии (положение 3), должно отвернуть влево и оставить
циклон с правого борта.
Во всех случаях при выходе судна из циклона необходимо следить прежде
всего за ходом атмосферного давления. Заметное повышение давления—первый и
надежный признак того, что судно удаляется от центра циклона.
Л10.6. Общие сведения и история изучения Эль Ниньо
Эль-Ни́ньо (исп. El Niño — Святой малыш) или Южная осцилляция —
крупномасштабный процесс взаимодействия Тихого океана и атмосферы, вызванный
аномальным повышением температуры поверхностного слоя воды на востоке его
экваториальной части.
В более узком смысле Эль-Ни́ньо — фаза Южной осцилляции, в которой в
восточной части тропической зоны Тихого океана, у берегов Панамы, Колумбии и
Эквадора, формируется область аномально теплых вод.
Противоположная фаза Южной осцилляции, при которой на поверхности той
же акватории формируется область аномально холодных вод, называется Ла-Нинья
(исп. La Niña — Святая малышка).
Рассматриваемый процесс существенно влияет на распределение водяного
пара в земной атмосфере, режим выпадения атмосферных осадков и изменчивость
метеоусловий во всех (за исключением Арктического и Антарктического )
климатических поясах обоих полушарий нашей планеты, а также поля температуры,
растворенного кислорода и плотности воды на поверхности относящихся к ним
акваторий Тихого океана. Тем самым он влияет на функционирование значительной
части существующих сообществ суши и Мирового океана.
В аномальных фазах Южного колебания изменения состояний всех
перечисленных процессов приобретают катастрофические масштабы, а
экологические условия во многих регионах планеты приближаются и выходят за
пределы диапазонов адаптации многих их обитателей, что вызывает их массовую
гибель, а также наносит значительный ущерб соответствующим экосистемам.
Характерный период Южной осцилляции —от 3 до 8 лет, однако сила и
продолжительность аномальных фаз этого явления в реальности сильно варьируется.
Так, в 1790—1793, 1828, 1876—1878, 1891, 1925—1926, 1982—1983 и 1997—1998
годах были зафиксированы мощные фазы Эль-Ниньо, тогда как, например, в 1991—
1992, 1993, 1994 это явление, часто повторяясь, было слабо выраженным. Эль-Ниньо
1997—1998 гг. было настолько сильным, что привлекло внимание мировой
общественности и прессы. Тогда же распространились теории о связи Южной
осцилляции с глобальными изменениями климата. С начала 1980-х Эль-Ниньо
возникало также в 1986—1987 и 2002—2003 гг.
Первое упоминание термина «Эль-Ниньо» относится к 1892 г., когда капитан
Камило Каррильо сообщил на конгрессе Географического Общества в Лиме, что
Перуанские моряки назвали теплое северное течение, замеченное ими в дни
католического Рождества - «Эль-Ниньо».
В 1893 г. Чарльз Тодд установил, что засухи в Индии и Австралии происходят
в одни и те же годы. Он выдвинул предположение о том, что это совпадение
неслучайно и является результатом существования единого крупномасштабного
процесса, управляющего выпадением атмосферных осадков в тропических
климатических поясах нашей планеты. На то же указывал в 1904 г. и Норман
Локьер.
О том, что катастрофическое усиление атмосферных осадков на территории
Перу, вызывающие на территории этой страны наводнения, происходит в годы,
когда ее западного побережья появляется теплое северное течение Эль Ниньо,
сообщали в 1895 г. Пезет и Эгуигурен.
Впервые весь комплекс явлений в атмосфере и океане, называемый ныне
Южной осцилляцей, описал в 1923 году Гилберт Томас Уолкер. Он ввел сами
термины Южная осцилляция, Эль-Ниньо и Ла-Нинья, рассмотрел зональную
конвекционную циркуляцию в атмосфере в приэкваториальной зоне Тихого океана,
получавшую теперь его имя.
Долгое время на данное явление ученые Европы и Северной Америки не
обращали почти никакого внимания, считая его региональным. Только к концу XX в.
выяснились связи Эль-Ниньо с климатом этих регионов планеты.
Л10.7. Перуанские течения Тихого океана
В нормальных условиях
воды поверхностного слоя восточной части
тропической зоны Тихого океана, нагреты умеренно, так как сюда приносят свои
холодные воды Перуанские течения. Эти течение являются северными ветвями
течения Западных ветров – северной периферии Циркумполярного Антарктического
течения – мощнейшего поверхностного течения нашей планеты, омывающего все
побережья Антарктиды и проходящего через Тихий , Индийский и Атлантический
океаны.
Южная ветвь течения Западных ветров
с водами Циркумполярного
Антарктического течения уходит в Атлантический океан через пролив Дрейка.
Северные ветви течения Западных ветров отделяются от него на подходе к шельфу
Южной Америки. Они
носят названия Перуанское Прибрежное течение и
Перуанское Океаническое течение (называемое также течением Гумбольта). Эти
течения периодически оказываются разграничеными встречным Перу-Чилийским
противотечением, несущим свои воды на юг.
На востоке система Перуанских течений ограничена шельфом и
побережьями Южной Америки. Западная ее граница неопределенна. Условно
ширину этой системы течений принимают равной 1000 км. Входящие в нее
Перуанские течения - широкие, глубокие и медленные потоки, несущие
относительно холодные воды к экватору.
Скорость движения вод течения Гумбольта до 0.2 м/с., его расход- 15-20 куб
км/с. Максимальное значение скорости наблюдается на поверхности, а с ростом
глубины ее значения монотонно уменьшается. Соединяясь вблизи экватора с
Перуанским Прибрежным, Перуанское Океаническое течение дает начало ЮжноПассатному течению.
Прибрежное Перуанское течение - это поверхностное течение, средняя
скорость которого составляет около 30 см/с. В январе- марте это течение проникает
севернее 20-й параллели, достигает экватора и иногда пересекает его. В это время
хорошо выражено широкое Экваториальное противотечение. Соединяясь у берега с
Прибрежным Перуанским течением, оно поворачивает на север и пересекает
экватор. Объединившиеся воды обоих течений здесь поступают частично в СевероПассатное течение. На поверхности океана в этот сезон Перу-Чилийского
противотечения нет. Оно существует лишь как подповерхностное.
Взаимодействие с рельефом морского дна у берегов Перу Перуанского
прибрежного течения приводит к образованию здесь Перуанского апвеллинга. В
данном районе из глубин Тихого океана происходит подъем к его поверхности
холодных и богатых биогенами вод, что способствует повышению трофности его
поверхностного слоя и активному развитию в нем фитопланктона и рыбы. Из-за
обилия фитопланктона и водорослей, воды Прибрежного Перуанского течения
имеют зеленовато- белую или зеленовато - оливковую окраску.
В результате охлаждения в зоне апвеллинга теплого воздуха, приносимого
пассатами с суши, над Перуанским Прибрежным течением часты туманы, а также
плотные облака нижнего яруса. При этом испарение воды споверхности океана в
зоне данного течения невелико. Это одна из причин засушливости климата на
тихоокеанском побережье Перу, где существует пустыня Атакама.
В июне- сентябре севернее 20-й параллели Прибрежное Перуанское течение
отсутствует. В это время от экватора вдоль берега Южной Америки возникает ПеруЧилийское противотечение (оно же течение Гюнтера). Это течение особенно хорошо
выражено в слое 150-400м, где оно идет сплошным потоком, практически по
меридиану 80оW, и проникает далеко к югу, за 40-ю параллель. По мере
продвижения к югу его расход уменьшается от 10 куб. км/с на параллели 5 оS
градусов; до 2 куб. км/с на параллели 22 оS. Данное течение образовано водами
различного происхождения. Его прибрежная ветвь , называемая течением Эль Ниньо
несет воды из прибрежного района севернее экватора, а мористая ветвь содержит
более соленую воду из открытого океана.
Течение Эль Ниньо в период с января по май прослеживается лишь у
берегов Панамы, Эквадора и Колумбии. Дальнейшему продвижению на юг его вод
препятствует Прибрежное Перуанское течение.
Воды, принесенные в восточную часть тропической зоны Тихого океана
Перуанскими течениями относительно холодные, вследствие этого над этой
акваторией атмосферное давление повышено, что способствует усилению пассатов,
сгоняющих избыток воды на запад. приводит к тому, что в этом месте уровень
Тихого океана на 60 см выше, чем в восточной его части. А температура воды здесь
достигает 29 — 30 °C против 22 — 24 °C у берегов Перу.
Л10.8. Некоторые течения тропической зоны Тихого океана
Под воздействием пассатов воды из восточной части тропической зоны
Тихого океана движутся вдоль экватора на запад, образуя Северо- и ЮжноПассатные течения. Наиболее мощное из них Южно Пассатное течение, включает в
себя основную часть потока вод приносимых Перуанскими течениями. Данное
течение образует южное звено южного тропического антициклонического
круговорота, в состав которого входит также Межпассатное противотечение,
движущееся по экватору в обратном направлении.
В периоды, соответствующие нормальным фазам Южного колебания, ЮжноПассатное течение наиболее хорошо выражено в своей восточной части. При этом
здесь над северной периферией Южно-Пассатного течения располагается
экваториальная барическая депрессия, а над ее южной частью барические максимум
(периферия антициклона остова Пасхи). Взаимодействие этих макро
неоднородностей поля атмосферного давления приводит к формированию в Южном
полушарии пояса пассатов, которые и приводят в движение его воды.
Поскольку Южно-Пассатное течение – ветровое, максимального значения
его скорость достигает на поверхности. На глубине 75-90м его скорость переходит
через ноль, а глубже его направление меняется на противоположное. Воды этого
течения прослеживаются не только в Южном полушарии, но и в Северном.
Южно –Пассатное течение несет свои воды из восточной в западную часть
тропической зоны Тихого океана, где формируется область теплой воды –
Тихоокеанский Тропический бассейн (ТТБ). В этой области вода прогрета до глубин
в 100 — 200 м[1]. При этом над районом Индонезии в зоне экваториальной
депрессии формируется область наиболее низкого атмосферного давления,
участвующая в образовании Тихоокеанской системы пассатов, называемой
атмосферной циркуляцией Уолкера.
Теплые и поэтому менее плотные воды из ТТБ растекаются по поверхности
Тихого океана и частично уходят из него через проливы на запад- в Индийский
океан. В Тихом океане воды ТТБ уносят стоковые течения: на север- течение
Тайвань, на юг Восточно Австралийское течение и на восток Межпассатное
противотечение.
Наибольшее количество этих вод уносит Межпассатное противотечение,
которое является южным звеном Северного тропического циклонического
круговорота и северным звено южного тропического антициклонического
круговорота. Данное течение несет свои воды в Северном полушарии вблизи
экватора и пересекает весь Тихий океан, от острова Новая Гвинея до западного
побережья Мексики, и является одним из наиболее длинных его течений.
Вследствие сезонной изменчивости интенсивности пассатов расположения
Межпассатного противотечения зимой и летом
различаются, совпадая
с
положениями приэкваториальной зоны наиболее слабых ветров. С июня по октябрь
в своей восточной части это поверхностное течение занимает полосу от 5 до 9
градуса северной широты. С декабря по март оно смещено на 1-2 градуса ближе к
экватору, а в полосе от 5 до 9 градусов в западном направлении гонит воду
довольно сильный северо-восточный пассат.
Вблизи берега Северной Америки Межпассатное противотечение
поворачивает к северу и проходит вдоль тихоокеанских побережий Коста Рики,
Никарагуа, Сальвадора и Гватемалы. Затем оно поворачивает к западу, вливаясь в
Северное Пассатное течение. Таким образом, у берегов названных стран образуется
восточная часть северного тропического циклонического круговорота. Центр этого
круговорота находится на широте Коста-Рики.
Другая составляющая вод, образующих Северо-Пассатное течение холодное Калифорнийское течение, которое движется у берегов Калифорнии с
севера на юг и является
южной ветвью Северо-Тихоокеанского течения.
Температура воды в Калифорнийском течении повышается с севера на юг. На севере
в августе его воды имеют температуру около +17 градусов, в январе -+ 7-8. На юге в
августе температура вод в течении повышается до +20-22, в январе до +12-+15
градусов.
Поток Калифорнийского течения состоит из двух струй – Прибрежной и
Океанической. Прибрежная ветвь Калифорнийского течения начинается севернее
40-й параллели и несет свои воды непосредственно вдоль западного побережья
США. Океаническая ветвь присоединяются к нему на 33 градусе северной широты.
Общая ширина Калифорнийского течения в летний сезон, когда оно
наиболее развито, составляет не менее 1000 км. Наибольшие скорости этого течения
наблюдаются на поверхности океана в прибрежной полосе шириной 500-600 км и
составляют до 13 см/с. Достигнув побережий Мексики, большая часть вод
Калифорнийского течения, как летом, так и зимой описывает антициклонический
круговорот, который располагается вблизи их участка от залива Таунтепек до мыса
Корриентос. На южной периферии этого круговорота и образуется Северное
Пассатное течение.
Сезонные изменения расположений пассатов вызывают соответствующие
перемены структуры струй Калифорнийских течений.
Зимой Гавайский антициклон ослабевает, вследствие чего северные ветры
на его восточной периферии (в том числе и в зоне Калифорнийского течения)
ослабевают. Поэтому Прибрежное Калифорнийское течение несколько удаляется от
побережья Калифорнии, а в промежутке между ними на поверхности появляется
направляющееся на север противотечение Давидсона. Это противотечение зимой
возникает на 30-й параллели, как поверхностное, и остается таковым до 40
параллели. Далее оно распространяется на север, как подповерхностное (со
стрежнем на глубине 100м), достигая 48оN.
Летом Гавайский антициклон смещается к северу и усиливается. Вместе с
ним усиливаются и северные пассаты. При этом скорость и расход Калифорнийского
течения возрастают, а противотечение Давидсона с поверхности океана исчзает,
хотя на глубине 100м оно по-прежнему присутствует.
Весной и осенью Калифорнийское течение выражено слабо и весьма
неустойчиво. В этот период значительная часть течения трансформируется в
различные мезомасштабные круговороты; лишь в прибрежной зоне сохраняется
непрерывное движение воды на юго-восток.
Весной и летом у побережья Северной Америки господствуют северные
ветры, вызывая дрейфовый перенос от берега. В это время на восточной периферии
Калифорнийского течения наблюдается апвеллинг.
Л10.9. Взаимодействие океана и атмосферы в аномальных фазах Южного
колебания
Распределение температур поверхности тропической зоны Тихого, как и
Атлантического океана, существенно зависит от особенностей существующих в этой
акватории волн Россби, амплитуды которых наиболее велики на ее западе, а
минимальны на востоке, вблизи побережий Панамы, Колумбии и Эквадора.
Волны Россби являются колебаниями негармоническими. Их амплитуды
время от времени то возрастают, то уменьшаются.
Ла Ниньо. Аномальная фаза Южного колебания, которую называют Ла
Нинья, возникает в периоды, когда амплитуда волн Россби в восточной частью
тропической зоны Тихого океана приближается к своему максимуму. При этом
площади, соответствующих гребням этих волн, областей аномально холодной воды
на поверхности этой части Тихого океана достигают наибольших значений.
Воздух, взаимодействующий с подобными областями, заметно охлаждается,
вследствие чего атмосферное давление над восточной частью тропической зоны
Тихого океана возрастает, а пассаты, отгоняющие из нее воду на запад,
усиливаются. В результате теплое течение Эль Ниньо у перегов Панамы, Колумбии
и Эквадора практически исчезает, а воды холодного Прибрежного Перуанского
течения сменяют их. Это приводит к дальнейшему охлаждению поверхностного слоя
данной акватории и дальнейшему усилению пассатов. Наиболее существенно
снижается его температура в декабре- мае, когда пассатами сгоняется на запад
наиболее теплая вода, приносимая Перуанскими течениями, которая в это время года
сосредоточена у самой поверхности.
Поверхностные температуры вод, уходящих из данной акватории на запад, в
составе Южно –Пассатного течения, также снижаются, а их плотность возрастает.
Приход таких вод в ТТБ приводит к уменьшению его температуры и размеров (в то
время как толщина теплого приповерхностного слоя возрастает). Уменьшаются
также температуры и увеличиваются плотности вод всех выходящих из ТТБ
течений, в том числе и Межпассатного противотечения. В результате этого
плотность вод этого течения на подходе к побережью Мексики приближается к
максимуму, а течение Девидсона, образующееся из них, на поверхности океана у
побережий Калифорнии не регистрируется. Здесь , как и в летние месяцы
присутствует холодное Прибрежное Калифорнийское течение. Следствием
понижения
температуры
вод
Межпассатного
противотечения
является
соответствующее похолодание вод Северо-Пассатного течения и дальнейшее
охлаждение и сокращение ТТБ.
Снижение температур поверхностного слоя всей тропической зоны Тихого
океана приводит к уменьшению интенсивности испарения из него воды, а также
уменьшению энергии тайфунов. Похолодание вод у побережий Перу активизирует
апвеллинг, повышает их трофность и вызывает вспышку развития фитопланктона.
Это же явление вызывает уменьшение интенсивности испарения с поверхности
прибрежных акваторий Панамы, Колумбии и Эквадора и приводит к засушливым
летним сезонам на их территории.
Уменьшение количества водяного пара, которое разносится в атмосфере над
Северным умеренным климатическим поясом Западными ветрами, уменьшается, что
несколько ослабляет парниковый эффект и вызывает похолодание. Вследствие этого
в зоне Азорского максимума несколько повышается атмосферное давление, что
приводит к активизации атлантических ураганов. На побережье Южной Америки
Ла-Нинью встречают с радостью: в результате активизации Перуанского апвеллинга
к нему приходит больше рыбы и, следовательно, растут уловы. Но в сельском
хозяйстве этого региона все обстоит наоборот: Ла-Нинья не пользуется любовью,
потому что вызываемое им понижение температуры и засуха неблагоприятно
сказывается на урожае.
Восточная Африка, включая Кению, Танзанию и бассейн Белого Нила, в
периоды Ла Ниньо испытывают длительные сезоны дождей, продолжающихся с
марта по май. Засухи преследуют с декабря по февраль южные и центральные
регионы Африки, в основном, Замбию, Зимбабве, Мозамбик и Ботсвану.
В целом явление Ла Ниньо приводит к последствиям существенно менее
опасным, чем противоположная аномальная фаза Южного колебания, которая
называется Эль Ниньо.
Фаза Эль Ниньо возникает в периоды, когда в восточной части тропической
зоны Тихого океана амплитуды волн Россби уменьшаются, а на ее поверхности
формируется значительный объем аномально перегретой и потому менее плотной
воды. Наиболее интенсивным это явление бывает также с декабря по май, когда в
южном полушарии лето и вода, приносимая сюда Перуанским течением, имеет
максимальную температуру. Это приводит к повышению температуры воздуха над
данной акваторией и снижению атмосферного давления, что вызывает здесь
ослабление, а иногда и полную остановку пассатов.
При ослаблении пассатов сгон ими воды из восточной части тропической
зоны Тихого океана в западном направлении становится менее интенсивным, а
температура водной поверхности повышается. Вследствие этого объем теплой воды
на поверхности этой акватории увеличивается, что приводит к усилению ее оттока
на юг, в составе течения Гюнтера, в том числе, и с водами течения Эль Ниньо.
Как уже отмечалось ранее, течение Эль Ниньо – небольшое по океанским
меркам течение в тропической зоне Тихого океана у западных берегов Южной
Америки, которое обычно прослеживается лишь у берегов Панамского залива и
Колумбии, Эквадора, Перу (до 5 оюжной широты). Аномальное поведение этого
течения наблюдается нерегулярно – иногда с периодом 2, а иногда 7 лет (в среднем
раз в 6 – лет) и, как правило, с декабря по май, а его начало бывает приурочено к
католическому Рождеству (вследствие чего оно и получило свое название).
В рассматриваемой фазе Южного колебания, в составе течения Эль Ниньо,
аномально перегретые воды из восточной части тропической зоны Тихого океана
проникают далеко на юг, достигая 35-40оS, и побережья Чили. Здесь эти теплые и
менее плотные воды оттесняют холодные и более плотные воды Прибрежного
Перуанского течения далеко в океан. Температура поверхности океана у берегов
Чили и Перу повышается до +25-+29оС.
Далее эти воды, как и прочие, прибывающие в составе течения Гюнтера,
соединяются с водами Перуанского Океанического течения, вновь возвращаются к
экватору и продолжают движение на запад, в составе Южно –Пассатного течения.
При этом они все более нагреваются и становятся менее плотными.
Так как в положительной фазе этого процесса (Эль Ниньо) над восточной
частью рассматриваемого течения пассаты слабее нормы, его скорость, а также его
устойчивость здесь меньше обычного. Как результат, температуры воды в ТТБ, а
также его размеры существенно возрастают, а плотность этой воды и толщина
перегретого приповерхностного слоя уменьшаются. Часть перегретой воды из ТТБ
включается в Межпассатное противотечение, которое несет их вдоль экватора в на
восток. При этом нагревание данных вод и снижение их плотности продолжается.
Аномально теплая вода Межпасситным противотечением доставляется к
берегам Центральной Америки, где отклоняется к северу и подходит к берегам
Калифорнии. При этом существенно повышается температура и снижается
плотность воды в Северо-Пассатном течении, а также течении Девидсона. В
результате повышаются температуры во всей тропической зоне Тихого океана, а
течение Девидсона на его поверхности у берегов Калифорнии становится гораздо
теплее и мощнее. Оно остается поверхностным не только зимой, но и весной, а
ощущается далеко за 40-й параллелью.
Над областью аномально теплого течения у берегов Калифорнии
существенно снижается атмосферное давление и формируется циклоническая
циркуляция. Здесь в атмосферу поступает огромное количество водяного пара,
который западным переносом разносится по всему умеренному климатическому
поясу Северного полушария. Калифорнийский апвеллинг становится мощнее.
Так как в фазе Эль-Ниньо в атмосферу над умеренным климатическим
поясом Северного полушария поступают огромные количества водяного пара,
являющегося парниковым газом, потепление здесь усиливается, а атмосферное
давление в Азорском максимуме снижается. В результате этого становится меньше и
активность атлантических тропических циклонов (ураганов).
В Тропической зоне Тихого океана в данной фазе Южного колебания
температура поверхности возрастает, вследствие чего активность тропических
циклонов здесь возрастает. Возникают и иные катастрофические экологические
последствия, не только в Тихом океане, но и на многих материках планеты.
Л10.10.Экологические последствия Эль Ниньо
При Эль Ниньо в тропической зоне Тихом океане из-за резкого потепления
воды ее поверхностного слоя снижается концентрация растворенного в ней
кислорода. Это ухудшает существующие здесь экологические условия и приводит к
вынужденной миграции или гибели многих его обитателей.
Прекращение Перуанского апвеллинга перекрывает доступ на поверхность
океана у побережий Перу и Чили биогенам из глубин океана. В результате
трофность вод этих акваторий снижается, как и продукция фитопланктона, а
скопления рыб мигрируют в другие регионы Тихого океана. Уловы анчоуса у
побережий Перу и Чили снижаются более чем в 10 раз. Вслед за рыбой исчезают и
питающиеся ею птицы, а у населения побережий Южной Америки начинается
голод.
Указанные проблемы усугубляются резким ухудшением метеоусловий. ЭльНиньо вызывает теплые и очень влажные летние периоды (с декабря по февраль) на
северном побережье Перу и в Эквадоре. Вследствие резкого потепления
поверхности океана сильней становится испарение, а на суше существенно
возрастает интенсивность атмосферных осадков, на реках возникают наводнения, на
крутых склонах активизируются оползни, а на западных склонах Анд – снежные
лавины и селевые потоки. Пустыни Перу покрываются цветами.
Южная Бразилия и северная Аргентина также переживают более влажные,
чем обычно, периоды, но, позже - в основном, весной и ранним летом. В центре
Чили наблюдается мягкая зима с большим количеством дождей, а в Перу и Боливии
иногда происходят необычные для этого региона зимние снегопады. Более сухая и
теплая погода наблюдается в бассейне реки Амазонки, в Колумбии и странах
Центральной Америки.
Приход к побережьям островов Океании аномально теплой воды приводит
не только к ухудшению уловов рыбы, но и к потеплению, превышающему пределы,
переносимости местного населения. В Индонезии снижается влажность, увеличивая
вероятность возникновения лесных пожаров. Это касается также Филиппин и
северной Австралии. С июня по август сухая погода наблюдается в Квинсленде,
Виктории, Новом Южном Уэльсе и восточная Тасмании.
В Антарктике запад Антарктического полуострова, Земли Росса, морей
Беллинсгаузена и Амундсена при Эль Ниньо покрывается большим количеством
снега и льда.
Наибольшие метеорологические аномалии возникают в Северном полушарии,
после приходе в феврале- марте аномально теплой воды к побережью Калифорнии.
Увеличение количества водяного пара в атмосфере над Северным умеренным
климатическим поясом приводит к увеличению интенсивности выпадающих в его
регионах атмосферных осадков. Существенно теплее и мягче становятся зимы на
Среднем Западе США и в Канаде. В центральной и южной Калифорнии, на северозападе Мексики и юго-востоке США выпадает больше атмосферных осадков, а в
северо-западных тихоокеанских штатах США — меньше. Эффект, похожий на ЭльНиньо, иногда наблюдается в Атлантическом океане, где вода вдоль
экваториального побережья Африки становится теплее, а у побережья Бразилии —
холоднее.
Первые признаки начала Эль-Ниньо:
Повышение воздушного давления над Индийским океаном, Индонезией и
Австралией.
Падение давления над Таити, над центральной и восточной частями Тихого
океана.
Ослабление пассатов в южной части Тихого океана вплоть до их прекращения
и изменения направления ветра на западное.
Теплая воздушная масса в Перу, дожди в перуанских пустынях.
Само по себе повышение температуры воды у берегов Перу на 0,5 °C
считается лишь условием возникновения Эль-Ниньо. Обычно такая аномалия может
существовать в течение нескольких недель, а затем благополучно исчезнуть. И
только пятимесячная аномалия, классифицирующаяся, как явление Эль-Ниньо,
может нанести существенный ущерб экономике региона за счет падения уловов
рыбы.
Л10.11. Количественные характеристики Эль Ниньо.
Для количественного описания Эль-Ниньо используется индекс Южной
осцилляции (англ. Southern Oscillation Index, SOI), который вычисляется как
разность среднемесячных значений атмосферных давлений над Таити и над п.
Дарвином (Австралия). Отрицательные значения индекса свидетельствуют о фазе
Эль-Ниньо, а положительные — о фазе Ла-Нинья.
Для определения фазы ЭНЮК по индексу SOI наиболее часто применяется
критерий, предложенный Ропелевски и Халпертом [ Ropelewski and Halpert , 1996].
Согласно этому критерию, в течение пяти и более месяцев 5-месячные скользящие
средние значения индекса SOI по модулю должны превышать 0.5
среднеквадротического отклонения этого процесса (отрицательные значения
индекса SOI соответствуют теплому эпизоду ЭНЮК, положительные – холодному).
Поскольку при возникновении Южного колебания обостряются аномалии
температуры поверхности Тихого океана, в качестве характеристик этого процесса
используют также глобальные климатические индексы Nina 1, Nina 3, Nina 3.4, Nina
4.
Индекс Nina 1- оценивается как аномалия температуры поверхности
тропической зоны восточной части Тихого океана, в квадрате (0-10S, 90W-80W).
Индекс Nina 3- оценивается как аномалия температуры поверхности тропической
зоны восточной части Тихого океана, в квадрате (5N-5S,150W-90W).
Индекс Nina 3, 4- оценивается как аномалия температуры поверхности
тропической зоны восточной части Тихого океана, в квадрате (5N-5S)(170-120W).
Индекс Nina 4- оценивается как аномалия температуры поверхности
тропической зоны восточной части Тихого океана, в квадрате (5N-5S) (160E-150W).
Положительные значения каждого из этих индексов означают развитие Эль
Ниньо или теплой фазы ЭНЮК, отрицательные значения индекса соответствуют
развитию холодной фазы ЭНЮК или Ла Нинья. Данные океанического индекса
ЭНЮК (Эль Ниньо и Ла Нинья) доступны на сайте Климатического центра США
для всего периода наблюдений с 1950 г.
Согласно соглашению стран Северной Америки, начиная с 2005 г., для
идентификации явления ЭНЮК в качестве основного индикатора был принят
Океанический индекс, который рассчитывается по данным ТПО в экваториальном
районе Nino 3-4 . Значение индекса рекомендуется рассчитывать как среднее за три
месяца отклонение температуры поверхности океана от нормы.
Вопросы для контроля знаний 10.
1. Охарактеризуйте тропические циклоны.
2. Каков источник энергии тропических циклонов.
3. Каковы признаки приближения тропического циклона.
4. Каковы рекомендации по уклонению судна от опасных секторов циклона.
5. Какие природные явления в тропическом циклоне в наибольшей степени
угрожают судоходству.
6. Охарактеризуйте классификацию и источники льдов, встречающихся в
мировом океане.
7. Охарактеризуйте особенности айсбергов.
8. Охарактеризуйте состояние Тихого океана и атмосферы над ним в периоды,
когда наблюдается экстремальная фаза Южного колебания, которая называется Эль
Ниньо.
9. Охарактеризуйте состояние Тихого океана и атмосферы над ним в
периоды, когда наблюдается экстремальная фаза Южного колебания, которая
называется Ла Нинья.
10. Опишите природные явления , возникающие в годы Эль Ниньо.
11. Опишите природные явления в годы Ла Нинья.
12. Почему в годы Эль Ниньо активизируются ураганы и затихают тайфуны.
13. Почему в годы Ла Нинья активизируются тайфуны и стихают ураганы.
14.Охарактеризуйте индекс SOI и его связь с состоянием процесса ЭНЮК.
15. Охарактеризуйте индекс Нина 1+2 и его связь с состоянием процесса
ЭНЮК.
16. Охарактеризуйте индекс Нина 3 и его связь с состоянием процесса
ЭНЮК.
17.Охарактеризуйте индекс Нина 4 и его связь с состоянием процесса ЭНЮК.
18Охарактеризуйте индекс Нина 3, 4 и его связь с состоянием процесса
ЭНЮК.
Рекомендованная литература.
1. Хаин А.П., Сутьірин Г.Г. Тропические циклоны и их взаимодействие с океаном. Л.; Гидрометеоиздат. 1983.-148 с.
2. Риль Г. Климат и погода в тропиках. -Л.; Гидрометеоиздат. 1984. - 605 с.
3. Воробьев В.И. Синоптическая метеорология. - Л.; Гидрометеоиздат. 1991. - 616 с.
4. Матвеев Л.Т. Курс общей метеорологии. Физика атмосферы. - Л.; Гидрометеоиздат. 1984. – 751с.
5. Джон Гарвей. Атмосфера и океан. Наша жидкая окружающая среда . М.;
Прогресс. 1982-184 с.
6. Школьний Є.П. Фізика атмосфери. -Одеса.; ОГМІ. 1997. - 698 с.
7. Гуральник И.И., Дубинский Г.П., Ларин В.В., Мамиконова С.В. Метеорология. Л.; Гидрометеоиздат. 1982. - 440 с.
8. Нелепо А.Б. Энергетика взаимодействия между океаном и атмосферой в зоне
действия феномена Эль-Ниньо / А.Б. Нелепо, З.Р. Калашников., Г.Г.Хунджуа //
Труды III конференции “Физические проблемы экологии”. М..- 2002.- №10.С.118-123.
9. Бондаренко А.Л. О переносе масс воды морскими и океанскими
долгопериодными волнами / А.Л. Бондаренко, В.В. Жмур, Ю.Г. Филиппов, В.А.
Щевьев // Морской гидрофизический журнал. Севастополь. 2004. №5. С.24-34.
10. Сидоренков Н.С. Межгодовые колебания системы Атмосфера-Океан-Земля //
Природа. 1999. №7. С.26 - 34.
11. Коротаев Г.К., Теория экваториальных противотечений в Мировом океане. /
Г.К.Коротаев, Э.Н.Михайлова, Н.Б. Шапиро /Киев, 1986.
С10.Грозы.
С10.1. История развития представлений о грозах
Грозы, как опасное природное явление, было известно людям с древнейших
времен.
О величайшем почтении и ужасе, которые вызывали у людей возникавшие
при грозах молнии, свидетельствует то, что власть над ними во всех религиях
прошлого приписывалась самым могущественным богам. У Древних Греков
молниями владел Зевс (громовержец). У Римлян грозами заведовал Юпитер, у
Викингов эти же функции исполнял Один, у Древних Германцев – Тор, у Древних
Славян – Перун. И в современных религиях молнии и грозы не остались забыты (у
христиан «главным электриком» является Илья пророк, а у мусульман – пророк
Ильяс).
Первую научную теорию атмосферного электричества создал М. В.
Ломоносов. Многие идеи этой теории сохраняют свою актуальность и ныне.
Согласно
теории Ломоносова, атмосферный воздух находится в состоянии
непрерывного движения. Лучи Солнца нагревают поверхность Земли, которая в
свою очередь нагревает прилегающие к ней слои воздуха. Нагретый воздух
поднимается кверху, а на его место опускается более холодный. Движущиеся друг
относительно друга массы воздуха при трении заряжаются, и это в большом
масштабе воспроизводит электризацию при трении небольших предметов. Именно
так различные слои воздуха, обладающие электроизолирующими свойствами,
приобретают тот или иной заряд. Молния возникает, если разность электрических
потенциалов различных слоев оказывается достаточно большой, чтобы вызвать
пробой воздуха как диэлектрика.
Существенный вклад в развитие теории атмосферного электричества внес Б.
Франклин, который доказал, что возникающие при грозах молнии имеют
электрическую природу. Это было доказано экспериментально. В 1750 году Б.
Франклин опубликовал работу, в которой описал свой смертельно опасный
эксперимент с использованием воздушного змея, запущенного в грозу. Опыт
Франклина был описан также в работе Джозефа Пристли.
Биолог Гальвани, исследуя влияние атмосферного электричества на
сокращение мышц препарированных лягушек, случайно изобрел гальванический
элемент, состоящий из пластин меди и железа, которые соприкасались с жидкостью,
содержавшейся в животной ткани.
В XIX и ХХ веке, в трудах М.Фарадея, Р. Максвелла, Н. Теслы, Г. Герца, А.
Попова, П. Капицы и многих других были созданы основы современной теории гроз.
А.Л. Чижевский исследовал особенности влияния на человеческий организм
положительных и отрицательных ионов содержащихся в воздухе. Им изучены также
последствия влияния атмосферного электричества
на некоторые нормальные и
патологические процессы в живом организме.
С10.2. Образование и развитие грозовых облаков.
Установлено, что грозы возникают лишь в некоторых кучево-дождевых
облаках, которые называются грозовыми. Эти облака встречаются весьма редко и
остаются способными порождать грозы в среднем на протяжении 1 часа.
Единовременно на нашей планете существуют всего 1000-1200 грозовых облаков,
каждое из которых способно генерировать молнии лишь 20 – 30 минут.
75% всех грозовых облаков сосредоточено между 30–ми параллелями
Северного и Южного полушарий, где наиболее велика грозовая активность в трех
очагах: Индонезийском (Азиатском), Африканском и Американском (Центральная
Америка и северная часть Южной Америки). Установлено, что для образования
грозового облака необходимо много тепла и водяного пара. Именно поэтому в
умеренных климатических поясах грозы образуются лишь в летнее время, в
тропиках их не бывает в районах пустынь, где воздух слишком сухой. Не
появляются грозовые облака и в приполярных регионах, где воздух слишком
холодный.
Обычно грозовые облака формируются в областях развитой термической
либо динамической конвекции, где вертикальные составляющие движений воздуха
превышают несколько метров в секунду.
Термическая конвекция возникает вследствие того, что плотность воздуха
зависит от его температуры. Она наблюдается днем в летние месяцы над сильно
нагретой сушей, а также зимой над незамерзающими водоемами. Именно благодаря
термической конвекции, дым над костром, при безветренной погоде, уносится вверх.
Динамической конвекцией называется вертикальное движение теплого
воздуха, поднимающегося по клину холодного воздуха, либо горному склону.
Вследствие этого грозы наиболее часто появляются в горах, а также при
извержениях вулканов.
Известно также , что воздух, поднимаемый на высоту конвективными
потоками воздуха содержит атмосферные ядра конденсации, концентрация которых
над сушей может в десятки раз превосходить ее значение над морем. Вследствие
того, что атмосфера в той или иной мере ионизирована, среди них всегда
присутствуют ядра, имеющие некоторый электрический заряд.
Главными причинами ионизации воздуха в приземном слое атмосферы
являются воздействие на него галактических космических лучей (ГКЛ), а также
продуктов
радиоактивного
распада
примордеальных
и
искусственных
радионуклидов. Электропроводность воздуха в данном слое прямо пропорциональна
энергии воздействующих на него ГКЛ и активности радионуклидов.
В верхних слоях тропосферы и стратосфере основными ионизирующими
факторами являются ГКЛ и β- частицы, возникающие при радиоактивном распаде
трития 3Н и радиоактивной воды 1Н3Н16О. В мезосфере и ионосфере главным
ионизирующим фактором являются составляющие спектра солнечной радиации,
относящиеся к диапазону крайнего ультрафиолета (длины волн от 10 до 120 нм).
Грозовые облака весьма насыщены водой. Площадь на нашей планете,
покрытая грозовыми облаками, приблизительно в 300 раз меньше, чем покрытая
облаками не грозовыми. Тем не менее, количества воды, поступающие на земную
поверхность из этих облаков, различаются гораздо меньше, а в некоторых
тропических регионах приблизительно одинаковы.
Каждое грозовое облако представляет собой одну или несколько ячеек, с
аномально высокой конвективной и электрической активностью, имеющих радиус
около 2 км. В умеренном климатическом поясе вершина каждой такой ячейки может
достигать высоты 8-10 км, а в тропиках - 18-20 км. Самые могщные грозы –
сверхмногоячеистые, содержащие десятки ячеек.
За период своего существования (1 час) каждая грозовая ячейка проходит в
своем развитии три стадии: - зарождение, зрелости и распада.
Стадия зарождения включает отрезок времени от начала возникновения в
облаке мощных восходящих потоков воздуха, до появления в нем первых молний.
На стадии зрелости в ячейке усиливается электрическое поле, возрастают
скорости восходящих движений воздуха и водность облака, высота которого еще
более увеличивается.
На стадии распада напряженность электрического поля в облаке
уменьшается до пределов, за которыми молнии перестают возникать, а скорости
восходящих движений в нем уменьшаются.
Некогда считалось, что разделение электрических зарядов в грозовых
облаках обусловлено тем, что их верхние части всегда содержат ледяные кристаллы,
а нижние части – капли жидкой воды, выпадающие на земную поверхность в виде
атмосферных осадков. Эти представления не могли объяснить возникновение гроз в
теплых облаках, где ледовая фаза отсутствует, а осадков не наблюдается. Не
объясняли они также появление гроз в облаках вулканического пепла, которые не
содержат ни ледяных кристаллов, но капель воды. Ничего не говорили они и об
источнике энергии, благодаря которому формируется и развивается грозовое
облаков, в котором за время не более 1 часа на высоту около 10 км поднимается от
200 до 400 тысяч тон воды! Не объясняли они и того факта, что в грозовых облаках
молнии начинают появляться уже при напряженности электрического поля 3 кВ/см,
в то время как значение его напряженности, при котором возникает электрический
пробой воздуха с такими же характеристиками, составляет 10-30 кВ/см.
Согласно современным представлениям о причинах образования любых, в
том числе и грозовых облаков, важнейшей принято считать конденсацию в воздухе
водяного пара. Конденсация возникает, если этот пар пересыщен и присутствуют
атмосферные ядра конденсации, у которых способны образоваться стабильные
зародыши капель.
Пересыщение водяного пара происходит при его охлаждении, вызванном
подъемом на высоту восходящими воздушными потоками. Среди атмосферных ядер
конденсации всегда присутствуют имеющие положительный и отрицательный заряд.
Дд. Таунсенд и Ч. Вильсон установили, что знак электрического заряда,
которым обладают атмосферные ядра конденсации существенно влияет на значения
относительной влажности воздуха, при которых в нем начинается конденсация. Если
заряд этих ядер отрицательный, то устойчивые зародыши капель образуются вокруг
них при, почти, в два раза меньших значениях относительной влажности воздуха,
чем в случае, если их заряд положительный. Объяснил этот эффект А.И. Русанов,
который показал, что знак заряда атмосферного ядра конденсации влияет на
величину коэффициента поверхностного натяжения образующейся вокруг него
водяной оболочки. Поэтому вероятность возникновения в воздухе отрицательно
заряженных капель всегда больше, чем положительно заряженных капель.
При пересыщении водяного пара в воздухе 1% вероятность возникновения
отрицательно заряженных капель в 1000-10000 раз больше, чем капель
положительных. Отношение вероятностей возникновения
отрицательно и
положительно заряженных капель еще более возрастает, если воздух загрязнен
тритием 3Н или радиоактивной водой 1Н3Н16О, при распаде которых образуются
электроны (β- частицы ).
Стабильные отрицательно заряженные зародыши капель, по отношению к
которым водяной пар пересыщен, за счет конденсации растут и превращаются в
капли, образующие облако. По отношению к положительно заряженным зародышам,
водяной пар становится пересыщенным лишь при значительно больших его
концентрациях в воздухе. Поэтому при прочих равных условиях отрицательно
заряженные капли быстрее увеличиваются в диаметре. После увеличения их
размеров до 2 мкм эти капли начинают под действием силы тяжести перемещаться
вниз. Вследствие этого на стадии зарождения облака отрицательно заряженные
капли накапливаются в его нижней части, а более мелкие и редкие положительно
заряженные – в верхней части.
Выделяющаяся при конденсации скрытая теплота приводит к повышению
температуры воздуха и активизирует в нем термическую конвекцию. Из-за
разделения зарядов в облаке возникает электрическое поле, противодействующее
дальнейшему накоплению положительных зарядов в верхней части облака и
отрицательные в нижней. В тоже время конденсация водяного пара, приводящая к
образованию в нем в основном отрицательно заряженных капель, продолжается.
Этот процесс вызывает выделение в окружающую среду скрытой теплоты
парообразования и активизацию термической конвекции.
Облако может стать грозовым, если скорости восходящих потоков воздуха
в нем способны стать настолько большими, что напряженность внутреннего
электрического поля превысит 3 кВ/см. При этом в нем начинают образовываться
молнии и стадия зарождения грозового облака завершается.
Возможной причиной того, что образование молний происходит при
значениях напряженностей электрического поля менее тех, при которых возникает
электрический пробой воздуха, по мнению В.И.Ермакова и Ю.И. Стожкова является
ионизация воздушной среды внутри грозового облака проходящими сквозь него
частицами ГКЛ.
После образования каждой
внутриоблачной
молнии
(зарницы)
напряженность электрического поля между соответствующими частями облака
уменьшается с 3 кВ/см до 10-20 В/см, что приводит к гашению этого разряда.
На стадии зрелости грозового облака его электрическое поле имеет
структуру диполя, положительный полюс которого располагается в его верхней
части, а отрицательный – в нижней. Это приводит к тому, что под действием этого
электрического поля внутри облака начинается движение отрицательных зарядов
вверх, а положительных вниз. Часть положительно заряженных ядер покидает
облако, уносясь вверх.
Таким образом, в зрелом грозовом облаке возникает электрический ток со
средним значением силы приблизительно 1А. Этот ток частично компенсирует
положительный электрический заряд верхней части облака. В результате
существующий в нем диполь становится несимметричным, что увеличивает
напряженность электрического поля между земной поверхностью и нижней
границей облака. Разность потенциалов между вершиной и основанием грозового
облака на стадии зрелости может достигать 108-109 В.
Нетрудно видеть, что мощность электрического тока, образующегося в
облаке, составляет при этом 100-1000 МВт (что приближается к мощностям
энергоблоков типичных для Украины АЭС, где функционируют с реакторы типа
ВВЭР). Электрический генератор в грозовом облаке функционирует благодаря двум
процессам – образованию в нем разноименных электрических зарядов и их
пространственному разделению.
Питает этот генератор водяной пар, выделяющий скрытую теплоту в
процессе своей конденсации. Масса водяного пара, конденсировавшегося в грозовом
облаке, в среднем составляет 200 тыс. т., а количество теплоты, выделяющейся при
этом, составляет приблизительно 5*1014 Дж.
Существенным фактором активизации термической конвекции в грозовом
облаке на стадии зрелости являются молнии, приводящие к ускоренной конденсации
водяного пара, при которой в окружающую среду выделяется скрытая теплота.
Развитие рассмотренных процессов приводит к тому, что на стадии зрелости
из грозового облака в землю начинают бить нисходящие линейные молнии. Эта фаза
продолжается 20-30 минут. На ней, под влиянием электрических разрядов, скорость
конденсации в облаке, а значит и выделения в нем тепла, поддерживающего
термическую конвекцию, достигает максимальных значений. Вследствие этого и
облако приобретает максимальную высоту, а выпадающие из него атмосферные
осадки – наибольшую интенсивность.
При выпадении атмосферных осадков запасы водяного пара в облаке
уменьшаются, интенсивность процессов его конденсации и восходящие потоки
воздуха постепенно ослабевают, а вместе с ними прекращаются и процессы
разделения электрических зарядов. В результате выпадения атмосферных осадков
облако постепенно теряет также запасы
отрицательно заряженных частиц.
Преобладать в нем начинают частицы положительно заряженные. При этом стадия
зрелости грозового облака завершается и начинается стадия его распада, на которой
полярность электрического поля между земной поверхностью и его нижней частью
меняется на противоположную.
На стадии распада молнии, переносящие электроны, начинают бить не из
облака в землю, а в обратном направлении. Как правило, количество нисходящих
молний (существующих на зрелой стадии облака) превышает количество
восходящих молний (характерных для стадии распада) до 10 раз.
Таким образом, на стадии зрелости молнии переносят отрицательный заряд
из облака на земную поверхность, а на стадии распада в обратном направлении. Так
как количество нисходящих молний больше, чем восходящих, земная поверхность
всегда отрицательно заряжена до величины в среднем -600000 Кл. В результате
этого в слое атмосферы у земной поверхности существует электрическое поле,
напряженность которого составляет -130 В/м.
Часть положительных зарядов уходят из грозового облака в ионосферу и
затем через ионизированную атмосферу «стекают» на земную поверхность. В
результате этого между атмосферой и земной поверхностью непрерывно течет
электрический ток равный суммарному току всех молний и составляющий 10002000А.
Над любым регионом планеты грозовая активность максимально в 15-16
часов по местному времени.
С10.3. Грозы как опасное природное явление
Возникающие при грозах молнии — серьёзная угроза для жизни людей.
Поражение человека или животного молнией часто происходит на открытых
пространствах, так как электрический ток идёт по кратчайшему пути «грозовое
облако-земля». Часто молния попадает в деревья и трансформаторные установки на
железной дороге, вызывая их возгорание. Поражение обычной линейной молнией
внутри здания невозможно, однако шаровая молния может проникать в него через
щели и открытые окна. Обычный грозовой разряд опасен для телевизионных и
радиоантенн, расположенных на крышах высотных зданий, а также для сетевого
оборудования.
Вероятность поражения молнией наземного объекта растет по мере
увеличения его высоты и с увеличением электропроводности почвы на поверхности
или на некоторой глубине (на этих факторах основано действие громоотвода). Если
в облаке существует электрическое поле, достаточное для поддержания разряда, но
недостаточное для его возникновения, роль инициатора молнии может выполнить
длинный металлический трос или самолёт — особенно, если он сильно электрически
заряжен. Таким образом, иногда «провоцируются» молнии в слоисто-дождевых и
мощных кучевых облаках.
В организме людей, пострадавших от удара молнии, отмечаются такие же
патологические изменения, как при поражении электротоком. Жертва теряет
сознание, падает, могут отмечаться судороги, часто останавливается дыхание и
сердцебиение. На теле обычно можно обнаружить «метки тока», места входа и
выхода электричества. В случае смертельного исхода причиной прекращения
основных жизненных функций является внезапная остановка дыхания и
сердцебиения, от прямого действия молнии на дыхательный и сосудодвигательный
центры продолговатого мозга. На коже часто остаются так называемые знаки
молнии, древовидные светло-розовые или красные полосы, исчезающие при
надавливании пальцами (сохраняются в течение 1 — 2 суток после смерти). Они —
результат расширения капилляров в зоне контакта молнии с телом.
При поражении молнией первая медицинская помощь должна быть
неотложной. В тяжёлых случаях (остановка дыхания и сердцебиения) необходима
реанимация, её должен оказать, не ожидая медицинских работников, любой
свидетель несчастья. Реанимация эффективна только в первые минуты после
поражения молнией, начатая через 10 — 15 минут она, как правило, уже не
эффективна. Экстренная госпитализация необходима во всех случаях.
Высокие деревья — частая мишень для молний. На реликтовых деревьяхдолгожителях легко можно найти множественные шрамы от молний. Считается, что
одиночно стоящее дерево чаще поражается молнией, хотя в некоторых лесных
районах шрамы от молний можно увидеть почти на каждом дереве. Сухие деревья от
удара молнии загораются. Чаще удары молнии бывают направлены в дуб, реже всего
— в бук, что, по-видимому, зависит от различного количества жирных масел в них,
представляющих большое сопротивление электричеству.[10]
Молния проходит в стволе дерева по пути наименьшего электрического
сопротивления, с выделением большого количества тепла, превращая воду в пар,
который раскалывает ствол дерева или чаще отрывает от него участки коры,
показывая путь молнии. В следующие сезоны деревья обычно восстанавливают
поврежденные ткани и могут закрывать рану целиком, оставив только вертикальный
шрам. Если ущерб является слишком серьезным, ветер и вредители в конечном итоге
убивают дерево. Деревья являются естественными громоотводами, и, как известно,
обеспечивают защиту от удара молнии для близлежащих зданий. Посаженные возле
здания, высокие деревья улавливают молнии, а высокая биомасса корневой системы
помогает заземлять разряд молнии.
По этой причине нельзя прятаться от дождя под деревьями во время грозы,
особенно под высокими или одиночными, растущими на открытой местности. Из
деревьев, пораженных молнией, делают музыкальные инструменты, приписывая им
уникальные свойства
С10.4. Особенности линейных молний
Мо́лния — гигантский электрический искровой разряд в атмосфере,
проявляющийся яркой вспышкой света и сопровождающим её громом. Молнии
также были зафиксированы на Венере, Юпитере, Сатурне и Уране. Ток в разряде
молнии достигает 10-100 000 тысяч ампер, и 1 000 000 вольт, поэтому мало кому
удается выжить после поражения молнией.
Чаще всего наблюдаются линейные молнии, которые относятся к так
называемым безэлектродным разрядам, так как они начинаются (и заканчиваются) в
скоплениях заряженных частиц. Это определяет их некоторые, до сих пор не
объяснённые свойства, отличающие молнии от разрядов между электродами.
Такие молнии не бывают короче нескольких сотен метров; они возникают в
электрических полях значительно более слабых, чем поля при межэлектродных
разрядах. Сбор зарядов, переносимых линейной молнией, происходит за тысячные
доли секунды с миллиардов мелких, хорошо изолированных друг от друга частиц,
расположенных в объёме несколько км³.
Наиболее часто линейная молния возникает в кучево-дождевых облаках,
которые являются грозовыми. Иногда такая молния образуется в слоисто-дождевых
облаках, а также при вулканических извержениях, торнадо и пылевых бурях.
В грозовых облаках могут возникать молнии, которые распространяются
внутри облаков (это т.н. «внутриоблачные» молнии или зарницы), а также молнии
распространяющиеся между облаком и земной поверхностью ( «наземные» молнии).
Для возникновения линейной молнии необходимо, чтобы в относительно
малом (но не меньше некоторого критического) объёме облака образовалось
электрическое поле с напряжённостью, достаточной для начала электрического
разряда (~ 1 МВ/м). При этом в значительной части этого облака должно
существовать электрическое поле со средней напряжённостью, достаточной для
поддержания начавшегося разряда (~ 0,1-0,2 МВ/м). В молнии электрическая
энергия облака превращается в тепловую и световую.
Процесс развития любой линейной молнии начинается с того, что в зоне,
где электрическое поле достигает критического значения, начинается ударная
ионизация, создаваемая
обладающими высокой энергией галактическими
космическими лучами, которые запускают процесс, получивший название пробоя на
убегающих электронах[1]. Таким образом, возникают стримеры — электронные
лавины, переходящие в нити электрических разрядов.
При образовании
внутриолблачных молний стримеры распространяются между верхней и нижней
частями облака, обладающими электрическими зарядами противоположного знака.
Длина таких внутриоблачных молний может составлять от 1 до 150 км.
Стримеры оставляют за собой хорошо проводящие и слабо светящиеся
каналы. В общем количестве молний доля, приходящаяся на внутриоблачные
молнии, растет по мере смещения к экватору, от 0,5 в умеренных широтах до 0,9 в
экваториальной полосе.
Процесс развития наземной молнии состоит из нескольких стадий. В
результате первой, которая аналогична рассмотренной выше, образовавшиеся
стримеры, распространяются по направлению к земной поверхности. Соединяясь
между собой, они дают начало быстро движущемуся, яркому, термоионизованному
объекту— ступенчатому лидеру молнии, за которым остается канал с высокой
проводимостью.
На второй стадии происходит движение лидера к земной поверхности. Это
движение осуществляется
скачками, на
несколько десятков метров,
производимыми со скоростью не менее 50 000 километров в секунду.
После каждого такого скачка движение лидера приостанавливается на
несколько десятков микросекунд, а его свечение сильно ослабевает. Затем он делает
очередной скачек на такое же расстояние и вновь замирает.
При каждом очередном скачке яркое свечение охватывает весь пройденный
до этого извилистый и долгий путь. При каждой остановке лидера свечение
ослабляется. Так продолжается до тех пор, пока лидер не достигнет земной
поверхности. Средняя скорость его движения составляет 200 км/с.
По мере продвижения лидера к земной поверхности напряжённость
электрического поля между ними усиливается до тех пор, пока не достигнет уровня,
при котором из какого либо из выступающих на поверхности Земли предметов
выбрасывается ответный стример, соединяющийся с лидером. В результате этого
возникает единый токопроводящий канал, соединяющий облако с земной
поверхностью.
На заключительной стадии по ионизованному лидером каналу следует
главный или обратный (снизу вверх) разряд молнии, характеризующийся токами от
десятков до сотен тысяч ампер, яркостью, заметно превышающей яркость лидера, и
скоростью продвижения, вначале доходящей до ~ 100 000 километров в секунду, а в
конце уменьшающейся до ~ 10 000 километров в секунду. В какую сторону бы не
происходил удар молнии (снизу вверх или сверху вниз) по каналу перемещаются
электроны.
Температура канала при главном разряде может превышать 25 000 °C.
Длина канала молнии может быть от 1 до 10 км, диаметр — несколько сантиметров.
После прохождения импульса тока ионизация канала и его свечение
ослабевают. В финальной стадии ток молнии может длиться сотые и даже десятые
доли секунды, достигая сотен и тысяч ампер. Такие молнии называют затяжными,
они наиболее часто вызывают пожары.
Главный разряд разряжает нередко только часть облака. Взаимодействие с
земной поверхностью частей облака, расположенных на больших высотах, может
привести к возникновению нового (стреловидного) лидера, движущемуся
непрерывно (без скачков), со скоростью в тысячи километров в секунду.
Яркость свечения каналов, остающихся за лидерами, стреловидным и
ступенчатым, приблизительно одинакова. Когда стреловидный лидер доходит до
поверхности земли, следует второй главный удар, подобный первому.
Обычно молния включает несколько повторных разрядов, но их число
может доходить и до нескольких десятков. Длительность такой, многократно
повторяющейся молнии, может превышать 1 сек.
При возникновении любой линейной молнии возникают резкие изменения
характеристик электрических и магнитных полей, а также радиоизлучение, которое
называется атмосфериками.
Смещение канала многократной молнии ветром создаёт так называемую
ленточную молнию — светящуюся полосу.
С10.5. Особенности шаровых молний
Весьма интересной и опасной разновидностью молний является шаровая.
Шарова́я мо́лния — редкое природное явление, единой физической теории
возникновения и протекания которого к настоящему времени не создано.
Многочисленные свидетельства появления шаровых молний позволили определить
их основные физические свойства:
Шаровая или грушевидная форма;
Способность возникать неожиданно в самых разнообразных условиях (
Зафиксирован случай появления даже из гвоздя в стене);
Большой диапазон зафиксированных размеров, от 1 см до 1 метра см в
диаметре;
Самосвечение, видимое даже в дневное время, эквивалентное свечению
электрической лампы, мощностью 100—200 Вт;
Различная температура поверхности (от холодной, не обжигающей руку, до
очень горячей, вызывающей оплавление предметов, находящихся вдоль траектории
ее движения);
Время существования от 1 секунды до 4 минут;
Способность беспрепятственно проходить сквозь вещество, например,
стекло и пропускать его сквозь себя (капли проливного дождя проходят сквозь
шаровую молнию, не оказывая на неё никакого влияния);
Сильное электромагнитное излучение в необычайно широком диапазоне
длин волн от долей микрометра до метров;
Наличие электрического и магнитного полей;
Способность к левитации — поднимать и передвигать предметы;
Способность произвольно изменять свою форму (деформироваться и
проникать через малые отверстия);
Непредсказуемость траектории движения, может двигаться даже против
ветра;
Способность свободно парить на любой высоте;
Обладает необычайно высокой внутренней энергией, которая может
выделяться в форме взрыва;
Способность двигаться вдоль поверхности металлических предметов;
Способность прилипать к металлическим предметам;
Воздух и пыль могут вращаться внутри шаровой молнии;
Обладает способностью к делению на несколько шаровых молний;
Способность взрываться самопроизвольно или при прикосновении к
предметам. Бывают случаи, когда после взрыва ШМ не исчезает;
При взрывах повреждаются и выгорают большей частью металлические
детали предметов, диэлектрические же части остаются целыми;
Шаровые молнии бывают невидимыми, но при «силовом воздействии»,
например, при ультрафиолетовом излучении начинают светиться.
Появление. Шаровая молния обычно появляется в грозовую, штормовую
погоду; зачастую, но не обязательно, наряду с обычными молниями. Имеется
множество свидетельств её наблюдения в солнечную погоду. Чаще всего она как бы
«выходит» из проводников или порождается обычными молниями, иногда
спускается с облаков, в редких случаях — неожиданно появляется в воздухе или, как
сообщают очевидцы, может выйти из какого-либо предмета (дерево, столб).
Появление шаровой молнии может сопровождаться звуковыми эффектами —
треском, писком, шумами.
Поведение. Чаще всего шаровая молния движется горизонтально,
приблизительно в метре над землёй, хаотично рыская из стороны в сторону.
Зачастую проникает в помещения, протискиваясь при этом сквозь маленькие
отверстия. Наводит радиопомехи. Нередки случаи, когда наблюдаемая шаровая
молния аккуратно облетает находящиеся на пути предметы, так как, по одной из
теорий, шаровая молния свободно перемещается по эквипотенциальным
поверхностям.
Исчезновение. Шаровая молния в среднем живёт от нескольких секунд до
минуты, редко 2-5 минут, и крайне редко до нескольких десятков минут (имеются
свидетельства про наблюдение в течение 15-20 минут), после чего обычно
взрывается. Изредка она медленно гаснет или распадается на отдельные части. Если
в спокойном состоянии от шаровой молнии исходит необычно мало тепла, то во
время взрыва высвободившаяся энергия иногда разрушает или оплавляет предметы,
испаряет воду.
Размер и форма. Размер (диаметр) шаровых молний бывает от нескольких
сантиметров до метра. Форма в подавляющем большинстве случаев сферическая,
однако были сообщения о наблюдении вытянутых, грушевидных либо
дискообразных шаровых молниях.
Цвет. Цвет шаровой молнии, начиная от белого и жёлтого, заканчивая
зелёным. Часто отмечалась пятнистость свечения. Установлено, что шаровая молния
может быть не только в виде светящегося, яркого образования. Есть и невидимые, и
чёрные шаровые молнии. Свидетели заявляют, что чёрные шаровые молнии как бы
состоят из загадочных нитей, сплетённых в клубок.
Широко распространено мнение, что шаровая молния — явление
электрического происхождения, естественной природы, то есть представляющая
собой особого вида молнию, существующую продолжительное время в виде шара,
способного перемещаться по непредсказуемой, иногда очень удивительной для
очевидцев траектории.
Рассказы о наблюдениях шаровой молнии известны уже две тысячи лет. В
первой половине XIX века французский физик, астроном и естествоиспытатель Ф.
Араго, возможно впервые, произвёл сбор и систематизировал все известные на то
время свидетельства появления шаровой
молнии. Им описано 30 случаев
наблюдения шаровых молний. Статистика небольшая, и неудивительно, что многие
физики XIX века, включая Кельвина и Фарадея, при своей жизни были склонны
считать, что это либо оптическая иллюзия, либо явление совершенно иной,
неэлектрической природы. Однако количество случаев, подробность описания
явления и достоверность свидетельств возрастало, что привлекло внимание учёных,
в том числе крупных физиков.
В лабораторных условиях похожие, но кратковременные явления удалось
получить несколькими разными способами. Но о природе естественной шаровой
молнии вопрос и ныне остаётся открытым. До сих пор не создано ни одного
опытного стенда, на котором данное природное явление могло бы искусственно
воспроизводиться.
В конце 1940-х гг. над объяснением природы шаровой молнии работал П. Л.
Капица. Большой вклад в работу по наблюдению и описание шаровой молнии внёс
советский учёный И. П. Стаханов.
Существуют около 200 теорий объясняющих явление, но ни одна из них не
объясняет все его достоверно установленные особенности. Все эти
можно
разделить на два класса: предполагающие, что существование шаровой молнии
поддерживается внешним источником энергии, и теории, считающие, что этот
источник находится внутри нее.
Гипотеза Капицы: между облаками и землёй возникает стоячая
электромагнитная волна, и когда она достигает критической амплитуды, в какомлибо месте (чаще всего, ближе к земле) возникает пробой воздуха, образуется
газовый разряд. В этом случае шаровая молния оказывается как бы «нанизана» на
силовые линии стоячей волны и будет двигаться вдоль проводящих поверхностей.
Стоячая волна тогда отвечает за энергетическую подпитку шаровой молнии.
Гипотеза Смирнова Б. М.: Ядро шаровой молнии — это переплетённая
ячеистая структура, нечто вроде аэрогеля, которая обеспечивает прочный каркас при
малом весе. Только нити каркаса — это нити плазмы, а не твёрдого тела. И
энергетический запас шаровой молнии целиком скрывается в огромной
поверхностной энергии такой микропористой структуры. Термодинамические
расчёты на основе этой модели, в принципе, не противоречат наблюдаемым данным.
Термохимическая теория Д. Тернера объясняет всю совокупность
наблюдаемых явлений эффектами, происходящими в насыщенном водяном паре в
присутствии сильного электрического поля. Энергетика шаровой молнии здесь
определяется теплотой химических реакций с участием молекул воды и их ионов.
Ионная теория предполагает, что шаровая молния — это тяжёлые
положительные и отрицательные ионы воздуха, образовавшиеся при ударе обычной
молнии, рекомбинации которых мешает их гидролиз. Под действием закона Кулона
они собираются в шар и могут довольно долго сосуществовать. До тех пор пока не
разрушится их водяная «шуба». Это объясняет ещё и тот факт, как различный цвет
шаровой молнии и его прямая зависимость от времени существования самой
шаровой молнии — скорости разрушения водяных «шуб» и начало процесса
лавинной рекомбинации.
Гипотеза Ратиса Ю. Л. По мнению автора, шаровая молния представляет
собой сгусток низкотемпературной радиоактивной плазмы, возникающий в процессе
β-распада ядер радиоактивного фосфора.
Гипотеза L.Holmlid предполагает, что шаровая молния — это ридберговское
вещество. Группа L.Holmlid. занимается приготовлением ридберговского вещества в
лабораторных условиях пока отнюдь не с целью производства шаровых молний, а в
основном с целью получения мощных электронных и ионных потоков, используя то,
что работа выхода ридберговского вещества очень мала, несколько десятых
электронвольта. Предположение, что шаровая молния является ридберговским
веществом, описывает гораздо больше ее наблюдаемых свойств, от способности
возникать при разных условиях, состоять из разных атомов, и до способности
проходить сквозь стены и восстанавливать шарообразную форму. Конденсатом
ридберговского вещества А. И. Климов, Д. М. Мельниченко и Н. Н. Суковаткин
пытаются также объяснить плазмоиды, получаемые в жидком азоте.
Теория , выдвинутая Торчигиным В. П., утверждает, что шаровая молния
является некогерентным оптическим пространственным солитоном, кривизна
которого отлична от нуля (это тонкий слой сильно сжатого воздуха, в котором по
всевозможным направлениям циркулирует обычный интенсивный белый свет,
который за счёт создаваемого им электрострикционного давления, обеспечивает
сжатие воздуха ). В 1953 и 1956 годах Науер в сообщал о получении в
лабораторных условиях светящихся объектов, наблюдательные свойства которых
полностью совпадают со свойствами световых «пузырей» Торигина. Свойства
световых пузырей можно получить теоретически на основе общепринятых
физических законов. Наблюдавшиеся Науером объекты оказались не подвержены
действию электрических и магнитных полей, излучали свет со своей поверхности,
могли обходить препятствия и сохранять целостность после проникновения через
небольшие отверстия.
Науер предполагал, что природа этих объектов никак не связана с
электричеством. Относительно малое время жизни таких объектов (несколько
секунд) объясняется малой запасённой энергией из-за слабой мощности
используемого электрического разряда. При увеличении запасённой энергии
увеличивается степень сжатия воздуха в оболочке светового пузыря, что ведёт к
улучшению способности световода ограничивать циркулирующий в нем свет и к
соответствующему увеличению времени жизни светового пузыря.
Работы Науера представляют собой уникальный случай, когда
экспериментальное подтверждение теории появилось на 50 лет раньше самой
теории.
М Дворников и С. Дворников разработали модель шаровой молнии,
основанную на свойствах квантовых осцилляций электронного газа в плазме. Ими
получены решения уравнения Шредингера, которые описывают устойчивые,
сферически симметричные осцилляции электронов. Таким образом, в рамках
предложенного описания данного природного явления сферическая форма молнии
получается автоматически. Одной из характерных особенностей этой модели
является тот факт, что в центральной области, где наблюдаются наиболее
интенсивные осцилляции электронов, предсказывается повышение статической
плотности ионного газа.
Авторами данной работы высказывается предположение, что предложенный
механизм способен инициировать микродозовую термоядерную реакцию, которая
может служить внутренним источником энергии шаровой молнии. Заметим, что
наряду с повышением плотности предсказывается повышение температуры вещества
в центральной области молнии. Этим можно объяснить возникновение
микроскопических отверстий с оплавленными краями при прохождении шаровой
молнии сквозь стекло.
Йозеф Пеер и Александр Кендль описали воздействие магнитных полей,
возникающих при разряде молнии, на головной мозг человека. По их словам, в
зрительных центрах коры головного мозга возникают так называемые фосфены —
зрительные образы, которые появляются у человека при воздействии на мозг или
зрительный нерв сильных электромагнитных полей. Учёные сравнивают такое
воздействие с транскраниальной магнитной стимуляцией (ТМС), когда на кору
головного мозга направляются магнитные импульсы, провоцируя появление
фосфенов. ТМС часто применяется в качестве диагностической процедуры в
амбулаторных условиях. Таким образом, считают физики, когда человеку кажется,
что перед ним шаровая молния, на самом деле это — фосфены. «Когда кто-то
находится в радиусе нескольких сотен метров от удара молнии, в глазах на
несколько секунд может возникнуть белое пятно, — объясняет Кендль. — Это
происходит под воздействием на кору головного мозга электромагнитного
импульса». Правда эта теория не объясняет того, как шаровые молнии удаётся
заснять на видео.
Рекомендованная литература
1. К. Л. Корум, Дж. Ф. Корум «Эксперименты по созданию шаровой молнии при
помощи высокочастотного разряда и электрохимические фрактальные
кластеры»//УФН, 1990, т.160, вып.4.
2. А. И. Егорова, С. И. Степанова и Г. Д. Шабанова, Демонстрация шаровой молнии
в лаборатории, УФН, т.174, вып.1, стр.107-109, (2004)
3. П. Л. Капица О природе шаровой молнии ДАН СССР 1955. Том 101, № 2, стр.
245—248.
4. Смирнов Б. М. Физика шаровой молнии // УФН, 1990, т.160. вып.4. стр.1-45
5. Ратис, Ю. Л. Шаровая молния как макроскопическое проявление b-распада ядер
радиоактивного фосфора в связанное состояние. Письма в ЭЧАЯ. — 2005.—Т.2, №
6.—С. 64—79.
6.В. П. Торчигин, 2003. О природе шаровой молнии. ДАН, т.389, № 3, с. 41-44.
7.В. П. Торчигин, А. В. Торчигин Механизм появления шаровой молнии из обычной
молнии. ДАН, 2004, т.398, № 1, с. 47-49.
8. Григорьев А. И. «Огненные убийцы: Загадки шаровой молнии», Ярославль:
Дебют, 1990
9. Стаханов И. П. «О физической Природе шаровой молнии», Научный мир, М, 1996
г.
10. Григорьев А. И. Шаровая молния. Ярославль: ЯрГУ, 2006. 200 с.
11. Ермаков В.И. Физика грозовых облаков. Препринт./ В.И. Ермаков , Ю.И.
Стожков// М. –ФИАН. – 2004. – 39С.
Часть 2. ОСНОВЫ ОКЕАНОГРАФИИ
Океаногра́фия изучает крупномасштабное взаимодействие океана и
атмосферы и его длиннопериодную изменчивость, химический обмен океана с
материками, атмосферой и дном, геологическое строение дна, устанавливает
местные или локальные процессы, происходящие за счет обмена энергией и
веществом между различными районами океана. Она представляет собой, по
существу, совокупность дисциплин, изучающих физические, химические и
биологические процессы, протекающие в океане в целом, в его отдельных регионах
(региональная океанология), в окраинных и внутренних морях.
Основные разделы океанографии
- Химическая океанология, изучает химию океана.
- Морская геология или геологическая океанография, изучает геологию и
минеральные ресурсы океанического дна, а также тектонику плит
- Взаимодействие океана и атмосферы
- Физическая океанология, изучает физические свойства морской воды
(термодинамика, акустика, оптика), динамические процессы в океане (течения,
волны, приливы, турбулентные движения), а также структуру вод в океане (водные
массы)
- Техническая океанология, изучает приборы, используемые в океанологии; их
применение в научных экспедициях и их ремонт.
- Промысловая океанология, прикладная наука, изучающая влияние среды обитания
на воспроизводство, распределение и поведение скоплений промысловых объектов с
целью рациональной эксплуатации биологических ресурсов Мирового океана.
Л11. Мировой океан и его компоненты
Учебные вопросы:
11.1 . Общие сведения о Мировом океане.
11.2. Состав Мирового океана
11.3. Происхождение Мирового океана.
11.4. Водные массы Мирового океана, влияющие на судоходство
Л11.1. Общие сведения о Мировом океане.
Мировой океан занимает около 71% поверхности нашей планеты. Его
площадь 361,26 млн. кв. км. Он подразделяется на 4 океана: Тихий, Атлантический,
Индийский и Северный Ледовитый. В его составе 77 морей и крупных заливов.
Средняя глубина Мирового океана -3711м, а максимальная глубина-11022м
(Марианская впадина Тихого океана).
Самый глубокий океан - Тихий (средняя глубина 3976).
Средняя глубина Индийского - несколько меньше (3711м).
Немногим уступает им по глубине Атлантический океан, средняя глубина
которого 3597м.
Самый мелководный океан - Северный Ледовитый (его средняя глубина
1225м).
Основные морфологические зоны Мирового океана занимают следующие
доли от его площади:
Шельф (или материковая отмель) с глубинами 0-200м -7,3%
Материковый склон с глубинами 200-3000м
-17,8%
Океаническое ложе (абиссаль) с глубинами 3-5 км
- 54,2%
Глубоководные желоба и впадины с глубинами 5-11км - 20,7%
Мировой океан является одной из основных частей гидросферы нашей
планеты. В нем сосредоточено 96,49% суммарных запасов воды на Земле, включая
подземные и атмосферные воды (без Антарктиды). Его объем 1340,74 млн. куб. км.
Уникальными особенностями Мирового океана, как составной части
биосферы, являются:
Необычайно высокая тепловая инерция, в 1200 раз превышающая тепловую
инерцию атмосферы, делает океан стабилизатором климатических условий на нашей
планете.
Мировой океан - основной резервный фонд биогеохимического круговорота
воды в природе.
В океане имеются идеальные условия для возникновения и развития жизни.
По своему составу океаническая вода близка к кровяной сыворотке человека и
большинства животных. В среднем каждый ее литр содержит 35 грамм солей.
Океан в определенных пределах способен к самоподдержанию и
саморегулированию своих характеристик. Масштабы техногенного воздействия на
него в современном мире приближаются к этим пределам, а кое- где и превзошли их,
что ведет к деградации и разрушению экосистем многих его регионов.
В процессе взаимодействия с атмосферой и литосферой и поглощения
солнечной радиации гидрофизические и гидрохимических характеристики
различных регионов Мирового океана изменяются по-разному. Эти контрасты
нивелируются разномасштабными движениями его вод - океаническими течениями.
Мировой океан — основная часть гидросферы, составляющая 94,2% всей её
площади, непрерывная, но не сплошная водная оболочка Земли, окружающая
материки и острова, и отличающаяся общностью солевого состава
Л11.2. Состав Мирового океана
Существует несколько взглядов на деление Мирового океана, учитывающих
гидрофизические и климатические особенности, характеристики воды,
биологические факторы и т. д. Уже в XVIII—XIX веках существовало несколько
таких версий. Мальте-Брён, Конрад Мальте-Брён и Флерье, Шарль де Флерье
выделили два океана.
Деление на три части предложили, в частности, Филипп Буаше и Генрих
Стенффенс. Итальянский географ Адриано Бальби (1782—1848) выделил в Мировом
океане четыре региона: Атлантический океан, Северное и Южное Ледовитые моря и
Великий океан, частью которого стал современный Индийский (такое деление было
следствием невозможности определения точной границы между Индийским и Тихим
океанами и сходством зоогеографических условий этих регионов).
На пять океанов (Индийский, Атлантический, Северный Ледовитый, Тихий и
Южный) предложил делить Мировой океан Б. Варениус.
Сегодня нередко говорят об Индо-Тихоокеанском регионе — расположенном
в тропической сфере зоогеографической зоне. В его которой входят тропические
части Индийского и Тихого океанов, а также Красное море. Граница региона
проходит вдоль берегов Африки до Игольного мыса, позже — от Жёлтого моря к
северным берегам Новой Зеландии, и от Южной Калифорнии к тропику Козерога.
Современную концепцию Мирового океана составил в начале 20 века
российский и советский географ, океанограф и картограф Юлий Михайлович
Шокальский (1856—1940). Он впервые ввел в науку понятие «Мировой океан»,
считая все океаны — Индийский, Атлантический, Северный Ледовитый, Тихий —
частями Мирового океана.
Международное гидрогеографическое бюро в 1953 году на основе этой
концепции приняло современную схему деления Мирового океана на четыре части.
По данной схеме в его составе выделены Северный Ледовитый, Атлантический,
Индийский и Тихий океаны.
Глубочайшей точкой Мирового океана является Марианская впадина,
находящаяся в Тихом океане вблизи Северных Марианских островов. Её
максимальная глубина — 11022 м. Она была исследована в 1951 году британской
подводной лодкой «Челленджер II», в честь которой самая глубокая часть впадины
получила название «Бездна Челленджера».
Континенты и большие архипелаги разделяют мировой океан на четыре
большие части (океаны): Атлантический океан, Индийский океан, Тихий океан, а
также Северный Ледовитый океан.
Большие регионы океанов, в той или иной мере отделенные от них островами
и потому обладающие специфическим гидрологическим режимом, и региональным
климатом называются морями.
Моря по степени их обособленности от океана делят на три группы:
1) внутренние (средиземные и полузамкнутые);
2) окраинные моря
3) межостровные моря.
Средиземные моря со всех сторон окружены материками и с океаном связаны
через проливы (пример Средиземное море, Черное море).
Полузамкнутые моря частично окружены материками и отделяются от океана
цепью островов. Пример Берингово, Охотское и Японское моря.
Окраинные моря отделены от океана отдельными островами. Примеры:
Баренцево, Норвежское моря.
Межостровные моря со всех сторон окружены островами. Примеры- море
Банда, Яванское, Сулавеси.
В составе Тихого океана выделяют 30 морей;
•
в составе Атлантического - 29 морей;
•
в составе Индийского океана – 6 морей
•
в составе Северного Ледовитого – 15 морей
Вдающиеся в сушу части океанов, не отделенные от него островами,
образуют заливы. Примеры – Бискайский, Оманский, Аравийское море.
Бухта – часть моря, вдающаяся в сушу, водообмен которой с морем
ограничен. Пример- Балаклавская, Севастопольская, Казачья бухты и др..
Лиман - затопленная морем в результате тектонического опускания суши
устьевая часть речной долины. Примеры Днестровский, Сухой, Григорьевский
лиманы (район Одессы). Лиманы могут быть отделены от моря природными или
искусственными пересыпями (песчаными косами).
Рассмотрим основные характеристики океанов нашей планеты. Наиболее
интенсивным судоходство является в Атлантическом океане.
Атлантический океан
океана.
— второй по величине океан Земли после Тихого
Его площадь 91,6 млн. км², из которых около четверти приходится на
внутриконтинентальные моря.
Объём вод Атлантики составляет 329,7 млн. км³. Средняя глубина океана —
3736 м, а его наибольшая глубина— 8742 м (жёлоб Пуэрто-Рико).
Атлантический океан имеет сильно изрезанную береговую линию с
выраженным делением на региональные акватории: моря и заливы.
Граница Атлантики с Индийским океаном проходит по меридиану мыса
Игольный (20° в.д.) до побережья Антарктиды (Земля Королевы Мод). Границу с
Тихим океаном проводят от мыса Горн по меридиану 68°04’ з. д. или по
кратчайшему расстоянию от Южной Америки до Антарктического полуострова
через пролив Дрейка, от острова Осте до мыса Штернек.
Граница с Северным Ледовитым океаном проходит по восточному входу
Гудзонова пролива, далее через Девисов пролив и по побережью острова Гренландия
до мыса Брустер, через Датский пролив до мыса Рейдинупюр на острове Исландия,
по его побережью до мыса Герпир, затем к Фарерским островам, далее к
Шетландским островам и по 61° северной широты до побережья Скандинавского
полуострова.
Площадь морей, заливов и проливов Атлантического океана составляет 14,69
миллионов км² (16 % от общей площади океана), объём 29,47 миллионов км³ (8,9 %).
Наиболее известные моря и основные заливы (по часовой стрелке):
Ирландское море, Бристольский залив, Северное море, Балтийское море
(Ботнический залив, Финский залив, Рижский залив), Бискайский залив,
Средиземное море (море Альборан, Балеарское море, Лигурийское море, Тирренское
море, Адриатическое море, Ионическое море, Эгейское море), Мраморное море,
Чёрное море, Азовское море, Гвинейский залив, море Рисер-Ларсена, море Лазарева,
море Уэдделла, Карибское море, Мексиканский залив, Саргассово море, залив Мэн,
залив Святого Лаврентия, море Лабрадор, море Ирмингера.
Основные судоходные проливы Атлантического океана: Босфор и
Дарданеллы, Гибралтарский, Ла-Манш, Па-де-Кале, Балтийские проливы
(Скагеррак, Каттегат, Эресунн, Большой и Малый Бельт), проливы Датский, а также
Флоридский.
Атлантический океан соединён с Тихим океаном искусственным Панамским
каналом, прорытым между Северной и Южной Америками по Панамскому
перешейку, а также с Индийским океаном искусственным Суэцким каналом через
Средиземное море.
К Атлантическому океану приурочены наибольшие величины приливов,
которые отмечаются в фиордовых заливах Канады (в заливе Унгава — 12,4 м, в
заливе Фробишер — 16,6 м) и Великобритании (до 14,4 м в Бристольском заливе).
Самая большая величина прилива в заливе Фанди, на восточном побережье Канады,
где она достигает 15,6—18 м.
Лёдообразование в Атлантическом океане происходит в Гренландском и
Баффинова морях и приантарктических водах. Главным источником айсбергов в
южной Атлантике является шельфовый ледник Фильхнера в море Уэдделла. На
Гренландском побережье айсберги продуцируются выводными ледниками,
например ледником Якобсхавн в районе острова Диско. Плавучие льды в северном
полушарии в июле достигают 40°с.ш. В южном полушарии плавучие льды
присутствуют в течение всего года вплоть до 55°ю.ш., достигая максимального
распространения в сентябре—октябре.
Атлантический океан является с незапамятных времён местом интенсивного
морского рыбного и зверобойного промысла. Резкое возрастание мощностей и
революция в технике рыбного лова привели к угрожающим масштабам. С
изобретением гарпунной пушки в северной Атлантике киты были в основном
истреблены ещё в конце XIX века. В связи с массовым развитием пелагического
китобойного промысла в антарктических водах в середине XX века киты здесь также
были близки к полному истреблению. С сезона 1985—1986 годов Международной
комиссией по промыслу китов был введён полный мораторий на коммерческий
китобойный промысел любых видов. В июне 2010 года на 62-м заседании
Международной Китобойной Комиссии под давлением Японии, Исландии и Дании
мораторий был приостановлен.
В Саргассовом море образовалось большое мусорное пятно из пластика и
других отходов, сформированное океаническими течениями, постепенно
концентрирующими в одной области выброшенный в океан мусор. К числу сильно
загрязненных радиоактивными отходами акваторий Атлантического океана
относятся Северное, Ирландское, Средиземное моря, Мексиканский, Бискайский
заливы и Атлантическое побережье США.
Северная Атлантика разделяет два ведущих экономических центра мира. В
северной части океана размещается большая часть универсальных портов, которые
обладают широким диапазоном функций и относительно устойчивым
грузооборотом. Западная Европа выделяется особенно уплотнённым размещением
портов. На её долю приходится почти 1/2 грузооборота портов Атлантического
океана и более 1/4 всего мирового грузооборота, часть мощностей сконцентрирована
примерно в 30 из 800 действующих здесь портов.
По насыщенности крупными портами выделяется полоса вдоль побережья от
пролива Ла-Манш (Английского канала) до Кильского канала. На побережье
Скандинавских стран значительное скопление портов характерно для Балтийской
проливной зоны, где находится глубоководный порт Гётеборг. Все страны на
Балтике имеют свои порты и портовые комплексы с хорошей инфраструктурой.
Крупнейшие порты Балтики:
Санкт-Петербург (генеральные грузы, нефтепродукты, металлы, лесные
грузы, контейнеры, уголь, руда, химические грузы, металлолом),
Гамбург (машины и оборудование, химическая продукция, сырьё для
металлургии, нефть, шерсть, лес, продовольствие),
Бремен, Роттердам (нефть, природный газ, руды, удобрения, оборудование,
продовольствие),
Антверпен (нефть, оборудование),
В Бискайском заливе портово-промышленные комплексы сконцентрированы
на французском побережье и на севере Испании. «Средиземноморский фасад»
образует портово-промышленные комплексы вдоль побережья Лионского залива и
Лигурийского моря.
Главный универсальный порт Средиземноморья – Марсель. Основные порты
Средиземного, Черного и Азовского морей это также:
•
Филикстоу, Валенсия, Альхесирас, Барселона(нефть, руда, зерно, металлы,
химические грузы, сахар, фрукты и овощи, вино),
•
Джоя-Тауро, Марсашлокк, Стамбул, Одесса (сахар-сырец, контейнеры),
•
Бейрут (вывоз: фосфориты, фрукты, овощи, шерсть, лес, цемент, ввоз:
машины, удобрения, чугун, строительные материалы, продовольствие),
•
Мариуполь (уголь, руда, зерно, контейнеры, нефтепродукты, металлы, лес,
продовольствие),
•
Новороссийск (нефть,
продовольствие),
•
Батуми (нефть, генеральные и навалочные грузы, продовольствие),
руда,
цемент,
зерно,
металлы,
оборудование,
Большая часть западноафриканских портов расположена на побережье
Гвинейского залива, особенно на его лагунном северном берегу.
Крупнейшие порты Африки: Порт-Саид, Александрия (вывоз: хлопок, рис,
руды, ввоз: оборудование, металлы, нефтепродукты, удобрения),
•
Касабланка (вывоз: фосфориты, руды, цитрусовые, пробка, продовольствие,
ввоз: оборудование, ткани, нефтепродукты),
•
Дакар (земляной орех, финики, хлопок, скот, рыба, руды, ввоз: оборудование,
нефтепродукты, продовольствие),
•
Кейптаун, Буэнос-Айрес (вывоз: шерсть, мясо, зерно, кожа, растительное
масло, льняное семя, хлопок, ввоз: оборудование, железная руда, уголь,
нефть, промышленные товары),
Портовые зоны свободной торговли привлекают приток иностранного
капитала – Дакар, Монровия, Касабланка, Танжер, Фриморт, Барранкилья,
Картахена, Колон и др..
На западном побережье Атлантического океана важнейшим портовопромышленным районом является океаническое побережье США от залива Мэн до
Чесапикского залива. В удобных и вместительных бухтах расположен целый ряд
крупных торгово-промышленных портов, недостатком которых являются только
ограниченные глубины.
Крупнейшие порты Северной и Южной Америки:
•
Сантус, Рио-де-Жанейро (вывоз: железная руда, чугун, кофе, хлопок, сахар,
какао-бобы, пиломатериалы, мясо, шерсть, кожа, ввоз: нефтепродукты,
оборудование, уголь, зерно, цемент, продовольствие),
•
Хьюстон (нефть, зерно, сера, оборудование),
•
Новый Орлеан (руды, уголь, строительное сырьё, автомобили, зерно, прокат,
оборудование, кофе, фрукты, продовольствие),
•
Саванна, Нью-Йорк (генеральные грузы, нефть, химические
оборудование, целлюлоза, бумага, кофе, сахар, металлы),
•
Монреаль (зерно, нефть, цемент, уголь, лес, металлы, бумага, асбест,
вооружение, рыба, пшеница, оборудование, хлопок, шерсть).
грузы,
Нью-Йоркский портовый комплекс особенно выделяется переработкой
ценных генеральных грузов.
В Мексиканском заливе имеется три главных промышленных комплекса, в
грузообороте которых преобладают нефть, зерно, сельскохозяйственная продукция,
бокситы, химикалии, машины и оборудование.
В Карибском море стимулом портовой активности служит рост морского
туризма и сырьевого экспорта. В южной Атлантике деятельность портового
хозяйства значительно ниже как у берегов Южной Америки, так и у берегов
Западной Африки.
В южной части Атлантического океана выделяются универсальные порты
Сантус и слившиеся между собой порты, расположенные в малоудобной бухте БайаБланка, в районе Рио-де-Жанейро. К другому значимому портовому району
относятся порты залива Ла-Плата.
Тихий океан — самый большой по площади и глубине океан на Земле. Он
расположен между материками Евразией и Австралией на западе, Северной и
Южной Америкой на востоке, Антарктидой на юге.
Тихий океан простирается приблизительно на 15,8 тысячи км с севера на юг и
на 19,5 тысяч км с востока на запад. Через Тихий океан примерно по 180-му
меридиану проходит линия перемены даты.
Границей Тихого океана с Северным Ледовитым океаном является линия в
Беринговом проливе от мыса Дежнёва до мыса Принца Уэльского. Границу с
Атлантическим океаном проводят от мыса Горн по меридиану 68°04’ з. д. или по
кратчайшему расстоянию от Южной Америки до Антарктического полуострова
через пролив Дрейка, от острова Осте до мыса Штернек.
Граница с Индийским океаном проходит: южнее Австралии — по восточной
границе Бассова пролива до острова Тасмания, далее по меридиану 146°55’ в. д. до
Антарктиды; севернее Австралии — между Андаманским морем и Малаккским
проливом, далее по юго-западному берегу острова Суматра, Зондскому проливу,
южному берегу острова Ява, южным границам морей Бали и Саву, северной границе
Арафурского моря, юго-западному берегу Новой Гвинеи и западной границе
Торресова пролива.
Площадь морей, заливов и проливов Тихого океана составляет 31,64
миллиона км² (18 % от общей площади океана), объём 73,15 миллиона км³ (10 %).
Большая часть морей находится в западной части океана вдоль Евразии:
Берингово, Охотское, Японское, Внутреннее Японское, Жёлтое, ВосточноКитайское, Филиппинское;
Моря между островами Юго-Восточной Азии: Южно-Китайское, Яванское,
Сулу, Сулавеси, Бали, Флорес, Саву, Банда, Серам, Хальмахера, Молуккское.
Моря вдоль побережья
Коралловое, Фиджи, Тасманово.
Австралии:
Новогвинейское,
Соломоново,
У побережья Антарктиды находятся моря: Дюрвиля, Сомова, Росса,
Амундсена, Беллинсгаузена.
Вдоль Северной и Южной Америки нет морей, но располагаются крупные
заливы: Аляскинский, Калифорнийский, Панамский.
Хозяйственная деятельность человека в Тихом океане привела к загрязнению
его вод, к истощению биологических богатств. Так, к концу XVIII века были
полностью истреблены морские коровы в Беринговом море. В начале XX века на
грани исчезновения находились северные морские котики и некоторые виды китов,
сейчас их промысел ограничен. Большую опасность в океане представляет
загрязнение вод нефтью и нефтепродуктами (основными загрязнителями),
некоторыми тяжёлыми металлами и отходами атомной промышленности. Вредные
вещества разносятся течениями по всему океану. Даже у берегов Антарктиды в
составе морских организмов обнаружены эти вещества. Десять штатов США
постоянно сбрасывают свои отходы в море. В 1980-м году подобным способом было
уничтожено более 160 000 тонн отходов, с тех пор данная цифра уменьшилась.
В северной части Тихого океана образовалось Большое тихоокеанское
мусорное пятно из пластика и других отходов, сформированное океаническими
течениями, постепенно концентрирующими в одной области выброшенный в океан
мусор благодаря Северо- Тихоокеанской системе течений. Это пятно тянется через
всю северную часть Тихого океана, начинаясь в 500 милях от побережья
Калифорнии и едва не достигает Японии. В 2001 году масса мусорного острова
превышала 3,5 млн.т, а площадь — 1 млн км². Каждые 10 лет площадь свалки на
порядок увеличивается.
Наибольшее промысловое значение имеют умеренные и тропические широты
Тихого океана. На акваторию Тихого океана приходится около 60% мирового улова
рыбы. Ведётся добыча млекопитающих: кашалот, полосатики, морской котик, калан,
морж, сивуч; беспозвоночных: крабы, креветки, устрицы, морской гребешок,
головоногие моллюски. Добывают ряд растений (ламинария (морская капуста),
анфельция (агаронос), морская трава взморник и филлоспадикс).
Наиболее результативный промысел осуществляется в Западно-центральной
и Северо-западной частях Тихого океана. Наиболее крупные промысловые державы
Тихого океана: Япония , Китай , Российская Федерация , Перу, Таиланд, Индонезия,
Филиппины, Чили, Вьетнам, Южная Корея, КНДР, Австралийский Союз, Новая
Зеландия, США.
Основные судоходные проливы Тихого океана: Берингов, Татарский,
Лаперуза, Корейский, Тайваньский, Сингапурский, Малаккский, Сангарский, Бассов,
Торресов, Кука, Магелланов.
Тихий океан соединён с Атлантическим океаном искусственным Панамским
каналом, прорытым между Северной и Южной Америками по Панамскому
перешейку.
Крупнейшие порты Тихого океана:
•
Владивосток (генеральные грузы, нефтепродукты, рыба и морепродукты, лес
и пиломатериалы, металлолом, чёрные и цветные металлы),
•
Находка (уголь, нефтепродукты, контейнеры, металл, металлолом, рефгрузы),
Восточный, Ванино (уголь, нефть) (Россия),
•
Пусан (Республика Корея),
•
Кобе—Осака (нефть и нефтепродукты, машины и оборудование, автомобили,
металлы и металлолом),
•
Токио—Иокогама (металлолом, уголь, хлопок, зерно, нефть и
нефтепродукты, каучук, химикаты, шерсть, машины и оборудование,
текстиль, автомобили, медикаменты),
•
Нагоя (Япония),
•
Тяньцзинь, Циндао, Нинбо, Шанхай (все виды сухих, наливных и
генеральных грузов),
•
Сянган (текстиль, одежда, волокно, радио и электротовары, изделия из
пластмассы, машины, оборудование),
•
Гаосюн, Шэньчжэнь, Гуанчжоу (Китай),
•
Хошимин (Вьетнам),
•
Сингапур (нефтепродукты, каучук, продовольствие, текстиль, машины и
оборудование) ,
•
Кланг (Малайзия),
•
Джакарта (Индонезия),
•
Манила (Филиппины),
•
Сидней (генеральные грузы, железная руда, уголь, нефть и нефтепродукты,
зерно),
•
Ньюкасл, Мельбурн (Австралия),
•
Окленд (Новая Зеландия),
•
Ванкувер (лесные грузы, уголь, руды, нефть и нефтепродукты, химические и
генеральные грузы) (Канада),
•
Сан-Франциско, Лос-Анджелес (нефть и нефтепродукты, копра, химические
грузы, лес, зерно, мука, мясные и рыбные консервы, цитрусовые, бананы,
кофе, машины и оборудование, джут, целлюлоза),
•
Окленд, Лонг-Бич (США),
•
Колон (Панама),
•
Уаско (руды, рыба, топливо, продовольствие) (Чили).
Морская инфраструктура наиболее развита в районах Тихого океана,
расположенных к северу от экватора, вдоль берегов Азии и Северной Америки.
Основными навигационными системами, используемыми в Тихом океане, являются
радионавигационные системы, однако в последние десятилетия всё большее
значение приобретают космические навигационные системы.
В Тихом океане действуют службы предупреждения тайфунов и цунами.
Главная их цель – выявить наиболее ранние признаки надвигающейся опасности в
целях обеспечения безопасности людей и судов, находящихся в море.
Гидрометеорологическое
обеспечение
в
Тихом
океане
осуществляется
национальными службами прибрежных государств в зонах их ответственности,
дополняется попутными наблюдениями с судов мирового транспортного флота и
спутниковыми данными, которые особенно важны при принятии оперативных
решений для обеспечения безопасности мореплавания в зонах со штормовой
погодой.
Инди́йский океа́н — третий по размеру океан Земли. Его площадь составляет
76,17 млн. км², объём — 282,65 млн. км³. Самая глубокая точка океана находится в
Зондском жёлобе (7729[1] м).
Граница с Атлантическим океаном проходит по 20° меридиану восточной
долготы; Граница с Тихим океаном южнее Австралии — по 146°55’ меридиану
восточной долготы (до земли Королевы Мод); севернее Австралии — между
Андаманским морем и Малаккским проливом, далее по юго-западному берегу
острова Суматра, Зондскому проливу, южному берегу острова Ява, южным
границам морей Бали и Саву, северной границе Арафурского моря, юго-западным
берегом Новой Гвинеи и западной границе Торресова пролива.
Самая северная точка Индийского океана находится на 30° N, в Персидском
заливе. Ширина Индийского океана между южными точками Австралии и Африки
составляет приблизительно 10 000 км.
Площадь морей, заливов и проливов Индийского океана составляет 11,68
миллионов км² (15 % от общей площади океана), объём 26,84 миллионов км³ (9,5 %).
Моря и основные заливы : Красное море, Аравийское море (Аденский залив,
Оманский залив, Персидский залив), Лаккадивское море, Бенгальский залив,
Андаманское море, Тиморское море, Арафурское море (залив Карпентария),
Большой Австралийский залив, море Моусона, море Дейвиса, море Содружества,
Море Космонавтов.
Крупнейшие острова Мадагаскар, Тасмания, Шри-Ланка, архипелаги:
Кергелен, Андаманские острова, Мелвилл, Маскаренские острова (Реюньон,
Маврикий), Кенгуру, Ниас, Ментавайские острова (Сиберут), Сокотра, Грут-Айленд,
Коморские острова, острова Тиви (Батерст), Занзибар, Симёлуэ, острова Фюрно
(Флиндерс), Никобарские острова, Кешм, Кинг, острова Бахрейн, Сейшельские
острова, Мальдивские острова, архипелаг Чагос.
Важнейшими транспортными путями Индийского океана являются маршруты
из Персидского залива в Европу, Северную Америку, Японию и Китай, а также из
Аденского залива в Индию, Индонезию, Австралию, Японию и Китай.
Основные судоходные проливы Индийского океана: Мозамбикский, Баб-эльМандебский, Ормузский, Зондский.
Индийский океан соединяется искусственным Суэцким каналом со
Средиземным морем Атлантического океана. В Суэцком канале и Красном море
сходятся и расходятся все главнейшие грузопотоки Индийского океана.
Для северной части Индийского океана характерно преобладание
полусуточного прилива. Амплитуды прилива в открытом океане в среднем
составляют 1 м.
В антарктической и субантарктической зонах они уменьшаются с востока на
запад от 1,6 м до 0,5 м, а вблизи берегов возрастают до 2—4 м.
Максимальные амплитуды отмечаются между островами, в мелководных
заливах. В Бенгальском заливе величина прилива 4,2—5,2 м, вблизи Мумбаи — 5,7
м, у Янгона — 7 м, у северо-западной Австралии — 6 м, а в порту Дарвин — 8 м. В
остальных районах амплитуда приливов порядка 1—3 м.
Во всей экваториальной зоне Индийского океана круглый год температура
поверхностных вод около 28 °C. В Красном и Аравийском морях зимняя
температура снижается до 20—25 °C, но летом повышается до 30—31 °C. Высокие
зимние температуры воды (до 29 °C) характерны для берегов северо-западной
Австралии. В южном полушарии в тех же широтах в восточной части океана
температура воды зимой и летом на 1—2° ниже, чем в западной. Температура воды
ниже 0 °C в летнее время отмечается к югу от 60° S. Лёдообразование здесь
начинается в апреле и толщина припая к концу зимы достигает 1—1,5 м. Таяние
начинается в декабре—январе, и к марту происходит полное очищение вод от
припайных льдов. В южной части Индийского океана распространены айсберги,
заходящие иногда севернее 40° S.
Максимальна солёность поверхностных вод 40—41 ‰ в Персидском заливе и
Красном море. Высокая солёность (более 36 ‰) также в южном тропическом поясе,
особенно в восточных районах, а в северном полушарии - в Аравийском море.
Повышенная солёность соотносится с зонами максимального испарения и
наименьшего количества атмосферных осадков.
В Бенгальском заливе за счёт опресняющего влияния стока Ганга с
Брахмапутрой и Иравади солёность снижается до 30—34 ‰. Пониженная солёность
(менее 34 ‰) характерна и для приантарктических вод, где сильно опресняющее
действие талых ледниковых вод. Сезонное различие солёности значительно только в
антарктической и экваториальной зонах. Зимой опресненные воды из северовосточной части океана переносятся муссонным течением, образуя язык
пониженной солёности вдоль 5°N. Летом этот язык исчезает. В арктических водах в
зимнее время солёность
повышается за счёт осолонения вод в процессе
лёдообразования.
Хозяйственная деятельность человека в Индийском океане привела к
загрязнению его вод и к сокращению биоразнообразия. В начале XX века некоторые
виды китов оказались почти полностью истреблёнными, другие — кашалоты и
сейвалы — ещё сохранились, но их количество сильно сократилось.
С сезона 1985—1986 годов Международной комиссией по промыслу китов
был введён полный мораторий на коммерческий китобойный промысел любых
видов, который в июне 2010 года на 62-м заседании Международной Китобойной
Комиссии
был приостановлен. Большую опасность в океане представляет
загрязнение вод нефтью и нефтепродуктами , тяжёлыми металлами и отходами
атомной промышленности.
Через океан пролегают маршруты танкеров, везущих нефть из стран
Персидского залива. Любая крупная авария может привести к экологической
катастрофе и гибели множества животных, птиц и растений.
Морская инфраструктура Индийского океана наиболее развита
в его
северных районах , а также в зоне Красного моря и Персидского залива. Основные
системы навигационного обеспечения, радиотехнические и космические средства
перекрывают все пространства Индийского океана. В отдельных зонах действуют
правила по разделению путей движения судов в разных направлениях (это имеет
особое значение в узкостях и проливах). Маячные службы побережья Африки,
Ближнего и Среднего Востока, Индостана и Австралии развиты главным образом на
побережьях в районе крупных портов.
Гидрометеорологическое обеспечение морской деятельности в Индийском
океане имеет ряд особенностей в силу географии и климата самого океана.
Метеорологические станции сконцентрированы в основном в северной части океана.
Используются в оперативной практике данные попутных наблюдений с морских
судов и с трансокеанских авиалиний. Обеспечение мореплавания южной части
океана наиболее эффективно стало развиваться лишь с использованием спутниковых
технологий и данных.
Крупнейшие порты Индийского океана:
•
Дурбан, Мапуту (вывоз: руда, уголь, хлопок, минеральное сырьё, нефть,
асбест, чай, сахар-сырец, орехи кешью, ввоз: машины и оборудование,
промышленные товары, продовольствие),
•
Дар-эс-Салам (вывоз: хлопок, кофе, сизаль, алмазы, золото, нефтепродукты,
орех кешью, гвоздика, чай, мясо, кожа, ввоз: промышленные товары,
продовольствие, химикаты),
•
Джидда, Салала, Дубай, Бендер-Аббас, Басра (вывоз: нефть, зерно, соль,
финики, хлопок, кожа, ввоз: машины, лес, текстиль, сахар, чай),
•
Карачи (вывоз: хлопок, ткани, шерсть, кожа, обувь, ковры, рис, рыба, ввоз:
уголь, кокс, нефтепродукты, минеральные удобрения, оборудование,
металлы, зерно, продовольствие, бумага, джут, чай, сахар),
•
Мумбаи (вывоз: марганцевая и железная руды, нефтепродукты, сахар, шерсть,
кожа, хлопок, ткани, ввоз: нефть, уголь, чугун, оборудование, зерно,
химикалии, промышленные товары),
•
Коломбо, Ченнаи (железная руда, уголь, гранит, удобрения, нефтепродукты,
контейнеры, автомобили),
•
Калькутта (вывоз: уголь, железная и медная руды, чай, ввоз: промышленные
товары, зерно, продовольствие, оборудование),
•
Читтагонг (одежда, джут, кожа, чай, химические вещества),
•
Янгон (вывоз: рис, твёрдая древесина, цветные металлы, жмых, бобовые,
каучук, драгоценные камни, ввоз: уголь, машины, продовольствие, ткани),
Перт-Фримантл (вывоз: руды, глинозём, уголь, кокс, каустическая сода,
фосфорное сырьё, ввоз: нефть, оборудование).
К основным перевозкам по международным океаническим
путям в
Индийском океане относят перевозки нефти, нефтепродуктов, продукция сельского
хозяйства, зерновых и продовольствия. Такие пути играют важную роль в обмене
стран Африки с государствами Южной Европы через Средиземноморский бассейн и
с государствами бассейна Индийского океана.
Региональные и каботажные пути хотя и развиты недостаточно, но, тем не
менее, через них также осуществляется оживлённый обмен товарами и сырьём в
рамках отдельных акваторий. Судоходные трассы Индийского океана и его морей в
большинстве своём сосредоточены внутри этого бассейна и проходят в основном в
его северной части. Однако через Индийский океан проходят главные морские пути
из Европы в страны Ближнего и Среднего Востока, Юго-Восточной Азии, Австралии
и Новой Зеландии, Дальнего Востока и Америки.
Северный Ледовитый океан расположен полностью в северном полушарии,
между Евразией и Северной Америкой. Площадь океана составляет 14,75 миллионов
км², объём воды — 18,07 миллионов км³. Средняя глубина — 1225 м, наибольшая
глубина — 5527 м в Гренландском море.
Большую часть рельефа дна Северного Ледовитого океана занимают шельф
(более 45 % дна океана) и подводные окраины материков (до 70 % площади дна).
Граница с Атлантическим океаном проходит по восточному входу Гудзонова
пролива, далее через Пролив Дейвиса и по побережью острова Гренландия до мыса
Брустер, через Датский пролив до мыса Рейдинупюр на острове Исландия, по его
побережью до мыса Герпир, затем к Фарерским островам, далее к Шетландским
островам и по 61° северной широты до побережья Скандинавского полуострова.
Границей с Тихим океаном является линия в Беринговом проливе от мыса
Дежнёва до мыса Принца Уэльского.
Северный Ледовитый океан — самый мелководным из всех океанов, его
средняя глубина составляет 1225 м (наибольшая глубина 5527 м в Гренландском
море). Длина береговой линии составляет 45 389 км.
Океан принято делить на три обширные акватории: Арктический бассейн,
Северо-Европейский бассейн и Канадский бассейн.
Основная часть Северного Ледовитого океана — это Арктический бассейн.
Более половины бассейна занимает шельф, ширина которого составляет 450—1700
км, в среднем 800 км. По названиям окраинных арктических морей он делится на
Баренцевоморский, Карский, Лаптевский и Восточно-Сибирско-Чукотский
(значительная часть примыкает к берегам Северной Америки).
Большую часть Канадского бассейна составляют проливы Канадского
Арктического архипелага, которые также носят название Северо-Западного прохода.
Дно большинства проливов переуглублено, максимальные глубины превышают 500
м. Рельеф дна характеризуется повсеместным распространением реликтового
ледникового рельефа и большой сложностью очертаний островов и проливов.
Площадь морей, заливов и проливов Северного Ледовитого океана составляет
10,28 миллионов км² (70 % от общей площади океана).
Окраинные моря (с запада на восток): Баренцево море, Карское море, море
Лаптевых, Восточно-Сибирское море, Чукотское море, море Бофорта, море
Линкольна, Гренландское море, Норвежское море.
Внутренние моря: Белое море, море Баффина. Самым крупным заливом
является Гудзонов залив. В океане находится самый большой на Земле остров
Гренландия (2175,6 тысяч км²) и второй по размеру архипелаг: Канадский
Арктический архипелаг (1372,6 тысяч км², в том числе крупнейшие острова:
Баффинова Земля, Элсмир, Виктория, Банкс, Девон, Мелвилл, Аксель-Хейберг,
Саутгемптон, Принца Уэльского, Сомерсет, Принс-Патрик, Батерст, Кинг-Вильям,
Байлот, Эллеф-Рингнес).
Крупнейшие острова и архипелаги: Новая Земля (Северный и Южный
острова), Шпицберген (острова: Западный Шпицберген, Северо-Восточная Земля),
Новосибирские острова (Котельный остров), Северная Земля (острова: Октябрьской
Революции, Большевик, Комсомолец), Земля Франца-Иосифа, острова Конг Оскар,
остров Врангеля, остров Колгуев, Земля Милна, остров Вайгач. На островах
преобладает горно-ледниковый рельеф, значительная площадь которого покрыта
ледниками, спускающимися к морю и порождающими айсберги. 85 % Земли
Франца-Иосифа покрыты ледниками, под которыми базальтовое плато. Южный
остров Новой Земли свободен от ледникового покрова, но несёт следы недавнего
оледенения. На севере Южного острова и Северном острове — мощные ледники
(кроме узкой прибрежной полосы). Около половины площади Северной Земли
покрыто ледяными щитами и куполами.
Берега на западе Евразии преимущественно высокие, расчленены фьордами,
вершинные поверхности которых нередко покрыты льдами. В прибрежной полосе
широко распространены бараньи лбы, друмлины, камы, краевые образования.
Северная часть Скандинавского полуострова представлена низкогорьем Финмарк,
основные элементы здесь тоже созданы ледником. Такой же рельеф берега
свойственен и Кольскому полуострову. Карельский берег Белого моря глубоко
расчленён ледниковыми долинами. Противоположный берег в рельефе представлен
поверхностными равнинами, спускающимися с юга к Белому морю. Здесь на берег
выходят низкогорный Тиманский кряж и Печорская низменность.
Южное побережье Карского моря образует Западно-Сибирская равнина,
которая представляет собой молодую платформу, сверху сложенную четвертичными
отложениями. Полуостров Таймыр в своей северной части занят нагорьем Бырранга,
состоящим из хребтов и платообразных массивов. Повсеместно распространены
мерзлотные формы рельефа. Низовья долин подтоплены морем и образуют фьорды.
Побережья Восточно-Сибирского и Чукотского морей расположены в пределах
Верхоянско-Чукотской складчатой страны. Река Лена образует обширную и
сложную по строению и происхождению дельту. К востоку от неё до устья реки
Колымы простирается Приморская равнина, сложенная четвертичными
отложениями с вечной мерзлотой, прорезанная долинами многочисленных рек .
Постоянный ледяной покров изолирует поверхность вод океана от
непосредственного воздействия солнечной радиации и атмосферы.
Приливно-отливные явления в арктических морях определяются в основном
приливной волной, распространяющейся из Атлантического океана. В Баренцевом и
Карском морях приливная волна приходит с Запада со стороны Норвежского моря. В
моря Лаптевых, Восточно-Сибирское, Чукотское и Бофорта приливная волна
поступает с севера, через Арктический бассейн.
Преобладают приливы и приливно-отливные течения правильного
полусуточного характера. В течении выражено два периода фазового неравенства (в
зависимости от фаз Луны), в каждом из которых один максимум и один минимум.
Значительная высота приливов (более 1,5 м) отмечается в Северо-Европейском
бассейне, в южной части Баренцева и северо-восточной части Белого морей.
Максимум наблюдается в Мезенском заливе, где высота прилива достигает 10 м. ,в
море Баффина 3—5 м, а на южном побережье Баффиновой Земли — 12 м. На
большей части побережья Сибири, Аляски и Канады высота прилива менее 0,5 м.
На большей части побережья Северного Ледовитого океана сгонно-нагонные
колебания уровня воды значительно больше, чем приливы и отливы. Исключение
составляет Баренцево море, где на фоне крупных приливных колебаний уровня они
менее заметны. Наибольшие сгоны и нагоны, достигающие 2 м и более,
характеризуют моря Лаптевых и Восточно-Сибирское. Особенно сильные
наблюдаются в восточной части моря Лаптевых, например, в районе Ванькинской
губы экстремальная высота нагона может достигать 5—6 м.
В Карском море сгонно-нагонные колебания уровня превышают 1 м, а в
Обской губе и Енисейском заливе близки к 2 м. В Чукотском море эти явления ещё
заметно превышают по размаху приливно-отливные, и только на острове Врангеля
приливы и нагоны примерно равны.
Основу рельефа дна Северо-Европейского бассейна составляет система
срединно-океанических
хребтов,
являющихся
продолжением
СрединноАтлантического хребта
Благодаря полярному географическому положению ледяной покров в
центральной части океана сохраняется в течение всего года, хотя и находится в
подвижном состоянии. Льды круглогодично присутствуют во всех арктических
морях. В центральных районах океана паковые льды сплошным покровом
распространены и в летнее время, достигая толщины 3—5 метров. В океане
дрейфуют ледяные острова (толщиной 30—35 метров).
Льды дрейфуют со средней скоростью 7 км/сутки, максимальной до 100
км/сутки.
Прибрежные моря летом в значительной части освобождаются ото льда, но
остаются отроги океанических ледниковых массивов, близко подступающих к
берегу и создающих проблемы для судоходства. В Карском море летом сохраняется
местный массив дрейфующих льдов, другой существует к югу от острова Врангеля.
Береговой припай исчезает у берегов летом, но на некотором расстоянии от берега
возникают локальные массивы припайных льдов: Североземельский, Янский и
Новосибирский. Береговой припай в зимнее время особенно обширен в морях
Лаптевых и Восточно-Сибирском, где его ширина измеряется многими сотнями
километров.
Большая ледовитость наблюдается в акватории Канадского бассейна. В
проливах дрейфующие льды остаются в течение всего года, море Баффина частично
(в восточной части) освобождается от плавучих льдов с августа по октябрь. Гудзонов
залив свободен ото льда в течение сентября — октября. Мощный береговой припай
сохраняется в течение всего года у северного берега Гренландии и у берегов в
проливах архипелага Елизаветы. Несколько тысяч айсбергов ежегодно образуются в
восточной и западной частях Гренландии, а также в Лабрадорском течении.
Некоторые из них достигают основного судоходного маршрута между Европой и
Америкой и опускаются далеко на юг вдоль побережья Северной Америки.
По данным Национального центра исследования снега и льда (NSIDC) при
Университете Колорадо (США), ледовитость Арктики сокращается. Особенно
быстро исчезает старый толстый лёд, из-за чего весь ледяной покров становится
более уязвимым.
16 сентября 2012 года зафиксирован суточный и месячный минимум площади
льда в океане 3,61 миллиона км² (что на 13 % ниже среднего за период наблюдений с
1979 по 2000 годы). Другие минимумы фиксировались 18 сентября 2007 года — 4,24
миллиона км² и 9 сентября 2011 года — 4,33 миллиона км². В это время полностью
открывается Северо-Западный проход, традиционно считавшийся непроходимым.
При таких темпах к 2100 году Арктика полностью утратит летний лёд.
Особенности развития морской инфраструктуры в бассейне Северного
Ледовитого океана обусловлены географическим положением и особенностями
климата этого географического района мира.
Сложная метеорологическая и ледовая обстановка, долгая полярная ночь,
близость полюса, малые глубины в прибрежных районах и на подходах к портам,
наряду с прочими факторами, ограничивают возможности функционирования
морской инфраструктуры в этом районе. Это сказывается на выборе путей плавания,
требует использования ледокольного флота, влияет на эксплуатационные
возможности радионавигационных систем и оборудования, а также на многие другие
факторы, затрудняющие судоходство и использование возможностей морского
транспорта в этом районе Мирового океана.
Для судоходства в бассейне Северного Ледовитого океана и прилегающих
зонах используются и привлекаются все навигационные средства. В последние годы
они активно дополняются спутниковыми навигационными системами.
Маячная служба развита главным образом в районе крупных портов. На
многих участках пути осуществляется лоцманская проводка судов.
В настоящее время вдоль трасс Северного морского пути установлено и
обслуживается около 2200 различных средств навигационного оборудования и
средств. Большинство из них относится к зрительным средствам. Дальность
действия визуальных навигационных средств, как правило, не превышает 15 миль и
зависит от мощности источника света, высоты огня и состояния атмосферы
В целях информирования мореплавателей о навигационной обстановке и её
изменениях изданы соответствующие навигационные карты, пособия, руководства и
другие оперативные материалы.
Природа Северного Ледовитого океана — одна из самых уязвимых экосистем
планеты. В 1991 году Канада, Дания, Финляндия, Исландия, Норвегия, Российская
Федерация, Швеция и США приняли Стратегию по защите окружающей среды
Арктики (AEPS). В 1996 году Министерства иностранных дел стран арктического
региона подписали Оттавскую декларацию и образовали Арктический совет.
Программа ООН по окружающей среде (ЮНЕП) основными экологическими
проблемами Арктики называет: таяние льдов и изменение арктического климата,
загрязнение вод северных морей нефтепродуктами и химическими отходами,
сокращение популяции арктических животных и изменение их среды обитания.
Пропадание летнего льда влечёт за собой большие проблемы для природы
Арктики. При отступлении границы морских льдов будет затруднено выживание
моржей и белых медведей, использующих льды как платформу для охоты и место
для отдыха. Уменьшится отражательная способность океана с открытой водой, что
приведёт к поглощению 90 % солнечной энергии, что усилит потепление. При этом
начнут таять ледники окружающей суши, и эта вода, попав в океан, приведёт к
повышению уровня моря.
Ухудшается состояние прибрежных вод. На Северном флоте ежегодно
сбрасывается около 10 миллионов м³ неочищенных вод. Вместе со сточными водами
промышленных предприятий в арктические моря поступают нефтепродукты,
фенолы, соединения тяжёлых металлов, азот, а также другие вещества. Существует
угроза радиоактивного заражения. В Карском море затоплены контейнеры с
ядерными отходами и атомные реакторы с подводных лодок. В Кольском заливе
находится 200 брошенных и затопленных судов, которые являются источниками
загрязнения. По берегам Северного Ледовитого океана валяется около 12 миллионов
бочек, часто заполненных топливом, маслом и химическим сырьём.
С 1954 по 1990 годы на ядерном полигоне на Новой Земле проводились
ядерные испытания. За это время на полигоне было произведено 135 ядерных
взрывов: 87 в атмосфере (из них 84 воздушных, 1 наземный, 2 надводных), 3
подводных и 42 подземных взрыва. Среди экспериментов были и очень мощные
мегатонные испытания ядерных зарядов, проводившиеся в атмосфере над
архипелагом. На Новой Земле в 1961 году была взорвана мощнейшая в истории
человечества водородная бомба — 58-мегатонная Царь-бомба. 21 января 1968 в семи
милях к югу от американской авиабазы Туле на северо-западе Гренландии разбился
стратегический бомбардировщик B-52 с ядерными бомбами на борту, пробил 2метровый слой льда и затонул в заливе Северная звезда. Бомбы раскололись на
части, что привело к радиоактивному заражению большой территории.
Северный морской путь (СМП) и Северо-Западный проход (СЗП) занимают
особое место в географии морских путей. Они расположены в высоких широтах и
имеют ограниченный период навигации.
СМП и СЗП, хотя и являются международными морскими путями, поскольку
располагаются в районах открытого моря, но всё же носят характер транспортных
магистралей, которые включают в себя элементы региональных перевозок и
каботажных арктических путей между отдельными портами и пунктами.
СМП расположен в территориальных водах России. Его трасса не является
линией, соединяющей две географические точки. Это широкая зона, проходящая по
акватории арктических морей, в некоторых случаях выходящая за их северные
границы. В пределах этой зоны рас-полагаются варианты конкретных маршрутов
плавания судов в зависимости от складывающихся ледовых условий. СМП проходит
примерно между 65° N и 74° N по морям Российского сектора Арктики. Основная
трасса начинается в порту Мурманск, далее идет на восток к Берингову проливу, по
морям вдоль побережья на незначительном от него удалении, через проливы
Карские Ворота, Вилькицкого, Дм. Лаптева и Лонга. Общая протяжённость пути
2500 миль. Транспортные суда при использовании Северного морского пути обычно
формируются в группы или караваны, которые следуют за ледоколом по пробитому
во льдах каналу.
СЗП расположен в канадском секторе Арктики и является путём из
Атлантического океана в Тихий вокруг северной оконечности Северной Америки.
Он проходит по Девисову проливу и морю Баффина, между о-вами Канадского
арктического архипелага, далее по морю Бофорта, Чукотскому морю и Берингову
проливу в Тихий океан. Изучен этот путь пока слабо. Протяжённость пути 3210
миль.
В Западном секторе морские порты, тяготеющие к Северному Ледовитому
океану, расположены на территории США, Канады, Гренландии и Исландии.
В западном секторе Арктики крупнейшими портами являются:
• на о. Баффинова Земля – Понд-Инлет (72°45′ N, 76°45′ W), Пабло-пинг
(67°02′N, 62°44′W), Лейк-Харбор (67°02′N, 62°44′W), Кейп-Дорсет (64°15′ N,
76°33′ W);
• Гудзонов залив – Черчилл (58°47′ N, 94°11′ W), Смит (60°54′ N, 78°30′ W);
• Гудзонов пролив – Уолстенхолм (62°35′ N, 77°30′ W);
• Гренландия – Туле (76°32′ N, 68°52′ W);
• Коппермайн (67°48′ N, 115°03′ W);
• Тромсё (69°39′ N, 68°58′ Е);
• Баренцбург (78°04′ N, 14° 14′Е);
• Лонгвир (78°14′ N, 15°39′ Е);
• Нью-Олесуни (78°55′ N, 11°57′ Е) и др.
В Восточном секторе Арктики крупнейшими являются порты Норвегии и
России. К ним относятся: Мурманск, Архангельск, Нарьян-Мар, Амдерма, Диксон,
Дудинка, Игарка, Хатанга, Тикси, Певек, Зеленый мыс, мыс Шмидта. Северные
порты, которые тяготеют к Северному Ледовитому океану, расположены вдоль
трассы СМП в направлении с запада на восток в диапазоне широт от 63°33′ с.ш. до
75° с.ш. и долгот от 33° в.д. до 180° в.д.
Крупнейшим портом Арктики является Мурманск. Порт Мурманск находится
на Кольском п-ве на побережье Баренцева моря и является крупнейшим в мире
портом, расположенным за полярным кругом. Географические координаты порта 69°
с.ш., 33°04′ в.д.
Мурманск – самый северный из незамерзающих портов России, лишь в очень
суровые зимы Кольский залив в районе порта сплошь покрывается льдом. В этих
случаях проводка судов осуществляется ледоколами и портовыми буксирами.
Глубины на подходных фарватерах большие, их протяженность составляет 22 мили,
что обеспечивает доступность порта для любых судов. На акватории, прилегающей к
Мурманску, расположены причалы морского торгового порта, пассажирского
района, рыбного порта, нефтебазы, судоремонтных заводов, различных городских
организаций и воинских частей.
Торговый порт разделен на три производственных перегрузочных комплекса.
Для производства грузовых работ в торговом порту имеется более 50 портальных
кранов грузоподъемностью от 5 до 40 т, более 120 автопогрузчиков
грузоподъемностью от 1,5 до 10 т, спецтягач и ролл-трейлеры, контейнерные
погрузчики, три специальных установки для перегрузки апатитового концентрата и
близких по характеристикам минеральных удобрений.
В торговом порту имеются шесть крытых складов общей площадью 28,4 тыс.
м2. Общая площадь открытых складских площадок составляет 66 тыс. м2.
На экспорт в торговом порту перерабатываются апатитовый и железорудный
концентраты, окатыши, черные и цветные металлы, минеральные удобрения. В
число наиболее стабильных потоков импортных грузов входят продгрузы, зерно
насыпью, глинозем.
Среди каботажных преобладают различные грузы, предназначенные для
населенных пунктов Восточной и Западной Арктики, Шпицбергена, медноникелевая
руда из Норильска, уголь со Шпицбергена, цветные металлы (медь, никель),
окатыши, файнштейн. Для местных нужд производится перегрузка щебня.
Пассажирский район включает пассажирский пирс с двумя причалами длиной
по 148 м для линейного флота, три плавучих причала для судов местного плавания и
морской вокзал. Глубины у пирса 6,5 м, у плавпричалов – до 7,8 м.
В рыбном порту имеется около 50 причалов небольшой длины с глубинами от
6,0 до 8,5 м общей протяженностью около 4,0 км. На причалах установлены в
основном портальные краны грузоподъемностью от 3,2 до 6 т. Есть несколько
кранов грузоподъемностью 10 т. Порт разделен на районы: 1- и 2-й грузовые районы
и угольную базу (3-й грузовой район).
В состав нефтебазы входит один нефтепирс длиной 336 м, на котором
перерабатываются почти все виды жидкого топлива. Параллельно ему строится еще
один нефтепирс. Общая емкость резервуаров для хранения нефтепродуктов
составляет около 100 тыс. т.
Различным предприятиям и организациям города принадлежит около 50
причалов. Большая часть из них предназначена для ремонта, технического
обслуживания, отстоя судов и различных вспомогательных целей. Однако несколько
причалов (в частности, АО «Мурманская судоверфь») используются для перевалки
коммерческих грузов.
Торговый порт и пассажирский район обслуживают около 50 судов портового
флота, включающего буксиры различной мощности, рейдовые и швартовные катера,
плавбункеровщики, маслозаправщики и водолеи для снабжения топливом, маслом и
водой судов как на рейде, так и у причалов, нефтемусоросборщики.
В Мурманске действует Морская администрация порта Мурманск, на балансе
которой находятся причалы торгового порта и пассажирского района.
Л11.3. Происхождение Мирового океана.
Первичным источником воды, образующей современную гидросферу,
имеющую массу приблизительно 1024г, являлось падение комет. Этот процесс
начался с самых первых этапов образования нашей планеты. На этих этапах
вещество планеты интенсивно разогревалось энергией, выделяющейся при ее
столкновениях с другими небесными телами. Поступавшая на нее вода химически
связывалась с другими веществами, образуя горные породы. Часть ее участвовала в
образовании первичной атмосферы.
Одним из первых этапов, на котором наша планета обрела кору, явился
Архей. Данный этап отмечен очень частым падением на Землю крупных комет,
приносивших с собой много воды. Вызванные их ударами процессы кратонизации и
вулканизма носили повсеместный и мощный характер, температуры на земной
поверхности не позволяли прибывшей воде длительное время задерживаться на
планете. В этот период были широко распространены процессы излияния магмы и
гидратации пород земной коры, которые резко снижали время существования в
литосфере свободной воды.
Следующим этапом формирования нашей планеты явился Протерозой. В это
время гидросфера существовала периодически (она неоднократно возникала и
исчезала). Эпохи заполнения водных бассейнов и расцвета в них жизни сменялись
длительными периодами высыхания водоемов и угнетения живых существ. В эпохи
существования водных объектов над ними формировался облачный слой,
экранировавший лучи Солнца. Приземные температуры настолько снижались.
Условия для существования биоты были достаточно комфортными.
В эпохи пересыхания водоемов происходило существенное потепление
климата, все живое погибало. Воды, образующие гидросферу в протерозое были
пресными, парциальное давление кислорода в них низкое < 0.2 атм. Величина рН
воды не превышала 6 . В мелководных бассейнах формировались крупные
месторождения джеспилитов. К окончанию протерозоя сформировались условия,
позволившие сформироваться стабильному Мировому океану.
В начале фанерозоя на эволюцию гидросферы продолжала существенно
влиять кометная бомбардировка земной поверхности, доставляющая много воды.
Интенсивность кометных бомбардировок ощутимо возросла на рубеже
ордовика и триаса. Поступавшая с кометами вода вызывала сильный размыв пород
земной поверхности. Однако накапливалась она не в Мировом океане, а
преимущественно в подземной гидросфере, где входила в состав магматических
расплавов.
Современный геологический период называется Кайнозой. Он начался
приблизительно 50 млн. лет назад. В это время гидросфера уже давно существовала
стабильно. Кометная бомбардировка стала заметно менее интенсивной. В результате
этого уровень Мирового океана в Кайнозое повышался, главным образом, не за счет
поступления новой кометной воды, а вследствие процессов дегидратации. Этот
процесс продолжается и в современном периоде.
Л11.4. Водные массы Мирового океана, влияющие на судоходство.
Воды Мирового океана составляют основную часть гидросферы Земли —
океаносферу. На воды океана приходится более 96 % (1338 млн куб. км.) воды
Земли. Объём пресных вод, поступающих в океан с речным стоком и осадками, не
превышает 0,5 миллионов кубических километров, что соответствует слою воды на
поверхности океана толщиной около 1,25 м. Это обуславливает постоянство
солевого состава вод океана и незначительные изменения их плотности. Единство
океана как водной массы обеспечивается её непрерывным движением как в
горизонтальном, так и в вертикальном направлениях. В океане, как и в атмосфере,
нет резких природных границ, все они более или менее постепенны. Здесь
осуществляется глобальный механизм трансформации энергии и обмена веществ,
который поддерживается неравномерным нагревом солнечной радиацией
поверхностных вод и атмосферы.
Водные массы Мирового океана – это гигантские объемы его воды,
формирующиеся под влиянием одинаковых факторов и обладающие в различных
своих
частях
близкими
гидрофизическими
,
гидрохимическими
и
гидробиологическими характеристиками.
В зависимости от своего расположения и факторов, участвующих в их
формировании выделяют следующие типы водных масс Мирового океана:
- поверхностную,
-промежуточную,
-глубинную,
-придонную .
Наибольшее влияние на условия мореплавания оказывают поверхностные
водные массы океанов. Эти водные массы океанов формируются в результате
непосредственного поглощения водами океанов солнечной и тепловой радиации , а
также взаимодействия океана с атмосферой.
Различают следующие виды поверхностных водных масс:
- экваториальные;
- тропические, подразделяющиеся на северотропические и южнотропические,
своеобразной их модификацией являются воды Аравийского моря и
Бенгальского залива;
- субтропические, делящиеся на северные и южные ;
- субполярные, состоящие из субарктических и субантарктических;
- полярные, включающие антарктические и арктические.
Экваториальные поверхностные водные массы образуются в пределах
экваториальной антициклонической системы. Они образуют слой толщиной 150300м. Их границами служат экваториальный и субэкваториальный фронты. Они
отличаются от других вод низких широт самой высокой в открытом океане
температурой (18-27оС), минимальной плотностью, пониженной соленостью(33-35
промилле), содержанием кислорода и фосфатов, а также весьма сложной системой
течений, которая, однако, позволяет говорить о преобладающем переносе вод с
запада на восток Экваториальным противотечением со скоростью 10-70 см/с.
Тропические поверхностные водные массы создаются в тропической
циклонической макроциркуляционной системе. Их границами являются, с одной
стороны, тропические океанические фронты, а с другой - в Северном полушарии
субэкваториальный фронт, а в Южном - экваториальный. В соответствии с
преобладающим подъемом вод толщина занимаемого ими слоя 300-400 м . Это
несколько меньше, чем у субтропических водных масс. Их температура 15-20оС,
содержание в них кислорода ниже, чем у субтропических водных масс, а плотность
и концентрация фосфатов несколько выше .
Воды северной части Индийского океана заметно отличаются от прочих
поверхностных тропических водных масс благодаря своеобразному влагообмену с
атмосферой. В Аравийском море из-за преобладания испарения над осадками
создаются воды высокой солености до 36,5 - 37,0‰. В Бенгальском заливе в
результате большого речного стока и превышения осадков над испарением воды
сильно опреснены; соленость от 34,0 - 34,5‰ в открытой части океана постепенно
понижается к вершине Бенгальского залива до 32 - 31‰. Следовательно, воды
северо-восточной части Индийского океана ближе по своим свойствам к
экваториальной водной массе, тогда как по географическому положению они
являются тропическими.
Субтропические
поверхностные
водные
массы
формируются
в
субтропических антициклонических системах. Границами их распространения
служат тропические и субполярные океанические фронты.
В условиях преобладающих нисходящих движений они получают
наибольшее развитие по вертикали. Им свойственна максимальная для открытого
океана соленость, высокая температура и минимальное содержание фосфатов.
Субполярные поверхностные водные массы целиком располагаются в
умеренных широтах между субполярным и полярным фронтами. Для них характерно
относительно большое изменение свойств с ростом географической широты и от
сезона к сезону. Обладая общностью физико-химических свойств, субарктические и
субантарктические воды вместе с тем имеют целый ряд отличительных черт. Это,
прежде всего, определяется тем, что первые находятся в зоне циркумполярной, а
вторые - в области североциклонических макроциркуляционных систем. Отсюда
различие в путях перемещения и некоторых других особенностях их динамики.
Кроме того, сказываются и те особенности тепло- и влагообмена, которые
отмечаются между океаническим Южным полушарием и континентальным
Северным.
Субарктические поверхностные воды
более интенсивно обмениваются
теплом и влагой с атмосферой и сушей. Повышенный вынос высокосоленых
тропических вод в северную Атлантику и отрицательный бюджет тепла
благоприятствуют развитию в них нисходящих движений. Вдоль материкового
склона они распространяются до дна океана.
В Тихом океане соленость субарктических вод понижена как за счет
особенностей влагообмена, так и относительно небольшого приноса солей
течениями. Поэтому опускание поверхностных вод не может здесь захватить
значительную толщу океана.
Субантарктические поверхностные воды, определяя природные условия
умеренной зоны южной части Мирового океана, принимают активное участие в
образовании промежуточных вод в результате нисходящих движений в зоне
субантарктического фронта.
Полярные поверхностные водные массы занимают всю акваторию,
располагающуюся к северу и югу от полярных океанических фронтов. Для них
характерна самая низкая температура воды, наиболее высокая плотность,
повышенное содержание растворенного кислорода и фосфатов. При общности
отмеченных физико-химических свойств антарктические воды располагаются в
области циклонической макроциркуляционной системы, а арктические антициклонической. Поэтому они, как и субполярные воды, существенно
отличаются не только перемещением, но и влиянием на формирование и
трансформацию нижележащих слоев.
Циклоническое обращение вовлекает антарктические воды в активное
перемешивание, что является одной из главных составляющих формирования
придонных слоев. Напротив, антициклоническая макроциркуляционная система не
позволяет арктическим водам, обладающим к тому же более низкой соленостью и
плотностью, выходить за пределы поверхностной структурной зоны.
В районах апвеллинга поднимаются на поверхность и потому влияют на
условия судоходства промежуточные водные массы. В полярных районах они
отличаются повышенной температурой, создающейся за счет вод, приносимых из
низких широт, а во всей остальной части Мирового океана их можно обнаружить по
пониженной солености.
Верхняя граница промежуточных водных масс залегает в среднем на
глубинах от 300 до 500 м, а нижняя - между 1000 и 2000 м. Такое большое различие
в положении нижней границы определяется циркуляцией вод. Средняя толщина
слоя, занимаемого промежуточными водными массами, меняется от 600 - 800 до
1000 - 1200 м. Скорости перемещения промежуточных водных масс значительно
меньше, чем поверхностных.
В Мировом океане выделяется четыре типа промежуточных водных масс.
Первый тип - сравнительно теплые полярные
подразделяющиеся на арктические и антарктические.
водные
массы,
Второй тип - субполярные воды с относительно пониженной соленостью:
субарктические и субантарктические.
Третий тип - промежуточные средиземноморские водные массы повышенной
солености.
Четвертый тип - североатлантическая водная масса.
В
противоположность
остальным
трем
типам
водных
масс
североатлантические воды не обладают экстремальными термогалинными
свойствами, по которым их можно было бы легко отличить от выше- и
нижележащих вод. По своим характеристикам они занимают промежуточное
положение между поверхностными, несколько более солеными водами, и
глубинными, менее солеными водами.
Особенно широкое распространение в Мировом океане получила
промежуточная субантарктическая водная масса, которая прослеживается от
субантарктического фронта (45-60° S) примерно до 20°N. в Атлантическом океане и
до приэкваториальных широт в Индийском и Тихом океанах. Наиболее характерный
ее признак - пониженная соленость.
Очаг формирования данной водной массы - Субантарктическая зона
конвергенции, где она образуется путем погружения субантарктических
поверхностных вод. У субантарктического фронта вертикальные составляющие
движения вод особенно велики, изогалины и изотермы располагаются почти
вертикально, горизонтальные градиенты плотности максимальны.
В холодное время года в очаге образования данной водной массы, в
результате интенсивного развития конвекции усиливается даунвеллинг.
В формировании промежуточной субантарктической водной массы
участвуют и глубинные воды, поднимающиеся в области антарктической
дивергенции.
Субарктическая промежуточная водная масса по условиям формирования,
свойствам и особенностям распространения весьма близка к субантарктической
водной массе. Она также образуется в зоне субполярного фронта. Однако в
Атлантическом океане субарктическая водная масса сразу же за субарктическим
фронтом попадает в область интенсивно опускающихся высокосоленых вод, быстро
трансформируется и теряется. В Тихом океане субарктическая водная масса по
промежуточному минимуму солености прослеживается повсеместно от
субарктического фронта почти до экватора.
Промежуточные средиземноморские водные массы образуются в северных
частях Атлантического и Индийского океанов в результате выноса вод из
Средиземного и Красного морей, а также Персидского залива. Этим водам
свойственна повышенная соленость и пониженное содержание растворенного
кислорода.
Особенно бедны кислородом промежуточные средиземноморские воды в
Индийском океане, где их смешение с поверхностными водами меньше, чем в
Атлантике.
Летом в северном полушарии, когда в Аравийском море происходит
антициклоническое обращение поверхностных вод, концентрация кислорода, повидимому, несколько больше, чем зимой.
В холодное время года обогащение вод кислородом осуществляется
нисходящими движениями по периферии циклонической системы. Наиболее
благоприятны такие возможности у материкового склона, вдоль которого
нисходящие движения могут распространиться на весьма значительную глубину.
Промежуточная средиземноморская водная масса Индийского океана
обнаруживается на всем пространстве от Красного моря и Персидского залива до
экватора, заполняя Бенгальский залив. Температура ее примерно от 10° в месте
выхода средиземных вод постепенно понижается до 6°. Соленость в тех же пределах
уменьшается от 35,5‰ до 34,9 - 34,8‰, содержание кислорода увеличивается 0,5 1,0 мл/л до 2,0 мл/л.
Средиземноморская водная масса в Атлантике прослеживается от пр.
Гибралтар до Срединно-атлантического хребта, распространяясь на север до 50° N,
на юг - до 25° N. Вдоль ее оси максимальная соленость на глубине около 1000 м
постепенно понижается от 36‰ у пр. Гибралтар до 35‰ у Срединно-атлантического
хребта. Температура в тех же пределах уменьшается от 10-12° до 7-8°.
Аэрация средиземноморских вод в Атлантике происходит интенсивнее, чем в
Индийском океане. Содержание кислорода в ней достигает 4-5 мл/л.
Промежуточная североатлантическая водная масса образуется в процессе
погружения в глубины океана поверхностных высокосоленых вод, которое
возникает при охлаждении его поверхностных осолоненных вод, выносимых из
тропических областей в высокие широты.
В результате этого в промежуточной структурной зоне создается водная
масса с промежуточными значениями солености между высокосолеными
поверхностными водами (37 - 35‰) и солеными глубинными (35,0 - 34,9‰).
В Арктическом бассейне промежуточные воды совершают циклоническое
обращение, проходя сначала вдоль материкового склона Евразии, а затем Канады. В
районе моря Бофорта они вовлекаются в антициклонический круговорот. Граница
раздела проходит приблизительно вдоль хребта Менделеева (между 86° и 81° N).
Антарктические промежуточные
глубинных вод, подымающихся в зоне
этому нижняя их граница оказывается
Мирового океана. Она располагается на
обычно, - 450 - 500 м.
воды образуются главным образом из
антарктической дивергенции. Благодаря
выше, чем в Арктике и других частях
глубине 1100 - 1400 м, а верхняя, как и
Толщина слоя, занимаемого промежуточной антарктической водной массой,
около 700 - 1000 м, минимальна, по отношению ко всем другим водам
промежуточной структурной зоны.
Температура от 1,5-2,0° у антарктического фронта понижается к
материковому склону Антарктиды до отрицательных значений; соленость вод в
среднем составляет около 34,7‰. Промежуточные антарктические воды основной
своей массой перемещаются на восток, в соответствии с общим циркумполярным:
переносом.
Во второй половине XX века началось интенсивное изучение глубин океана.
Методом эхолокации были составлены детальные карты глубин океана, были
открыты основные формы рельефа океанического дна. Эти данные, объединённые с
результатами геофизических и геологических исследований, привели в конце 1960-х
годов к созданию теории тектоники плит. Текто́ника плит — современная
геологическая теория о движении литосферы. Для изучения строения океанической
коры была организована международная программа по бурению океанического дна.
Одним из основных результатов программы стало подтверждение теории.
Поверхность Мирового океана на самом деле не всюду гладкая, например, на
севере Индийского океана — она понижена на ~100 метров, а на западе Тихого —
поднята на ~70 метров.
Систематическое изучение дна мирового океана началось с появлением
эхолота. Большая часть дна океанов представляет собой ровные поверхности, так
называемые абиссальные равнины. Их средняя глубина — 5 км. В центральных
частях всех океанов расположены линейные поднятия на 1—2 км — срединноокеанические хребты, которые связаны в единую сеть. Хребты разделены
трансформными разломами на сегменты, проявляющиеся в рельефе низкими
возвышенностями, перпендикулярными хребтам.
На абиссальных равнинах расположено множество одиночных гор, часть из
которых выступает над поверхностью воды в виде островов. Большинство этих гор
— потухшие или действующие вулканы. Под тяжестью горы океаническая кора
прогибается и гора медленно погружается в воду. На ней образуется коралловый
риф, который надстраивает вершину, в результате формируется кольцевидный
коралловый остров — атолл.
Если окраина континента пассивная, то между ним и океаном расположен
шельф — подводная часть континента, и континентальный склон, плавно
переходящий в абиссальную равнину. Перед зонами субдукции, там, где
океаническая кора погружается под континенты, расположены глубоководные
желоба — самые глубокие части океанов.
Океан играет огромную роль в формировании климата Земли. Под действием
солнечной радиации вода испаряется и переносится на континенты, где выпадает в
виде различных атмосферных осадков. Океанические течения переносят нагретые
или охлаждённые воды в другие широты и в значительной мере ответственны за
распределение тепла по планете.
Вода обладает огромной теплоёмкостью, поэтому температура океана
меняется гораздо медленнее, чем температура воздуха или суши. Близкие к океану
районы имеют меньшие суточные и сезонные колебания температуры.
Если факторы, вызывающие течения, постоянны, то образуется постоянное
течение, а если они носят эпизодический характер, то формируется
кратковременное, случайное течение. По преобладающему направлению течения
делятся на меридиональные, несущие свои воды на север или на юг, и зональные,
распространяющиеся широтно. Течения, температура воды в которых выше средней
температуры для тех же широт, называют тёплыми, ниже — холодными, а течения,
имеющие ту же температуру, что и окружающие его воды, — нейтральными.
На направление течений в Мировом океане оказывает влияние отклоняющая
сила, вызванная вращением Земли, — сила Кориолиса. В Северном полушарии она
отклоняет течения вправо, а в Южном — влево. Скорость течений в среднем не
превышает 10 м/с, а в глубину они распространяются не более чем на 300 м.
Океаны имеют громадное транспортное значение: огромное количество
грузов перевозится судами между мировыми морскими портами. По цене перевозки
единицы груза, на единицу расстояния, морской транспорт один из самых дешёвых,
но далеко не самый быстрый. Для сокращения протяжённости морских путей
построены каналы, важнейшие из которых включают Панамский и Суэцкий.
Чтобы нагреть Мировой океан до температуры кипения, необходима энергия,
выделяющаяся при распаде 6,8 миллиардов тонн урана.
Если взять всю воду океана (1,34 млрд км3) и сделать из неё шар, то
получится планета диаметром около 1400 км[10].
1.2. Вопросы для контроля знаний 4.
1 Охарактеризуйте современное деление Мирового океана.
2.Что такое океан
3. Что такое море.
4. Что такое залив .
5. Что такое бухта.
6.Что такое лиман.
7. Охарактеризуйте географическое положение Тихого океана.
8. Охарактеризуйте крупнейшие порты Тихого океана.
9. Охарактеризуйте географическое положение Атлантического океана.
10. Охарактеризуйте крупнейшие порты Северной Атлантики.
11. Охарактеризуйте крупнейшие порты Южной Атлантики.
12.. Охарактеризуйте географическое положение Индийского океана.
13. Охарактеризуйте крупнейшие порты Индийского океана.
14. Охарактеризуйте Северный Ледовитый океан.
15. Охарактеризуйте крупнейшие порты Северного Ледовитого океана.
16. Охарактеризуйте происхождение Мирового океана.
17. Почему образующие его воды соленые, в то время как поступающие в
него речные воды и воды атмосферных осадков пресные.
18. Охарактеризуйте поверхностные водные массы океанов.
19. Охарактеризуйте промежуточные водные массы океанов.
20. Охарактеризуйте глубинные водные массы океанов.
21. Охарактеризуйте придонные водные массы океанов.
22. Охарактеризуйте причины изменения поверхностных температур
акваторий Мирового океана.
Рекомендованная литература.
1. Физическая география материков и океанов. Учебник для географических
специальностей университетов / Ю.Г.Ермаков, Г.М.Игнатьев, Л.И.Куракова
[ и др.]; под общей редакцией Рябчикова А.М. – М.: Высш. шк., 1988. – 592
с.
2. Физико-географический атлас Мира / Гл. ред. Шуров С.И. – М. : Изд-во
ГУК СССР, 1967. – 298 с.
3. Джон Гарвей. Атмосфера и океан. Наша жидкая окружающая среда . М.; Прогресс.
1982-184 с.
4. Океанские пути Мира. М.; Транспорт. 1980. - 480 с.
Л12. Характеристики и состав вод Мирового океана
Учебные вопросы
12.1.Поле температуры Мирового океана.
12.2.Поле солености Мирового океана.
12.3. Химический состав вод Мирового океана
12.4.Поле плотности вод Мирового океана
Л12.1. Поле температуры Мирового океана.
Вода является одним из теплоемких веществ на Земле. Поэтому Мировой
океан, обладающий гигантскими запасами воды, является главным стабилизатором
и регулятором климата. Благодаря этому средняя температура поверхности Земли на
36°С выше той, которая могла бы быть при отсутствии на ней Мирового океана.
Поле
результате:
поверхностной
температуры
Мирового
океана
формируется
в
- поглощения его поверхностью суммарной солнечной радиации и обратного
теплового излучения атмосферы,
-излучения ею тепла,
- переноса тепла поверхностными океаническими течениями,
- взаимодействия его поверхностных вод с промежуточными,
-испарения воды и конденсации водяного пара,
-замерзания воды и таяния льдов.
Средняя температура поверхностных вод всего Мирового океана составляет
17,54°.
Температура поверхностных вод в Северном полушарии примерно на 3°
выше, чем в Южном полушарии.
Причины:
- в Северном полушарии площади акваторий, расположенных в высоких
широтах существенно меньше, чем площади таких акваторий в Южном полушарии.
В результате воды регионов Атлантики и Тихого океана к северу от экватора,
поглощают приблизительно на 40% больше тепла, чем воды их южных регионов.
- Трансэкваториальный перенос тепла из Южного полушария в Северное,
осуществляемый северной струей Южно-Пассатного течения (средний расход 15 км3
/с).
Существенные различия имеются и в средних температурах отдельных
океанов, что объясняется их расположением и конфигурацией берегов.
Суммарная площадь акваторий Тихого океана, расположенных в тропической
зоне существенно больше, чем вне ее. Поэтому единица его поверхности поглощает
наибольшее количество солнечной радиации (свыше 20 ккал/см2 в год). В результате
– среднегодовая поверхностная температура Тихого океана - 19,37°.
У Индийского океана соотношение между площадями таких акваторий
меньше, вследствие чего единица его поверхности поглощает солнечной радиации
около 19 ккал/см2 в год.
Атлантический океан характеризуется еще меньшим соотношением между
площадями данных акваторий. В результате за год
единица площади его
2
поверхности поглощает около 17 ккал/см в год.
Северный Ледовитый океан. полностью расположен в высоких широтах.
Среднегодовая температура его поверхности составляет - 0,75°.
Самая высокая средняя годовая температура воды наблюдается
экваториальной зоне между 5° и 10° N; ее значение здесь равно 27,4°.
в
В тропиках поглощение солнечной радиации превышает расход тепла,
средняя годовая температура на поверхности, как правило, выше 25°.
В умеренных климатических поясах температура понижается, в соответствии
с уменьшением количества поглощаемой солнечной радиации. Здесь среднегодовая
температура
выше в северном полушарии, чем в южном полушарии, что
объясняется различием в характере циркуляции их поверхностных вод.
В северные части Атлантического и Тихого океанов за счет преобладания
меридиональной составляющей циркуляции поверхностных вод выносится огромная
масса хорошо прогретых тропических вод. В тех же широтах южного полушария, в
условиях преобладания зональных переносов, поступление вод из низких широт
значительно меньше.
В южном полушарии между 60 и 65° S, средняя годовая температура воды
переходит через ноль. В северном полушарии отрицательные средние годовые
температуры отмечаются значительно севернее, примерно от 70-75° N. Это
объясняется теми же особенностями бюджета тепла, которые характерны и для
умеренной зоны северного полушария.
Апвеллинг — это процесс, при котором глубинные воды океана поднимаются
к поверхности. Наиболее часто наблюдается у западных границ материков, где
перемещает более холодные, богатые биогенами (веществами, которые необходимы
для развития живым существам) воды из глубин океана к поверхности, замещая
более тёплые, бедные биогенами поверхностные воды. Также может встречаться
практически в любом районе мирового океана.
Различают как минимум четыре типа апвеллинга:
-прибрежный апвеллинг, который образуется под действием ветра с берега,
который отгоняет поверхностные воды в глубь океана, что приводит к их
замещению водами, поднимающимися из его глубин;
крупномасштабный ветровой апвеллинг в открытом океане, который
возникает вблизи экватора, под влиянием пассатов и силы Кориолиса;
апвеллинг, связанный с вихрями, как правило, наблюдается в центрах
циклонических вихрей, которые являются синоптическими, мезомасштабными или
мелкомасштабными;
апвеллинг, связанный с топографией, причиной которого является
взаимодействие придонного течения с
областью подъема морского дна, на
которую набегают его воды.
Процессом, обратным апвеллингу, является даунвеллинг.
Вследствие существенного охлаждения апвеллингом поверхностных вод
океана, в акваториях, где это явление происходит, часто образуются туманы,
осложняющие навигацию. Так как воды, поднимающиеся из глубин океана к
поверхности, богаты биогенами, в районах, где это явление происходит, интенсивно
развивается фитопланктон, который служит пищей многим видам промысловых
рыб. Как следствие, в районах апвеллинга весьма многочисленны популяции
подобных видов. Благодаря этому, районы апвеллинга – важнейшие районы
океанического рыболовства. В прибрежных районах апвеллинга лов рыбы зачастую
осуществляется с маломерных плавсредств, которые не оборудованы
радиолокационной аппаратурой. С такими судами в тумане возможны столкновения,
приводящие к гибели людей. Существенную навигационную опасность для
судоходства представляют и рыболовецкие сети, которые могут быть намотаны на
винт, что приводит к длительной остановке судна.
Интенсивность апвеллинга зависит от :
-скорости ветра над водной поверхностью, порождающего движение вод;
-солености и плотности вод, поднимающихся из глубин океана на его
поверхность.
Л12.2.Поле солености вод Мирового океана.
Соленость морской воды определяется как общее количество твёрдых
веществ в граммах, растворённое в 1 кг морской воды, при условии, что все
галогены заменены эквивалентным количеством хлора, все карбонаты переведены в
окислы, органическое вещество сожжено. Под соленостью подразумевается
содержание всех растворенных в воде веществ, а не только солей.
Соленость измеряется в «‰» («промилле»).
Средняя соленость мирового океана 34,72‰. Это означает, что в 1 кг его воды
содержится около 35 г солей.
Факторами изменчивости поля солености
океана являются:
поверхностных вод Мирового
- суммы атмосферных осадков, выпадающих на поверхность его акваторий;
- интенсивность испарения с них влаги;
- объемы поступающего в них речного, берегового и подземного стока;
- интенсивность таяния и образования льдов;
- изменения солености вод, поднимающихся к поверхности в районе
апвеллинга, а также их расхода.
Наименее солёными являются поверхностные воды Финского залива и
северной части Ботнического залива, входящих в акваторию Балтийского моря. Их
соленость составляет 6‰.
Соленость поверхностных вод Черного моря 18‰. В Азовском море
соленость воды увеличивается от устья Дона в юго-западном направлении. На
границе Таганрогского залива средняя годовая соленость составляет около 9 °/оо, в
центральных частях моря 11°/оо.
Наиболее солёной является поверхностная вода Красного моря и восточной
части Средиземного моря, здесь соленость превышает 40‰.
Солёные озёра, такие как Мёртвое море, Сиваш, Сасык и др. могут иметь
значительно больший уровень содержания солей. Соленость вод Мертвого моря 3435 % или 340-350‰.
В экваториальной зоне в соответствии с выпадающим здесь интенсивными
атмосферными осадками, превышающими интенсивность испарения, соленость
поверхностных вод понижена.
Зона с минимальной соленостью поверхностных вод наблюдается между 5 и
10° с.ш.. Здесь значение соленостив среднем по всему Мировому океану 34,43‰.
В экваториальной зоне Тихого соленость наиболее низка (34,04‰), а в
Атлантическом понижение ее наименьшее (35,01‰). В Индийском океане, из-за
смещения штилевой зоны в южное полушарие, минимальная средняя соленость
поверхностных вод 34,62‰ отмечается между 10° и 15° S.
Наиболее высокая соленость отмечается, в среднем по всему Мировому
океану, между 25° и 30° N (35,76‰) и между 20° и 25° S (35,74‰).
В Атлантическом океане средняя широтная величина солености воды между
30° и 35°N достигает 36,91‰. В южном полушарии максимальное среднее широтное
значение - 36,66‰ – здесь отмечается между 15° и 20°S.
В Тихом океане соленость воды в области субтропических максимумов
значительно меньше, чем в других океанах. Средняя широтная величина солености у
20-25°S составляет 35,70‰, а у 25 - 30°N - только 34,95‰.
В Индийском океане субтропические максимумы солености существенно
менее выражены. Наибольшая средняя широтная соленость воды, равная 35,81‰,
отмечается между 30° и 35°S. Высокая соленость вод характерна для Аравийского
моря. В районе Бенгальского залива соленость поверхностных вод океана понижена,
из за влияния стока рек и значительных осадков.
С удалением от субтропических максимумов в направлении полюсов,
соленость воды постепенно понижается. На параллелях 40° N и 40° S наблюдается
равенство между испарением и осадками. В более высоких широтах соленость
поверхностных вод всюду начинает снижаться.
Превышение осадков над испарением достигает максимального значения
примерно у 50° широты, здесь же значения солености достигают наименьших
значений.
Несмотря на то, что в более высоких широтах разность между осадками и
испарением уменьшается, соленость поверхностных вод не снижается (а местами
повышается) из-за опреснения, создаваемого таянием льдов. В Северном Ледовитом
океане, роль преобладающего фактора опреснения играет речной сток.
Помимо разности между испарением и осадками, таяния льдов и речного
стока, поле солености в значительной мере формируется под воздействием
циркуляции вод.
В экваториальной зоне соленость несколько уменьшается от западных
берегов океана к его восточным берегам. Причина тому - перенос опресненных вод
Экваториальным противотечением.
Благодаря обращению вод в макроциркуляционных системах поле солености
представлено концентрическими изогалинами, близкими по своей форме к эллипсам
(за счет вытянутости природных зон по широте).
Соленость у восточных берегов океанов ниже, чем у западных, в результате
того, что вдоль западного побережья океанов перемещаются воды из тропических
областей, где соленость повышена. Вдоль восточных побережий переносятся воды с
более низкой соленостью из умеренных широт.
Соленость воды в центре субтропических максимумов значительно меняется
в каждом из океанов. В Атлантическом океане она достигает наивысших значений
для открытых частей Мирового океана, превышая 37-37,5‰.
В южно-тропической области Индийского океана соленость выше 36‰. К
северу от экватора высокая соленость, нарастая в направлении северного побережья
Аравийского моря, доходит до 36,5 - 37,0‰. В северо-восточной части Индийского
океана поверхностные воды сильно опреснены и к Индокитайскому полуострову
соленость понижается до 32 - 30‰.
В центре южно-тропической зоны Тихого океана соленость воды выше 36,0 36,5‰. В северо-тропической области, где опреснение особенно велико соленость
около 35,5‰.
Л12.3. Химический состав морской воды.
Морская вода, в отличие от атмосферных осадков, – многокомпонентный
раствор различных солей и газов. Этот факт был впервые объяснил Эдмунд Галлей в
1715 году.
Содержащиеся ныне в морской воде соли и другие минералы вымывались на
протяжении миллионов лет из почвы поверхностным стоком, образующимся при
выпадении ливневых осадков и таянии снегов, и доставлялись в море реками. Воды
океана испаряются, а соли нет. Поэтому они в нем накапливаются. В результате
такого выпаривания соли постепенно концентрировались.
Соли покидают Мировой океан при образовании океанических аэрозолей и
образовании донных осадков. Полный круговорот через атмосферу все соли
Мирового океана совершают за 110 млн. лет. Аналогичным образом происходит
осолонение любых бессточных озер изолированных от Мирового океана.
Вещества, образующие химический состав морской воды могут быть
разделены на следующие группы:
1- компоненты постоянного состава (основные ионы);
2- растворенные газы;
3- мезоэлементы (биогенные) элементы;
4- микроэлементы;
5-органические вещества.
Компоненты постоянного состава морской воды и их концентрации:
Таблица Л12.1. Компоненты постоянного состава морской воды и их
концентрации
Ион
Cl−
SO42 −
Br−
F−
C
Концентрация
0,546
0,0283
0,000844
0,000068
0,00206
Ион
Na+
Mg2+
Ca2+
K+
В
Концентрация
0,469
0,0528
0,0103
0,0102
0,000416
Общее количество солей в водах Мирового океана 48000000 милиардов тонн.
Закон Дитмара: В воде открытого океана независимо от абсолютной концентрации
количественные соотношения между концентрациями компонентов постоянного
солевого состава всегда постоянны .
Соединения натрия и многие другие соли не только приносятся речными
водами, но вымывались из дна океанов на ранних этапах их формирования.
Хлор и ряд других веществ поступал в воды Мирового океана из недр Земли
при извержениях вулканов. Ионы натрия и хлора постепенно стали основными
составляющими солевого состава морской воды.
Газы, растворенные в водах Мирового океана (N2, O2, CO2), поступают в его
поверхностный слой из атмосферы;
Соотношение N2/ O2 в воде 2:1, а не 4:1 как в воздухе (Лавуазье).
Газы выделяются в придонный слой при дегазации земных недр и
извержениях подводных вулканов (CO2, H2S, SO2, NH3) . Они вырабатываются и
потребляются обитателями океана (О2, CO2, CH4, H2S), а также образуются при
радиоактивном распаде (Ar (K40))
Газы вырабатываются и потребляются в процессе химических реакций,
приносятся речными водами (N2, O2, CO2 ), а также переносятся потоками воды и
всплывающими пузырьками.
Кислород (O2) находится в морской воде в виде растворенных молекул. O2,
являясь мощным окислителем, играет особую роль в формировании химического
состава природных вод. O2 поступает в воду в результате процессов фотосинтеза и
из атмосферы. Расходуется O2 на окисление органических веществ, а также в
процессе дыхания организмов.
Концентрация растворенного O2 в морской воде лежит в пределах от 0 до 14
мг/л.
Концентрации O2
в водах океана зависят от многих факторов. В
приповерхностных водах они могут значительно меняться в течение суток, сезона и
года. При интенсивном фотосинтезе, в полдень здесь они максимальны.
Так как потребление O2 сравнительно мало зависит от суточных изменений
солнечной радиации, а фотосинтез всецело определяется ею, то в течение дня
происходит накопление O2 , а в темное время суток расходование его.
O2
необходим для существования большинства организмов, которые
населяют водоемы. Как сильный окислитель O2 играет важную санитарногигиеническую роль, способствуя быстрой минерализации органических остатков.
Диоксид углерода (CO2) находится в воде главным образом в виде
растворенных молекул газа CO2. Источником CO2 являются прежде всего процессы
окисления органических веществ, как непосредственно в воде, так и в донных
осадках. К ним относятся дыхание водных организмов и различные виды
биохимического распада и окисления органических остатков.
В районах подводного вулканизма важным источником CO2 являются
вулканические газы, выделяющиеся при извержениях вулканов и из недр земли при
их дегазации.
Уменьшение содержания CO2 в морской воде происходит при фотосинтезе.
CO2 расходуется в океане также на образование и растворение карбонатов:
CaCO3 + CO2 + H2O ↔ Ca(HCO3)2
Уменьшение содержания CO2 в воде, особенно в поверхностных водах суши,
происходит также при выделении его в атмосферу. Поверхностные воды океана
насыщены, а иногда пересыщены CO2. Между CO2 атмосферы и CO2 поверхностных
вод существует непрерывный обмен, направленный на установление между ними
равновесия, согласно закону Генри-Дальтона.
В поверхностных водах суши, где содержится много органики, много CO2.
Поэтому они выделяют его в атмосферу. Поверхностные воды океана днем его
поглощают, а ночью выделяют. За сутки преобладает поглощение.
Растворенный молекулярный азот (N2) –непосредственно не усваивается
водными растениями. Азот им доступен лишь в форме нитратов, в которые он
превращается азотфиксирующими микроорганизмами. Поэтому воды Мирового
океана практически насыщены N2, а изменения его концентрации в них
определяются (по закону Генри - Дальтона) изменениями их температуры, а также
гидростатического давления.
В придонных и глубинных водах концентрации N2 больше, чем в
поверхностных. В районах апвеллинга воды насыщенные N2 поднимаются к
поверхности. При этом концентрации в них N2
превышают концентрации
насыщения. Избыточный N2 образует воздушные пузырьки, всплывающие к
поверхности океана.
Растворенный в поверхностных водах азот имеет преимущественно
воздушное происхождение. Наряду с этим в природе широко распространен азот
биогенного происхождения, возникающий в результате денитрификации.
Газ метан (CH4) практически не растворим в воде. При концентрациях в
воздухе 9-15% взрывоопасен. Способен гореть, соединяясь с О2.
CH4 поступает в воды океана в результате жизнедеятельности бактерий –
метаногенов, а также выделяется из морского дна при его дегазации. Бактериальный
CH4 в основном образуется при разложении мертвой органики в слоях воды, не
содержащих О2 (преимущественно на дне океана, в болотах и тундре), либо
лишенных света (подо льдами Арктики). Крупнейшим производителем CH 4 является
бескислородная зона Черного моря, поставляющая в атмосферу столько же CH4,
сколько весь остальной Мировой океан.
CH4 из вод океана расходуется :
-в поверхностном слое океана – путем перехода в атмосферу;
-в придонном слое океана – путем образования метаногидратов.
Метаногидраты- молекулярные агрегаты CH4 и воды, образующиеся при
высоком давлении и низкой (но положительной температуре). Залежи
метаногидратов образуются в глубинных разломах на дне океана, в том числе и в
районах подводных вулканов. При извержении температура воды повышается, что
приводит к массовому превращению метаногидратов в CH4 и воду. Это приводит к
образованию гигантских пузырей CH4 , вырывающихся на поверхность океана, что
иногда приводит к гибели судов. Это же явление при грозах может вызывать
мощные взрывы в атмосфере. Такие взрывы во время Большого Крымского
землетрясения 1927 года происходили в Черном море у берегов Ялты и Балаклавы.
Газ сероводород (H2S) – горючее вещество с резким запахом тухлых яиц. Не
поддерживает дыхания. Поэтому водах, содержащих H2S, отсутствуют аэробные
организмы, в том числе – рыба и другие гидробионты.
H2S является одним из продуктов распада белкового вещества, содержащего в
своем составе серу. Он образуется в придонных слоях Мирового океана вследствие
гниения на дне мертвой органики. Также он образуется путем бактериальной
редукции ионов SO4 (сульфат-ионов) в S и далее H2S. Это обычно происходит
вблизи верхней границы сероводородных зон, образующихся в придонных и
глубинных слоях морей.
H2S окисляется тионовыми бактериями, популяции которых обитают на
нижней границе эвфотического слоя океана. Кроме того, он окисляется и химически
- содержащимся в воде О2.
Кроме главных ионов, ряд элементов: азот в форме нитратов, фосфор в
форме фосфатов, кремний , присутствуют в морской воде в концентрациях от 0,1 до
10 мг/л. Они называются мезоэлементами (от греч. "мезос" - "средний",
"промежуточный"). Эти элементы необходимы для развития фитопланктона.
Поэтому они называются биогенными.
Нитраты NO3- и фосфаты HPO32- H2PO3- в основном образуются в глубинах
океана при
разложении мертвой органики. Основной поток этих веществ
поднимается к поверхности океана при апвеллинге. Поэтому районы апвеллинга
наиболее богаты биологическими ресурсами. Также часть NO3- образуется из
растворенного N2 при бактериальной нитрификации.
Кремний (Si) очень распространен в горных породах, образующих дно океана
и малорастворим в воде. Его концентрация в природных водах обычно составляет
несколько миллиграммов в 1 л.
Сравнительно малое содержание Si
в
поверхностных водах океана, обусловлено его потреблением водными организмами,
многие из которых, например диатомовые водоросли, строят свой скелет из Si .
Присутствие Si в воде является серьезной помехой в технике, так как при
продолжительном кипячении воды Si образует в котлах очень твердую силикатную
накипь.
Микроэлементы – все прочие элементы таблицы Менделеева. Их
концентрации настолько малы, что в сумме они не превышают 0,01 % массы всех
растворенных солей.
В наибольших концентрациях встречаются литий (180 мкг/л), рубидий (120
мкг/л), барий (18 мкг/л), в наименьших - золото (0,004 мкг/л), редкоземельные
элементы (менее 0,001 мкг/л), радий (10-7 мкг/л).
Чем более изолирован от океана водный бассейн, тем
микроэлементный состав его вод отличается от состава воды в океане.
заметнее
На формирование микроэлементного состава воды первостепенное значение
имеют условия водообмена с океаном, соотношение объема материкового стока с
объемом моря, глубина моря и характер химического состава вод впадающих рек.
Микроэлементы условно можно разделить на пять подгрупп:
1) типичные катионы (Li+, Rb+, Cs+, Be2+, Sr2+, Ba2+ и др.);
2) ионы тяжелых металлов (Cu2+, Ag+, Au+, Pb2+, Fe2+, Ni2+, Co2+ и др);
3) амфотерные комплексообразователи (Cr, Mo, V, Mn);
4) типичные анионы (Br-, I-, F-);
5) радиоактивные элементы.
Микроэлементы необходимы для нормальной жизнедеятельности растений,
животных и человека. Однако при повышенной концентрации многие
микроэлементы вредны и даже ядовиты для живых организмов. Поэтому часто они
становятся загрязняющими веществами и концентрация их контролируется.
Органические вещества в морской воде - комплекс истинно растворенных и
коллоидных органических соединений. По происхождению они могут быть
разделены на поступающие извне (с водосборной площади) и образующиеся в самом
водном объекте.
К первой группе относятся главным образом гумусовые вещества,
вымываемые водой из почв, торфяников, лесного перегноя и других видов
природных образований, включающих остатки растений, и органические вещества,
поступающие с промышленными и хозяйственно-бытовыми сточными водами.
Ко второй группе относится живая и мертвая органика, а также продукты ее
разложения до аминокислот.
Общая концентрация органического вещества в природных водах,
максимальна в болотных водах (где концентрации гумусовых веществ иногда
достигают 500 мг/л и более) и реках с болотным питанием. В океане его
концентрация как правило гораздо ниже (2,0-5,4 мг/л), но в некоторых его районах
может приближаться к 500 мг/л в период цветения фитопланктона.
Л12.4. Поле плотности морской воды.
Плотность морской воды – масса одного литра ее объема. Она численно равна
отношению массы единицы объема морской воды при температуре, которую она
имела в море, к массе такого же объема дистиллированной воды при температуре
4°С. Плотность морской воды зависит от ее температуры, солености, а также
гидростатического давления.
Плотность воды ρ в Мировом океане лежит пределах от 1020 до 1030 кг/м³ .
С повышением солености(S), увеличением глубины(h) и понижением температуры
(T) плотность морской воды увеличивается.
Зависимость плотности воды от указанных параметров имеет вид:
ρ=1028,14-0,07Т-0,00486Т2-(0,802-0,00283Т)(S-35)+0,0045h.
От плотности морской воды зависит осадка судна. Для больших океанских
судов увеличение осадки при заходе в пресные воды может достигать 0, 3 м.
Условная плотность σ=(ρ-1)*1000
Типичные зависимости плотности морской воды от ее температуры и
солености приведены на рисунке 5.1.
Рисунок Л12.1. Зависимости плотности морской воды от ее температуры и
солености.
Зависимости температуры замерзания и температуры
плотности морской воды от ее солености приведены на рисунке 5.2.
максимальной
Рисунок Л12.2. Зависимости температуры замерзания воды, а также
температуры максимальной плотности от ее солености.
При солености, превышающей 24‰, температура максимальной плотности
воды становится ниже температуры ее замерзания — при охлаждении морская вода
всегда сжимается, и плотность ее растет.
Изменение объемного водоизмещения ΔV можно также рассчитать как объем
слоя с основанием, равным площади действующей ватерлинии S (практически
неизменной в пределах малых изменений осадки), и высотой, равной изменению
средней осадки ΔТ, т.е. V = S×ΔT. Тогда:
S×ΔТ = V×(ρ - ρ1)/ρ1
Отсюда
ΔТ = V/S × (ρ - ρ1)/ρ1или ΔТ = D/(S×ρ) × (ρ - ρ1)/ρ1 D-водоизмещение судна
При переходе судна из пресной воды (ρ = 1,0 т/м3 ) в морскую (ρ = 1,025
т/м3):
ΔT = D/(S×1,0) × (1,0 - 1,025)/1,025
В морской воде осадка судна уменьшится.
При переходе судна из морской воды в пресную:
ΔT = D/(S×1,025) × (1,025 - 1,0)/1,0.
В пресной воде осадка судна увеличится.
В верхних слоях океана до горизонтов 1000-1500 м, с увеличением глубины σ
возрастает, достигая значений 27,5 у.е.. Еще глубже (до дна) происходит очень
медленное увеличение плотности.
В экваториальных зонах, где на поверхности находятся опреснённые теплые
воды, а внизу более соленые и холодные, плотность до глубин 200 м увеличивается
резко, а затем продолжает расти медленно.
В умеренных климатических зонах поверхность воды в зимний период сильно
охлаждается, их плотность повышается и становится больше плотности
нижележащих слоев, в результате чего воды постепенно опускаются вниз.
Опустившись, холодные и плотные воды движутся в направлении экватора, а
на смену им приходят новые, более теплые и менее плотные. Возникает замкнутая
циркуляция вод в вертикальной плоскости. Ниже 4 км плотность морской воды
изменяется еще более незначительно, достигая 1,0282 г/см.2
На картах, линии, соединяющие точки с одинаковыми значениями плотности
называются изопикны.
Слой скачка плотности называется пикноклином. Иногда выделяют несколько
слоев скачка плотности. Например, в Балтийском море известны два пикноклина: в
интервале глубин 20-30 и 65-100 м.
Различие плотностей морской воды, в сегментах моря, расположенных на
одном горизонте , приводит к образованию плотностных течений. Это явление
приводит к образованию течений в глубинной и придонной водных массах
Мирового океана.
Сильное опреснение поверхностного слоя моря приводит к образованию на
его нижней граница резкого скачка плотности (пикноклина). При этом может
проявиться эффект «мертвой воды». Винт судна окажется ниже пикноклина,
отдавая свою энергию воде, расположенно ниже его, в то время как вода
поверхностного слоя, окружающая корпус судна, будет неподвижна. В результате
ход судна резко замедляется.
Вопросы для контроля знаний5.
1. Укажите причины, влияющие на температуру поверхностных вод в
океане.
2. Почему среднегодовая температура поверхностных вод акваторий
океанов, расположенных в Северном полушарии, больше, чем
находящихся в Южном полушарии.
3. Почему поверхностные воды Тихого океана самые теплые.
4. Почему поверхностные воды Северного Ледовитого океана самые
холодные.
5. Почему поверхностные воды Индийского океана теплее, чем
поверхностные воды Атлантики.
6. В каких зонах океанов их среднегодовые поверхностные температуры
достигают максимальных значений.
7. Что такое апвеллинг и как это явление влияет на поверхностную
температуру акваторий, где он происходит.
8. Охарактеризуйте факторы, которые определяют химический состав
вод Мирового океана.
9. Какие положительные и отрицательные ионы входят в постоянный
состав морской воды.
10. Сформулируйте закон Дитмара и укажите условия, в которых он
выполняется.
11. Почему воды Мирового океана соленые, а впадающие в него воды рек
и атмосферные осадки – практически пресные.
12. Охарактеризуйте источники, стоки и роль кислорода в
функционировании экосистем океана.
13. Охарактеризуйте источники, стоки и роль диоксида углерода в океане.
14. Охарактеризуйте источники, стоки и роль метана в океане.
15. Охарактеризуйте источники, стоки и роль азота в океане.
16. Охарактеризуйте источники, стоки и роль сероводорода в океане.
17. Охарактеризуйте источники, стоки и роль нитратов и фосфатов в
океане.
18. Охарактеризуйте источники, стоки и роль кремния в океане.
19. Охарактеризуйте источники, стоки и роль микроэлементов в океане.
20. Что такое, и в каких единицах измеряется соленость морской воды.
21. Охарактеризуйте распределение солености в поверхностных водах
Мирового океана.
22. Почему соленость поверхностных вод Северного Ледовитого океана
меньше, чем поверхностных Индийского океана.
23. Почему соленость поверхностных вод Черного моря меньше, чем
соленость поверхностных вод Мраморного моря и Средиземного
моря, но больше чем у вод Азовского моря.
24. Что такое плотность морской воды.
25. От каких факторов зависит плотность морской воды.
26. Что такое условная плотность воды.
27. Как плотность воды влияет на осадку судна.
28. Как соленость воды влияет на температуру ее максимальной
плотности.
29. Как соленость воды влияет на зависимость ее плотности от
температуры.
30. Что такое эффект «мертвой» воды .
Рекомендованная литература
1. Шулейкин В.В. Физика моря / В.В.Шулейкин. – М. : Наука, 1968. – 1083 с.
2. Иванов А. Введение в океанографию / А.Иванов; пер. с французского
Е.А.Плахина, Е.М.Шифриной; Под ред. Очаковского Ю.Е., Шифрина К.С.
– М. : Мир, 1978. – 574 с.
Л13. Волны в Мировом океане.
Учебные вопросы:
1. Характеристики и классификация волн.
2. Короткие и длинные волны
3. Ветровые волны
4. Сейсмические волны
5. Волны – убийцы
6. Приливные волны
7. Сейши
Л13.1. Характеристики и классификация волн
Поверхностная волна в Мировом океане ́ — изменение состояния его
поверхности, распространяющееся по ней, которое представляет собой чередование
максимумов и минимумов ее высоты.
Волновой профиль – вертикальное
взволнованной водной поверхности.
сечение
мгновенного
состояния
Характерные элементы волнового профиля:
- наиболее низкая часть - подошва, а самая высокая — гребень;
- крутизна склонов волны - угол между ее склоном и горизонтальной
плоскостью;
- расстояние по вертикали между подошвой и гребнем есть высота волны (она
может достигать 14-25 метров);
- расстояние между двумя подошвами или двумя гребнями называется длиной
волны.
В зависимости от своего происхождения в Мировом океане различают
поверхностные волны:
- ветровые,
- сейсмические (цунами);
-приливные;
-сейши.
По соотношению высоты с глубиной моря различают волны: короткие и
длинные.
По признаку распространения в пространстве волны бывают:
бегущие.
стоячие и
По характеру волны их делят: на колебательные и уединённые (солитоны).
По законам, описывающим волновой процесс их делят на :
нелинейные.
линейные и
Л13.2. Короткие и длинные волны
Короткими называются поверхностные волны, у которых высота и длина
много меньше, чем глубина моря.
Особенности коротких волн:
- форма волнового профиля ТРОХОИДА;
- траектории движения частиц замкнутые (эллипсы);
- переносят энергию и импульс, но не переносят вещество;
- при взаимодействии с другими короткими волнами не изменяют своих
характеристик;
-амплитуда вертикальных смещений частиц воды убывает, по мере удаления
от водной поверхности, длина волны остается неизменной.
Со дном короткие волны практически не взаимодействуют.
Короткими, как правило, являются ветровые волны в открытом океане.
Длинными называются поверхностные волны, у которых высота и длина
сопоставимы, либо превышают глубину моря.
Особенности длинных волн:
- траектории движения частиц воды незамкнутые, по форме напоминают
спираль;
- переносят не только энергию и импульс, но и вещество;
- в результате взаимодействия с другими волнами изменяют свои
характеристики;
-при распространении расходуют часть своей энергии на образование
сейсмических волн и потому быстрее затухают;
-скорость движения частиц зависит от амплитуды волны (в этом проявляется
нелинейность), вследствие этого форма волнового профиля при распространении
непрерывно изменяется;
- на некотором удалении от источника волновой профиль ломающийся.
Ломающейся называется длинная волна, основание которой отстает от
вершины и потому больше не может поддержать ее. При ломке волны образуется
бурун, что приводит к быстрой потере ее энергии и разрушению.
Длинная волна ломается, не только при распространении по мелководью, но и
при ее взаимодействии с неровностями рельефа дна, а также другой длинной волной.
В глубоком море ломка возникает, если крутизна волны (это отношение
высоты волны H к длине волны λ) превышает 0.17.
В мелкой воде ломка волн происходит, если их высота H больше, чем в 0.8
раза по отношению к глубине h.
Волны могут также сломаться, если ветер становится достаточно сильным,
способный унести гребень волны от её основы.
Воздействие длинных волн на побережье вызывает абразию (механическое
разрушение).
Л13.3. Ветровые волны
Наибольшая длина ветровой волны в океане около 250 м, крайне редко
встречаются волны до 500 м. Быстрота продвижения волн характеризуется их
скоростью, т.е. расстоянием, пробегаемым гребнем обычно за секунду.
Скорость поверхностной волны может быть определена выражением:
________________
c= √((gλ/2π)*th(2πd/λ)),
где:
c = скорость волны;
λ = длина волны;
d = водная глубина;
g = ускорение под действием сил гравитации на поверхности Земли;
th())- гиперболический тангенс.
При d/λ >>1, (в глубоком море) th(2πd/λ))=1,
______
c= √((gλ/2π).
Волны различной длины движутся с различными скоростях. Самые быстрые
волны в шторме - те, которые с самой длинной длиной волны. Поэтому самые
длинные волны, достигающие районов моря, где ветер слабый – зыбь, являются
предвестниками шторма.
Ветровое волнение возникает при непосредственном воздействии воздушных
потоков на водную поверхность и представляет собой неупорядоченное движение
частиц воды.
В силу того что вода является веществом в 800 раз более плотным, чем
воздух, ее реакция на воздействие ветра несколько «запаздывает». Поэтому и рябь
переходит в волны лишь через некоторое расстояние и время при условии
постоянного воздействия ветра.
По той же причине направление волны не всегда совпадает с направлением
ветра. Ветер, который сменил свое направление на противоположное, иногда гасит
волны.
Вследствие значительной вязкости воды волновые колебания водного слоя
продолжаются некоторое время и после прекращения ветра. При этом происходит
упорядочивание движения, волны приобретают более или менее одинаковые
параметры и направление распространения.
Такое упорядоченное волнение называется зыбью, которая обладает
свойствами коротких волн.
Энергия волны в первую очередь определяется ее высотой, т. е. амплитудой
колебания или диаметром орбиты. На глубинах более 200 м эта амплитуда ничтожна
даже для самых высоких поверхностных волн. Поэтому геоморфологическое
воздействие волн на дно ограничивается очень узкой прибрежной мелководной
полосой шельфа.
Сила удара волн доходит до 30 тонн на 1 м2.
Наибольшие ветровые волны наблюдались в Южном полушарии, где океан
наиболее обширен и где западные ветры наиболее постоянны и сильны. Здесь волны
достигают 25 метров в высоту и 400 метров в длину. Скорость передвижения их
около 20 м/с. В морях волны меньше — даже в большом Средиземном море они
достигают только 5 м.
Для оценки степени волнения моря применяется 9-балльная шкала.
Л13.4. Сейсмические волны.
Цуна́ми— длинные волны, порождаемые мощным вертикальным внешним
воздействием на всю толщу воды в океане или другом водоёме.
Причиной 85% цунами являются подводные землетрясения, во время которых
происходит резкое смещение (поднятие или опускание) участка морского дна. 7%
цунами образуется при оползнях, 5% - при извержения подводных вулканов.
Цунами образуются при землетрясении любой силы, но большой силы
достигают те, которые возникают из-за сильных землетрясений (с магнитудой более
7).
Более 80% цунами возникают на периферии Тихого океана. Первое научное
описание явления дал Хосе де Акоста в 1586 в Лиме, Перу, после мощного
землетрясения, тогда цунами высотой 25 метров ворвалось на сушу на расстояние 10
км.
Необходимые
опасного цунами:
условия
возникновения
при
подводном
землетрясении
- магнитуда землетрясения бол 7 баллов по шкале Рихтера;
- большая глубина моря в районе эпицентра;
-преобладание в эпицентре сейсмических волн Р- типа, при которых
воздействие на водную среду оказывается перпендикулярно водной
поверхности;
-отсутствие между берегом и эпицентром значительных поднятий дна и
островов;
- приглубый берег;
- воронкообразная форма побережья.
В открытом океане волны цунами распространяются со скоростью
_________
c= √((gλ/2π).
, где g — ускорение свободного падения, а H — глубина океана.
При средней глубине 4 км скорость распространения получается 200 м/с или
720 км/ч. В открытом океане высота волны редко превышает один метр, а длина
волны (расстояние между гребнями) достигает сотен километров, и поэтому волна
не опасна для судоходства. При выходе волн на мелководье, вблизи береговой
черты, их скорость и длина уменьшаются, а высота может достигать нескольких
десятков метров.
Наиболее высокие волны, до 30—40 метров, образуются у крутых берегов, в
клинообразных бухтах и во всех местах, где может произойти фокусировка. Районы
побережья с закрытыми бухтами являются менее опасными.
Цунами обычно проявляется как серия волн, так как волны длинные, то
между приходами волн может проходить более часа. Именно поэтому не стоит
возвращаться на берег после ухода очередной волны, а стоит выждать несколько
часов.
Высоту волны цунами на прибрежном мелководье (Hмелк.), не имеющем
защитных сооружений, можно посчитать по следующей эмпирической формуле:
1/4
Hмелк. = 1,3 · Hглуб. · (Bглуб. / Bмелк.)
,м
где: Hглуб. — изначальная высота волны в глубоком месте;
Bглуб. — глубина воды в глубоком месте;
Bмелк. — глубина воды в прибрежной отмели;
Признаки приближения цунами
Внезапный быстрый отход воды от берега на значительное расстояние и
осушка дна. Чем дальше отступило море, тем выше могут быть волны цунами.
Сильное землетрясение, эпицентр которого находится в океане.
Необычный дрейф льда и других плавающих предметов, образование трещин
в припае.
Громадные взбросы у кромок неподвижного льда и рифов, образование
толчеи, аномальных течений.
Л13.5. Волны убийцы
Волны-убийцы за последние 20 лет отправили на дно 200 супертанкеров и
больших контейнеровозов, длиной более двух сотен метров.
В их существование наука поверила лишь 1.01 1995 г., когда норвежская
нефтяная платформа "Драпнер", работавшая в Северном море, оказалась на пути
такой чудовищной волны, высотой 26 м. Прочие волны при этом не превышали 12
метров.
Волны-убийцы часто определяются как волны, высота которых более чем в
два раза превышает значимую высоту волн (среднюю высоту одной трети самых
высоких волн). Приведенное определение относится скорее к волнам аномально
большой амплитуды (по сравнению со средней).
Экстремальная волна-убийца (Hmax=29,8 м, Hmax/Hs=2,9) в Южной
Атлантике (в районе пролива Дрейка), была обнаружена 20 августа 1996 г.
В отличие от цунами, возникающих в результате подводных землетрясений и
оползней, появление «волн-убийц» не связано с катастрофическими геофизическими
событиями. Эти волны могут появляться при малых ветрах и относительно слабом
волнении, что свидетельствует о том, что данное явление связано с особенностями
динамики самих морских волн и их трансформации при распространении в океане.
Как именно возникают волны-убийцы, достоверно не установлено.
Гипотезы:
1. Случайное наложение больших волн, разной направленности.
2. Мощное подводное течение сталкивается с противоположно идущими
волнами, созданными на поверхности воздушными потоками. Создается
сжатие и волна устремляется вверх.
3. Движение над водой быстрого холодного
вызывающее нагон воды.
атмосферного фронта,
4. Накопление электрических зарядов в разных слоях воды, способное
порождать кулоновские силы, вызывающие рост высоты волны.
Л13.6. Приливные волны
Прилив и отлив — периодические вертикальные колебания уровня океана
или моря, являющиеся результатом изменения положений Луны и Солнца
относительно Земли. На характеристики приливных колебаний в том или ином
районе Мирового океана влияют
также особенности вращения Земли,
географическое положение района, и особенности его рельефа.
Приливы и отливы вызывают изменения уровня моря (Приливные волны), а
также
приливные течения, делающие предсказание приливов важным для
прибрежной навигации.
Приливные волны - длинные волны в Мировом океане, вызываемые
приливообразующими силами Луны и Солнца.
Разница по времени между моментом достижения наивысшего положения
водной поверхности (прилив) и наинизшего его положения составляет 6 час. 12,5
мин.
Полный период явления равен 12 час. 25 мин. Каждые сутки повторяется
два прилива и два отлива.
Расстояние от вертикали между уровнями последовательных полной и малой
вод есть амплитуда прилива.
Самые высокие в мире приливы в бухте Фанди (до 19.6 м), на восточном
побережье Канады между Нью-Брансуиком и Новой Шотландией.
Порт Галлегас (Аргентина) – высота прилива 18м.
Устье реки Коксоак (Канада) – высота прилива 15м.
Устье реки Сеул (Южная Корея) – 13.2м.
В Европе самые высокие приливы (до 13,5 м) наблюдаются в Бретани у
города Сен-Мало. Здесь приливная волна фокусируется береговой чертой
полуостровов Корнуолл (Англия) и Котантен (Франция).
Высокие приливы и в Мезенском заливе Белого моря (Россия) -10м.
В России самые высокие приливы случаются в Пенжинской губе Охотского
моря - до 12,9 м. Это точка самых высоких приливов на всём Тихом океане. Во
внутренние моря, отделенные от океана узкими проливами, приливы приходят с
едва заметными амплитудами. Высота прилива в Балтийском море может достигать
10 сантиметров.
В Азовском море, соединённом с Чёрным морем узким Керченским
проливом, амплитуда приливов близка к нулю. В Чёрном море колебания уровня
воды под влиянием приливов не достигают и 5-7 сантиметров.
Приливообразующая сила равна векторной сумме веса тела, сил его
притяжения к Луне и Солнцу, а также центробежной силы.
Приливные волны оказывают влияние на судоходство в прибрежных районах
и на работу портов. Знание характеристик приливных волн необходимо при
строительстве нефтегазовых платформ и береговых гидротехнических сооружений.
Приливы существенно влияют на режим перемешивания вод, абразионные
процессы на побережьях, движение льдов, а также структуру поверхностных
течений в проливах.
а) приливообразующие силы (жирные стрелки) как равнодействующие сил
притяжения (тонкие стрелки) и центробежных сил (пунктирные стрелки);
б) горизонтальные составляющие приливообразующих сил при северном
склонении Луны;
в) равновесный приливной эллипсоид при нулевом склонении Луны (в
разрезе по меридиану). Пунктирная окружность – невозмущённая поверхность
сплошного океана;
г) равновесный приливной эллипсоид при северном склонении Луны.
Высокий прилив в месте, где имеется сужающийся залив или устье реки,
может привести к образованию мощной приливной волны (бора), которая
поднимается вверх по течению реки, иногда на сотни километров. Высота и скорость
бора составляют:
-на реке Амазонка (Бразилия) — 6 м. и 45 км/ч;
-на реке Фучуньцзян (Ханчжоу, Китай) — 9 м. и 40 км/ч;
- на река Птикодьяк (залив Фанди, Канада) — 2 м., скорость 20 км/ч.
Из –за разрушительного влияния бора, на реке Амазонка первый населенный
пункт и морской порт (Манауз) расположен на удалении 1500 км от Атлантического
океана.
Л13.7. Сейши
Се́йши
— стоячие волны, возникающие в замкнутых или частично
замкнутых водоемах. Сейши являются результатом резонансных явлений в водоеме
при интерференции волн, отраженных от его границ.
Причиной возникновения сейшей является воздействие внешних сил —
изменение атмосферного давления, ветер, сейсмические явления.
Сейши характеризуются большим периодом (от нескольких минут до
десятков часов) и большой амплитудой (от единиц миллиметров до нескольких
метров).
Термин «сейш» введен в 1890 г. Форелем, осуществившим первое научное
наблюдение данного явления на Женевском озере в Швейцарии. Амплитуда сейш на
этом озере достигает 2 м с периодом более 1 ч.
В Алжирской бухте регистрировались сейши с амплитудой до 1 м и периодом
немногим более 1 мин.
В Азовском море период наблюдавшихся сейшей составлял до 23 ч, а их
амплитуда — 10—25 см.
В Балтийском море сейши наблюдаются у всех берегов, например, в Клайпеде
амплитуда достигает 15 см, а период — до 3 час.
В Черном море сейши с периодом около 60 минут наблюдаются в
Севастополе, где их амплитуда может достигать 58см (такое было 25 августа 1911
г.).
Рекомендованная литература
1. Шулейкин В.В. Физика моря / В.В.Шулейкин. – М. : Наука, 1968. – 1083 с.
2. Иванов А. Введение в океанографию / А.Иванов; пер. с французского
Е.А.Плахина, Е.М.Шифриной; Под ред. Очаковского Ю.Е., Шифрина К.С. –
М. : Мир, 1978. – 574 с.
3. Ветер и волны в океанах и морях.- Л.; Гидрометеоиздат. 1974. - 71 с.
С13. Изменения уровня поверхности водных объектов и их факторы.
Учебные вопросы:
1. Уровень моря и его факторы
2. Изменения уровня поверхности Мирового океана в прошлом.
С13.1. Уровень моря и его факторы.
Уровнем моря (океана) называется положение поверхности воды, свободное
от влияния ветровых волн, зыби, прибоя и прочих кратковременных периодических
возмущающих факторов, измеряемое от некоторого условного горизонта, принятого
в данном месте в качестве отсчетного. Исторически принято измерять уровень
относительно нуля Кронштадского фудштока.
В узком смысле, уровень моря есть высота спокойной поверхности воды
относительно ближайшей к данному месту геодезической высотной отметки.
В широком смысле, уровень воды — интегральная характеристика, которая
дает представление о характере изменчивости в океане и климатической системе
Земли в целом.
Уровенной поверхностью называют поверхность, нормальную
к
направлению силы тяжести, которая есть геометрическая сумма силы притяжения
Земли и центробежной силы, возникающей из-за ее суточного вращения.
Центробежная сила имеет наибольшие значения на экваторе, постепенно
уменьшается с ростом широты и отсутствует на географических полюсах. Поэтому
на полюсах сила тяжести равна силе притяжения и уменьшается в направлении
экватора, где становится примерно на 0,5% меньше. Под действием силы тяжести
частица получает ускорение, называемое ускорением свободного падения. В
результате этого уровенная поверхность теоретически имеет форму эллипсоида
вращения. (эллипсоид Красовского).
На Уровенной поверхности значение силы тяжести всюду имеет одинаковое
значение. Из-за неравномерного распределения масс внутри Земли уровенная
поверхность не совпадает с поверхностью эллипсоида вращения; эта «неправильная»
форма получила название геоида.
Максимальный перепад высот между самыми высокими и самыми низкими
точками геоида составляет около 170 м.
Самое высокое место в рельефе геоида возвышается над поверхностью
эллипсоида вращения на 75 м и находится к востоку от Новой Гвинеи;
самое низкое, с отметкой около –95 м, расположено к югу от полуострова
Индостан.
Наиболее крупные неровности рельефа поверхности Мирового океана, как
отличие от поверхности правильного эллипсоида вращения, в среднем составляют
десятки метров.
Изменения высоты поверхности геоида происходят очень медленно и
становятся заметными только в геологических масштабах времени. Это
обстоятельство позволяет принять топографию геоида в качестве отсчетной
уровенной поверхности Мирового океана, на которую накладываются и от которой
отсчитываются все регистрируемые изменения уровня воды разных масштабов.
Кратковременные колебания уровня каких либо акваторий Мирового океана
(период от десятков секунд и минут до года и нескольких лет) происходят при
сохранении общего объема его воды в и отражают периодические
перераспределения воды от одних районов к другим. Они происходят под влиянием:
- ветра,
- атмосферного давления,
-осадков,
-испарения,
-приливов,
-пресного стока,
-колебаний плотности воды,
-подводного вулканизма,
-сейсмических подвижек океанической земной коры (волны цунами).
Долгосрочные колебания уровня Мирового океана (с периодом несколько
десятков лет и более) происходят при изменениях статей водного баланса,
связанных с вариациями характеристик климата, а также тектонических процессов.
Уровень всего Мирового океана заметно понижается во время длительных
сильных похолоданий климата, сопровождающихся образованием обширных
массивов материкового льда.
Уровень меняется и при деформации океанических впадин. Периодичность
таких изменений исчисляется в геологических масштабах времени и составляет
многие тысячи (продолжительность материковых оледенений) и миллионы лет
(изменение формы и объема океанических впадин).
На безопасность мореплавания в первую очередь влияют кратковременные
изменения уровня акваторий.
Наиболее регулярные и широко распространенные периодические колебания
уровня происходят из-за приливов. Размах приливных колебаний изменяется от
нескольких сантиметров во внутренних морях до полутора десятков метров в узких
заливах, открытых к океану.
Сильные устойчивые ветры способны вызывать значительные изменения
уровня – сгоны и нагоны. Сгоны особенно опасны уменьшением глубин моря в
фарватерах. Нагоны могут вызывать затопление низменных участков побережий и
портов. Они могут приводить к повышению уровня до 2—3 м и более. Еще большее
повышение уровня у берега может давать ветер в сочетании с волнением. При этом
усиливаются абразионные процессы, вызывающие разрушение берегов и
вдольбереговой перенос песка, способного накапливаться в подходных каналах,
уменьшая глубины в них.
Колебания атмосферного давления вызывают подъемы и спады уровня по
принципу так называемого обратного барометра. Повышение (понижение) давления
на 1 гПа* приводит к понижению (повышению) уровня на 1 см.
В процессах сезонного нагревания—охлаждения и осолонения—опреснения
верхнего слоя моря изменяется плотность морской воды. Величина этих изменений
сравнительно невелика, но происходящие при этом изменения объема имеют
результатом подъемы и спады уровня с годовой периодичностью и величиной в
десятки сантиметров. Такие колебания в океанологии называются стерическими.
Существующие разности уровней океанов имеют своей причиной именно
неравенства в плотности морской воды, влекущие за собой объемные, то есть
стерические изменения.
Заметные повышения уровня регулярно отмечаются в устьевых районах
крупных рек, особенно в периоды половодий. Они также носят сезонный характер, а
их размах зависит от величины пресного стока, который, в свою очередь, подвержен
еще и межгодовой изменчивости.
С13.2. Изменения уровня поверхности Мирового океана в прошлом.
Изменение уровня поверхности водного объекта может быть вызвано:
- изменением объема воды, заполняющего впадину;
-изменением объема самой впадины.
В фанерозое основным источником воды, образующей Мировой океан,
являлись недра Земли, откуда она выделялась в результате дифференциации
вещества образующего мантию. При этом объем вод Мирового океана увеличивался.
Ежегодно с суши в океаны реки выносят более 7 км3 твердого материала, что
уменьшает объем впадин заполняемых водами.
Происходило и увеличение средней глубины впадин, заполняемых водами
океанов.
В результате средняя глубина Мирового океана увеличивалась (в среднем на
1 мм в год) , а площадь его водной поверхности сокращалась (Р. Клиге, 1980).
На протяжение Кайнозоя (за последние 60 млн. лет) Осадконакопление,
уменьшающее среднюю глубину океанов, должно было обусловить: повышение
уровня на 26 м; рост срединно-океанических хребтов на 196 м; замыкание
геосинклинальных бассейнов на 65 м; прибыль воды за счет дифференциации
вещества мантии на 65 м; накопление вулканогенных продуктов на 13 м. Итого
уровень океана должен был повыситься на 365 м.
В действительности уровень океана ныне но 100 м ниже, чем был в начале
Кайнозоя.
На шельфе Мирового океана существуют террасы линии, которые обнаруживаются на глубинах около:
древние береговые
-100 м (возраст –17 тыс. лет),
-80 м (15 тыс. лет),
-30 м (10 тыс. лет),
-20 м (8 тыс. лет),
-6 м (около 6 тыс. лет).
Это доказывает, что уровень поверхности океана за последние 17 тысяч лет в
среднем повышался. Причиной этого принято считать таяние покровных ледников,
образовавшихся в период последнего Вюрмского всемирного оледенения, на
материках – Евразии и Северной Америке , в которых была сосредоточена
значительная часть вод Мирового океана перешедших в замерзшее состояние.
Если бы действительно все было так, то количество льда, накопившегося на
территориях Евразии и Северной Америки должно было почти в 2 раза превосходить
количество льда, покрывающего ныне Антарктиду и Гренландию (его таяние могло
бы привести к подъему уровня океана на 60м).
Сейчас ледники Антарктиды и Гренландии занимают площадь более 16 млн.
км . а общий запас льдов превышает 30 млн. км3. Средняя толщина покровных
ледников 2 км. Содержащиеся в них воды по объему составляют лишь одну
двухмиллиардную часть объема Мирового океана. Их поступление в Мировой океан
приведет к подъему его уровня на 60 м.
2
Поскольку расположение южных границ покровных ледников установлено,
было показано, что средняя толщина покровных ледников в эпоху Вюрмского
оледенения должна была превышать 4 км.
Установлено, что такие покровные ледники Евразии и Северной Америки при
повышении среднегодовых температур воздуха на 10оС могли растаять не ранее чем
за 100000 лет, в то время как в действительности это произошло за единицы тысяч
лет. Для того, чтобы они растаяли всего за 1000 лет необходимо потепление на 1000
о
С. Но при этом должен был наверняка растаять покровный ледник Гренландии, но
он в действительности не растаял.
На многих территориях , расположенных к северу от южной границы
Вюрмского оледенения, в том числе на Скандинавском и Кольском полуостовах,
обнаружены стоянки древнего человека и многочисленные останки мамонтов.
Каждый мамонт в сутки должен был съедать до 400 кг зеленого корма, да и люди
должны были чем то питаться , а проживание на льду толщиной 4 км не позволило
бы рисовать петроглифы на скалах, которые он покрывает.
Следовательно Вюрмское оледенение носило очаговый характер. Количество
льда, содержащегося в ледниках не могло быть столь значительным, чтобы при его
таянии обеспечить подъем уровня Мирового океана на 100м.
Химический состав вод Мирового океана, а также их соленость за это время
практически не изменились. Поэтому причиной такого подъема уровня не могли бы
служить обильные атмосферные осадки, либо выход на поверхность подземных вод.
Они являются пресными, имеют плотность меньше любых морских вод, и должны
были сосредоточиться на поверхности океана, что привело бы к гибели обитателей
поверхностных вод Мирового океана, приспособленных к жизни лишь в соленой
воде.
Это доказывает, что причиной подъема уровня Мирового океана на 100 м ,
произошедшего на рубеже Плейстоцена и Голоцена могли быть тектонические
процессы, которые привели к уменьшению объема впадин, заполнявшихся его
водами. При этом могло произойти уменьшение средних глубин этих впадин за счет
уменьшения глубины некоторых глубоководных желобов на дне океана.
Немецкий ученый А. Пенк подсчитал, что в результате опускания дна
Средиземного моря уровень воды в Мировом океане понизился на 12 метров.
Установлено, что в результате опускания дна возникли Берингово, Охотское,
Японское и Восточно-Китайское моря, многие глубоководные желоба Тихого
океана. Их образование также вызвало падение уровня воды в океане. Возможны
также и обратные процессы, когда морское дно на отдельных участках начинает
подниматься и тем самым вызывает трансгрессию. Усиленная вулканическая
деятельность под водой с излиянием лавы тоже способствует подъему уровня
океана. Однако при всех этих процессах объем воды в океане не меняется.
Средний уровень поверхности Мирового океана в современный период
повышается соо скоростью около 2 мм/год. Эти изменения носят эвстатический
характер (повышение температур поверхностного слоя вод вызывает увеличение
занимаемого ими объема).
На большинстве участков побережья Мирового океана его уровень в
современный период также повышается. Роль различных факторов этого процесса
зависит от географического положения региона.
В Черном море современные изменения уровня поверхности его вод носят
эвстатический характер (повышение температур поверхностного слоя вод вызывает
увеличение занимаемого ими объема). Значительная роль при этом отводится
изменениям объемов годового стока рек, впадающих в северо-западную часть моря
- Дуная, Днепра, Днестра.
Л14. Течения в Мировом океане.
Учебные вопросы:
14.1. Классификация течений.
14.2. Особенности ветровых течений.
14.3. Особенности стоковых течений
14.4. Особенности приливных течений
Л14.1. Классификация течений
Океанические течения — постоянные или периодические водные потоки на
поверхности или в толще Мирового океана и морей.
Различают течения:
-постоянные, периодические и неправильные течения;
- поверхностные и подводные,
- теплые и холодные течения.
Расход течения измеряется в Свердрупах (Sv). Свердруп — это единица
измерения равная 1000000 м³/c. Она названа в честь одного из пионеров океанологии
Харальда Свердрупа.
Течения классифицируют по различным признакам:
-по вызывающим их силам;
-по их устойчивости;
-по глубине расположения в толще вод;
-по характеру движения;
-по физико-химическим свойствам.
На условия судоходства наибольшее влияние оказывают поверхностные
течения (максимум скорости которых соответствует поверхностному слою океана).
В зависимости от сил, вызывающих такие течения, их делят на три группы:
- градиентные течения,
гидростатического давления;
- течения, вызванные ветром;
вызванные
горизонтальными
градиентами
- приливные течения.
Градиентные течения делятся на:
- плотностные,
- компенсационные,
- бароградиентные, вызванные неравномерным атмосферным давлением над
морской поверхностью (возникают при перемещении циклонов),
- сейшевые, возникающие в результате сейшевых колебаний уровня моря;
- стоковые, возникающие в результате возникновения избытка воды в какомлибо районе моря (как результат притока материковых вод, осадков, таяния льдов).
Течения, вызванные ветром делятся на
- дрейфовые, вызванные одним лишь влекущим действием ветра;
- ветровые, вызванные и влекущим действием ветра, и наклоном уровня моря,
и изменением плотности воды, вызванным ветром.
Приливные течения вызваны действием приливообразующей силы. Их
разновидностью является отбойные течения, которые образуются в ходе отлива. Они
наиболее опасны в мелководных морях с пологим, низинным берегом, который
обрамляют песчаные косы, мели и островки (Мексиканский залив, Азовское море и
др.).
В таких случаях при отливе массы воды не могут постепенно вернуться в
открытое море из-за сдерживающей их песчаных кос, что приводит к образованию
быстрины, по которой вода устремляется обратно в море с большой скоростью (до
2,5-3,0 м/сек), образуя как бы реку посреди моря.
Плотностные течения, вызваны горизонтальными градиентами давления,
которые обусловлены неравномерным распределением плотности морской воды.
Характерны в проливах между бассейнами с различной плотностью вод.
Пример: нижнебосфорское течение.
Эти течения в океане всегда направлены перпендикулярно горизонтальным
градиентам плотности.
Теорию плотностных течений разработали
Хансен, И. В. Сандстрём и Н. Н. Зубов.
В. Ф. Бьеркнес, Б. Гелланд-
Компенсационные течения - горизонтальные перемещения водных масс,
восполняющие убыль воды на каком-либо участке океана, моря, озера. Могут
развиваться как в поверхностных, так и глубинных слоях. Примером
компенсационных течений в поверхностном слое океана являются межпассатные
(экваториальные) противотечения Тихого, Атлантического и Индийского океанов.
Сейшевые течения, отличаются от прочих синусоидальной зависимостью их
скорости от времени, периодической сменой направления на 180 градусов и
функциональной связью хода скорости с ходом уровня. Данные течения наиболее
сильны и опасны в узкостях и проливах.
Стоковые течения в океанах и морях, течения, вызваны наклоном уровня
моря под влиянием его местного повышения или понижения от притока морских или
речных вод, выпадения атмосферных осадков или испарения. Скорость стокового
течения пропорциональна наклону уровня. Стоковым течением является любая река
или водопад.
Наиболее яркими примерами стоковых течений в Мировом океане являются
Флоридское течение, вытекающее из Мексиканского залива и дающее начало
Гольфстриму, а также Верхнебосфорское течение.
Ветровые течения возникают в результате действия ветра на водную
поверхность. При этом сказывается совокупное влияние сил трения, турбулентной
вязкости, градиента давления, отклоняющей силы вращения Земли и др.
В условиях устойчивых по направлению ветров развиваются такие мощные
ветровые течения Мирового потоки , как, например, Северные и Южные Пассатные
течения, течение Западных Ветров и др.
Л14.2. Особенности ветровых течений.
Теория ветровых течений разработана В. Экманом, В. Б. Штокманом, Н. С.
Линейкиным и Г. Стомелом.
Согласно теории Экмана, ветер, постоянно дующий над безграничным
однородным океаном бесконечной глубины, создает дрейфовое течение,
направленное в поверхностном слое под углом 45° вправо от направления ветра (в
северном полушарии). При увеличении глубины слоя течение все больше
отклоняется вправо, так что на некоторой глубине (порядка 100 м) оказывается, что
вода движется в сторону, противоположную направлению ветра. При этом скорость
течения с глубиной уменьшается, так что кривая, описываемая концом вектора
скорости, по мере увеличения глубины представляет собой спираль.
К числу важных особенностей ветровых течений в бухтах и гаванях является
возникновение т.н. "тягуна". Эти термином принято обозначать реверсивные
подвижки ошвартованных в порту, либо стоящих на якоре судов.
Чаще всего тягун возникает при шторме либо сильной зыби, но известны
случаи возникновения тягуна и при штилевой погоде, а также при условии, что
подходы к порту скованы льдом.
При тягуне суда начинают без всякой видимой причины рыскать, срываться с
якорей и швартовых, наваливаться на причалы и другие суда, нанося себе и им
существенные механические повреждения.
Так, в 1941 году в порту Батуми тягуном посадило на угол причала винт
учебного судна "Нева". В 1942 году летом там же при тягуне крейсер "Красный
Кавказ" вырвал себе четыре кнехта. В 1943 году линкор сорвал здесь чугунные
причальные тумбы.
За период с 1951 по 1971 годы из - за тягуна на внешний рейд Батуми
выводилось 619 судов.
В порту Сочи в 1969 году при тягуне теплоход "Грузия" получил вмятину в
борту, а судно "Петр Великий" получило пробоину.
Наиболее ощутимо негативное влияние тягуна в п. Туапсе. В феврале 1958
года здесь было серьезно повреждено судно Сухона и мол. Ежегодно из- за тягуна
суда при шторме выводятся из Туапсе в открытое море, а оставшиеся получают
повреждения.
Скорости, развиваемые судами при тягуне, могут превышать 100см/с.
Характерный период подобных колебаний в разных бухтах различен. Как правило,
он составляет от 0.5 до 7 минут.
Тягун наблюдается более чем в 100 портах мира. В Черном море он
проявляется не только в Сочи, Батуми и Туапсе. Он также бывает в Одессе,
Севастополе, Ялте, Феодосии, Керчи, Ильичевске, Новороссийске, Поти, Сухуми,
Анапе, Констанце, Варне и Бургасе.
В различных портах характеристики тягуна и условия его возникновения
различаются.
В настоящее время общепринятой теории возникновения тягуна не создано.
Существующие гипотезы происхождения этого явления не объясняют его во всем
многообразии.Характер движения судов при тягуне не оставляет сомнений в том,
что на них воздействуют какие то весьма длинные волны. Однако происхождение
этих волн и механизм их образования до сих пор окончательно не ясны.
Все предположения относительно причин возникновения упомянутых
длинных волн можно разделить на три группы.
К первой целесообразно отнести гипотезы, основанные на предположении,
что вызывающие тягун волны в бухту приходят из открытого моря [40-42]. К ним
относится в частности гипотеза Митчела, который объяснял возникновение тягуна
тем, что набегающие на гавань длиннопериодные волны регулярными резонансными
толчками приводят в колебание все содержащиеся в ней воды.
Установлено, что амплитуда проникающих в гавань из открытого моря
длиннопериодных волн с периодам 0.5-7 минут зависит от морфологических
особенностей шельфовой зоны на пути их распространения. К ее возрастанию может
приводить рефракция длинных волн на подводных банках и мысах.
Подход к гавани подобных длинных волн, как правило, сопровождается
штормовым волнением. Установлено, что оно, а также зыбь усиливают тягун.
Ко второй группе относятся гипотезы[43-45], исходящие из предположения,
что длинные волны, вызывающие тягун, образуются в самой бухте и представляют
собой разновидность сейшевых колебаний.
По мнению авторов этих гипотез, первопричиной подобных колебаний могут
быть атмосферные возмущения, движущиеся на входе в бухты, проникающие в нее
мелкомасштабные течения, либо слабое цунами.
Упомянутые атмосферные возмущения могут представлять собой области
повышенного или пониженного атмосферного давления, перемещающиеся в
водоеме с переменной глубиной как вблизи, так и на значительных расстояниях от
бухты. Подобные области возникают при шквалах, в молодых циклонах, а также
прохождении холодных атмосферных фронтов 2- го рода. Именно благодаря им
тягун может развиваться в случаях, когда непосредственно в районе бухты
наблюдается штиль.
К третьей группе можно отнести гипотезы, объясняющие возникновение
длинных волн тягуна нелинейным взаимодействием ветровых волн большой
амплитуды как на подходе к гавани, так и в ней самой.
По мнению их авторов, это взаимодействие может возникнуть благодаря
тому, что любые длинные волны являются нелинейными. Их нелинейность
выражена тем ярче, чем больше отношение длины волны к глубине водоема.
Ветровое волнение в реальных условиях не синусоидально. Его всегда можно
представить как сумму большого числа гармонических волн различной амплитуды.
Если в спектре ветрового волнения, существующего в бухте, присутствуют
две достаточно мощные гармоники, отличающиеся по частоте на 10-20%, между
ними возможно нелинейное взаимодействие. Для этого первая гармоника должна
иметь фазовую скорость меньше скорости ветра, а фазовая скорость второй
гармоники должна совпадать со скоростью ветра.
Результатом взаимодействия, возникающего при соблюдении этих условий,
является рождение новой волны разностной частоты, обладающей достаточно
большой длиной волны и энергией.
По оценкам авторов данной гипотезы, описанный механизм способен в
реальных условиях порождать длиннопериодные волны с периодом порядка 1
минуты.
Амплитуда этой волны не велика - как правило, это единицы см. Вместе с
тем ее распространение в мелководном бассейне способно вызывать достаточно
мощные реверсивные течения, срывающие с якорей суда и выворачивающие
причальные кнехты.
При формировании тягуна в каждой конкретной бухте или гавани в той или
иной степени могут проявляться все три типа механизмов образования
длиннопериодных волн.
В портах Черного моря тягун чаще всего возникает в январе. При этом, как
правило, наблюдается зыбь, подходящая с запада, юго-запада или юга.
Умеренный тягун возникает уже при волнении 3-4 балла. При усилении
волнения более 5 баллов тягун становится сильным, вплоть до катастрофического.
Л14.3. Особенности приливных течений.
Приливные течения вызваны действием приливообразующей силы. Это
самые быстрые течения в Мировом океане. В протоках атоллов их скорость может
достигать 15 узлов.
Приливные течения изменяют свое направление на противоположное с
периодом 12часов 25 минут.
Особенность приливно-отливных сил в их симметричном расположении на
земном шаре, которое приводит к образованию так называемого приливного
эллипсоида. Его большая ось—прямая, соединяющая центры Земли и Луны.
При суточном вращении нашей планеты уровень Мирового океана дважды
повышается и дважды понижается в результате приливно-образующих сил.
Наивысший уровень наступает, когда Луна проходит через меридиан данного
места (кульминация Луны). Такое явление происходит два раза в сутки, примерно
через 12,5 часа. Через 6,2 часа после кульминации Луны наблюдается дважды в
сутки самый низкий уровень моря.
В узких проливах приливные течения достигают большой скорости.
В проливе Акутан в Алеутской гряде скорость приливного течения
превышает 13 узлов. В открытом океане скорость приливных течения обычно не
превышают 0,2 м/с.
Амфидроми́ческая точка — это точка в океане, где амплитуда приливной
волны равна нулю. Высота прилива увеличивается с удалением от амфидромической
точки. Иногда эти точки называют узлами приливов: приливная волна "обегает" эту
точку вокруг по или против часовой стрелки.
Амфидромические точки возникают благодаря интерференции первичной
приливной волны и её отражений от береговой линии и подводных препятствий.
Вносит свой вклад и сила Кориолиса.
Например, амфидромические точки, обегаемые приливной волной по
часовой стрелке, находятся:
-на севере Сейшельских островов;
-к востоку от Новой Гвинеи;на западе Галапагосских островов.
Амфидромические точки, обегаемые приливной волной против часовой
стрелки, находятся, например:
-около острова Шри Ланка;к северу от Новой Гвинеи;
-около Таити.
Наиболее сильный водоворот — Мальмстрем, находится в прол. Вест-Фиорд
между берегом Норвегии и Лофонтенскими островами. Этот водоворот представляет
опасность для судов главным образом при наиболее сильных приливах новолуния,
полнолуния, равноденствия и при сильных штормах.
Интересно, что известный еще с древних времен водоворот между Сциллой и
Харибдой в Мессинском проливе вызывает подчас вместо правильного двукратного
до десяти и иногда более приливных колебаний в сутки. В других районах смена
течения одного направления противоположным происходит до 14 раз в сутки,
вызывая более или менее значительные водовороты.
Приливы в устьях рек с узкими проходами и мелями опасны для
мореплавателей. Приливная волна, встречая при движении вверх по реке мели и
сужения, сильно вздувается, и морская вода как более тяжелая вливается в реку под
потоком речной воды и, словно вбитый клин, значительно приподнимает уровень
реки. Случается, что приливные течения заставляют реки течь вспять. Например, на
Амазонке подобное противотечение (Бор) наблюдается на 1400, а на Северной
Двине на 1200 км вверх от устья.
Наблюдения за приливами Тихого океана (в пределах его открытой части)
показало, что вызванным ими течениям свойственны периодичности с периодами 12
часов 25 минут и 24 часа 50 минут. В силу этого приливные течения можно
рассматривать как мелкомасштабные или мезомасштабные.
Приливные течения и приливы, изменяющиеся с периодом пол суток,
называются (как и соответствующие приливы) полусуточными. Приливные течения
и приливы с периодом сутки - суточными. В реальных условиях Тихого океана
приливы и приливные течения содержат как полусуточную, так и суточную
составляющую.
Если отношение высоты суточного прилива к полусуточному менее 0.5, то
такой прилив (и приливное течение) называется полусуточным.
Если отношение высоты суточного прилива к полусуточному лежит в
пределах 0.5-2, то такой прилив (и приливное течение) называется неправильным
полусуточным.
Если величина этого отношения лежит в пределах 2-4 то прилив (и приливное
течение) называется неправильным суточным.
Если величина того же отношения превышает 4 то прилив (и приливное
течение) называется суточным.
Котидальной линией называется геометрическое место точек на поверхности
океана в которых подъем воды в приливной волне достигает максимума
одновременно. На каждой котидальной линии максимум приливной волны наступает
в то или иное время суток.
Совокупность котидальных линий для приливной волны полусуточного
прилива соответствующих моментам наступления максимума, разнесенным по
времени на 1 час, образует котидальную карту М2.,
Котидальная карта для суточного прилива имеет обозначение К1.
Располагая котидальной картой можно определить геометрические места
точек, в которых прилив достигает максимума в тот или иной час суток.
Котидальные карты М2.и К1 приведены на рисунках Л14.1 и Л14.2.
Рисунок Л14.1. Котидальная карта М2. полусуточного прилива на
поверхности Тихого океана. Штриховыми линиями обозначения линии, на которых
прилив полусуточной волны имеет равную высоту (в см.). Сплошными линиями
показаны котидальные линии для того или иного часа в течение полусуток.
Рисунок Л14.2. Котидальная карта К1. суточного прилива на поверхности
Тихого океана. Штриховыми линиями обозначения линии, на которых прилив
суточной волны имеет равную высоту (в см.). Сплошными линиями показаны
котидальные линии для того или иного часа в течение суток.
Как видим из Рис. Л14.1, Л14.2, районами, где волна полусуточного прилива
наиболее высока, являются зона Панамского перешейка (амплитуда более 180 см),
южное побережье Аляски (амплитуда более 100см) и западное побережье островов
Новая Зеландия (более 80 см).
Суточный прилив высотой более 80 см также отмечается на южном
побережье Аляски. В зонах Панамского перешейка и Новой Зеландии его высота
незначительна.
Различные котидальные линии пересекаются в точках, где амплитуда
приливных волн равна нулю (это т.н. амфидромические точки). На карте М2 их 4
шт; на карте К1- их три.
В среднем по открытой части Тихого океана суточные и полусуточные
приливные колебания имеют примерно с равную интенсивностью (хотя в одних
районах доминирует одно в других другое).
На поверхности
полусуточные течения.
океана преобладают
полусуточные и
неправильные
Наблюдаемые скорости полусуточного приливного течения лежат в пределах
от 2 до 60 см/с.
Скорости суточных приливных течений лежат в пределах 2-47 см/с.
Эти скорости вполне сопоставимы со скоростями большинства постоянных
крупномасштабных течений Тихого океана.
В районах мощных и быстрых крупномасштабных океанических течений,
таких как Куросио, Восточно-австралийское течение, Северное и Южное Пассатные
течения влияние приливных течений на циркуляцию вод не велико.
В районах со слабо выраженными, неустойчивыми течениями приливные
течения доминируют. Здесь они существенно влияют на динамику вод, обуславливая
суточный ход суммарных течений.
Наибольшее влияние на схему суммарных течений в таких районах
оказывают максимальное приливное течение, направление которого не совпадает с
генеральным направлением постоянного течения.
Годографы
приливного течения в открытых частях Тихого океана
представляют собой эллипсы. Эти эллипсы в различных его частях имеют полуоси
различной величины и по-разному сориентированы по сторонам света. Площадь
эллипса годографа приливного течения характеризует его интенсивность.
Регионы открытой части Тихого океана, где приливные течения наиболее
интенсивны, это:
- район между Австралией, островом Тасмания и островами Новая Зеландия
(большая ось годографа ориентирована по меридиану);
- район к западу от полуострова Калифорния (большая ось ориентирована по
меридиану) ;
- район на пересечении северного тропика и меридиана 130 градусов
восточной долготы (большая ось эллипса ориентирована на северо-восток);
Регионы, где приливные течения наименее интенсивны это:
район экватора;
центральная часть Южно-тихоокеанского антициклона;
В северной половине Тихого океана преобладают годографы приливных
течений с вращением по часовой стрелке, а в южной – против нее.
Вертикальная изменчивость приливных течений в открытой части Тихого
океана выражена резко.
Так, например, в регионах северо-западной части Тихого океана на
поверхности приливное течение, как правило, имеет полусуточный характер
(диаметры орбиты полусуточного годографа больше диаметров орбиты суточного).
На поверхности максимальная скорость полусуточного прилива- 36 см/с, а
суточного - 20 см/с..
На горизонте 1500м максимальная скорость полусуточного прилива -9 см/с, а
суточного - 19 см/с.
Таким образом, на глубине 1500м приливное течение изменяется с
преобладающим периодом - сутки (здесь прилив является неправильным суточным).
В других глубоководных районах Тихого океана также наблюдается резкая
изменчивость характеристик приливных течений по глубине.
Объяснить эту изменчивость и связать ее с другими гидрологическими
факторами пока не удается.
В проливах, узкостях и заливах Тихого океана, размеры которых соизмеримы
с длиной приливной волны, приливные течения становятся доминирующим
фактором, формирующим их гидрологические условия.
В таких районах резкое возрастание скорости приливных течений ведет к
развитию интенсивного приливного перемешивания вод.
Благодаря этому перемешиванию
термохалинная и плотностная
стратификация вод глубоководных проливов отличается от стратификации
близлежащих открытых частей Тихого океана.
Эти явления наиболее ярко выражены в зонах островных дуг (проливы
Алеутских, Соломоновых, Рюкю и Курильских островов), в проходах большинства
коралловых островов и заливах воронкообразной формы (залив Кука, Панамский
залив и др.).
В глубоководных проливах островных дуг скорость приливных течений
Тихого океана возрастает до 6 м/с (пролив Унимак, пролив Акутан, Курильские
острова). Столь быстрые течения вызывают интенсивное приливное перемешивание.
Вода в проливе буквально "кипит" при проходе через него приливного течения.
Перемешивание в таких проливах, развивается на глубину более сотни
метров. Оно приводит к аэрации водной толщи, существенному понижению
температуры (на несколько градусов) поверхностных вод в проливах по сравнению
с поверхностными водами открытого океана.
В тоже время температура промежуточных вод в этих проливах по сравнению
с температурой промежуточных вод за их пределами повышается.
Приливное перемешивание приводит также к повышению солености на
поверхности вод проливов и ее уменьшению в промежуточном слое.
Примерами проливов, где эти явления наблюдаются ежесуточно, являются
проливы Алеутских и Курильских островов.
В распределении температуры и солености поперек глубоководных проливов
Тихого океана также имеются особенности.
Интенсивность перемешивания выше на мелководьях и вблизи берегов.
Поэтому в таких зонах мощность слоя приливного перемешивания больше, чем на
фарватерах.
В результате интенсивного и регулярного перемешивания вод в
глубоководных проливах устойчивость их вод минимальна. Интенсивное
перемешивание в проливах приводит к образованию в районе Алеутских и
Курильских островов специфических видов Алеутской и Курильской водных масс.
В проходах большинства коралловых атоллов скорость приливного течения
очень велика (до 7-8 м/с), поэтому вливающаяся в их лагуны вода практически
полностью перемешана и хорошо аэрирована.
Подобная же картина
воронкообразной формы.
наблюдается
и
в
глубоководных
заливах
Благодаря форме их берегов и дна скорость приливного течения по мере
продвижения вглубь залива возрастает. В заливе Кука она может превышать 10 м/с
(амплитуда колебаний уровня залива достигает 12м).
С14. Основные поверхностные течения Северной Атлантики
С14.1. Общие сведения о поверхностных течениях Атлантики.
Циркуляцию вод Атлантического океана вызывают две группы факторов:
механические и термохалинные.
Механические факторы это- взаимодействие поверхности океана с ветром, а
также различия его уровней в тех или иных регионах, вызванные разными средними
величинами атмосферного давления.
Термохалинные факторы - неравномерное распределение температуры и
солености, солнечной радиации, испарения и атмосферных осадков.
Поверхностная циркуляция (и в большей части подповерхностная) совпадает
с циркуляцией воздушных масс над поверхностью океана.
Глобальная циркуляция поверхностных вод Атлантического океана
представляет собой систему циклонических и антициклонических круговоротов,
границами которых являются главные океанические течения. Относительно экватора
циркуляция вод Атлантики асимметрична. В северной части океана располагаются
пять круговоротов:
-Северный Субполярный циклонический;
-Северный Субтропический антициклонический;
-Северный Тропический циклонический;
-Северный Тропический антициклонический;
-Южный Тропический циклонический.
В южной части океана течения образуют Южный Субтропический
антициклонический круговорот. У берегов Антарктиды иногда существует Южный
Субполярный циклонический круговорот.
Северный и Южный Субтропические антициклонические круговороты
соответствуют Азорскому и Южно-тихоокеанскому (о-в Святой Елены)
антициклонам в атмосфере.
Широтные границы Северного Субтропического круговорота лежат на 10-15
градусах северной широты на юге (на т.н. "южном тропическом фронте") и на 40
градусе северной широты ( на т. н. "северном полярном фронте").
Широтные границы Южного Субтропического круговорота: на севере- 2.5-3
градус северной широты (круговорот заходит в северное полушарие) ; на юге- 40
градус южной широты (на т.н. "субантарктическом фронте").
Северный Субтропический круговорот на юге ограничен Северо Пассатным
течением, на западе Гольфстримом, на севере Североатлантическим течением
(являющимся продолжением Гольфстрима ) и на востоке - Североафриканским и
Канарским течением. В нем воды циркулируют по часовой стрелке.
В центре круговорота наблюдаются нисходящие движения поверхностных
вод. Образующие его течения возбуждаются не только ветром, но и
термохалинными факторами.
Температура и соленость вод в тропической зоне Атлантики существенно
выше, чем в субполярной. Эти отличия способствуют усилению антициклонической
циркуляции.
Южный Субтропический антициклонический круговорот на севере ограничен
Южно Пассатным течением, на востоке Бенгальским, на юге Южно
Атлантическим и на западе Бразильским. В нем воды циркулируют против часовой
стрелки.
В центре круговорота толщина слоя поверхностных вод достигает максимума,
а по мере смещения на периферию убывает.
Северный и Южный Субтропические антициклонические круговороты
асимметричны - их центры смещены к западу, западные звенья интенсивней
восточных.
В полосах прибрежных вод Канарского и Бенгальского течения шириной
около 100км под действием пассатов, дующих с берега, развивается интенсивный
апвелинг. Это приводит не только к понижению температуры воды на поверхности
океана, но и выносу на нее биогенов, что создает здесь благоприятные условия для
развития океанической флоры и фауны.
Северный Тропический циклонический круговорот образован на севереюжным флангом Северо-Пассатного течения, на западе -Антило-Гвианским
подповерхностным противотечением юго-восточного направления, перекрытым
Гвианским течением северо-западного направления, а также Межпассатным
противотечением (на юге).
Северный Тропический антициклонический круговорот образован на севере южным флангом Межпассатного противотечения, на востоке - Гвинейским
течением, на юге - частью Южного Пассатного течения, заходящей в северное
полушарие и на западе - Гвианским течением.
Южный Тропический циклонический круговорот состоит из Южного
экваториального подповерхностного противотечения восточного направления,
Ангольского течения, идущего на юг, вдоль берегов Африки и северного фланга
Южно Пассатного течения.
Во всех перечисленных тропических круговоротах противоположно
направленные зональные течения разделяют соответственно северная тропическая
дивергенция, северная тропическая конвергенция и южная тропическая дивергенция.
Характерная особенность тропических циркуляций состоит в том, что
Межпассатное противотечение и Южное подповерхностное противотечение
направлены против господствующих в этих широтах западных ветров- пассатов.
К северу от северного полярного фронта развит Северный Субполярный
циклонический круговорот, соответствующий Исландской барической депрессии.
Его формируют на юге - северный фланг Северо-Атлантического течения, на
востоке течение Ирмингера, на севере- Восточно-Гренландское и ЗападноГренландское, а также Лабрадорское течение на западе.
Северный субполярный циклонический круговорот характеризуется
восходящими вертикальными движениями глубинных вод, которые ближе всего
подступают к поверхности в зоне субполярной дивергенции- границы, разделяющей
в круговороте западные и восточные потоки.
Движение вод в Субполярном круговороте менее интенсивное, чем в
Субтропическом. Здесь термохалинный контраст между субполярной и тропической
зоной Атлантики ослабляет ветровую циркуляцию поверхностных вод.
Южный Субполярный циклонический круговорот образован на севере
Антарктическим Циркумполярным течением, а на юге - Прибрежным
Антарктическим течением. По своим масштабам и интенсивности этот вихрь
уступает прочим вихрям Атлантики. Средняя скорость поверхностной циркуляции
Атлантического океана составляет около 10 см/с.
Структура поверхностной циркуляции сохраняется во всем поверхностном
слое, включая пикноклин. Глубже пикноклина она постепенно трансформируется. С
увеличением глубины уменьшаются скорости течений, образующих круговороты.
Быстрее других затухают тропические круговороты, которые на глубинах
более 500м уже не просматриваются.
Субтропические круговороты с ростом глубины смещаются к полюсам.
Основные черты
Северного Субтропического антициклонического
круговорота сохраняются до глубины 800м. На горизонте 1000м этот круговорот
разделяется на два: северный, представляющий собой остатки находящегося выше
гигантского круговорота, и южный субтропический циклонический круговорот.
Между этими круговоротами на глубинах более 1000м проходит не всегда
устойчивое Западное течение. Оно приносит к берегам Америки опускающиеся все
ниже и ниже после выхода из Гибралтарского пролива Средиземноморские
Промежуточные воды.
Другие ветви субтропических циркуляций на горизонте 1000 м разносят эти
воды по всему ареалу их распространения в Северной Атлантике (в пределах
треугольника с вершинами о. Гаити, о. Ирландия, Побережье Африки на 15 градусе
северной широты).
Южный Субтропический антициклонический круговорот по глубине развит
лучше Северного. Его отдельные антициклонические циркуляции прослеживаются
до глубин 3000м.
Глубины развития Северного Субполярного циклонического круговорота
достигают 1500-2000м (т. е. дна на большей его площади).
На севере океана из него в Северный Ледовитый океан поступают теплые и
соленые атлантические воды. Обратно поступают холодные воды Северного
Ледовитого океана, образующие Северо-Атлантическую глубинную массу.
На юге теплые и соленые атлантические глубинные воды вместе с холодными
и распресненными водами Антарктиды, стекающими по ее материкового склону,
образуют Атлантическую Циркумполярную водную массу. В обратном направлении
в Атлантику поступают антарктические поверхностные и подповерхностные воды.
По акватории океана движение вод его поверхностного слоя неоднородно. В
Северной Атлантике наибольшее количество вод переносится в системе
Гольфстрима и Северо-Атлантического течения (около 60 куб. км/с).
Циркуляция глубинных вод Атлантики отличается от поверхностной не
только своей структурой. Средние скорости движения глубинных вод -2 см/с. На их
движение сильно влияет рельеф дна.
С14.2. Северный Субтропический антициклонический круговорот.
Течения, формирующие этот круговорот, играют определяющую роль в
формировании климата регионов Европы, Африки и Северной Америки, лежащих в
умеренных и тропических широтах. К ним относятся Гольфстрим, его продолжение Северо-Атлантическое течение, его южная ветвь - Северо-Африканское (или
Канарское) течение, а также Северо-Пассатное течение. Эти течения были открыты в
глубокой древности и позволили мореплавателям с восточных берегов Атлантики
достигать земель, ограничивающих ее с запада и возвращаться обратно. Именно так
совершалось плавание Колумба.
Общим течением, Субполярного и субтропического круговоротов северной
Атлантики и во многом определяющим их особенности и динамику является
Гольфстрим и его продолжение Северо-Атлантическое течение.
С14.2.1. Гольфстрим
Гольфстрим Атлантического океана.
мощная
система
теплых
течений
северной
части
Гольфстрим вызывает движение теплых вод и смягчает климат в гигантском
регионе, простирающемся от берегов полуострова Флорида до островов
Шпицберген и Новая земля более чем на 10000 км.
Гольфстрим и тяготеющая к нему область Атлантики относятся к так
называемым активным районам взаимодействия океана и атмосферы. Возникающие
здесь динамические и тепловые аномалии влияют на погоду и всей северной
Атлантики и прилежащей к ней суши. Название течения переводится с английского
как течение из залива.
Северная граница Гольфстрима к северу от 35 градуса северной широты
весьма изменчива. Она характеризуется резким понижением температуры, который
может достигать 10 градусов на 9 км.
Боковая граница Гольфстрима на юге представлена слабым фронтом с водами
Саргассова моря.
Гольфстрим начинается в южной части Флоридского пролива к северо-западу
от Малой Багамской банки путем слияния Флоридского- сточного течения из
Мексиканского залива и Антильского течения- северной ветви Северо-Пассатного
течения.
За мысом Хаттерас Гольфстрим отворачивает к востоку, отрываясь от берегов
Северной Америки. Здесь его воды направляются к Большой Ньюфаунлендской
банке.
Между Флоридой и мысом Хаттерас Гольфстрим распространяется до дна.
Ширина Гольфстрима на этом участке всего 75 км
На участке за мысом Хаттерас нижняя граница Гольфстрима точно не
установлена, достигая местами глубин 1000-2000м. Ширина течения за мысом
Хаттерас возрастает.
На глубинах более 1500м здесь развито противотечение (Антигольфстрим) с
расходом до 16 куб. км/с.
Расход Гольфстрима возрастает к северу со скоростью примерно 7% на 100
км. На выходе из Флоридского пролива расход этого течения составляет 25 куб.
км./с (или 2160 куб. км. в сутки), что в 20 раз превышает суммарный сток всех рек
нашей планеты.
На широте Майями летом расход Гольфстрима составляет 33 куб. км/с,
зимой- 25 куб. км./с. На расстоянии 2000 км от Флоридского пролива летом расход
Гольфстрима достигает 90 куб. км/с.
Распределение скорости в Гольфстриме поперек течения асимметрично.
Максимум смещен к западу.
В отличие от большинства течений северного полушария, при выходе из
залива в океан Гольфстрим отклоняется не вправо (под действием силы Кориолиса),
а влево. Воды Гольфстрима здесь следуют от Флориды не к востоку, а на север вдоль
побережья США до мыса Хаттерас. Это объясняется влиянием антициклонических
процессов в атмосфере над субтропической частью Атлантического океана,
деформирующих его поверхность и "отжимающих" поверхностные воды к западу.
Причиной возникновения одной из составляющих Гольфстрима Флоридского течения, принято считать нагон пассатами через Юкатанский пролив
большого количества воды в Мексиканский залив. В результате этого нагона
уровень поверхности Мексиканского залива значительно выше уровня поверхности
Атлантического океана, что и вызывает мощное течение из залива.
Антильское течение (северная ветвь Северо-Пассатного течения) своим
существованием также обязано действию северного пассата.
Поэтому
интенсивностью
Гольфстрима.
интенсивность Гольфстрима непосредственно связана с
пассатов. Усиление пассатов влечет за собой усиление
Максимальна скорость Гольфстрима летом, когда наиболее сильны пассаты,
минимальна - зимой.
Поэтому течение Гольфстрим является одновременно и ветровым и
стоковым.
На участке от Флориды до мыса Хаттерас скорость Гольфстрима убывает с
севера на юг.
Скорость во Флоридском течении летом максимальная -3,4 м/с, средняя
1,4м/с; зимой максимальная -3,6м/с, средняя -1,2 м/с.
К югу от мыса Хаттерас скорость Гольфстрима летом максимальная -2,9 м/с,
средняя 1,1 м/с; зимой максимальная 2,6 м/с, средняя 0.9 м/с.
К северо-востоку от мыса Хаттерас скорость течения и зимой и летом
максимальная -2,7 м/с, средняя 0.5,
К юго-западу от Большой Ньюфаундлендской банки скорость летом
максимальная- 2,4м/с, средняя 0.4 м/с; зимой максимальная 1.8 м/с, средняя- 0.3 м/с.
Среднее многолетнее положение Гольфстрима сравнительно гладкое, хотя
синоптические изменения его могут быть весьма значительны.
Гольфстрим
характеризуется
нестационарными
и
нелинейными
возмущениями своего потока, имеющими волновой характер. Вследствие этих
возмущений стрежень Гольфстрима совершает колебательные движения поперек
потока (меандрирует). Расстояния между гребнями меандров лежат в пределах 35370 км, направление их перемещения - восточное, а скорость этого перемещения9,25 км/сутки.
Кроме меандров, имеющих волнистую форму, здесь также встречаются,
рассматривавшиеся в предыдущем разделе, вихри различных масштабов (как
синоптические, так и мезомасштабные).
Синоптические и мезомасштабные вихри представляют собой кольцевые
течения вод, имеющие соответствующие пространственные и временные масштабы.
Вертикальные размеры синоптических вихрей сопоставимы с глубиной
океана, а их горизонтальные размеры составляют
сотни километров.
Мезомасштабные вихри имеют вертикальные размеры до 1000м и горизонтальные десятки километров.
В зависимости от характера движения вод эти вихри могут быть как
циклоническими, так и антициклоническими.
В циклонических вихрях воды промежуточного слоя движутся к центру,
поднимаются на поверхность и по ней растекаются на периферию.
В северном полушарии под действием силы Кориолиса подобные структуры
на поверхности вращаются против часовой стрелке, а в южном- по часовой стрелке.
В антициклонических вихрях движение вод направлено в противоположную
сторону: воды промежуточного слоя растекаются от центра на периферию, в центре
на их место погружаются воды поверхностного слоя, которые собираются сюда по
водной поверхности с их периферии.
В северном полушарии такие вихри вращаются по часовой стрелке, а в
южном- против часовой стрелки.
Рассматриваемые вихри перемещаются со скоростями порядка 0.1 узла,
увлекаясь крупномасштабной циркуляцией. Скорость вращательного движения в
них на поверхности может достигать 3-х узлов, а на глубинах 1000м - 0.5 узла.
В зависимости от механизма своего образования синоптические и
мезомасштабные вихри Мирового океана делят на два класса. К первому относят т.
н. Фронтальные вихри. Ко второму - т.н." вихри открытого океана".
Фронтальные вихри образуются в системах сильных западных пограничных
течений типа Гольфстрим или Куросио (скорость которых превышает 2,5 узла). Они
являются результатом развития неустойчивости этих течений. Типичными их
примерами являются ринги Гольфстрима, а также холодные и теплые вихри
Куросио.
Фронтальные вихри представляют собой кольцевые течения, которые
возникают в результате отрыва меандрирующих струй от основного
крупномасштабного водного потока.
На развитие такого рода неустойчивости течений заметное влияние оказывает
рельеф берегов и дна океана. В узкостях и в зонах поднятий океанического дна
поперечное сечение течения уменьшается, что при постоянном расходе увеличивает
его скорость.
Фронтальные вихри имеют диаметр от 5 до 110 миль и существуют в океане,
как правило, от полугода до трех лет. Скорость орбитального движения воды в и
размеры их тем больше, чем больше скорость основного потока.
Кинетическая энергия фронтальных вихрей гораздо больше кинетической
энергии породивших их течений, а потенциальная - меньше.
Фронтальные вихри отличаются от прочих своей высокой
удельной
кинетической энергией и перемещаются в океане, увлекаясь породившими их
крупномасштабными течениями. В большинстве случаев скорость их
поступательного движения составляет до 0.1 узла. Орбитальная скорость течения на
поверхности может достигать 3-х узлов (в среднем 0.5 узла).
Температурный контраст фронтальных вихрей относительно окружающей
водной среды достигает 10оС и более.
В центрах циклонических вихрей происходит подъем к поверхности вод из
промежуточной или глубинной водной массы. Такие воды, как известно, имеют
пониженную температуру. Это позволяет подобные вихри называть "холодными".
В центрах антициклонических вихрей происходит погружение в
промежуточную водную массу теплых вод поверхностного слоя океана. Эти воды
подтекают к центру с периферии, где происходит их подъем из морских глубин. В
процессе подтекания по поверхности эти воды нагреваются. Поэтому в
антициклонических вихрях самые теплые воды сосредоточены в их центре, а
наиболее холодные воды - на их периферии.
Как циклонические, так и антициклонические вихри представляют собой
кольцевые течения.
Классическим районом образования фронтальных синоптических и
мезомасштабных вихрей является северо-западная часть Атлантического океана в
зоне Гольфстрима.
Скорость течения в Гольфстриме достигает 3 м/с.. Поэтому он
характеризуется нестационарными и нелинейными возмущениями своего потока,
имеющими волновой характер. Удивительной особенностью Гольфстрима является
то, что эти возмущения не образуются в зоне его максимальных скоростей - к югу от
мыса Хаттерас. На упомянутом участке течение буквально "вжато" в материковый
склон Северной Америки мощной антициклонической циркуляцией океана и
атмосферы.
Волновые возмущения образуются лишь к северо-востоку от него - на пути
Гольфстрима к Большой Ньюфаундлендской банке. Здесь течение оказывается "на
свободе" и возможность для развития его неустойчивости имеется.
Одним из результатов развития упомянутых волновых возмущений является
меандрирование стрежня Гольфстрима. Меандрирование - это разновидность
волновых возмущений течения, при которой его стрежень совершает колебательные
движения поперек потока.
Расстояния между гребнями меандров Гольфстрима лежат в пределах 35-370
км, направление их перемещения - восточное, а скорость этого перемещения- 9,25
км/сутки.
Другим возможным результатом развития неустойчивости течения является
вихреобразование. В результате вихреобразования в зоне Гольфстрима образуются
вихри различных пространственных масштабов.
В зависимости от своих особенностей они могут принадлежать к одному из
двух типов.
Вихри 1-го типа имеют диаметр от 5 до 30 миль и согласно принятой
классификации являются мезомасштабными. Они образуются по обеим сторонам
стрежня Гольфстрима и приводятся в движение трением сдвига и поэтому их
называют паразитическими.
Вихри 1-го типа, образующиеся слева от стрежня Гольфстрима являются
циклоническими, а справа- антициклоническими.
Полоса циклонических вихрей располагается левее стрежня Гольфстрима на
10-15 миль, а их средний диаметр - 15 миль. Продолжительность их жизни до 10
суток.
Вихри 1-го типа "рождаются "и "умирают"; этот процесс идет непрерывно. В
процессе своей короткой жизни они дрейфуют по течению, увлекаясь им.
Аналогичные вихри наблюдаются также в зонах других быстрых течений
Мирового океана, в том числе и Основного Черноморского течения (ОЧТ).
Вихри 2-го типа(они же т.н."ринги") имеют диаметр 100-300 км и более(что
позволяет их относить к синоптическим). Они образуются в результате отрыва
крупномасштабных меандров Гольфстрима. Глубина проникновения вихрей 2-го
типа единицы километров, продолжительность существования - от нескольких
месяцев до нескольких лет.
Скорость орбитального движения воды в ригах достигает 300см/с, а расход 50
куб.км/с. Поступательная скорость движения рингов до 7 км/с. При этом траектория
их движения представляет собой замысловатые петли в среднем ориентированные
против основного течения. Именно поэтому некоторые ринги в своем движении
"против основного течения" способны заходить гораздо южнее мыса Хаттерас. Их
встречают справа от стрежня Гольфстрима на его восточной периферии,
примыкающей к Саргассову морю.
Справа от стрежня Гольфстрима эти вихри циклонические, слева антициклонические.
Средний диаметр вихрей 2-го типа примерно 30 миль, а время жизнинесколько месяцев. Эти вихри перемещаются против течения Гольфстрима.
Полоса циклонических вихрей 2-го типа расположена правее стрежня
примерно на 20 миль. Она отделена от стрежня цепочкой антициклонических вихрей
1-го типа.
Далее к югу следуют полосы антициклонических и циклонических вихрей
первого типа.
Полоса антициклонических вихрей 2-го типа расположена слева от стрежня
Гольфстрима также на дистанции в среднем 20 миль. Она отделена от него цепочкой
циклонических вихрей 1-го типа.
Благодаря меандрированию Гольфстрима и вихреобразованию теплые воды
могут проникать сквозь основной поток на север, а холодные - наоборот - на юг. В
этом трансграничном переносе тепла примесей и взвешенных частиц заключается
огромное экологическое и географическое значение синоптических вихрей.
Интенсивность вихреобразования в зоне Гольфстрима непосредственно
связана с интенсивностью этого течения. В период увеличения его скорости и
расхода интенсивность вихреобразования выше. При ослаблении течения вихри
образуются реже и они слабее.
В среднем за год Гольфстрим порождает 13 синоптических вихрей. Их
суммарный объем достигает 400 000 куб. км (что составляет более 40% всего
годового расхода Гольфстрима мористее Майями и 9% его расхода к северу от
Бермудских островов).
Удивительной особенностью Гольфстрима является то, что его меандры и
вихри не образуются в зоне его максимальных скоростей - к югу от мыса Хаттерас.
Среднегодовая температура воды Гольфстрима на поверхности составляет
+25-+26о С, соленость- 36,2- 36,4 промилле.
На глубине 400м температура вод Гольфстрима снижается до +10-12 градусов
С.. Максимальная соленость отмечается на глубине 200м и составляет 36,5
промилле.
У южной оконечности Ньюфаундледской банки к Гольфстриму с севера
подходит холодное Лабрадорское течение. На их границе постоянно существует
мощнейшая гидрофронтальная зона. Ее фронтальные разделы обладают высокой
контрастностью по температуре (перепад температуры на дистанции 100м достигает
20 градусов). В этой зоне конвергенции течений происходит перемешивание и
опускание их вод.
Система теплых течений Гольфстрима оказывает большое влияние на
гидрологию и биологические характеристики как Атлантики, так и Северного
Ледовитого океана. Она во многом определяет современный климат Европы.
Теплые воды Гольфстрима нагревают проходящие над ними воздушные
массы. Преобладающие над Атлантикой в умеренных широтах западные ветры
переносят этот теплый и влажный воздух на Европу. Под влиянием Гольфстрима в
Норвегии зимой температура воздуха, как правило, превышает средние значения для
соответствующих широт в Гренландии на 15-20 градусов. Именно благодаря
Гольфстриму Баренцево море не замерзает даже в самые суровые зимы.
С14.1.2. Северо-Атлантическое течение
За Ньюфаундлендской банкой (к северу от параллели 45оN) Гольфстрим
Переходит в Северо-Атлантическое течение. Это течение образует северное звено
Северного Субтропического антициклонического круговорота.
В отличие от аналогичного течения в Тихом океане (Северо-Тихоокеанского)
Северо-Атлантическое течение несет свои воды не на восток, а на северо-восток.
Благодаря этому к северо-западным берегам Европы вплоть до Кольского
полуострова подходят его сравнительно теплые воды, что существенно смягчает
климат этого региона.
Северо-Атлантическое течение не является единым, устойчивым потоком.
Оно представляет собой сложную и нестационарную систему струй, включающую
многочисленные волновые возмущения и меандры.
Меандры на наиболее быстрых струях иногда отрываются от них,
замыкаются и образуют мезомасштабные вихри- т.н. ринги. Ринги (фронтальные
вихри) образуются в результате развития неустойчивости течений.
Неустойчивость течения, вызванная высокой скоростью потока, называется
баротропной. Если причина ее возникновения - неравномерность поля плотности
воды - она называется бароклинной. На устойчивость течений большое влияние
оказывает рельеф морского дна. Неустойчивость Северо-Атлантического течения
преимущественно баротропная.
Ринги Северо-Атлантического течения, как и ринги Гольфстрима имеют
диаметр от 50 до 110 миль и существуют в океане от полугода до двух- трех лет.
На границе основного потока в поверхностном 200 м слое наблюдаются
сравнительно узкие полосы противотечений, имеющих скорость 0.5-1 м/с.
Северо-Атлантическое течение движется на северо-восток и на подходе к
шельфу Евразии разделяется на три ветви. Одна из них, северная, на широте
Ирландии заворачивает влево и получает имя течение Ирмингера. Оно отворачивает
к западу и в основном проходит южнее Исландии, согревая ее. К востоку от
Исландии воды течение Инмингера сливаются с водами Восточно-Гренландского
течения, которые следуют через Датский пролив из Северного Ледовитого океана.
Обогнув с юга Гренландию образовавшееся течение приобретает название ЗападноГренландского течения.
Меньшая часть вод течения Ирмингера проходит севернее Исландии, в
Северный Ледовитый океан и достигает его Гренландского моря.
Южная ветвь Северо-Атлантического течения, отворачивает к востоку- юговостоку, проникает в Бискайский залив и здесь движется к югу вдоль берегов
Португалии. Эта ветвь Северо-Атлантического течения омывает Азорские и
Канарские острова, достигает западных берегов Африки, где носит название СевероАфриканского или Канарского течения. За время пребывания в высоких широтах
температура вод этой ветви Гольфстрима понижается настолько, что по сравнению с
окружающими ее поверхностными водами тропической зоны Атлантики оно
холоднее на 2-3 градуса. За Канарскими островами рассматриваемое течение
отворачивает на юго-запад, давая начало Северо-Пассатному течению.
С14.1.3. Канарское (Северо-Африканское ) течение.
Канарское течение - это холодное мощное поверхностное течение в
восточной части северной Атлантики, направленное практически на всем своем
протяжении с севера на юг. Оно образует восточную периферию Субтропического
антициклонического круговорота и омывает Пиринейский полуостров и северозападное побережье Африки.
Канарское течение представляет собой ответвленияерет начало от СевероАтлантического течения, являясь его южной ветвью. К югу от Канарских островов
оно частично отворачивает к западу, переходя в Северо-Пассатное течение, частично
отклоняется к востоку в Гвинейский залив.
Ширина Канарского течения 400-600 км, его скорость до 2 км /час.
Температура воды на поверхности в феврале от 12 градусов на севере до 23 градусов
на юге, в августе- от 19 градусов на севере до 26 градусов на юге. Соленость на
поверхности 36-36,8 промилле.
Канарское течение располагается в зоне действия Азорского максимума
атмосферного давления. Здесь погода типична для антициклона. Здесь весьма редки
кучевые облака, на небе господствует сплошная низкая пелена слоистых или
слоисто-кучевых облаков, не дающих осадков. Причина их образования охлаждение нижней части пассатного потока, создающее в нем инверсию
непосредственно над поверхностью океана. Толщина этого слоя инверсии составляет
300-400м.
В зоне Канарского течения часта плохая видимость. Причиной ее ухудшения
может быть не только туман, но и т.н. сухая мгла- пыль, приносимая ветром из
прибрежных пустынь Западной Африки.
Вследствие своей пониженной температуры, Канарское течение препятствует
развитию рифообразующих кораллов и другой теплолюбивой флоры и фауны во
всей зоне его влияния.
В прибрежных зонах Канарского течения шириной до 100 км под действием
пассатов, дующих с берегов, развивается апвелинг - подъем на поверхность
холодных и богатых фосфатами глубинных вод. Это повышает трофность
поверхностного слоя моря и его биопродуктивность. Поэтому район Канарского
апвелинга- один из важнейших и богатейших рыбопромысловых районов Северной
Атлантики.
Устойчивость течения составляет преимущественно 25-50 %, но местами
возрастает до 75% и более. Поэтому меандры и мезомасштабные вихри здесь
образуются весьма редко.
С14.1.4. Северо-Пассатное течение.
Северо-Пассатное течение Атлантического океана начинается у островов
Зеленого мыса. Оно несет свои воды на запад. Максимум его скорости (21 см/с)
наблюдается весной и летом на параллели 12 градусов 30 минут северной широты.
Минимальна скорость данного течения осенью- 15 см/с. Скорость течения
увеличивается при усилении ветра с северо-северо-востока (пассат).
У малых Антильских островов течение разделяется. Северная ветвь образует
Антильское течение, идущее на запад к Флоридскому проливу. Южная ветвь
проходит южнее, где соединяется с Гвианским течением, идущим вдоль побережья
Южной Америки с юга. После их слияния образуется Карибское течение, заходящее
в Мексиканский залив и дающее начало Флоридскому течению.
Северо-Пассатному течению характерна сезонная изменчивость. В период с
июля по сентябрь оно располагается в широтном поясе ограниченном 4 и 10
градусами северной широты. Через полгода течение существенно ослабевает и
прослеживается лишь у берегов Африки.
С14.2. Северный Субполярный циклонический круговорот.
Субарктический циклонический круговорот образуют Лабрадорское течение на западе, Восточно- и Западно-Гренландские течения - на севере, СевероАтлантическим - на юге и Ирмингера - на востоке.
Перечисленные течения были известны, по-видимому, еще викингам до 11
века. Для достижения Ньюфаунленда они использовали попутные ЗападноГренландское и Лабрадорское течения, обратно вернуться им помогало СевероАтлантическое течение.
В динамической топографии поверхности Атлантического океана
Субарктический круговорот выражен впадиной, глубина которой составляет в
среднем 50 см. Циклоническое обращение вод в круговороте сохраняется до
глубины 600м. Глубже оно ослабевает. Здесь преобладает вынос холодных и
соленых глубинных североатлантических вод к юго-востоку.
Субполярный циклонический круговорот характеризуется восходящими
вертикальными движениями глубинных вод, которые ближе всего подступают к
поверхности в зоне субполярной дивергенции- границы, разделяющей в круговороте
западные и восточные потоки. Движение вод в Субполярном круговороте менее
интенсивное, чем в Субтропических. Здесь циркуляцию поверхностных вод
возбуждает не только ветер, но и термохалинные факторы.
Термический фактор вызывает в северной половине океана, от экватора до
его северных границ антициклоническую циркуляцию. Эта циркуляция усиливает
ветровые антициклонические круговороты и ослабляет циклонические.
С14.2.1. Лабрадорское, Баффиново и Западно-Гренландское течения.
Лабрадорское течение - одно из главных холодных течений северной
Атлантики. Оно берет начало в Лабрадорском бассейне,- обширной акватории
Атлантического океана, ограниченной на западе островами Ньюфаунленд и
Баффинова земля, а также полуостровом Лабрадор; на севере - Гренландией; на
востоке- подводным горным хребтом Рейкьянес.
В Девисовом проливе Гренландско - Канадский порог глубиной около 800 м
отделяет Лабрадорский бассейн от моря Баффина, относящегося к Северному
Ледовитому океану. Южнее его воды, поступающие из Северного Ледовитого
океана (Баффиново течение), сливаются с водами Западно-Гренландского течения.
Так образуется Лабрадорское течение.
Западно-Гренландское течение
образуются из вод обогнувшего юга
Гренлндию, Восточно-Гренландского течения. Последние также следуют из
Северного Ледовитого океана через Датский пролив (оно является стоковым).
Южнее Исландии в их вливаются также воды течения Ирингер.
В час через Датский пролив проходит в Атлантику в среднем 13.3 куб. км
арктических вод. Основная часть атлантических вод, проходящих через пролив
между Исландией и Фарерскими островами, возвращается обратно в Атлантику
через западную часть Фареро-Шетландского канала.
Воды этих потоков,
соединяясь, и образуют Восточно-Гренландское течение.
Через Девисов пролив в Атлантику поступает Баффиново течение,
поставляющее 17 куб. км арктических вод в час. Здесь оно преобладает над ЗападноГренландским течением. В Лабрадорском бассейне оно проходит у Баффиновой
земли (в западной его части).
Западно-Гренландское течение образуется при смешении теплых и высоко
соленых вод течения Ирмингера и холодных и распресненных вод ВосточноГренландского течения.
Установлено, что расходы течений Ирмингера и Восточно-Гренландского
течения колеблются в противофазе. Так, в период с 1953 по 1956 годы расход
течения Ирмингера был больше, а в период с 1956 по 1968 годы больше был расход
Восточно-Гренландского течения. В результате этого пропорция, в которой
перемешиваются воды этих течений, со временем изменяется. Изменяется при этом
также температура и соленость Западно-Гренландского течения.
Западно-Гренландское
течение
расположено
в
восточной
части
Лабрадорского бассейна и имеет расход около 1 куб км/сек. Лишь 15-20% его вод
проникают через Девисов пролив в Арктику. Большая часть вод этого течения
отклоняется здесь на запад, а затем на юг и соединяется с водами Баффинова
течения.
В результате объединения вод Баффинова и, отклонившейся к западу, ветви
Западно-Гренландского течения образуется мощный поток Лабрадорского течения.
Лабрадорское течение несет свои воды вдоль побережья Канады и США на
юг, юго-восток к о. Ньюфаундленд со скоростью 1-2 км в час.
У северного края Большой Ньюфаунлендской банки Лабрадорское течение
разделяется на две ветви. Основная часть его вод движется на юго-восток вдоль
восточного края банки. У ее южной оконечности она встречается с Гольфстримом.
Оставшаяся часть вод Лабрадорского течения отворачивает на юго-запад, затем на
запад вдоль юго-восточного берега о. Ньюфаунленд по относительно большим
глубинам и далее на юг. Иногда от нее отделяется еще одна струя, идущая к банке
Флеминг- Кап.
При встрече основного потока Лабрадорскеого течения с Гольфстримом
образуется мощнейшая гидрофронтальная зона.
Температура Лабрадорского течения зимой на севере +1, на юге +5, летом на
севере +2,на юге+10 градусов С. Температура вод Гольфстрима на 15-20 градусов
выше. Соленость вод Лабрадорского течения 30-32 промилле, а вод Гольфстрима
более 36 промилле. Контрасты температуры и солености вод этих течений в зоне их
контакта настолько велики, что в океане создается своеобразная "холодная стена".
При ее пересечении судном температура воды у носа и кормы может различаться
более чем на 12 градусов. Этот эффект прослеживается до глубины 1000-1200 м.
По линии схождения Гольфстрима и Лабрадорского течения поверхностные
воды последнего опускаются в глубину. Менее соленые, но несравненно более
холодные воды Лабрадорского течения уходят под его более теплые и легкие воды.
На фронте интенсивно формируются вихри, развиваются интрузионные процессы, а
также процессы перемешивания.
Над самой Ньюфаунлендской банкой господствуют воды холодного
Лабрадорского течения (летом температура воды от 1-2 градуса на севере до 4
градусов на юго-восточных склонах банки).
Воды Лабрадорского течения несут на юг большое количество айсбергов.
Основной очаг образования айсбергов на западном побережье Гренландии - ледник
Якобсхавен в районе о. Диско. Даже зимой языки этого ледника движутся в сторону
моря. За год здесь образуется до 1000 айсбергов.
Отрываясь от языка ледника, айсберг далее увлекается течением. Основной
поток айсбергов от западного побережья Гренландии увлекается на север ЗападноГренландским течением. Южнее Девисова пролива большая часть айсбергов
поворачивает на запад. Водами Лабрадорского течения она транспортируются на юг
в район Большой Ньюфаунлендской банки. Надводная часть айсберга в 7 раз меньше
его подводной части. Поэтому айсберги движутся по течению, не взирая на
направление ветра.
Гренландские айсберги, увлекаясь Лабрадорским течением, проникают
далеко на юг, являясь большой угрозой для судоходства. Один из них 14.04.1912 г.
протаранил в свое время "Титаник".
В гидрофронтальной зоне образованной слиянием Лабрадорского течения и
Гольфстрима весьма велика изменчивость положения фронтальных разделов, что
оказывает значительное влияние на обитающие здесь сообщества.
На южных склонах Ньюфаунлендского мелководья размножается мойва, а в
нескольких десятках миль к югу встречаются тунцы и меч рыба. На
Ньюфаунлендском мелководье обильны скопления планктона, в воде повышено
содержание фосфатов и кремния.
Быстрая смена температуры воды при перемещении фронтальных разделов
вызывает массовую гибель трески, пикши, мойвы, сельди. Ни один из этих видов в
период нереста или нагула не встречается в водах Гольфстрима.
Установлено, что изменчивость поля поверхностной температуры в
гидрофронтальной зоне контакта Лабрадорского течения и Гольфстрима имеет
колебательный характер с периодом около 3,5 лет.
Упомянутые явления вызваны изменениями мощности и положения основной
струи Лабрадорского течения. Иногда основная струя отходит к востоку к банке
Флеминг Кап. При этом на Большую банку с юго-востока смещается "вода склона" и
поверхностная температура вод повышается. На южную окраину банки при южном
ветре иногда вторгаются воды Гольфстрима, что приводит к значительному и
резкому повышению поверхностной температуры.
Адвекция теплого морского воздуха на более холодную водную поверхность
Лабрадорского течения вызывает здесь интенсивные туманы. Сезонный ход
температуры воздуха, осадков и ветра ярко выражен.
Летом над зоной течения господствуют умеренные западные ветры,
характерные для обращенной к полюсу периферии антициклона. Преобладает
облачность слоистых форм, дающих мало осадков.
Зимой над океаном развивается циклоническая деятельность. Ветры
усиливаются до штормового, увеличивается облачность и количество выпадающих
осадков преимущественно в виде снега. Осадки существенно превышают испарение.
С14.3. Течения Средиземного и Черного морей.
С14.3.1. Крупномасштабная циркуляция поверхностных вод Средиземного
моря.
Характерной особенностью циркуляции приповерхностного слоя вод
Средиземного моря является наличие в нем нескольких крупномасштабных
круговоротов. Причинами их существования являются:
-режим поля атмосферного давления и ветра над поверхностью моря;
-специфическая термохалинная и плотностная стратификация ;
-водообмен с Атлантическим океаном;
-действие приливообразующей силы;
-сложная конфигурация береговой черты моря и рельефа морского дна.
В различные сезоны года циркуляция вод Средиземного моря в целом
сохраняет свою структуру, хотя, вследствие сезонной изменчивости поля
атмосферного давления
и ветра, в летне-осенний период средняя скорость
поверхностных течений снижается по сравнению с зимне-весенним периодом.
Наиболее ярко эта тенденция проявляется в Центральном и Западном
бассейнах моря, что обусловлено развитием над его поверхностью в летне-осенний
период устойчивых северных и северо-западных ветров. В Восточном бассейне
моря сезонная изменчивость средней скорости течений проявляется слабее.
Циркуляция течений Средиземного моря есть сумма течений постоянного,
приливного, ветровых и инерционных. Постоянное течение в поверхностном слое
моря является основным ее компонентом. Оно вызвано тем, что на поверхности моря
испарение круглогодично превосходит осадки и речной сток. Разность
компенсируется притоком менее соленой воды из Атлантики.
Постоянное течение обусловлено тем, что суммарное испарение пресной
воды с поверхности Средиземного моря существенно превосходит объем пресных
вод, которые поступают в него с речным стоком, атмосферными осадками, а также
из Черного моря. В результате этого уровень поверхности Средиземного моря
несколько ниже, чем в Атлантике, что вызывает движение поверхностных вод из
океана в море.
Соленость и плотность вод Средиземного моря выше, чем в Атлантике.
Поэтому начиная с некоторой глубины гидростатическое давление в Средиземном
море больше чем в Атлантике. Это вызывает отток глубинных вод Средиземного
моря в Атлантический океан.
Под действием силы Кориолиса глубинное Средиземноморское течение в
Атлантике отворачивает вправо (к северу) и благодаря своей повышенной, по
сравнению с глубинными водами Атлантики, температуре и солености,
прослеживается вплоть до Британских островов.
В Средиземном море постоянное поверхностное течение идет из
Гибралтарского пролива на восток вдоль северного побережья Африки (вследствие
чего оно называется Северо-Африканским). Пройдя Тунисский пролив, это течение
пересекает Центральный бассейн Средиземного моря в юго-восточном направлении.
Далее Северо-Африканское течение поворачивает на северо-восток к восточной
оконечности острова Крит, после чего следует на юго-восток, включаясь в
левантийский циклонический круговорот, охватывающий Восточный бассейн моря.
От северной периферии левантийского циклонического круговорота
отделяется ветвь течения, которая через проливы Родос и Карпатос поступает в
южную часть Эгейского моря (его Критский бассейн). Через проливы Китира,
Андикитира и Кассос воды этого течения возвращаются в Центральный и
Восточный бассейны Средиземного моря.
По мере продвижения Северо-Африканского течения на восток влево от него
отделяются
ветви, образующие отдельные устойчивые
циклонические
круговороты, а вправо - ветви образующие устойчивые антициклонические
круговороты. Скорость рассматриваемых течений- ветвей на поверхности моря
изменяется в пределах от 0.1 до 0.5 м/с.
Приливные течения в Средиземном море, как и в других регионах Мирового
океана, вызваны действием приливообразующей силы- равнодействующей силы
инерции и силы гравитационного притяжения к Луне или Солнцу. Поэтому эти
течения изменяют свои характеристики с периодом половина суток. Они обладают
наибольшей скоростью в проливах, бухтах и заливах с резким изменением глубин.
Здесь скорость сизигийных приливных течений (которые носят возвратнопоступательный характер) может достигать 1.5 м/с. В открытой части бассейнов
приливное течение носит ротационный характер, а их скорость не превышает 0.1
м/с.
Ветровые течения на поверхности Средиземного моря развиваются через 4-6
часов после начала действия сильного и устойчивого ветра. Устойчивый ветер
продолжительностью более 12 часов может вызвать ветровое течение скоростью до
0.5 м/с, которое на поверхности отклоняется вправо на 30-50 градусов от
направления ветра.
В проливах с мало изменяющимся характером рельефа дна ветровые течения
в поверхностном слое моря направлены вдоль оси пролива, а их скорость может
достигать о.6 м/с.
Сильные ветры вызывают в заливах сгонно-нагонные колебания уровня моря
и связанные с ними течения скоростью до 0.75 м/с.
Инерционные течения представляют собой свободный поток, продолжающий
движение после прекращения действия вызвавшей его силы. Установившиеся
инерционные течения существуют при равновесии сил Кориолиса и центробежной.
Векторы скорости инерционных течений Средиземного моря в течение
времени совершают вращение по часовой стрелке, при этом кривая, огибающая
концов векторов, близка по форме к эллипсу. Период этого вращения зависит от
географической широты и изменяется в пределах от 18 до 24 часов.
Инерционные течения, развивающиеся на поверхности Средиземного моря,
могут охватывать площади диаметром десятки кв. км. Продолжительность их
существования изменяется от 3 до 7 суток.
Скорости инерционных течений в открытых районах моря могут достигать 30
см/с, а в проливах (например, в Тунисском )- до 0.5 м/с.
Инерционное течение совместно с постоянным течением образуют суммарное
течение, траектория которого имеет сложную петлеобразную форму. По этим
траекториям в море перемещаются на поверхности моря в отсутствие ветра
плавающий мусор и другие, свободно плавающие предметы.
Интересна система течений в проливе Босфор, который связывает Мраморное
море с Черным. Впервые она была изучена адмиралом С. О. Макаровым в 1881-1882
годах.
Пролив Босфор расположен между Балканским полуостровом Европы и
полуостровом Малая Азия. Его длина составляет около 30 км, ширина от 750м до 3,7
км, наибольшая глубина- 80м, а наименьшая глубина на фарватере- 33м. Пролив
очень извилист, а берега его весьма живописны и густо населены. Здесь расположен
крупнейший мегаполис региона – Стамбул.
Принято считать, что Босфор представляет собой древнюю речную долину,
затопленную морем в антропогене. Значительную роль в этом процессе играла
тектоника. В результате депрессии дно этой долины постоянно углублялось, пока в
реке не возникло Нижнебосфорское течение, несущее соленые мраморноморские
воды в обратном направлении по отношению к водам на поверхности.
Существование Верхнебосфорского течения вызвано тем, что приток пресных
вод в Черное море из впадающих в него полноводных рек, а также от атмосферных
осадков больше чем испарение. В результате этого уровень поверхности Черного
моря примерно на полметра выше, чем уровень поверхности моря Мраморного, что
вызывает переток избыточных вод Черного моря по Босфору на юг.
В Прибосфорском районе Черного моря на удалении от входа в пролив 10-35
км от Основного Черноморского течения отделяется юго-западная ветвь, уносящая
его воды в Босфор. Верхнебосфорское течение обладает скоростью до 2 м/с.
Скорость его максимальна в апреле- июне (когда речной сток в Черное море
достигает максимума). Скорость Верхнебосфорского течения минимальна в августесентябре, когда речной сток минимален, а испарение максимально.
Поверхностное течение в Босфоре направлено с севера на юг и за год в
среднем проносит около 325 куб. км. черноморской воды соленостью 18 промилле.
Нижнебосфорское течение является типичным плотностным. В Мраморном
море вода плотнее, чем в Черном. Поэтому на одном и том же уровне
гидростатическое давление в Мраморном море больше, что и вызывает движение
воды по дну пролива с юга на север.
Нижнебосфорское течение направлено с юга на север и в среднем за год несет
175 куб. км вод Мраморного моря соленостью около 38 промилле.
Мраморноморские воды в мелководной части прибосфорского района
Черного моря распространяются тонким слоем по дну. До северного порога они
движутся на северо-восток. За порогом движение мраморноморских вод отклоняется
на запад. В 10 км от пролива Босфор они отклоняются на северо-запад, а в 20 км - на
северо-восток.
Как и течения в проливе Босфор, течения в проливе Дарданеллы, который
связывает Мраморное море с Эгейским, также являются градиентными или
плотностными.
С14.3.2. Особенности циркуляции вод Черного моря.
Основными элементами циркуляции поверхностной водной массы Черного
моря являются основное черноморское течение (ОЧТ), Восточный и Западный
циклонические круговороты, а также расположенные в зоне материкового склона
справа от стрежня ОЧТ мезомасштабные антициклонические вихри.
ОЧТ простирается в полосе материкового склона Черного моря, опоясывая
его кольцом. Ширина ОЧТ - 45-80 км, а его глубина - более 200м.
ОЧТ - типичное ветровое течение. При сильном попутном ветре скорость
течения на поверхности моря может возрастать до 1 м/с. При встречном ветре
скорость ОЧТ может уменьшаться до 0.25 см/с.
Средняя скорость главной струи ОЧТ на поверхности моря 0.3-0.5 м/с. Эта
величина в пределах верхнего 100 м. слоя вод от глубины зависит слабо. Далее с
ростом глубины она уменьшается. На глубинах 300м и более направление движения
черноморских вод изменяется на противоположное.
От основного потока ОЧТ в восточной и северо-западной части моря вправо
отходят две ветви. Одна из них простирается от мыса Чам к мысу Пицунда. Другая
ветвь от мыса Сарыч отворачивает в северо-западную часть моря, сливается с
водами Дуная, Днепра и других рек, после чего - воссоединяется с главным потоком
у мыса Калиакра.
В глубоководной части моря (внутри петли ОЧТ) располагаются Западные и
Восточные циклонические круговороты. В западной и восточной частях моря, в
зависимости от особенностей поля ветра, может быть по одному - два круговорота.
В восточной части моря располагается также один стационарный
антициклонический круговорот. В холодное время года при устойчивом северном
ветре он может превращаться в круговорот циклонический.
Большие циклонические круговороты в центральных частях моря при слабых
ветрах имеют скорость на периферии 0.2-0.4 м/с, в центре- 0.1-0.2 м/с.
Переходные зоны между основными
неустойчивыми режимами течений.
круговоротами
характеризуются
К юго-западу от мыса Сарыч часто наблюдается устойчивый
мезомасштабный антициклонический вихрь, диаметром до 80-120 миль. Справа от
ОЧТ море опоясывает цепь антициклонических вихрей меньшего размера,
смещающихся против часовой стрелки. Эти вихри имеют в плане эллиптическую
форму. Их большие оси вытянуты вдоль берега. Прохождение этих вихрей вдоль
пляжей ЮБК в летнее время вызывает здесь значительные колебания температуры
воды.
Циклонические вихри в Черном море наибольшего развития достигают в
осенне-зимний период, а антициклонические вихри - в весенне-летний. Причина
этого явления - особенности теплообмена поверхностной водной массы Черного
моря с атмосферой, а также сезонная изменчивость динамики движения
опресненных шельфовых вод.
В мелководной северо-западной части и прибрежной зоне моря циркуляцией
вод полностью управляет ветер. Речной сток здесь является фактором
стабилизирующим схему течений.
С14.3.3. Сезонная изменчивость течений Атлантического океана.
В сезонной изменчивости течений Атлантического океана различают три
волны: годовую, полугодовую и третьгодовую. Изменяется скорость и расход
течений.
Главные волны изменчивости течений- годовая и полугодовая. Эти колебания
наблюдаются лишь в верхнем, деятельном слое океана. На глубинах более 300м они
нигде не прослеживаются. Это свидетельствует о том, что причины их
существования целесообразно искать во взаимодействии океана и атмосферы.
Наблюдения показали, что на всех участках северного антициклонического
круговорота течений полугодовые колебания их интенсивности связаны с
соответствующими изменениями силы ветров.
Интенсивность ветра также испытывает колебания с периодом год и полгода.
Усиление западных ветров в годовой волне связано с углублением
Исландского минимума, а пассатов - с усилением Азорского максимума
атмосферного давления. Большинство поверхностных течений Атлантики ветровые. Поэтому очевидна причина годовой волны интенсивности течений годовой ход атмосферного давления, годовая изменчивость ветров и плотности
морской воды. В конечном счете, эта волна вызвана годовым ходом солнечной
радиации.
Причины существования полугодовой волны не столь бесспорны.
Попытка объяснить возникновение полугодовых колебаний скорости течений
аналогичными колебаниями температуры воды к полному успеху не привела. Было
установлено, что полугодовые колебания температуры воды (амплитуда которых
достигают 23% от амплитуды годовых колебаний) во всей Северной Атлантике
совпадают по фазе с колебаниями скорости течений (как теплых, так и холодных).
Но если бы эти колебания были связаны с изменением интенсивности
течений, то их фазы в зоне теплых и холодных течений были противоположны.
Это свидетельствует о том, что существование полугодовой волны в
колебаниях температуры воды не является основной причиной колебаний скорости
течений.
Еще одну версию выдвинул И. Максимов. Он выдвинул предположение, что
полугодовая волна интенсивности течений - следствие полугодовой вариации
приливообразующей силы Солнца.
Полугодовая составляющая приливообразующей силы Солнца описывается
выражением:
W=0,03644G0(1-3sin φ)2 cos2λ,
где G0- гравитационный коэффициент (26160 (см/с2));
Φ - широта места наблюдения;
λ- долгота.
Высота солнечного полугодового прилива описывается выражением:
Н= 0.67 W/g, где g- ускорение свободного падения.
Полугодовой прилив представляет собой планетарную стоячую волну с
пучностями на полюсах и экваторе и узловыми линиями около 35 градусов северной
и южной широт. Наиболее высокий уровень к северу от 35 градуса С. широты и к
югу от 35 градуса Ю. широты должен наблюдаться около времени зимнего и летнего
солнцестояния (конец декабря и конец июня). В тропической зоне максимум должен
быть около времени весеннего и осеннего равноденствия (конец марта и конец
сентября).
Следовательно, в полугодовой волне приливов их уровень одновременно
поднимается в высоких широтах и падает в тропических и наоборот. Возникающее
при этом приливное течение должно быть направлено попеременно от экватора к
полюсам и обратно. В периоды, когда приливное течение направлено от экваторов к
полюсам, постоянные течения, идущие из низких широт к высоким должны
усиливаться, а идущие навстречу - ослабевать.
Таким образом, в Гольфстриме максимум скорости, вызванный полугодовой
приливной волной должен наблюдаться в конце марта и конце сентября, а минимум
в конце июня и конце декабря. В Канарском течении – наоборот - максимум в конце
июня и конце декабря, минимум - в конце марта и конце сентября.
В действительности же это не так - фактические полугодовые колебания
скорости обоих течений совпадают по фазе: - максимум- февраль и август, минимуммай и ноябрь.
Амплитуды полугодовых колебаний скорости этих течений существенно
больше, чем можно было ожидать от полугодовых солнечных приливов.
Наличие полугодовых волн скорости ветров, а также течений, по мнению К.
Федорова, вызвано автоколебаниями системы океан- атмосфера, вызванных
периодическими изменениями количества тепла, переносимого Гольфстримом.
Вместе с тем механизм возникновения этих колебаний не вполне понятен. Она из
причин, активизирующих раз в полгода ветра и ветровые течения Атлантики полугодовые колебания атмосферного давления.
Полугодовые колебания градиентов атмосферного давления связаны с
различным прогревом и охлаждением поверхностей океанов и материков. Дважды в
год температурные контрасты достигают максимума (зимой и летом) и дважды в год
температура океана и суши выравнивается (весной и летом). Выравнивание
температур подстилающей поверхности приводит к уменьшению горизонтальных
градиентов атмосферного давления и ослаблению ветров. Таким образом, одна из
причин полугодовых колебаний скорости течений над Атлантикой являются
полугодовые колебания атмосферного давления, происходящие независимо от того
есть ли течения в океане или нет.
Наблюдения за интенсивностью течений Атлантики показали, что
существуют и колебания их параметров с периодом 26,2 месяца. Их амплитуда в
большинстве случаев составляет до 50% от амплитуды годовой волны. В колебаниях
интенсивности Канарского течения двухлетняя волна выражена даже лучше чем
годовая.
Механизмы формирования двухлетней волны еще предстоит изучить в
будущем, однако имеющиеся данные позволяют предполагать, что механизмы эти
аналогичны обуславливающим существование годовой волны.
Увеличение интенсивности Канарского течения соответствует по времени
более северному положению Азорского антициклона. Над Европой при этом
располагается хорошо развитый барический гребень, а изобары его восточной
периферии направлены вдоль западного побережья Пиринейского полуострова и
Северной Африки (попутный ветер усиливает течение).
При южном положении Азорского антициклона, которое наблюдается
одновременно со сдвигом к югу экваториальной депрессии, изобары вытягиваются в
широтном направлении и градиенты атмосферного давления по нормали к берегу
Северной Африки резко уменьшаются. Это приводит к ослаблению Канарского
течения.
Как показывают наблюдения, подобные смещения Азорского антициклона
происходят с периодом два года.
Аналогичные закономерности выявлены и для других ветровых течений
Атлантики. Это
позволяет утверждать, что непосредственной причиной
квазидвухлетних
колебаний
интенсивности
течений
региона
являются
закономерности изменения тропосферной циркуляции над Атлантикой. Каковы же
причины квазидвухлетних периодов атмосферных процессов предстоит установить в
будущем.
Л15. Льды в Мировом океане
Учебные вопросы:
1. Классификация плавучих и неподвижных льдов
2. Образование морских льдов.
Л15.1. Классификация плавучих и неподвижных льдов.
Лёд – это твёрдая фаза воды. В отличие от пресной воды, морская вода,
очищенная в лабораторных условиях до максимально возможной степени и
находящаяся в спокойном состоянии, может быть охлаждена без образования льда
до температуры минус 33°C. Но мельчайший кусочек льда или иной крошечный
предмет, помещенный в такую переохлаждённую воду, мгновенно вызовет бурное
образование льда. Нормальная океанская вода, солёность которой равна 35 ‰ ,
замерзает при температуре минус 1,91°C.
При солёности 25 ‰ (Белое море) вода замерзает при температуре минус
1,42°C, при солёности 18 ‰ (Чёрное море) – при минус 1,07°C, в Азовском море
(солёность 10 ‰) поверхностная вода замерзает при температуре минус 0,53°C.
Прочность морских льдов заметно ниже, чем пресноводных, но она
возрастает с понижением температуры и солёности льда. Наибольшую прочность
имеют многолетние льды.
Прочность морских льдов тем выше, чем ниже температура воздуха при
которой они образовались. Лёд толщиной 60 см, образующийся на пресноводных
водоёмах в разгар зимы, может выдерживать нагрузку до 15-18 тонн, если, конечно,
эта нагрузка приложена не сосредоточенно, а в виде, скажем, грузовой платформы
на гусеничном ходу, опорная поверхность которой равна примерно 2,5 м2.
По степени своей подвижности морские льды подразделяются на
неподвижные и дрейфующие. Неподвижный лед — сплошной ледяной покров,
закрепленный сушей или банками (примерзший к ним). Основная форма
неподвижного льда — припай, ширина которого может достигать нескольких
километров. Кроме припая, к неподвижным льдам относятся стамухи, береговые
валы.
Дрейфующий, или плавучий, лед — лед, не связанный с берегом и
находящийся в движении под влиянием ветра и течений. Это преобладающая форма
льдов, встречающихся в Мировом океане. При сильном ветре, совпадающем по
направлению с течением, дрейфующие льды могут проходить расстояние до 100 км
в сутки.
По размерам плавучие льды делят на обширные, большие и малые ледяные
поля, крупнобитый и мелкобитый лед. Образованию льдов в Арктике способствует
существенное опреснение поверхностных вод акваторий, прилегающих к устьевым
областям рек Обь, Енисей, Лена, и др.. Их воды в начале зимы выносят в океан
много льда речного происхождения, на котором образование морского льда
происходит гораздо интенсивнее.
Кроме льдов, образовавшихся непосредственно в океане, в нем присутствуют
также льды материкового происхождения. Это айсберги и ледниковые острова. Они
образуются при обламывании сползающих в океан концов выводных ледников, или
массивов шельфового льда.
Встречающиеся айсберги делятся на два типа. К первому относятся т.н.
"столовые" айсберги. Они имеют плоские верхнюю и нижнюю границы и
откалываются от шельфовых ледников. Крупнейшие шельфовые ледники
Антарктиды - ледники Росса и Ронне-Фильхнера. Протяженность ледника Росса с
севера на юг 850 км и с запада на восток- 1000 км. Размеры ледника РоннеФильхнера с севера на юг 700км, с запада на восток 1100км. Скорость движения
шельфовых ледников не велика - несколько сотен метров в год.
В 1978 году столовый айсберг длиной более 50 км был обнаружен у берегов
южной Африки. В декабре 1854 года на 44 параллели южной широты был встречен
айсберг длиной 120 км, возвышавшийся над водой на 90м. В 1894 году к югу от
Новой Зеландии был замечен айсберг длиной 130 км.
Крупный айсберг длиной 170 км и высотой 40м над водой был обнаружен в
1927 году в 50 милях от северо-востоку от Южных Шетландских островов.
Наиболее грандиозный столовый айсберг был обнаружен в Тихом океане в
районе острова Скотта в ноябре 1956 года. Его длина составляла 385 км, а ширина 111 км. Площадь этого гиганта составляла 40 тыс кв. км.
Ко второму типу относятся айсберги неправильной (куполообразной или
пирамидальной) формы, откалывающиеся от выводных ледников.
Выводные ледники Антарктиды отличаются от шельфовых гораздо большей
скоростью своего движения. Так выводной ледник Эймери имеет скорость до
1600м/год. Вследствие быстрого движения тело таких ледников изорвано трещинами
и напоминает ледопад.
Размеры выводных ледников меньше чем шельфовых. Крупнейший
выводной ледник Ламберта имеет длину 500 км, а ширину 30 км. Поэтому и размеры
айсбергов откалывающихся от этих ледников меньше.
Надводное возвышение столовых айсбергов Антарктиды достигает 200м.
Надводное возвышение айсбергов неправильной формы достигает 300м, но как
правило не превышает 50-70м.
Подводная часть любых айсбергов в 6 - 8 раз превышает надводную.
Поэтому айсберги строго следуют за увлекающими их крупномасштабными
океаническими течениями и нередко движутся навстречу ветру и волнам.
Ежегодно от ледовых берегов Антарктиды в воды Антарктического
прибрежного течения поступают десятки тысяч айсбергов. В процессе таяния
айсберги заметно охлаждают окружающую водную среду. Поскольку слагающий их
лед сформировался на суше, воды, образующиеся при таянии айсбергов, являются
пресными. Несмотря на более низкую температуру, чем окружающая среда эти
пресные воды могут иметь меньшую плотность.
В результате этого вблизи поверхности айсберга всегда существуют
интенсивные вертикальные движения водных струй.
Шельфовый лед образуется путем отложения фирна на многолетнем припае
или на выступающих в море глетчерных льдах. Размеры Айсбергов зависят от
фронтальных размеров и толщины ледников, от которых они отделились.
В Антарктиде наибольший объём льда в виде айсбергов дают два гигантских
шельфовых ледника, надвигающихся на моря Росса и Уэдделла. Шельфовый ледник
Росса имеет площадь, превышающую 500 тысяч км2, а толщина льда здесь достигает
700 метров. В море Росса этот ледник подходит в виде огромного ледяного барьера
длиной почти в 900 км и высотой до 50 метров.
Вокруг Антарктиды постоянно плавает около 100 тысяч айсбергов. В
Северном полушарии основным поставщиком айсбергов в океан является
Гренландия. Ежегодно от ледников этого острова откалывается до 15 тысяч
айсбергов, которые выплывают на океанские пути в Северную Атлантику. Айсберги
откалываются также от ледников островов Северного Ледовитого океана – Земли
Франца-Иосифа, Новой Земли, Северной Земли, Шпицбергена и Канадского
арктического архипелага.
В 1987 году с помощью спутников Земли в районе моря Росса был обнаружен
айсберг длиною 153 и шириною 36 км.
От этого же ледника в 2000 году откололся айсберг, получивший название B15. Этот гигант имел площадь более 11000 км2. Если бы льдина такой площади
оказалась на Ладожском озере, то она закрыла бы 63% поверхности этого большого
(17,7 тыс.км2) озера.
Отколовшись от ледников, айсберги, подхваченные течениями и подгоняемые
ветрами, иногда уплывают далеко за пределы полярных областей. Антарктические
айсберги достигают южных берегов Австралии, Южной Америки и даже Африки.
Айсберги Гренландии проникают в Северную Атлантику до сороковой параллели и
южнее, достигая Азорских и даже Бермудских островов.
Дальность плавания айсбергов и время их существования в океане зависят не
только от направления и скорости морских течений, но и от физических свойств
самих айсбергов. Очень большие и глубоко промороженные антарктические
айсберги существуют по нескольку лет, а в отдельных случаях даже десятилетий.
Гренландские айсберги тают значительно быстрее, всего за 2-3 года, т.к. они не
столь велики по размерам и образовались при более высокой температуре.
Ледяные острова — обширные обломки шельфового льда длиной до 30 км и
более, толщиной в несколько десятков метров. В, Арктике они образуются в
северном районе Канадского архипелага (это обломки шельфового льда острова
Элсмира на севере Канады).
Ледовые острова возвышаются над уровнем моря до 12 м и достигают
размеров 30 X 35 км. Они имеют волнистую поверхность, с валами и ложбинами.
Л15.2. Образование морских льдов.
В океанах лёд образуется в высоких и умеренных широтах. В приполярных
районах многолетние (паковые) льды сохраняются по нескольку лет, достигая в
центральных районах Северного Ледовитого океана толщины до 5 метров.
Наибольших размеров ледовый покров в океанах достигает в конце зимы: в
Арктике к апрелю его площадь около 11 млн.км2, а к сентябрю в Антарктике –
около 20 млн.км2. Постоянный ледовый покров составляет 3-4 процента площади
Мирового океана.
Среднегодовая интенсивность образования морского льда тем больше, чем
меньше среднегодовой поток суммарной солнечной радиации, поглощаемый
поверхность Арктических и Антарктических акваторий Мирового океана.
В отличие от пресной воды, замерзание которой не изменяет её состава, при
замерзании морской воды из нее выделяется соль.
Замерзание морской воды начинается с образования тонких, вытянутых
ледяных кристалликов, в которых совершенно нет соли.
Соль, содержащаяся в воде, из которой образовались эти кристаллики,
переходит в водяные промежутки, разделяющие их. При этом соленость подобной
воды существенно увеличивается, что препятствует ее замерзанию. Поэтому
морской лед является пористым. Вода, заполняющая поры, с течением времени
постепенно вытекает под лед, что приводит к постепенному уменьшению его
плотности и прочности.
Температура замерзания и температура наибольшей плотности морской воды
зависит от её солёности.
Морская вода, солёность которой ниже 24,695 промилле, при охлаждении
сначала достигает наибольшей плотности, как и пресная вода, а при дальнейшем
охлаждении и отсутствии перемешивания быстро достигает температуры
замерзания. Если солёность воды выше 24,695 промилле, она охлаждается до
температуры замерзания при постоянном увеличении плотности с непрерывным
перемешиванием (обменом между верхними холодными и нижними более тёплыми
слоями воды), что не создаёт условий для быстрого выхолаживания и замерзания
воды, то есть при одинаковых погодных условиях солёная океаническая вода
замерзает позже солоноватой.
Солёность морского льда, т.е. солёность воды, образующейся при его таянии,
составляет в среднем около 10% солености океанской воды.
При замерзании морской воды образуется лед, соленость которого гораздо
меньше. С течением времени она еще более снижается.
Объём морского льда на 9 процентов больше объёма воды, из которой он
образовался. Плотность морского льда меньше плотности морской воды и
колеблется в пределах 0,85-0,94 г/см3. Вот почему плавучие льды возвышаются над
поверхностью воды на 1/7 – 1/10 своей толщины.
Па́ковый лёд — многолетний морской лёд толщиной не менее 3 метров,
просуществовавший более 2 годовых циклов нарастания и таяния. В виде обширных
ледяных полей наблюдается преимущественно в Арктическом бассейне.
Паковый лед образует свободно плавающие ледяные массивы, сползшие в
воду и оторвавшиеся от ледников на суше, а также дрейфовавшие льдины,
захваченные впоследствии прибрежным льдом.
Паковый лед отличается меньшей солёностью, чем морская вода. По мере
увеличения возраста он всё более опресняется и становится прочнее.
Образование припая начинается в начале зимы, после того как
среднесуточные температуры снижаются ниже 0оС. Поэтому срок начала
образования припая является информативной характеристикой ледового режима
акватории.
Другой важной характеристикой являются сроки первого и окончательного
замерзаний
моря. Основные механизмы образования материкового льда: инфильтрация, фирнизация.
Исходный материал для образования льда – снег, который выпадает в форме
красивых тонких, обычно гексагональных легких кристаллов.
Фирнизация
Свежий снег обладает высокой пористостью и большой поверхностью
соприкосновения с воздухом, что способствует испарению и сухой возгонке, т.н.
сублимации, при которой выделяется тепло. Снежинки начинают уплотняться и,
подтаивая, за счет высвобождающегося тепла, начинают изменять свою форму,
превращаясь в округлые зерна и уплотняясь. Подобное состояние снега называется
фирном.
Дальнейшее уплотнение фирновых зерен ведет к их трансформации в
фирновый лед, еще содержащий поры, а еще позднее уже в глетчерный лед, не
имеющий пор, обладающий голубоватым цветом и менее плотный, чем речной лед.
Чтобы образовался 1 м3 льда необходимо 10-11 м3 снега. Фирнизация – основной
механизм образования айсбергов Антарктиды и Гренландии, где в период полярного
дня среднесуточные температуры остаются ниже нуля.
Инфильтрация
Днем под лучами солнца снег частично тает, превращаясь в воду. Эта вода
просачивается в снежную толщу и там замерзает, превращаясь в лед.
Лед, образующийся путем инфильтрации, плотнее и прочнее фирнового. Он
образуется в регионах, где среднесуточные температуры в период полярного дня
превышают температуру плавления воды. Это острова Канадского архипелага, а
также других островов Арктики.
Таяние морских льдов начинается при повышении их температуры выше
минус 2,3°C. В Арктике летом толщина льда за счёт таяния его верхних слоёв может
уменьшиться на 0,5-1,0 метр, но за зиму снизу может намёрзнуть до 3-х метров льда.
Многолетние льды из Арктики постепенно выносятся течениями в умеренные
широты, где относительно быстро тают. Они живут от 2 до 9 лет. Антарктические
льды существуют ещё дольше.
Рекомендованная литература
Шулейкин В.В. Физика моря / В.В.Шулейкин. – М. : Наука, 1968. – 1083
1.
с.
С15. Поверхностные течения тропической зоны и Южной Атлантики
С15.1. Течения тропического пояса Атлантического океана.
В тропическом поясе
крупномасштабных круговорота.
Атлантического
океана
располагаются
три
Северный Тропический циклонический круговорот образован на севере южным флангом Северо-Пассатного течения, на западе - Антило-Гвианским
подповерхностным противотечением юго-восточного направления, перекрытым
Гвианским течением северо-западного направления, а также Межпассатным
противотечением (на юге).
Северный Тропический антициклонический круговорот образован на севере южным флангом Межпассатного противотечения, на востоке -Гвинейским течением,
на юге - частью Южно-Пассатного течения, заходящей в северное полушарие и на
западе- Северо-Бразильским и Гвианским течением.
Южный Тропический циклонический круговорот состоит из Южного
экваториального подповерхностного противотечения восточного направления, его
южной ветви – Гвинейского течения, Ангольского течения, идущего на юг вдоль
берегов Африки и северного фланга Южно Пассатного течения.
Движения вод большинства упомянутых поверхностных течений образуют
неширокие и сравнительно неглубокие, но довольно быстрые зональные потоки. К
таким течениям относятся:
- Северо-Пассатное течение, идущее с востока на запад между северной
субтропической конвергенцией (северная граница течения) и северной тропической
дивергенцией (южная граница течения), которое было рассмотрено выше;
- Северное Экваториальное противотечение (оно же Межпассатное
противотечение), идущее на восток между северной тропической дивергенцией
(северная граница течения) и северной тропической конвергенций (южная граница
течения) в полосе между 4 и 8 градусами северной широты.
-Южное Пассатное течение, идущее на запад между северной тропической
конвергенцией (северная граница течения) и южной субтропической конвергенцией
(южная граница течения).
К меридианальным поверхностным течениям данного региона относятся
Северо-Бразильское, переходящее далее в Гвианское (на западе), а также Гвинейское
И Ангольское течение (на востоке).
Кроме поверхностных течений в систему циркуляции вод тропического пояса
Атлантики входят следующие подповерхностные и промежуточные течения:
- северная ветвь Южно -Пассатного течения западного направления
(расположенная в полосе от 5 до 2 градуса северной широты);
-Экваториальное подповерхностное противотечение (течение Ломоносова),
идущее на восток, со стрежнем на экваторе и боковыми границами на 2 градусах
северной и южной широты;
-центральная ветвь Южного Пассатного течения западного направленияузкий подповерхностный зональный поток, разграничивающий течения восточного
направления, проходящий по 2 градусу южной широты;
-Южное экваториальное подповерхностное противотечение восточного
направления расположенное между 2 градусом южной широты (северная граница
течения ) и 5 градусом южной широты (южная граница течения);
- Западное экваториальное промежуточное течение, проходящее под
течением Ломоносова.
Максимум скорости Северного Пассатного течения приходится на веснулето, минимум на осень.
Максимум скорости Южном - Пассатного течения приходится на осень
(северного полушария), минимум на лето. всех поверхностных потоков
Максимум скорости всех поверхностных потоков в полосе между 12,5
градусами северной и южной широты наступает летом (совпадая по фазе с
максимумом скорости Северного Пассатного течения). В том числе, в
Межпассатном противотечении максимум (20 см/с) наблюдается на 7.5 градусе
северной широты.
Времена наступления минимумов скоростей разных поверхностных течений в
данной полосе различаются.
В Межпассатном противотечении и Южно-Пассатном течении на широте 2.5
градуса северной широты скорости наблюдается весной (это соответственно 16 см/с
и 13 см/с).
В Южно-Пассатном течении минимум наблюдается на широте 2.5 градуса
южной широты (22 см/с) осенью.
В Южно-Пассатном течении на широте 7.5 градуса южной широты минимум
скорости (16 см/с) наблюдается зимой.
Изменения скорости тропических поверхностных течений в Атлантике
следуют за изменениями интенсивности юго-восточного и северо-восточного
пассатов, а также их широтными смещениями.
Максимум зональной составляющей поверхностной скорости Гвианского
течения на 2.5 градусе северной широты (58 см/с) наступает зимой, а минимум (45
см/с) - летом, а на 2.5 градусе южной широты максимум (82 см/с) приходится на
лето, а минимум (53 см/с) - на осень.
Годовой ход скорости Гвинейского течения аналогичен годовому ходу
Межпассатного противотечения (максимум -24 см/с - летом, минимум-13 см/с весной).
Среднегодовые расходы течений тропического пояса таковы:
Северо-Пассатное течение - 20 куб. км/с
Межпассатное противотечение- 18,1 куб. км/с
Северная ветвь Южно-Пассатного течения 15.5 куб. км/с
Течение Ломоносова
-36.4 куб. км/с.
Антило-Гвианское течение - 30 куб. км/с
Южное Экваториальное подповерхностное противотечение
-20.5 куб. км/с;
Южно-Пассатное течение - 50 куб. км/с.
Характерная особенность тропической циркуляции состоит в том, что
Межпассатное противотечение и Южное подповерхностное противотечение
направлены против господствующих в этих широтах западных ветров- пассатов.
С15.1.1. Течение Ломоносова и Антило-Гвианское течение.
Течение Ломоносова является важным компонентом циркуляции вод
экваториальной зоны Атлантического океана. Оно было открыто в 1959 году
океанологической экспедицией СССР на НИС "М. Ломоносов" (в честь чего и
получило свое имя).
Течение Ломоносова - мощное экваториальное подповерхностное
противотечение, протянувшееся через весь Атлантический океан с запада на восток
под водами северной ветви Южно Пассатного течения. Его протяженность 46004800км (от 40 градуса западной долготы до 7 градуса восточной долготы). Ширина
течения колеблется от 370-440 км на западе, до 185-220 км на востоке (в Гвинейском
заливе).
На боковых границах течение отделено от соседних ветвей восточного
экваториального переноса узкими неустойчивыми потоками (струями) западного
направления.
Глубина верхней границы течения Ломоносова в среднем составляет 50м (на
западе больше - до 100м, на востоке - меньше до 30м), хотя местами оно может
выходить на поверхность. Его мощность в среднем составляет 150м (от 200 м на
западе до 100м на востоке).
К югу и северу от экватора мощность течения уменьшается. Ядро течения
практически повсеместно расположено на глубине 70-75м. Оно расположено в слое
максимального градиента плотности водной среды.
Отмечены случаи двух ярусной вертикальной структуры течения Ломоносова,
когда к описанному основному потоку добавляется параллельная ему струя со
стрежнем на горизонте 300м.
Скорость течения Ломоносова с запада на восток (до меридиана 23 градуса 30
минут западной долготы) увеличивается. Максимальная скорость на указанном
меридиане достигается на глубине 75-90 м и составляет 150 см/с. К востоку от
указанного меридиана скорость течения Ломоносова постепенно снижается.
Отличительная черта течения Ломоносова - меандрирование. Его ядро
совершает колебания в меридианальном направлении с периодом 12-28 суток.
Амплитуда этих горизонтальных смещений достигает 1 градуса.
Ядро и периферия течения также совершают колебания и по вертикали с
амплитудой 30-40м. При этом подобные колебания ядра и периферии течения
синфазными не являются. Зачастую верхнему положению ядра соответствует
нижнее положение периферии.
При максимальном подъеме ядра течения его воды могут выходить на
поверхность, существенно понижая ее температуру и формируя поверхностное
течение, направленное на восток.
Меандрирование
течения
Ломоносова
имеет
характер
бегущей
квазигармонической волны. Эта волна имеет период около 28 суток фазовую
скорость 0.46 м/с, длину 1100 км (участки стрежня течения удаленные на 550 км по
параллели смещаются в противоположных направлениях).
По своим характеристикам она близка к волне Россби. Подобные волны
возникают в результате взаимодействия глубинных и придонных течений Атлантики
с встречающимися на их пути подводными горами.
Течение Ломоносова переносит с запада на восток подповерхностную
промежуточную воду повышенной солености. Оно питается водой на крайнем
западе от ветвей Южно-Пассатного течения и Антило-Гвианского противотеченния.
Антило-Гвианское противотечение было открыто в 1972 г. На поверхности
оно покрыто дрейфовыми потоками Антильского и Гвианского течений
соответственно западного и северо-западного направлений. С увеличением глубины
поле скорости этих потоков перестраивается. Между водами Гвианского течения (на
западе) и Антильского (на севере) развивается мощное противотечение,
направленное на юго-восток. Оно и называется Антило-Гвианским.
Антило-Гвианское течение начинается в юго-восточной части Саргассова
моря и заканчивается в районе меридиана 40-38 градуса западной долготы.
Ширина Антило-Гвианского противотечения около 250 км, его мощность
составляет 1000-1500м. Максимум скорости этого течения (50 см/с) находится в
верхних его слоях. Расход его достигает 30 куб. км/с, что ставит его в ряд
мощнейших течений нашей планеты.
Структура Антило-Гвианского течения по его длине неоднородна и
характеризуется наличием нескольких синоптических вихрей.
С15.1.2. Южно-Пассатное течение.
Южно-Пассатное течение - теплое течение тропической зоны Атлантического
океана, простирающееся в широтном направлении от берегов Африки до Южно
Америки. Это одно из наиболее мощных течений нашей планеты. Суммарный
расход всех его ветвей достигает 65.5 куб. км/с.
Южное Пассатное течение образует три параллельные ветви.
Северная его ветвь расположена в полосе от 5 до 2 градуса северной широты.
Центральная ветвь Южного Пассатного течения - узкий подповерхностный,
западный зональный поток, разграничивающий течения восточного направления,
проходящий по 2 градусу южной широты.
Южная ветвь, переносящая основную массу вод Южного Пассатного течения,
расположена между 5-6 градусами южной широты и южной субтропической
конвергенцией (южная граница течения).
Максимум скорости южной ветви Южного Пассатного течения (до 21 см/с)
наблюдается на параллели 12 градусов 30 минут южной широты осенью-зимой (для
северного полушария). Здесь минимум его скорости имеет место летом (северного
полушария)-до 16 см/с.
Таким образом, интенсивность Южно-Пассатного течения в течение года
изменяется противофазно интенсивности Северо-Пассатного течения. Ее расход
достигает 50 куб. км /с.
Максимум скорости северной ветви Южного Пассатного течения (29 см/с)
приходится на лето. Он наблюдается на параллели 2.5 градуса северной широты.
Минимум скорости здесь наблюдается весной (13 см/с).
Интенсивность Северной ветви Южного Пассатного течения в течение года
изменяется синфазно интенсивности Северного Пассатного течения.
Расход северной ветви в среднем составляет 15.1 куб. км/с.
Максимум скорости центральной ветви Южно - Пассатного течения (38 см/с)
приходится на лето. Он встречается на параллели 2.5 градуса южной широты.
Минимум скорости здесь приходится на осень (22 см/с).
Расход этой ветви не велик и она фактически представляет собой узкую
струю, разделяющую поверхностные потоки восточного направления.
Южно-Пассатное течение (как и Северно-Пассатное) располагается в
пределах пояса пассатов.
Принято считать, что Южно-Пассатное течение начинается примерно на
южном тропике - в зоне слияния вод холодного Бенгальского течения и теплого
Ангольского, следующих навстречу друг другу вдоль западного побережья Африки
с юга и с севера соответственно.
Поверхностная температура вод Южно-Пассатного течения возрастает по
мере их продвижения к западу с +18 градусов С у берегов Африки до +26 у берегов
Южной Америки. Соленость течения также возрастает от 36 промилле на востоке, до
37 промилле на западе (сказывается значительное испарение с поверхности океана в
зоне действия южного пассата).
Ветви Южно-Пассатного течения устойчивей и сильней чем СевероПассатное течение. Под Южно-Пассатным течением располагаются несколько
подповерхностных противотечений (наиболее мощная из которых- рассмотренное
выше течение Ломоносова).
С15.1.3. Северо-Бразильское и Гвианское течение.
Южно-Пассатное течение у побережья Южной Америки разделяется на две
ветви. Одна ветвь от мыса Бранку идет на юг, образуя Бразильское течение. Другая
ветвь идет на северо-запад и называется Северо-Бразильским течением.
К северу от устья Амазонки течение вдоль атлантического побережья
Бразилии, Гвианы, Суринама и Гайяны называется Гвианским.
Теплое Гвианское течение, пересекает экватор и встречается в Карибском
море с водами Северо-Пассатного течения.
Зимой и весной Северо-Бразильское течение непрерывным потоком
переходит в Гвианское. Ширина течения составляет 150-200 миль. Его нижняя
граница прослеживается на глубинах более 500м ( где модуль скорости изменяется в
пределах 4-21 см/с.
Максимальная скорость Северо-Бразильского течения в поверхностном слое
наблюдается в районе экватора- 129 см/с. На глубине 100м максимальная скорость
отмечается к северу от экватора- 124 см/с.
Модуль скорости Северо-Бразильского течения по глубине изменяется
немонотонно и в разных частях потока неодинаково. В районе экватора встречаются
два типа вертикального распределения его скорости.
Для первого характерно наличие абсолютного максимума скорости (129 см/с)
на поверхности, а в диапазоне глубин 25-500 м минимума (24-42 см/с) на глубине
200м и максимума (32-54 м/с) на глубине 300м. На глубине 500 м скорость течения
уменьшается до 10-25 см/с.
Для второго типично наличие подповерхностного максимума скорости (50112 см/с) на глубине 100м, минимума (15-51 см/с) на горизонте 200м и еще одного
максимума (36-66 см/с) на горизонте 300 м. На глубине 500м скорость течения
уменьшается до 7-20 см/с.
В летне-осенний период Северо-Бразильское течение разворачивается к
северу от экватора, образуя Межпассатное противотечение.
На глубине 100м над правой частью Северо-Бразильского течения, стрежень
которого располагается на глубине 200м, наблюдается противотечение, в котором
перенос вод направлен на восток- северо-восток. В районе экватора оно
характеризуется скоростью 30-70 см/с и участвует в формировании течения
Ломоносова.
Между вертикальными распределениями скоростей течений СевероБразильского и Гвианского течений имеются сходство и некоторые различия. В
Гвианском течении также наблюдаются два типа вертикального распределения
скорости.
При первом (двух экстремумном) типе в Гвианском течении минимум и
максимум скорости располагаются на 100м ближе к поверхности.
При втором- до глубины 200 м распределения скоростей в Гвианском течении
такие же, как и в Северо-Бразильском. Максимум скорости на глубине 300м в
Гвианском течении не выявлен.
С15.2. Южный Субтропический антициклонический круговорот.
Крупномасштабный антициклонический круговорот, расположенный к югу от
экватора, образован на севере Южно Пассатным течением (рассмотренным выше),
на западе Бразильским течением, на юге – Южно-Атлантическим, а на востоке Бенгальским.
С.15.2.1. Бразильское течение
Бразильское течение - теплое течение Южной части Атлантического океана.
Оно является ветвью Южно Пассатного течения уносящей основную часть вод этого
потока на юг, после его выхода к восточному побережью Южной Америки
практически на широте южного тропика. От мыса Сан - Роки течение следует вдоль
берегов Бразилии до залива Ла - Плата (примерно до 40 градуса южной широты).
Там Бразильское течение встречает холодные воды Фолклендского течения. При их
слиянии формируется Южно Атлантическое течение, представляющее собой
северную периферию течения Западных ветров, направленное по 40 параллели от
Южной Америки к Африке.
Схема поверхностной циркуляции Бразильского течения резко отличается от
схемы подповерхностной циркуляции вод этого района.
Скорость Бразильского течения 1-2 км/час. Температура вод на поверхности
от 18 градусов С. на юге до 26 градусов С. на юге. Соленость его вод 37 промилле (и
более) у мыса Сан - Роки и 35 промилле южнее устья Амазонки.
Бразильское
течение
передает
значительные
взаимодействующим с ним воздушным массам.
количества
тепла
Воды Бразильского течения обеднены биогенными элементами. Поэтому они
обладают низкой биологической продуктивностью.
Фолклендское течение приходит к месту слияния с Бразильским течением с
юга, от Фолклендских островов. Оно представляет собой северную ветвь
Антарктического Циркумполярного течения, проникающую к Фолклендским
островам от пролива Дрейка.
В отличие от вод Бразильского течения, Фолклендское течение богато
биогенными веществами, а зона его влияния - район интенсивного рыболовства.
В зоне слияния вод Бразильского и Фолклендского течения формируются
мощные фронтальные разделы. Особенности этой гидрофронтальной зоны во
многом подобны особенностям зоны контакта Лабрадорского течения и
Гольфстрима.
В январе - марте Бразильское течение наиболее полноводно, а расход
Фолклендского течения снижается. В это время фронтальные разделы смещаются
далеко на юг. В июле- сентябре картина потивоположна.
С15.2.2. Южно-Атлантическое течение.
Южно-Атлантическое течение образуется у восточного побережья Южной
Америки близ залива Ла-Плата, при слиянии вод Фолклендского и Бразильского
течений. Это течение несет свои воды в широтном направлении в сторону Африки
параллельно Антарктическому Циркумполярному течению (оно же течение
Западных ветров) в полосе от 40 до 45 градусов южной широты.
Здесь воды обоих течений увлекаются мощным, стационарным, западным
атмосферным потоком. Максимум скорости обоих течений расположен на
поверхности. Оба течения являются ветровыми. Это дает основание рассматривать
Южно - Атлантическое течение как северную периферию Антарктического
Циркумполярного течения.
В тоже время гидрофизические и гидробиологические характеристики обоих
течений существенно разнятся. Воды Южно-Атлантического течения существенно
теплее и обладают более высокой соленостью.
При подходе к западному побережью Африки воды Южно Атлантического
течения отклоняются вправо, принимая участие в образовании холодного
Бенгальского течения.
С15.2.3. Бенгельское и Ангольское течения.
Крупнейшими течениями Юго-восточной части Атлантического океана,
являются Бенгельское и Ангольское течения.
Бенгельское течение является восточным звеном Южного Субтропического
антициклонического круговорота.
Бенгельское течение - одно из мощнейших холодных течений юго-восточной
части Атлантического океана. Оно представляет собой ветвь Антарктического
Циркумполярного течения (течения Западных ветров), отворачивающую к северу у
западного побережья Африки.
Бенгельское течение проходит у берегов Западной Африки и направлено с
юго-востока на северо-запад. Достигнув тропиков (примерно 18 градуса южной
широты) Бенгальское течение встречается с Ангольским и поворачивает к западу,
давая начало Южно-Пассатному течению.
В зоне поворота Бенгельского течения, как правило, существует система
мезомасштабных антициклонических вихрей. В их центрах происходит погружение
поверхностных вод до горизонтов промежуточной водной массы.
В процессе движения к тропикам его воды нагреваются. Скорость
Бенгельского течения достигает 20 см/с.
Температура вод Бенгельского течения на юге минимальна (2-6 градусов), а
на севере максимальна (14-18 градусов).
Ангольское и Гвинейское течения являются восточным
рассмотренного выше южного тропического циклонического круговорота.
звеном
Ангольское течение образуется в Гвинейском заливе. В этот залив с запада
приходят теплые и соленые воды Гвинейского течения, формирующегося из вод
Южного Экваториального противотечения.
С востока в Гвинейский залив поступают пресные воды реки Конго. В заливе
океанические и речные воды взаимодействуют и перемешиваются.
К юго-западу от устья реки Конго хорошо выражен обширный
антициклонический вихрь с центром 8 градусов южной широты и 10 градусов
восточной долготы.
В результате трансформации вод поступающих в Гвинейский залив на его
выходе образуются теплые и несколько распресненные воды Ангольского течения,
движущиеся на юг.
В период действия юго-восточного пассата над зоной течения преобладает
западный и северо-западный перенос вод.
С15.3. Южный Субполярный циклонический круговорот.
Южный Субполярный циклонический круговорот образован на севере южной
периферией Антарктического Циркумполярного течения (имеющего восточное
направление) и Прибрежным Антарктическим течением (несущим свои воды на
запад).
С15.3.1. Антарктическое Циркумполярное течение.
Антарктическое Циркумполярное течение (оно же течение Западных ветров)мощнейший водный поток южного полушария, опоясывающий с севера Антарктиду
в полосе вод Атлантического, Индийского и Тихого океанов между 40-й и 60
параллелями.
Полный оборот воды на его стрежне совершают за 37-40 месяцев. Средняя
скорость движения его вод на стрежне составляет 25 см/с, а протяженность течения
-27700км.
Стрежень течения расположен у 58 градуса южной широты. Здесь скорость
течения достигает абсолютного максимума в апреле- 44.9см/с.
Максимум скорости Антарктического Циркумполярного течения находится
на поверхности. С ростом глубины его скорость уменьшается. Начиная с горизонтов
200-250м, изменения его скорости с глубиной происходят очень медленно.
От поверхности и до глубины 800м скорость Антарктического
Циркумполярного течения убывает с 26,2 до 15 см/с. На горизонте 3000м она
составляет 10 см/с.
Таким образом, Антарктическое Циркумполярное течение характеризуется
мощным развитием по глубине и сохраняет свою структуру почти до дна.
По величине своего расхода Антарктическое Циркумполярное течение
крупнейшее на нашей планете (его расход составляет 140 куб. км/с.).
В глубинных слоях начинает преобладать перенос вод в северном
направлении, вызванный продвижением холодных антарктических вод в более
низкие широты.
На северной периферии Антарктического Циркумполярного течения
значение скорости поверхностного течения достигает 14 см/с. К югу скорость
течения возрастает, достигая на 60-й параллели 41 см/с в июле (30.3 см/с а январе).
На северной и южной перифериях течения под него как бы "подтекают "
потоки вод встречного направления. Их скорость в слое от 1000 до 5000м составляет
около 3.5 см/с.
В южной части сектора в июле наблюдается усиление направленного в
противоположном направлении прибрежного потока антарктических вод. У 170
градуса западной долготы (на подходе к морю Росса) прибрежное течение резко
отворачивает на север в сторону Тасманова моря со скоростью около 11 см/с в
январе и 24 см/с - в июле.
Причина существования Антарктического
Циркумполярного течениямощный стационарный, западный атмосферный поток, опоясывающий Антарктиду
(течение - ветровое).
В поясе между 40-60 параллелями, непосредственно над течением,
расположена зона антарктической конвергенции, где происходит смешение идущих
с юга антарктических и с севера - субтропических воздушных масс. В результате их
взаимодействия здесь возникают катастрофические шторма со средней высотой волн
до 15 м (максимум до 23 м!).
Обладая высокой стабильностью своих крупномасштабных движений, на
мезомасштабах течение весьма изменчиво.
Его воды на стрежне совершают поперечные колебания по меридиану с
периодом от 5 до 20 суток (в среднем- 17.6 суток) и длиной волны от 200 до 400км (в
среднем 378км). Волновые колебания с такими параметрами близки к параметрам
первой моды волн Россби.
Помимо волновых возмущений на некоторых участках течения оно образует
синоптические вихри. Пространственные масштабы этих вихрей в среднем 150200км. Средняя скорость орбитального движения воды в них-25 см/с.
Вихри образуются в полосе течения между 40 и 58 градусами южной широты.
Наибольшее их число встречается в трех районах.
Первый- море Скотта, где Антарктическое Циркумполярное течение обходит
дугу Южно Оркнейских островов.
Второй район находится к северо-западу от подводного хребта Кергелен.
Третий расположен к югу от Новой Зеландии и островов Баллени.
Такое расположение зон вихреобразования несомненно связано с рельефом
океанического дна.
При встрече с материковыми склонами материков и крупных островов от
Антарктического Циркумполярного течения отделяются северные ветви Бенгальское и Фолклендское течения (Атлантика), Западно-Австралийское течение
(Индийский океан) и Перуанское течение (Тихий океан).
Северная
периферия
Антарктического
Циркумполярного
течения,
существенно отличающаяся по температуре от основной массы его вод в Атлантике
называется Южно Атлантическим, в Индийском океане- Южно Индийским и в
Тихом океане- Южно Тихоокеанским течением. Эти течения возникают при слиянии
Антарктического Циркумполярного течения с водами теплых течений Бразильского
(Атлантика), Агульяс (Индийский океан) и Восточно-Австралийского (Тихий
океан).
На распространение течения существенное влияние оказывает рельеф
океанического дна.
Так, в частности – в Тихом океане, после пересечения Восточно-Индийского
поднятия и при выходе на большие глубины в Тихом океане Антарктическое
Циркумполярное течение отклоняется к югу, далее востоку, а перед ЮжноТихоокеанским поднятием (170-175 градус восточной долготы) поворачивает к
северу. Пройдя это поднятие, оно опять поворачивает к югу (145 градус западной
долготы) перед котловиной Беллинсгаузена.
В тоже время северный край течения отклоняется к северу, перед ВосточноТихоокеанским поднятием (120 градус западной долготы), после чего перед
котловиной Беллинсгаузена вновь опускается к югу. Таким образом, над хребтами
течение образует меандры, обращенные изгибами к северу, а над котловинами меандры, обращенные изгибами к югу.
Температура вод, переносимых Антарктическим Циркумполярным течением
в среднем составляет 5 градуса С. Соленость его вод на поверхности океана лежит в
пределах от 34,4 до 34.8 промилле. Максимальных значений соленость здесь
достигает на глубине 800м. Далее по мере приближения ко дну соленость вод
постепенно снижается.
Антарктида- главный поставщик Айсбергов в Мировой океан. Благодаря
Антарктическому Циркумполярному течению айсберги редко выходят из зоны
высоких широт.
С15.3.2. Прибрежное Антарктическое течение.
Антарктическое прибрежное течение - одно из наиболее холодных течений
нашей планеты. Температура его вод редко превышает 0 градусов С. Минимальная
температура его вод около -1.8 градуса С. Это течение омывает ледовые берега
шельфовых и выводных ледников Антарктиды и принимает в свои воды
откалывающиеся от них айсберги.
Антарктическое прибрежное течение порождается стоковыми ветрами,
непрерывно срывающимися с ледников Антарктиды и устремленными в северозападном направлении. Поэтому и само это течение повсеместно направлено вдоль
берегов Антарктиды с востока на запад, опоясывая ее относительно узкой полосой.
При его взаимодействии с движущимися навстречу водами Антарктического
Циркумполярного течения возникают Южно Атлантический, Южно Тихоокеанский
и Южно Индийский высокоширотные циклонические круговороты.
Л16. Организация метеорологического обслуживания судоходства
Гидрометеорологическое обеспечение мореплавания представляет собой
совокупность работ, выполняемых учреждениями Всемирной Метеорологической
Организации и Национальных гидромет. служб, направленных на своевременное и
наиболее полное удовлетворение запросов мореплавателей информацией о
гидрометеорологическом состоянии морской окружающей среды в прошлом,
настоящем и будущем. Оно включает информационное обеспечение мореплавания в
открытом море; в прибрежных районах; а также в районах портов и гаваней.
Различают гидрометеорологическое обеспечение мореплавания оперативное
и режимное.
Оперативная информация освещает текущее и ожидаемое состояние
гидрометеорологических условий. К ней относятся:
•
– штормовые предупреждения о возникновении ОЯ;
•
– сведения о текущих гидрометеорологических условиях;
•
– прогнозы основных элементов гидрометеорологического режима Мирового
океана;
•
– обзоры погоды и состояния поверхности морей и океанов;
•
– ежемесячные обзоры штормовой погоды;
•
– рекомендации о наиболее выгодных маршрутах плавания судов в морях и
океанах.
Оперативная информация распространяются в реальном режиме времени.
Режимная
информация
–
обобщенные
характеристики
гидрометеорологических
элементов за прошедший период времени, их
изменчивость, повторяемость и вероятность появления.
Режимная информация базируются на массивах многолетних данных и
характеризуются качеством, степенью анализа и обобщения информации. Она
распространяются в задержанном режиме. К ней относятся:
•
– научно-технические справочники и нормативы;
•
– морские гидрометеорологические ежегодники;
•
–
атласы
и
карты
распределения
гидрометеорологических элементов;
•
– атласы полей ветра и волнения по морям, омывающим Россию;
•
– гидрометеорологические бюллетени и расчетные таблицы, справочные
пособия;
•
– каталоги данных по океанографии, метеорологии и спутниковым
наблюдениям;
•
– справочники по шельфу морей;
•
– атласы опасных явлений по морям;
•
– таблицы приливов.
по
акватории
основных
По назначению оперативная и режимная информации подразделяются на
информацию общего назначения, и специализированную. Первая распространяется
единообразно любым потребителям, без учета их специфики . Она включает сводки
погоды, прогнозы погоды и волнения моря, штормовые предупреждения и др..
Вторая
включает подготовку и адресную передачу гидрометеорологической
информации в соответствии с заказами конкретных потребителей.
Морская гидрометеорологическая информация также делится на:
•
– регулярную информацию, выпускаемую на постоянной оперативной основе
по заранее установленному плану;
•
– эпизодическую
потребителей;
•
– экстренную информацию, связанную с выпуском
предупреждений и оповещений об опасных явлениях.
информацию,
выпускаемую
по
разовым
запросам
штормовых
Л17.2. Организация гидрометобеспечения.
Общую координацию гидрометеорологического обеспечения мореплавания
осуществляет Всемирная метеорологическая организация. Весь Мировой океан,
включая его моря, разделены на 21 зону ответственности (МЕТЗОНЫ), по которым
прилежащие
прибрежные
государства
собирают
всю
необходимую
гидрометеорологическую информацию и обеспечивают ее доступность. Эти зоны,
известные как МЕТАREAS, закреплены за Национальными гидромет. службами.
МЕТЗОНЫ совпадают с зонами НАВАРЕА, используемыми Международной
гидрографической
организацией
(МГО)
для
выпуска
навигационных
предупреждений.
Зоны ответственности и службы, ответственные за подготовку и выпуск
штормовых предупреждений, морских и метеорологических бюллетеней для
открытого моря через международную службу SafetyNET ИНМАРСАТ
•
МЕТЗОНА(NAVAREA МГО) Ответственные НМС
Зональная БЗС
•
I
Соединенное королевство
•
II
Франция
•
III
Греция
•
IV
США
•
V
Бразилия Тангва
•
VI
Аргентина
•
VII-Регион Атлантического Южная Африка
РАО3)
•
VII- Регион Индийского
Южная Африка
•
VIII
Индия
•
IX
Саудовская Аравия
Джидда (для РИО)
•
X- Регион Тихого океана
Австралия
Перт (для РИО)
•
X- Регион Индийского океана Австралия
•
XI-Регион Тихого океана
Япония
Перт
•
XII-Регион Атлантики
США
Саутбери (для РАО (3))
•
XIII
Российская Федерация Находка
•
XIV
Новая Зеландия
•
XV
Чили
•
XVI
РАО (3))
США
•
XVII-XVIII
Канада
•
XIX
Норвегия
•
XX-XXI
Российская Федерация
Гунхилли
Племур-Боду
Фермопилы
Саутбери (для РАО3)
Саутбери (для РАО3)
Гунхилли (для
Перт (для РИО)
Арви
Перт (для РИО)
(РТО)
Перт (для РТО)
Саутбери (для РАО (3))
Саутбери (для
Важным видом специализированного гидрометеорологического обеспечения
рыболовных судов является выпуск прогностической информации об обледенении.
При угрозе обледенения рыболовных судов прогностическими службами
выпускаются штормовые предупреждения. В предупреждениях указывается:
•
– время начала обледенения,
•
– зона обледенения,
•
– интенсивность,
•
– ожидаемые направление и скорость ветра,
•
– высота волн и температура воздуха,
•
– рекомендуемый курс выхода судна из зоны обледенения.
Зоны возможного обледенения определяются на основе детального анализа
синоптических процессов и состояния поверхности моря с использованием
приземных и высотных карт погоды, климатических данных и данных судовых
наблюдений. В качестве исходных данных при составлении прогноза обледенения
используются прогноз направления и скорости ветра, температуры воздуха и
волнения.
Одной из важнейших задач гидрометеорологического обеспечения
мореплавания
является
предоставление
гидрометеорологической
и
океанографической информации организациям, занимающимся работами по
ликвидации аварийных ситуаций, связанных с выбросом различных загрязнителей в
море. Для прогноза распространения загрязнения в море необходима информация о
текущем и ожидаемом гидрометеорологическом состоянии поверхности моря и
атмосферы над ним, прежде всего информация о ветре, волнении, течениях и
приливах, а также информация о морском льде и его дрейфе.
В открытом море загрязнение чаще всего связано с авариями танкеров и
последующими разливами нефти. В прибрежных водах и на шельфе загрязнение
может быть связано с работой буровых и нефтегазодобывающих платформ, а также
выбросами в море хозяйственных и промышленных отходов.
В целях эффективного обеспечения метеорологической и океанографической
информацией операций, по реагированию на аварийное загрязнением морской
среды, а также в связи с их международным характером, в 1994 г. создана
оперативная система поддержки операций, которые связаны с морскими
инцидентами (МПЕРСС).
Рекомендованная литература
1. А.И., Дремлюг В.В. Гидрометеорологическое обеспечение судовождения -
М.: Гордиенко Транспорт. 1989.- 240 с.
2. Стехновский Д.И., Зубков А.Е. Навигационная гидрометеорология. -М.;
Транспорт. 1977.- 264 с.
3. Жуковский Г.Р. Метеорология. -М.-Л.; Морской транспорт. 1952.- 419.
4. Школьний Є.П. Фізика атмосфери. -Одеса.; ОГМІ. 1997. - 698 с.
5. Воробьев В.И. Синоптическая метеорология. - Л.; Гидрометеоиздат. 1991.
- 616 с.
6. Зверев А. С. Синоптическая метеорология и основы предвычисления
погоды / А.С.Зверев. – Л. : Гидрометеорологическое издательство, 1968. –
774 с.
7. Хргиан А.Х. Физика атмосферы / А.Х.Хргиан. – М. : Государственное
издательство технико-теоретической литературы, 1953. – 456 с.
8. Salby M.L Fundamentals of Atmospheric Physics / M.L.Salby. – New York:
Academic Press, 1996. – 560 р.
С16. Основные поверхностные течения Тихого океана.
Учебные вопросы:
1.
2.
3.
4.
5.
6.
Общие сведения о циркуляции поверхностных вод Тихого океана
Северный субполярный циклонический круговорот.
Северный субтропический антициклонический круговорот.
Тропические круговороты Тихого океана.
Южный субтропический антициклонический круговорот.
Южный субполярный циклонический круговорот.
С16.1. Общие сведения о циркуляции поверхностных вод Тихого океана
Течения Тихого океана обусловлены действием поля ветра, а также
температурных и соленостных факторов.
На движения атмосферы над Тихим океаном оказывают влияние четыре
стационарных центра действия атмосферы:
-Арктический, расположенный над северной полярной областью;
-Северо-Тихоокеанский (он же Гавайский, он
расположенный над центром северной части Тихого океана;
же
Гонолульский),
-Южно-Тихоокеанский, находящийся над центром южной части Тихого
океана;
-Антарктический, расположенный над Антарктидой.
В зонах соответствующих этим центрам постоянно существуют мощные
антициклоны, в которых в северном полушарии воздух вращается по часовой
стрелке, а в южном - против.
Над экваториальной зоной, а также в районе 60-х параллелей в северном и
южном полушарии в Тихом океане расположены стационарные барические
депрессии (зоны пониженного атмосферного давления).
Взаимодействие этих неоднородностей атмосферного давления вызывает над
Тихим океаном стационарные воздушные потоки:
-Северный
пассат,
расположенный
северотихоокеанского антициклона;
на
южной
периферии
-Южный пассат, находящийся на северной периферии южно-тихоокеанского
антициклона;
Пояса западных ветров располагаются на северной периферии
северотихоокеанского антициклона и южной периферии южно-тихоокеанского
антициклона.
К северу от северотихоокеанской депрессии
антициклона) расположен пояс восточных ветров.
(на периферии арктического
К югу от южно-тихоокеанской депрессии (на периферии Антарктического
антициклона) расположен еще один пояс восточных ветров.
Эти ветра оказывают определяющее влияние на циркуляцию поверхностных
вод Тихого океана.
Глобальная циркуляция поверхностных вод Тихого океана, также как и в
Атлантике, представлена системой крупномасштабных круговоротов.
В отличие от атмосферной циркуляции над Тихим океаном, геострофическая
циркуляция его поверхностных вод асимметрична относительно экватора. В
северном полушарии она образует четыре круговорота течений, а в южном - два.
В Северной части Тихого океана располагается северный субполярный
циклонический круговорот, северный субтропический антициклонический
круговорот, северный тропический циклонический круговорот и южный
тропический антициклонический круговорот.
Северный субполярный циклонический круговорот состоит из течений
Алеутского на севере, Аляскинского на востоке, Северо-Тихоокеанского (оно же
Поперечное) - на юге и течения Ойясио (оно же Камчатское на севере и Курильское
на юге) - на западе.
Северный Субтропический Антициклонический круговорот образован на
западе течением Куросио, на севере Северо-Тихоокеанским течением, на востокеКалифорнийским течением и на юге Северным Пассатным течением и его северной
ветвью течением Тайвань ( оно же Формозское). Эти течения обладают высокой
устойчивостью и весьма мощны. В пределах этого круговорота расположено также
противотечение Куросио с преобладающим движением вод на запад.
К северу от экватора в Тихом океане расположены Северный и Южный
тропические круговороты.
Северный тропический циклонический круговорот состоит из Северного
пассатного течения, его южной ветви- течения Минданао, а также Межпассатного
противотечения.
Южный тропический антициклонический круговорот образован Южно
Пассатным течением (на юге) и Межпассатным противотечением (на севере).
В Южной части Тихого океана располагаются южный субтропический
антициклонический круговорот и южный субполярный циклонический.
Субтропический круговорот с севера ограничен Южным пассатным течением, с
запада - Ново- Гвинейским и Восточно-Австралийским течением, с юга - ЮжноТихоокеанским течением и с востока - Перуанским течением.
Субполярный
круговорот
Антарктического Циркумполярного
Антарктического течения с юга.
сформирован
взаимодействием
вод
течения (с севера) и Прибрежного
Картина глобальной циркуляции вод Тихого океана в слое от поверхности до
горизонта 500м остается практически неизменной.
Глубже этого горизонта (в промежуточном и глубинном слое) циркуляция
имеет существенные отличия.
С16.1. Северный субполярный циклонический круговорот Тихого океана.
Этот крупномасштабный вихрь образован следующими течениями:
Алеутским - на юге, Аляскинским - на северо-востоке, СевероТихоокеанским (оно же Поперечное) - на юге и течением Ойясио (оно же
Камчатское на севере и Курильское на юге) - на западе.
С16.1.1. Алеутское и Аляскинское течения.
Алеутское и Аляскинское течения образуют южную, восточную и северную
часть Северного субполярного циклонического круговорота Тихого океана.
Алеутское течение - южное зональное звено этого круговорота. Это холодное
течение Тихого океана. Его южная граница совпадает с северной границей теплого
Северо-Тихоокеанского течения. Поэтому вдоль всей его южной границы (где
взаимодействуют теплые и холодные воды) существует ярко выраженная
гидрофронтальная зона.
Течение несет свои воды вдоль гряды Алеутских островов, что и определило
его название.
Начало Алеутского течения располагается примерно на 165 градусе
восточной долготы, а его конец- на 145 градусе западной долготы.
Алеутское течение проникает на глубины достигающие 2000м. Максимум его
скорости располагается на поверхности. Здесь на стрежне течения скорости в
августе достигают 10 см/с. Зимой скорость Алеутского течения на поверхности
несколько больше чем летом (достигая 12см/с).
С ростом глубины значение скорости этого течения монотонно уменьшается.
На направление Алеутского течения существенное влияние оказывает рельеф
дна.
Течение возбуждается западными ветрами, максимум которых приходится на
зону северного полярного фронта. Поэтому стрежень этого течения также
примыкает к зоне упомянутого фронта.
Аляскинское течение образует северо-восточную часть рассматриваемого
круговорота. С востока оно ограничено берегами Канады, с севера и северо-востока берегами Аляски.
Аляскинское течение как бы огибает восточную периферию зоны
Аляскинской барической депрессии, создающей вокруг себя циклоническую
завихренность атмосферных потоков. Скорость этих потоков зимой увеличивается.
Летом сильнее сказывается влияние Гонолульского (Гавайского) антициклона, что
приводит к установлению над заливом режима слабых ветров.
Аляскинское течение имеет скорость на поверхности несколько большую,
чем Алеутское течение. Летом 11-12 см/с, зимой- до 15 см/с. Интенсификация
течения происходит после его поворота на юго-запад - в вершине залива Аляска.
Аляскинское течение, как и Алеутское, проникает на большие глубины,
вплоть до дна. С увеличением глубины скорость течения повсеместно уменьшается.
В его восточной, меридианальной части отмечаются некоторые изменения
вертикального профиля скорости, характер которых зависит от сезона.
Зимой в верхнем 200 метровом слое Аляскинского течения сохраняется
генеральное циклоническое движение, но далее, на восточной периферии течения,
между берегом Канады и его центральной частью скорость уменьшается.
Летом генеральное циклоническое движение сохраняется до глубины 100м, а
глубже формируются мезомасштабные антициклонические вихри. Максимум
скорости течения летом с поверхности уходит в подповерхностные слои (до 12-13
см/с).
Отмеченные сезонные изменения Аляскинского течения связаны с сезонными
изменениями ветра над заливом Аляска.
С16.1.2. Камчатское и Курильское течения.
Камчатское и Курильское течения (они же течение Ойесио) – северозападные звенья Северного субполярного циклонического круговорота Тихого
океана.
В Тихом океане расположена часть Камчатского течения. Она простирается
от Камчатского пролива до мыса Лопатка.
От этого мыса далее на юго-запад начинается Курильское течение. Оно
получило такое название потому, что здесь через проливы между островами
Курильской гряды из Охотского моря в Тихий океан поступают холодные воды.
Курильское течение продолжается на юг до 40 градуса южной широты.
Камчатское и Курильское течения огибают западную периферию Алеутской
субполярной барической депрессии. Это сравнительно слабые холодные течения с
монотонным изменением скорости с ростом глубины. На поверхности их скорость
зимой достигает 10 см/с, летом она снижается до 7-8 см/с. Максимум скорости
зимой находится на поверхности. Летом он смещается с поверхности несколько
ниже (на горизонт 20-30м).
Природа Камчатского и Курильского течения подобна природе Алеутского
течения. Они несут весьма холодные воды из высоких широт в низкие.
На юге эти холодные воды встречаются с теплыми водами течения Куросио,
образуя мощную гидрофронтальную зону.
С16.2. Северный субтропический антициклонический круговорот.
Северный Субтропический Антициклонический круговорот образован на
западе течением Куросио, на севере Северо-Тихоокеанским течением, на востоке Калифорнийским течением и на юге Северным Пассатным течением и его северной
ветвью течением Тайвань ( оно же Формозское). Эти течения обладают высокой
устойчивостью и весьма мощны. В пределах этого круговорота расположено также
противотечение Куросио с преобладающим движением вод на запад.
С16.2.1. Куросио.
Как и в Северной Атлантике, в Северной части Тихого океана режим
субтропического и субполярного круговорота задает мощное теплое западное
пограничное течение Куросио (аналог Гольфстрима). Другие названия Куросио
:Куро-Сиво или Японское течение.
Подобно Гольфстриму в Атлантике оно образует в Тихом океане систему
теплых течений, оказывающих значительное влияние на климат и гидрологию всей
северной его части.
Течение получило свое имя по темно- голубому цвету переносимой им воды
(на японском языке куро - черное, сио - течение).
Куросио возникает севернее острова Тайвань и восточнее острова Хонсю. С
юга оно ограничено т.н. конвергенцией Куросио, а с севера - северным полярным
фронтом. Основной частью Куросио принято считать участок течения от выхода его
в океан через северные проливы островов Рюкю до 35 параллели на 160 градусе
восточной долготы, где оно переходит в Северо-Тихоокеанское течение.
Любопытной особенностью Куросио является то, что на этом участке течение имеет
две устойчивые траектории. Оно меняет одну траекторию на другую с периодом
несколько лет.
С ростом глубины течение несколько смещается к югу.
Течение Куросио, как и Гольфстрим, рождается как стоковое. Его движущей
силой является разность уровней Восточно-Китайского моря и прилегающей к нему
части Тихого океана.
Воды Северного Пассатного течения с течением Тайвань проникают в
Восточно-Китайское море и поднимают уровень воды в нем по отношению к уровню
прилежащей части Тихого океана. Эта разность уровней и вызывает сток воды в
Тихий океан, образующий течение Куросио.
При сближении с Японским архипелагом Куросио отделяет от себя ветвь,
входящую с юга через Цусимский пролив в Японское море. С севера в это море
поступают воды холодного Охотского моря. При их встрече возникает
гидрофронтальная зона, оказывающая огромное влияние на развитие фауны и флоры
бассейна.
Цусимское течение имеет огромное значение для формирования климата
Японии (обогревая ее).
Ветви Куросио проникают на север (летом до 41-й параллели, зимой до 39
параллели), где встречаются с холодным Курильским течением (течение Ойесио),
образуя мощную гидрофронтальную зону и многочисленные круговороты.
Упомянутая зона получила название полярного океанического фронта.
В южной части, к югу от мыса Сиономисаки (южная оконечность острова
Хонсю) ширина Куросио около 170 км, глубина проникновения до 1000м, а расход
составляет 73 куб. км в час. К 35-й параллели глубина проникновения течения
уменьшается до 200м, а ширина увеличивается. Общий объем вод переносимых
Куросио за год в 50 раз превышает годовой сток всех рек нашей планеты.
Температура воды в Куросио на юге в августе +28о, в феврале- +18о, а на
севере в августе +25о,в феврале- +12о. У мыса Сиономисаки годовые колебания
поверхностной температуры воды Тихого океана достигают 9о, что вызвано
влиянием проникающих сюда холодных северо-западных ветров.
Куросио - одно из сильнейших течений Тихого океана. Его средние скорости
на поверхности превосходят 0.5 м/с.
Максимальные величины скорости на стрежне Куросио достигают 2 м/с. Зона
подобных максимальных скоростей Куросио имеет ширину всего 10-15 миль. С
ростом глубины величина геострофической скорости Куросио убывает почти по
линейному закону, а ее направление не меняется.
Как правило, максимум скорости Куросио расположен на поверхности, но
иногда он уходит и под поверхность. Чаще это бывает зимой во время действия
муссона, имеющего в этот период встречное направление.
К востоку от Японии значение скорости на стрежне Куросио возрастает
примерно в 1.5 раза, увеличивается и его расход.
Интенсивность Куросио связана с интенсивностью атмосферной циркуляции
над Тихим океаном.
Обострение северотихоокеанского максимума и алеутского минимума
атмосферного давления (важнейших центров действия атмосферы в северной части
Тихого океана) ведет к усилению пассатов, нагоняющих воду в Восточно-Китайское
море. Последнее вызывает увеличение скорости и мощности Куросио.
Одновременно с усилением теплого течения происходит также усиление и
холодного течения.
Выхоложенные в высоких широтах массы вод устремляются вдоль западного
побережья Тихого океана на юг, интенсифицируя все процессы на полярном
океаническом фронте.
В свою очередь атмосферная циркуляция над северной частью Тихого океана
во многом поддерживается переносом теплой воды Куросио на север. Присутствие
теплых вод на поверхности океана существенно изменяет вертикальный профиль
температуры воздуха в нижнем слое тропосферы, влияет на режим испарения и
другие характеристики этой подстилающей поверхности.
Рост интенсивности атмосферной циркуляции над северной частью Тихого
океана вызывает увеличение ее интенсивности и над Северным Ледовитым океаном.
"Левый берег" Куросио выражен очень отчетливо. У восточного побережья
Японских островов между Куросио и берегом существует струя холодного течения,
идущего с севера. На границе теплого и холодного течения, как и в зоне
Ньюфаунленской банки в Атлантике, существует "холодная стена" - весьма
контрастные фронтальные разделы. С самолета эту границу легко заметить,
поскольку здесь соприкасающиеся воды имеют разную окраску.
"Правый берег" Куросио выражен нечетко, его можно выявить лишь по
инструментальным наблюдениям. Положение основного потока Куросио
подвержено значительным колебаниям, он меандрирует, образуя вихри.
На своем пути вдоль берегов Японии и далее к востоку Куросио образует
несколько крупных стационарных меандров. Характерная их особенность состоит в
том, что на "гребнях" меандров скорость течения больше чем во "впадинах". Кроме
стационарных меандров здесь встречаются также нестационарные, которые
перемещаются и участвуют в формировании поля мезомасштабных вихрей Куросио.
Тихий океан к востоку от Японских островов является "классическим"
районом образования синоптических и мезомасштабных фронтальных вихрей. Здесь
этот процесс вызван развитием неустойчивости течения Куросио.
В рассматриваемом районе Тихого океана, расположенном вдоль восточного
побережья Японских островов, в полосе шириной 200 км концентрируются вихри,
содержащие воды с пониженной поверхностной температурой (это т. н. "холодные
"вихри").
Вертикальные размеры области понижения температуры в центре типичного
холодного вихря Куросио превышают 3000м.
К востоку от меридиана 145 градусов восточной долготы фиксируется вторая
полоса распространения таких же холодных вихрей.
В промежутке между ними (между 142 и 145 градусами восточной долготы )
преобладают вихри, содержащие более теплую воду(т. н. "теплые").
Размеры наблюдаемых в зоне Куросио вихрей колеблются от 30 до 130 км по
малой оси и от 110 до 300км по большой оси. Наиболее часто встречаются вихри с
размерами 40 - 90 км.
Ежегодно здесь образуется по 7-8 холодных и столько же теплых вихрей
(т.е. столько же, сколько образуется за то же время в зоне Гольфстрима).
Вихри отделяются от Куросио, самостоятельно "путешествуют" по океану
(скорость их поступательного движения до 10 см/с) и вновь вливаются в основной
поток.
Границы между областями распространения холодных и теплых вихрей
(конфигурация которых довольно причудлива) в зависимости от сезона смещаются
примерно на один градус по широте.
Для Куросио характерно существование двух стационарных меандров.
Антициклонический меандр, генерирующий теплые вихри, расположен на западе, а
циклонический, генерирующий холодные вихри на востоке.
Зимой языки холодных вод Курильского течения проникают далеко на юг,
питая холодными водами квазистационарный циклонический меандр с центром на
33 градусе северной широты и 138 градусе восточной долготы. В результате,
образование здесь холодных вихрей идет особо активно. Площадь распространения
холодных вихрей увеличивается, а теплых сокращается.
Летом наблюдается противоположная тенденция - активизируется
квазистационарный, антициклонический меандр и более интенсивно генерируются
теплые вихри.
Теплые вихри формируются в зоне взаимодействия Куросио и Ойясио и
движутся на север со скоростями от 0.3 до 2 миль в сутки вдоль изобат материкового
склона. По мере продвижения на север размеры и максимальная температура в ядре
вихрей постепенно уменьшаются. В результате площадь зон, занимаемых
холодными вихрями, сокращается, а теплыми - увеличивается.
Рассмотренные выше общие черты распределения вихрей на поверхности
повторяются и на горизонте 200м. Наибольшие отличия относятся к области
распространения теплых вихрей. За исключением весны, занимаемая ими площадь
существенно больше чем на поверхности. Особенно это заметно летом, когда на
горизонте 200м теплыми вихрями занята практически вся исследуемая акватория к
северу от 37 -й параллели.
Важнейшее отличие поля вихрей Куросио от аналогичного поля Гольфстрима
состоит в следующем.
В Гольфстриме и окружающих его водах, как уже отмечалось выше, вихри
вытянуты вдоль - по обеим сторонам течения: холодные - по правую, а теплые -по
левую. Они дрейфуют в направлении противоположном течению.
В рассматриваемой области к югу и востоку от Японии летом вихри
распределены и движутся в полосах, ориентированных поперек восточных потоков
(холодные - с севера на юг, а теплые с юга на север).Во все сезоны теплые вихри
концентрируются в коридоре между холодными вихрями.
Картина движения синоптических вихрей в зоне Куросио осложнена тем,
что здесь им путь преграждают три гидрофронтальные зоны:
- фронт Куросио между 35 и 37 градусами северной широты;
- северный полярный фронт на 40 градусе северной широты;
- фронт Ойясио на 42 градусе северной широты.
Отличия распределений и динамики вихрей Гольфстрима и Куросио связаны
еще и с тем, что область их формирования в зоне последнего гораздо шире.
Движение рингов Гольфстрима на север ограничено рельефом дна.
В полосе вод Тихого океана, примыкающей к берегам Японии, где
господствуют холодные вихри, их образованию способствуют периодически
возникающие прорывы вод из области Ойясио.
Еще одна интересная особенность - к юго-востоку от мыса Инубо холодные
вихри весной и осенью не наблюдаются. В этот период стрежень Куросио
приближается к самому берегу, а летом и зимой наоборот отходит от берега в
открытый океан. Именно поэтому летом и зимой в промежуток между Куросио и
берегом способны проникать холодные вихри.
Сразу после ухода от берегов Японии Куросио расчленяется на несколько
ветвей, из которых самой мощной является восточная. По мере удаления от берегов
Японии ширина зоны, занимаемой этими ветвями Куросио, возрастает. Они
расходятся подобно вееру.
С16..2.2. Северо-Тихоокеанское течение.
Северо-Тихоокеанское течение - одно из главных течений северной части
Тихого океана. Оно разграничивает северный субтропический антициклонический
круговорот и северный субполярный циклонический.
Северо-Тихоокеанское течение является продолжением течения Куросио и
начинается примерно на пересечении 35 параллели и 160 меридиана (восточной
долготы), к востоку от островов Рюкю. Отсюда течение несет свои воды на северовосток к западному побережью США.
Восточная граница течения условна и проходит примерно на 135-140
градусах западной долготы, где его южная ветвь переходит в Калифорнийское
течение, а северная - в Аляскинское течение. Температура воды в СевероТихоокеанском течении у его начала в августе +25о,в феврале- +12о. По мере
продвижения к северо-востоку его воды охлаждаются на 6-7о. В результате этого
Калифорнийское течение по отношению к окружающим его водам Тихого океана
является холодным. Аляскинское течение существенно теплее, чем окружающие его
воды и является теплым.
Северная граница Северо-Тихоокеанского течения проходит по северному
полярному фронту, образованному им с холодным Алеутским течением. Этот
полярный фронт ярко выражен, поскольку встречающиеся на нем воды весьма
разнятся по своей температуре и солености, а также другим океанологическим
характеристикам.
Южная граница Северо-Тихоокеанского течения выражена
поскольку на всем своем пути на восток течение отклоняется к югу.
нечетко,
Северо-Тихоокеанское течение представляет собой широкий, спокойный и
ровный поток. Его скорость на поверхности максимальна и ее средние значения
достигают 7-8 см/с. На западе (в районе его образования из Куросио) максимальные
скорости, как правило, превосходят эту величину, а на востоке уступают ей.
С ростом глубины значение скорости Северо-Тихоокеанского течения плавно
уменьшается. Течение выявляется до глубин более 1200м.
Северо-Тихоокеанское течение возбуждается западными ветрами, максимум
которых приходится на зону северного полярного фронта. Поэтому стрежень этого
течения также примыкает к зоне упомянутого фронта.
На движение вод Северо-Тихоокеанского течения оказывает влияние рельеф
дна. При прохождении Гавайского хребта оно образует стационарный меандр,
изгибом обращенный к югу.
С16.2.3. Калифорнийское течение и противотечение Давидсона.
Калифорнийское течение - южная ветвь Северо-Тихоокеанского течения и в
тоже время - восточное звено Северного субтропического антициклонического
круговорота. Оно несет свои воды на юг вдоль западного побережья США.
Температура воды в Калифорнийском течении повышается с севера на юг. На севере
в августе его воды имеют температуру около +17о, в январе + 7 о -+8о. На юге в
августе температура вод в течении повышается до +20 о -+22о, в январе до +12 о +15о.
С востока Калифорнийское течение ограничено берегом Северной Америки,
западная граница его неопределена.
Прибрежная ветвь Калифорнийского течения начинается севернее 40-й
параллели. Мористые ветви присоединяются к нему на параллели 33 оN.
Общая ширина течения в летний сезон, когда оно наиболее развито,
составляет не менее 1000 км. Наибольшие скорости этого течения наблюдаются на
поверхности океана в прибрежной полосе шириной 500-600 км и составляют до 13
см/с.
Скорость Калифорнийского течения монотонно уменьшается с глубиной и на
1500м оно уже практически не ощущается.
Большая часть Калифорнийского течения, как летом, так и зимой описывает
антициклонический круговорот у берегов Мексики. Он располагается вблизи почти
прямолинейного побережья Мексики от залива Таунтепек до мыса Корриентос.
На южной периферии этого круговорота образуется Северное Пассатное
течение, которое здесь выражено слабо.
Сезонные изменения, вызванные динамикой
отражение и в зоне Калифорнийского течения.
пассатов,
находят
свое
Зимой Гонолульский антициклон ослабевает. Большие массы воздуха
перебрасываются с океана на Евразию. При этом северные ветры на восточной
периферии данного антициклона (в том числе и в зоне Калифорнийского течения)
ослабевают. В результате зимой Калифорнийское течение проходит на некотором
удалении от берега, а в промежутке между ним и берегом на поверхности появляется
направляющееся на север противотечение Давидсона.
Это противотечение зимой возникает на поверхности, примерно, на 30-й
параллели и просматривается до 40 параллели, однако как подповерхностное (на
глубине 100м) оно начинается от северного тропика и продолжается на север до 48
параллели.
Глубже 200 м это течение начинает постепенно затухать и практически
пропадает на глубинах более 500м.
Летом Гонолульский (Гавайский) антициклон смещается к северу и
усиливается. Вместе с ним усиливаются и северные пассаты. При этом скорость и
расход Калифорнийского течения возрастают, а противотечение Давидсона с
поверхности океана ищезает, хотя на глубине 100м оно по-прежнему присутствует.
В слое от 200 до 300м противотечение Давидсона наблюдается как
непрерывный поток и зимой и летом.
Весной и осенью Калифорнийское течение выражено слабо и весьма
неустойчиво. В этот период значительная часть течения трансформируется в
различные мезомасштабные круговороты; лишь в прибрежной зоне сохраняется
непрерывное движение воды на юго-восток.
Весной и летом у побережья Северной Америки господствуют северные
ветры, вызывая дрейфовый перенос от берега. В это время на восточной периферии
Калифорнийского течения наблюдается апвеллинг.
6.4.2.4. Северное Пассатное течение Тихого океана, Течение Минданао и
Тайвань.
Южнее Калифорнии воды Калифорнийского течения встречаются с водами
теплого Мексиканского течения и отворачивают к западу, образуя Северное
Пассатное течение. Северная ветвь этого течения образуется из ответвлений самой
мористой части Калифорнийского течения между 15 и 20 градусами северной
широты.
Благодаря сезонной изменчивости северо-восточного пассата в восточной
части Тихого океана, северная ветвь Северо-Пассатного течения усиливается летом
и ослабевает зимой.
В январе- марте, когда существует прибрежная ветвь Перуанского течения,
хорошо выражено
Экваториальное противотечение. Соединяясь у берега с
прибрежным течением, оно поворачивает на север и пересекает экватор.
Объединившиеся воды обоих течений здесь поступают частично в Северное
Пассатное течение, образуя его южную ветвь.
Вследствие указанной причины зимой Северо-Пассатное течение приобретает
воды своей южной ветви (которые иссякают летом).
В своем движении на запад Северное Пассатное течение встречает
Филиппинские острова, где разделяется на два потока. Один из них, носящий
название течение Минданао, отворачивает на юг и вливается в Экваториальное
противотечение.
Другой более мощный, носящий название течение Тайвань (оно же
Формозское) идет на север вдоль берегов островов Лусона и Тайваня. Далее через
проливы между островами Тайвань и южными островами Рюкю он проникает в
Восточно-Китайское море, давая начало течению Куросио.
Важной особенностью поля скорости Северо-Пассатного течения является то,
что максимум на его стрежне расположен на глубине около 100м. Максимальное
значение геострофическая скорость (до 30 см/с) здесь наблюдается летом в его
западной части, где оно разветвляется на течения Минданао и Тайвань. Скорость
течения на поверхности при этом составляет 27-28 см/с.
На востоке в тот же период максимальная скорость Северо-Пассатного
течения не превышает 22см/с. Скорость на поверхности-20-21 см/с.
Глубина проникновения Северо-Пассатного течения не менее 1000м.
С16.3.Тропические круговороты Тихого океана.
К северу от экватора в Тихом океане расположены Северный и Южный
тропические круговороты.
Северный тропический циклонический круговорот состоит из рассмотренного
выше Северо-Пассатного течения, его южной ветви- течения Минданао, а также
Межпассатного противотечения.
Южный тропический антициклонический круговорот образован Южно
Пассатным течением (на юге) и Межпассатным противотечением (на севере).
Существеную роль на циркуляцию вод экваториальной зоны Тихого океана играет
также мощное противотечение Кромвелла.
С16.3. 1. Межпассатное противотечение.
Межпассатное противотечение является южным звеном Северного
тропического циклонического круговорота. В тоже время это - северное звено
южного тропического антициклонического круговорота. Оно пересекает в низких
широтах весь Тихий океан и является одним из наиболее длинных его течений.
Пассаты нагоняют воду в западную часть Тихого океана. Подъем уровня вод
в этом регионе вызывает стоковые течения из него во всех возможных направлениях.
Одним из таких стоковых течений и является Межпассатное противотечение.
Вследствие сезонной изменчивости интенсивности пассатов характеристики
Межпассатного противотечения зимой и летом также различаются.
Летом (с июня по октябрь) в своей восточной части это поверхностное
течение занимает полосу от 5 до 9 градуса северной широты. Его положение
совпадает со сместившейся сюда от экватора зоной слабых ветров.
Зимой (с декабря по март) Межпассатное противотечение в полосе от 5оN до
9 оN почти не заметно, так как в этой полосе дует довольно сильный северовосточный пассат. Зона слабых ветров (и Межпассатное противотечение) в это время
смещаются на 1-2о ближе к экватору.
Вблизи берега Северной Америки Межпассатное противотечение
поворачивает к северу и проходит вдоль тихоокеанских побережий Коста Рики,
Никарагуа, Сальвадора и Гватемалы. Затем оно поворачивает к западу, вливаясь в
Северное Пассатное течение.
Таким образом, у берегов названных стран образуется восточная часть
северного тропического циклонического круговорота. Центр этого круговорота
находится на широте Коста-Рики.
На всех участках Противотечения максимальная его геострофическая
скорость отмечается на глубине 100м. Значения максимальной скорости в
Противотечении на западе (у 140 градуса восточной долготы) достигает 25 см/с, а на
востоке (у 170 градуса западной долготы)-80 см/с. Глубже значения скорости
уменьшаются и уже на глубине 300м составляют 10% от максимальной.
Максимальная глубина, на которой данное течение ощущается, составляет
примерно 1000м.
Для Межпассатного Противотечения, как и для других быстрых течений в
Мировом океане, характерно вихреобразование. На его северной периферии
образуются циклонические, а на южной антициклонические вихри синоптического и
мезомасштаба.
С16.3.2. Южно-Пассатное течение.
Южно-Пассатное течение образует южное звено южного тропического
антициклонического круговорота. Оно занимает обширную площадь в южном
полушарии и проникает в северное.
На севере это зональное течение ограничено северной тропической
конвергенцией, а на юге - южной субтропической конвергенцией.
Над северной частью зоны Южно-Пассатного течения располагается
экваториальная барическая депрессия, а над ее южной частью находится южный
пояс пассатов.
Южно-Пассатное течение хорошо выражено в восточной части (в пределах
западного полушария). Далее, к западу, течение менее четко выражено и его
характеристики существенно зависят от сезона.
Южно-Пассатное течение является ветровым и несет свои воды с востока на
запад. Структура течения усложняется вследствие взаимодействия с ним в районе
Соломоновых островов Ново-Гвинейского течения.
В феврале у Соломоновых островов преобладает циркуляция воздушных масс
против часовой стрелки и Ново- Гвинейское течение направлено на юго-восток.
В августе здесь преобладает атмосферная циркуляция по часовой стрелке и
Ново-Гвинейское течение направлено на северо-запад.
К западу от меридиана 160оW структура Южно-Пассатного течения
усложняется еще более в связи с появлением восточного течения- аналога
Межпассатного противотечения, которое наибольшего развития достигает в
феврале.
Максимального значения скорость Южного Пассатного течения достигает на
поверхности. С ростом глубины значения его скорости уменьшаются. На горизонте
75-90м скорость течения переходит через ноль, а его направление меняется на
противоположное.
С16.3.3. Противотечение Кромвелла.
Глубже этого горизонта, под Южным Противотечением, располагается
Противотечение Кромвелла. Это течение было открыто открыто 12 августа 1952 г.
сотрудниками ихтиологической экспедиции США Кромвеллом, Монтгомери и
Страупом.
Это течение было названо в честь одного из своих первооткрывателей
противотечением Кромвелла. Оно несет свои воды строго по экватору и пересекает
Тихий океан с востока на запад от 140 градуса Восточной долготы до Галапагосских
островов.
Течение Кромвелла обладает высокой устойчивостью своих вод и
протянулось на 6500 км в полосе шириной 300 км (от 2 градуса южной широты до 2
градуса северной широты).
Ось течения поднимается с запада на восток: на 140 градусе восточной
долготы она лежит на глубине 250м, а у Галапагосских островов- 50м. Верхняя
граница его также поднимается с запада на восток: от 150м на 140 градусе восточной
долготы до поверхности в восточной части.
Его вертикальная мощность 200- 450 м. Величина максимальной скорости
этого течения в разные сезоны года изменяется незначительно и достигает 1.5 м/с на участке от 140 градуса западной долготы и до Галапагосских островов и 0.5м/с - к
западу от островов Гильберта. В меридиональном разрезе максимальная скорость в
течении Кромвелла приходится на экватор.
Расход течения Кромвелла составляет примерно 40 куб км./с и сравним с
расходом таких течений как Куросио и Гольфстрим.
Течение Кромвелла является подповерхностным. На всем своем протяжении
максимум скорости его основной струи располагается на глубине сезонного
термоклина (совпадающего с сезонным пикноклином) - примерно 100м.
На своих северной и южной окраинах, которыми являются зоны СевероПассатного и Южно-Пассатного течений, верхняя граница течения Кромвелла
расположена на глубине до 30 м к поверхности.
Особенностью механизма формирования течения Кромвелла является
проявление эффекта т.н. "мелкого моря". Подобно течениям в мелководных районах
Мирового океана, сила трения в данном течении существенно превосходит силу
Кориолиса.
Причиной этого с одной стороны является близость течения к экватору, где
горизонтальная составляющая силы Кориолиса близка к нулю. С другой стороны,
резкий пикноклин, который располагается довольно близко к поверхности и
действует на течение так же, как могло бы действовать дно, расположенное близко к
поверхности океана.
Таким образом, на движение вод течения Кромвелла существенное влияние
оказывают тангенциальное напряжение ветра у водной поверхности, градиент
давления и сила трения. Учитывая то, что вблизи экватора стоит, как правило,
штилевая погода, основной движущей силой течения Кромвелла является сила
барического градиента.
Восточные ветры (северный и южный пассаты) взаимодействуя над
поверхностью океана, вызывают дрейфовые Северо-Пассатное и Южно-Пассатное
течения, сгоняющее воду к западным берегам океана. В результате, у западных
берегов Тихого океана уровень его поверхности выше, чем у восточных берегов.
Поэтому на воды Тихого океана у экватора действует сила барического градиента,
направленная с запада на восток. Эта сила и увлекает часть вод приносимых ЮжноПассатными течениями в направлении с запада на восток (навстречу ему), образуя
течение Кромвелла.
Оставшаяся часть вод Южно-Пассатного течения – Восточно-Австралийское
течение. Поэтому течение Кромвелла является типичным примером градиентного,
компенсационного течения.
С16.4. Южный субтропический антициклонический круговорот
Южный субтропический антициклонический круговорот течений Тихого
океана образован на севере рассмотренным выше Южным Пассатным течением, на
востоке - Перуанским течением, на юге – Южно-Тихоокеанским течением и на
западе – Восточно-Австралийским течением. Это один из наиболее интенсивных
вихрей Мирового океана.
С16.4.1. Перуанские течения.
В систему Перуанских течений входят течения: Перуанское океаническое
(течение Гкумбольта), Перуанское прибрежное и Перу-Чилийское противотечение
(течение Гюнтера).
Перуанское океаническое течение (течение Гумбольта) - восточное звено
Южного субтропического антициклонического круговорота течений Тихого океана.
Оно аналогично Калифорнийскому течению Северного субтропического
антициклонического круговорота. Перуанское прибрежное течение – узкая ветвь
данного течения, переносящая воду на север, за экватор, непосредственно вдоль
побережья Южной Америки.
Условно ширину всех Перуанских течений принимают равной 1000 км.
Перуанское океаническое течение - широкий, глубокий и медленный поток,
переносящий относительно холодные воды от Южно Тихоокеанского течения
(северной периферии течения Западных ветров) к экватору. Скорость движения вод
течения Гумбольта до 0.2 м/с., его расход- 15-20 куб км/с.
Максимальное значение скорости наблюдается на поверхности, а с ростом
глубины ее значения монотонно уменьшается.
Перуанское океаническое течение - двигатель, приводящий в движение весь
антициклонический круговорот течений южной части Тихого океана.
Перуанское океаническое течение дает начало Южно-Пассатному течению.
В январе- марте (лето Южного полушария) прибрежная ветвь Перуанского
течения появляется севернее параллели 20оS, достигает экватора и иногда пересекает
его. Это поверхностное течение является неглубоким, а его скорость составляет
около 30 см/с.
В июне- сентябре севернее параллели 20 оS прибрежная ветвь Перуанского
течения отсутствует. В это время от экватора вдоль берега Южной Америки
возникает Перу-Чилийское противотечение (оно же течение Гюнтера).
Перу - Чилийское течение особенно хорошо выражено в слое 150-400м, где
оно идет сплошным потоком. Оно здесь проникает к югу далеко за параллель 40 оS .
Это противотечение образовано водами различного происхождения. Его
прибрежная ветвь несет воды из прибрежного района севернее экватора.
Мористая ветвь противотечения переносит более соленую экваториальную
воду из открытого океана.
В январе- марте, когда существует прибрежная ветвь Перуанского течения,
хорошо выражено широкое Экваториальное противотечение. Соединяясь у берега с
прибрежным течением, оно поворачивает на север и пересекает экватор.
Объединившиеся воды обоих течений здесь поступают частично в Северо-Пассатное
течение.
На поверхности океана в этот сезон Перу-Чилийского противотечения как
сплошного потока нет. Оно существует лишь как подповерхностное.
Разделяющее мористую и прибрежную ветви Перуанского течения,
Перуанское пртивотечение распространяется вдоль 80 градуса западной долготы от
экватора на юг. При этом его расход уменьшается от 10 куб. км/с на широте 5 оS ; до
2 куб. км/с на широте 22 оS .
Юго-восточные пассаты, действующие в зоне Перуанского течения,
оказывают сгонное действие на поверхностные воды шельфа Перу.
Понижение уровня водной поверхности в прибрежной зоне Тихого океана
приводит к возникновению барического градиента, направленного с запада на
восток. Под действием силы барического градиента на восток, к побережью Перу
движутся и поднимаются на поверхность богатые фосфатами и нитратами
промежуточные воды.
Перуанский апвеллинг способствует увеличению трофности поверхностного
слоя Тихого океана и росту его биопродуктивности. Из-за обилия в них
фитопланктона и водорослей воды Перуанского течения имеют зеленовато- белую
или зеленовато - оливковую окраску.
В результате охлаждения в зоне апвеллинга теплого воздуха, приносимого
пассатами с суши, над Перуанским течением часты туманы, а также плотные облака
нижнего яруса.
При ослаблении пассатов прибрежный апвеллинг становится менее
интенсивным, а температура водной поверхности повышается. Это снижает
водность образующихся здесь туманов и облаков. При усилении пассатов облака и
туманы над зоной перуанского апвеллинга становятся плотнее.
Пассаты, препятствующие проникновению влаги с Тихого океана на берег. и
сравнительно низкая температура Перуанского течения (а значит и малое испарение
влаги с его поверхности) обуславливают аридность климата на западном побережье
Южной Америки. Здесь на берегу океана расположена одна из наиболее засушливых
пустынь планеты - Атакама.
Пассаты иногда ослабевают и отступают на юг. В этот период с запада на
побережье Перу надвигается экваториальный муссон, приносящий на побережья
обильные осадки.
Поскольку при этом сгон вод от берега сменяется нагоном, приток биогенов в
поверхностный слой данного района океана существенно снижается, что вызывает
отмирание фитопланктона, при разложении которого в водной среде создаются
безкислородные условия и возникают заморы.
Таким образом, ослабление пассатов над зоной Перуанского течения
вызывает экологическую катастрофу в его водах.
Кроме того, установлено, что в период ослабления Перуанского течения в
радиусе тысяч километров от него активизируются климатические аномалиинаводнения и засухи, снегопады и морозы.
С16.4.2. Южно-Тихоокеанское течение.
Южно-Тихоокеанское течение - зональное течение южной части Тихого
океана. Практически везде оно проходит параллельно Антарктическому
Циркумполярному течению, оставаясь несколько севернее его. Это дает основания
рассматривать Южно-Тихоокеанское течение, как северную периферию
Антарктического Циркумполярного течения.
Южно-Тихоокеанское течение образуется к востоку от юго-восточного
побережья Австралии и к северу от северных берегов Новой Зеландии. Здесь
встречаются воды северной ветви холодного Антарктического Циркумполярного
течения, а также теплого Восточно-Австралийского течения.
Южно-Тихоокеанское течение несет свои воды с запада на восток в полосе от
40 S до 48 оS . С севера оно ограничено южной субтропической конвергенцией,
южная граница не определенна.
о
Южно-Тихоокеанское течение является аналогом Северо-Тихоокеанского. В
частности оно также является ветровым.
В атмосфере над течением существует мощный воздушный западный поток,
увлекающий за собой океанические воды.
Средняя за год скорость Южно Тихоокеанского течения достигает 14 см/с..
Максимальна его скорость на стрежне (до 20 см/с) в апреле (осенью), а минимальна
(до 5 см/с) в ноябре. Наибольшая величина скорости в рассматриваемом течении
приходится на его поверхность. С ростом глубины его скорость уменьшается.
У берегов Южной Америки Южно Тихоокеанское течение поворачивает на
север и движется вдоль западного побережья Южной Америки, давая начало
Перуанскому течению.
Характерной особенностью Южно- Тихоокеанского течения является
уменьшение его ширины с глубиной. Течение как бы вытесняется вверх
подповерхностными и промежуточными течениями противоположных направлений.
В результате структура циркуляции в зоне этого течения является двухслойной (на
поверхности оно идет на восток, а на глубине - на запад).
С16.4.3.Восточно-Австралийское течение.
Восточно-Австралийское течение - крупнейшее теплое течение юго-западной
части Тихого океана и в тоже время сравнительно небольшое по размерам югозападное звено южного субтропического антициклонического круговорота.
Оно образуется южной ветвью Южно-Пассатного течения и несет свои воды с
севера на юг вдоль побережья Австралии. Четко выраженным потоком оно
становится южнее параллели 30 оS.
У южной оконечности Австралии Восточно-Австралийское течение
поворачивает на восток, а затем северо-восток и даже север, образуя стационарный
меандр. Несколько южнее параллели 30оS в этом меандре соседствуют два вихря: к
западу антициклонический, а к востоку - циклонический.
У берегов Новой Зеландии Восточно-Австралийское течение встречает воды
холодного Антарктического Циркумполярного течения. Здесь от их слияния
образуется Южно-Тихоокеанское течение, движущееся в широтном направлении на
восток.
Интенсивность Восточно-Австралийского течения непосредственно связана с
интенсивностью юго-восточных пассатов и Южно-Пассатного течения.
В июне- октябре зоны пассатных ветров Северного полушария в Тихом
океане смещены к северу, так, что южный пассат проникает за экватор - в северное
полушарие (при этом скорость его увеличивается).
В этот период Южно-Пассатное течение смещается к северу, а интенсивность
Восточно-Австралийского течения снижается.
В декабре- марте вся система ветров смещена к югу. Переходы юговосточного пассата в северное полушарие не наблюдаются, поэтому северной ветви
Южно-Пассатного течения, в сущности, нет. Интенсивность ВосточноАвстралийского течения максимальна.
Средние многолетние величины геострофической скорости ВосточноАвстралийского течения сравнительно велики(до 50 см/с), уменьшаясь с глубиной
так же как в Куросио.
Температура вод, переносимых Восточно-Австралийским течением во все
сезоны убывает с севера на юг. На севере она составляет 22-26о С, на юге- 14-18оС.
Воды течения, следующие из зоны тропиков, где осадков мало, а испарение велико
характеризуются повышенной соленостью.
Л17.Морское метеорологическое обслуживание для открытого моря.
Морской транспорт - является одним из главных объектов МГМО.
При его эксплуатации, включая поисково-спасательные и судоподъемные
операции, имеют значение два фактора: безопасность и экономическая
эффективность, которые, в значительной степени, зависят от характера погоды и
состояния поверхности моря.
Около 30% экономических потерь при эксплуатации любых судов составляют
потери из-за погодных условий.
Суда, выполняющие рейсы различного назначения в морях и океанах, всегда
были и будут уязвимы к неблагоприятным условиям погоды и состоянию
поверхности морей и океанов.
Почти половину эксплуатационного времени судно работает в условиях
морского волнения, снижающего его скорость хода на 10–15%.
Оптимальный курс, по которому судоводителю следует направить судно,
зависит от :
– погоды и состояния моря на пути плавания;
– тактико-технических данных судна (водоизмещения, технической скорости
хода, положения метацентрической высоты и др.);
– вида и состояния груза (жидкий груз, сыпучий, контейнерный и др.);
– характера загрузки (груз размещен в трюмах, на палубе или судно находится в
балласте).
Для судов, находящихся в открытых водах, существенную опасность
представляют циклоны, в которых усилены ветра, волнение и ограничена видимость.
Наибольшую опасность представляют тропические циклоны (ураганы в
Атлантике и тайфуны в Тихом океане). Во избежание встречи с ними, применяются
правила по расхождению судна с тропическим циклоном, которые помещены в
справочниках по навигационной гидрометеорологии.
Для уклонения от встречи с циклоном
капитану необходима
прогностическая информация о его местоположении и направлении перемещения.
Значительную опасность для судоходства представляют также айсберги. Они
представляют опасность для всех типов судов, находящихся в зоне их
распространения.
Для предупреждения возможности встречи с айсбергами необходимо знать их
местоположение в определенные моменты времени, размеры, скорость и
направление перемещения.
Одна из наиболее опасных зон встречи с айсбергами расположена поблизости
от Ньюфаундлендской банки в Северной Атлантике.
Информированием судов, проходящих вблизи границ опасной зоны,
занимается международная ледовая патрульная служба, деятельность которой
регламентируется Положением международной конвенции по обеспечению
безопасности жизни на море ( Конвенция СОЛАС).
Надежное планирование и осуществление транспортных операций в зимнее
время в замерзающих неарктических морях и морях Арктики и в устьях рек
невозможно без учета существующей в них ледовой обстановки.
Обеспечение информацией о ней позволяет правильно оценить
навигационную обстановку и принять своевременные меры по расстановке
ледоколов.
На выбор курса большое влияние оказывает видимость. Низкая видимость
представляет серьезную опасность для всех типов судов, поскольку угроза
столкновения увеличивается в зонах интенсивного движения.
Риск столкновения судов особенно велик для маломерных судов, которые, не
всегда оборудованы радарами.
Ограниченная видимость является также большим препятствием при поиске и
спасении судов, терпящих бедствие. Поэтому прогноз видимости очень важен для
мореплавания.
Необходимая заблаговременность прогноза видимости должна быть не менее
6 ч. Для судов на воздушной подушке, судов на подводных крыльях, для
супертанкеров и для судов, перевозящих грузы навалом, инерция которых не
позволяет быстро сбавить скорость хода, необходимы более высокие значения
дальности видимости, превышающие 6 км.
Основным видом гидрометеорологического обеспечения судовождения
общего назначения является выпуск ежедневных гидрометеорологических
бюллетеней.
Морские гидрометеорологические бюллетени включают:
– штормовые предупреждения и оповещения об опасных природных явлениях
(ОЯ),
– краткий обзор основных характеристик погоды и состояния поверхности моря,
– прогнозы.
Штормовые предупреждения, краткие обзоры и прогнозы передаются
открытым текстом. Эта же информация, предназначенная для ГМССБ, передается
на английском языке.
Отдельно выпускаются морские бюллетени, содержащие информацию о
состоянии и долгосрочном прогнозе ледовых условий на морях, состоянии и
долгосрочном прогнозе уровня Каспийского моря и др.
Кроме гидрометеорологических бюллетеней, ГМОМ может быть
представлено в виде карт погоды и гидрологического состояния поверхности морей,
спутниковых снимков, таблиц, графиков и т.п. В первой части бюллетеня должна
четко указываться зона, к которой относится каждое предупреждение.
Когда предупреждений нет, этот факт должен быть отражен в первой части
бюллетеня посредством формулировки «Предупреждений нет».
Вторая часть бюллетеня должна содержать:
– дату и время;
– краткий обзор основных характеристик приземной синоптической карты;
– направление и скорость перемещения основных барических систем и
тропических возмущений.
- ветровое волнение и зыбь, лед, течения .
Обзор содержит описание местоположения и перемещение погодных систем
для всей зоны ответственности.
Прогнозы должны включать:
– период действия прогноза;
– название района (районов) прогноза;
– описание прогнозируемых величин.
Обеспечение штормовыми предупреждениями и прогнозами в рамках
международной программы ГМССБ осуществляется через систему НАВТЕКС и
международную службу SafetyNET и ВЧ-передачи информации по обеспечению
безопасности на море (ИОБМ).
Выпуск штормовых предупреждений и морских бюллетеней для зон, не
охваченных системой НАВТЕКС, должен осуществляться международной службой
SafetyNET для приема ИОБМ в соответствии с требованиями СОЛАС.
Специализированное гидрометеорологическое обеспечение судовождения
(СМГМО) -обеспечение морских судов рекомендуемыми курсами плавания.
Экономичность и безопасность работы морского транспорта тесно связана с
использованием информации о гидрометеорологическом состоянии морской среды.
Одним из путей достижения этих целей является проводка судов
рекомендуемыми курсами, осуществляемыми в реальном времени специальными
службами, функционирующими в морских прогностических учреждениях.
Квалифицированные специалисты этих служб на основе анализа фактических и
прогностических
гидрометеорологических
материалов,
с
привлечением
климатических и навигационных данных, ежедневно выдают капитанам
рекомендации о наиболее безопасных и экономически выгодных маршрутах
плавания.
При выборе рекомендуемого курса для конкретного судна группа проводки
кроме фактических и прогностических материалов использует также различного
рода подсобные материалы (лоции, гидрометеорологические справочники, атласы и
др.) для получения дополнительных сведений о возможной гидрометеорологической
и навигационной обстановке вдоль маршрута.
После получения от капитана запроса на обслуживание, группа проводки
собирает и анализирует гидрометеорологическую обстановку вдоль маршрута
предстоящего плавания по данным, полученным из многих источников (как
национальных, так и зарубежных), с геостационарных и полярных спутников, а
также с судов, океанских стационарных и дрейфующих буев и т.д.
При подготовке рекомендации учитываются тип судна, род груза, плановая
скорость, дифферент, осадка судна, предполагаемые время выхода судна в рейс и
плановое время прибытия в порт назначения, а также те или иные ограничения
гидрометеорологического характера, накладываемые на условия плавания.
Например, в связи с особенностями рейса капитан может потребовать, чтобы
маршрут проходил через районы, в которых высота волны не превышала заданного
им значения.
Судовые гидрометеорологические наблюдения (СГМН) - комплекс
измерений и наблюдений за состоянием погоды и поверхности океана, выполняемые
на добровольной основе на всех типах судов, имеющих средства связи и условия,
приемлемые для установки приборов, их эксплуатации и обслуживания.
Результаты СГМН используют:
— прогностические подразделения отечественных и зарубежных ГМ служб для
составления ГМ прогнозов разной заблаговременности с целью обеспечения
безопасности мореплавания, рыбного промысла в морях и океанах, разведки и
эксплуатации нефтяных и газовых месторождений, нормального функционирования
портов и других видов работ, проводимых в море, океане и в прибрежной зоне;
— Управления гидрометслужбы для создания и ведения банков данных с целью
дальнейшего их обобщения и получения режимной (климатической) информации.
Результаты
СГМН
архивируются
гидрометеорологической информации в УГМС.
в
Государственном
фонде
СГМН могут быть организованы на судах водоизмещением 600 т и более. На
них организуются судовые гидрометеорологические станции (СГМС) силами
территориальных морских УГМС.
Это возможно при наличии согласия капитана, штурманского состава и
радиооператоров судов производить добровольные попутные ГМ наблюдения и
передавать через имеющиеся средства связи результаты наблюдений в береговые
отечественные и зарубежные радиоцентры .
Организация и обеспечение функционирования СГМС осуществляется
капитаном судна. Наблюдения производятся вахтенным штурманом. В отдельных
случаях наблюдения могут быть выполнены по распоряжению капитана другим
членом экипажа, однако за своевременное производство наблюдений и их качество
отвечает вахтенный штурман. Ответственным штурманом-наблюдателем является,
как правило, третий помощник капитана.
Наблюдения производятся на судах по маршруту их плавания вне пределов
акваторий порта 4 раза в сутки по всемирному координированному времени
(эквивалентно среднему гринвичскому времени) в сроки наблюдений 00, 06, 12, 18
ч;
•
первое наблюдение (после выхода судна за пределы акватории порта)
производится в ближайший к одному из указанных выше сроков, а последнее
— в срок, который наиболее близок ко времени прибытия судна в пределы
акватории порта назначения.
Наблюдения за ГМ явлениями производятся с момента их обнаружения и до
полного прекращения (исчезновения).
В каждый срок СГМН производятся за: облачностью (количеством, формой
облаков и высотой их нижней границы), метеорологической дальностью видимости,
направлением и скоростью ветра, температурой воздуха и поверхностного слоя
воды, атмосферным давлением, значением и характеристикой барической
тенденции, направлением перемещения зыби, периодом и высотой ветровых волн и
зыби, ГМ явлениями, обледенением судна и морскими льдами.
Наблюдения начинаются за 30 мин до срока наблюдений. Непосредственно в
срок наблюдений должны быть измерены атмосферное давление, значение
барической тенденции и определена ее характеристика.
Объем СГМН и порядок их выполнения на судне определяются
Наставлением гидрометеорологическим станциям и постам, вып. 9, часть III
"Гидрометеорологические наблюдения, производимые штурманским составом на
морских судах".
При резких ухудшениях погодных условий между сроками наблюдений,
приводящих к возникновению стихийных гидрометеорологических явлений
производятся дополнительные наблюдения за этими явлениями.
Рекомендуются наблюдения за облаками, дальностью видимости, ГМ
явлениями, волнением, ветром и морскими льдами производить с пеленгаторной
палубы; температуру воздуха измерять с левого или правого (наветренного) борта
ходового мостика; температуру поверхностного слоя воды измерять с наиболее
низкой части открытой палубы наветренного борта, атмосферное давление и его
характеристики — в штурманской рубке.
Если на судне установлены дистанционные метеорологические приборы или
судовая автоматическая ГМ станция (САГМС), производство наблюдений
осуществляется из штурманской рубки за теми гидрометеорологическими
величинами, которые входят в программу измерений дистанционных приборов или
САГМС.
Перечень измеряемых элементов и приборов для их регистрации,
входящих в состав САГМС приведен в таблице 1.
Таблица 1.
Измеряемый элемент
Приборы для регистрации
Температура воздуха и воды
Термометры, термографы
Влажность воздуха
Психрометры, гигрометры, гигрографы
Атмосферное давление
Барометры, барографы
Интенсивность атмосферных осадков
Осадкомеры, плювиографы
Количество и форма облаков
Визуально, радиолокаторы
Высота нижней границы облаков
Измерители
облаков
Туман
Визуально
Грозы
Грозорегистраторы
Дальность видимости
Измерители дальности видимости
и
регистраторы
высоты
Скорость и направление ветра
Анеморумбометры, флюгер, анемометр,
анеморумбограф
С17. Основные поверхностные течения Индийского океана.
Учебные вопросы:
1. Общие сведения о течениях Индийскогоокеана
2. Субтропический антициклонический круговорот Индийского океана.
3. Муссонный круговорот.
С17.1. Общие сведения о течениях Индийскогоокеана
Индийский океан по своим морфологическим, климатологическим и
океанологическим условиям существенно отличается от других океанов нашей
планеты.
Как и в других океанах, циркуляцию вод Индийского океана возбуждают два
фактора: механический (ветер и неоднородность поля атмосферного давления) и
термохалинный (неравномерный нагрев и осолонение вод различных его участков).
В вертикальном распределении водных масс Индийского океана по
термохалинным признакам принято различать следующие слои:
-поверхностный ( подповерхностный);
-промежуточный;
-глубинный и придонный.
Циркуляцию поверхностных и подповерхностных вод в основном определяют
механические факторы и прежде всего ветер. Циркуляцию глубинных и придонных
вод вызывают главным образом термохалинные факторы. Движение промежуточных
вод происходит как под влиянием одних, так и других факторов.
Важнейшим фактором крупномасштабной поверхностной циркуляции вод
Индийского океана являются касательное напряжение ветра над его поверхностью
(характерная величина этого напряжения- 1 дин/кв. см).
В общих чертах поверхностная циркуляция вод Индийского океана отражает
ветровые системы.
Линии тока поверхностной циркуляции приближенно совпадают с изобарами
атмосферного давления.
В центральной части Индийского океана расположен один из стационарных
центров действия атмосферы - южно-индийский антициклон (он же антициклон
остова Святого Маврикия).
В этом антициклоне южного полушария воздух движется против часовой
стрелки, причем северное звено этой циркуляции - юго-восточный пассат,
сравнительно мало изменяющий со временем свои характеристики. Внутри данного
антициклона господствует штилевая погода.
К югу от 40-й параллели в Индийском океане располагается зона
преобладающих западных ветров.
Над Антарктидой располагается еще один стационарный центр действия
атмосферы - Антарктический антициклон, где преобладают ветра с восточных
направлений.
Над северной частью океана господствуют муссоны.
Кроме механических факторов на поверхностную циркуляцию Индийского
океана некоторое влияние оказывает также распределение по его поверхности
значений теплового баланса.
Согласно современным представлениям о распределении теплового баланса
Индийского океана, линия нулевого баланса проходит примерно по параллели 10
градусов южной широты, несколько приспускаясь к югу у берегов Мадагаскара.
К северу от этой линии океан получает тепла больше, чем излучает. Избыток
в южном направлении уносят течения.
К югу от линии нулевого баланса океан излучает больше тепла, чем получает.
Недостаток покрывает тепло, приносимое циркуляцией. Таким образом,
океанические течения играют роль кондиционера, стремящегося выровнять
климатические условия в высоких и низких широтах.
Главная особенность циркуляции вод поверхностного и подповерхностного
слоя Индийского океана состоит в преобладании зональной компоненты течений над
меридианальной. Исключения составляют лишь прибрежные районы, а также
Аравийское море и Бенгальский залив, где расположены локальные круговороты.
Стационарная циркуляция глубинных и промежуточных вод имеет
термохалинную природу. Поэтому промежуточная и в особенности глубинная вода
распространяются с большими отклонениями от зонального закона.
Циркуляция поверхностных вод Индийского океана образована тремя
крупномасштабными системами течений:
-изменяющийся по сезонам муссонный круговорот;
-южный субтропический антициклонический круговорот;
-высокоширотным циклоническими круговоротами.
Муссонный круговорот на юге ограничен Южно-Пассатным течением, на
западе - Сомалийским, на севере - Экваториальным противотечением, а также
Западно-Аравийским, Восточно-Аравийским и Западно-Бенгальским течениями, а на
востоке - Восточно-Бенгальским течением. В муссонную область входит вся
северная часть Индийского океана и часть южной приблизительно до 10 градуса
южной широты.
Субтропический антициклонический круговорот образован на севере –
Южно-Пассатным течением, на западе Мадагаскарским течением, переходящим в
течение Агульяс, на юге - Южно Индийским течением и на востоке.- ЗападноАвстралийским течением. В отличие от круговоротов в других океанах здесь не
развито восточное пограничное течение. Западно-Австралийское течение весьма
вялое и существует здесь не круглогодично.
У берегов Антарктиды Прибрежное Антарктическое и Антарктическое
Циркумполярное течение образуют сравнительно небольшой по размерам
высокоширотный циклонический круговорот.
С17.1. Субтропический антициклонический круговорот Индийского океана.
Южный субтропический антициклонический круговорот с севера ограничен
южным тропическим фронтом, а с юга субантарктическим фронтом. Этот
круговорот во многих отношениях отличается от аналогичных круговоротов в
других океанах. В нем нет хорошо развитого восточного пограничного течения
вдоль берегов Австралии. В тоже время его западное пограничное течение - течение
Агульяс (оно же течение Мыса Игольного) самое сильное из аналогичных течений
южного полушария.
Субтропический антициклонический круговорот Индийского океана
образован на севере Южно - Пассатным течением, на западе течением Агульяс и
Мадагаскарским течением, на юге - Южно Индийским течением и на востоке
Западно-Австралийским течением.
Это один из наиболее мощных вихрей Мирового океана. С ним может
сравниться по интенсивности только Южный субполярный антициклонический
круговорот Тихого океана.
В атмосфере над этим круговоротом располагается южно-индийский
субтропический антициклон.
Воды в круговороте вращаются по часовой стрелке.
Геострофическая циркуляция поверхностных вод в зоне круговорота
характерна медленными движениями, направленными к экватору. Циркуляция
устойчива от сезона к сезону за исключением движений (Западно-Австралийское
течение) у берегов Австралии. Причина этой аномалии - в отсутствии на востоке
единой непрерывной береговой линии и существовании в низких широтах связи с
Тихим океаном.
С17.1. 1Мадагаскарское, Мозамбикское течения и течение Агульяс.
Мадагаскарское течение образуется из южной ветви Южно-Пассатного
течения после достижения ею острова Мадагаскар. Это теплое течение согревает,
омываемые им земли и движется медленно (скорость на поверхности до 0.3 м/с) на
юго-запад. У северной оконечности острова Мадагаскар поверхностная температура
воды в Мадагаскарском течении составляет в феврале- +27оС, в августе- +22оС. На
параллели 38оS (у юга Африки) температура воды в феврале +20оС, в августе +16оС.
Соленость его вод составляет 35.5 промилле.
Ветвь Южно Пассатного течения, проникающая в Мозамбикский пролив
называется Мозамбикским течением.
Скорость Мозамбикского течения в период усиления южного пассата (с
ноября по апрель) достигает 2.8 км/час. В период ослабления южного пассата его
скорость снижается до 0.8-1 км/час.
Температура и соленость вод в Мадагаскарском и Мозамбикском течениях
одинаковы.
У юго-восточного побережья Африки к югу от осторова Мадагаскар
Мадагаскарское течение сливается с Мозамбикским, проходящим с севера через
Мозамбикский пролив. В результате слияния течений их температура и соленость не
меняются, а скорость потока летом возрастает до 2.7-3.7 км/час. При их слиянии
образуется мощное течение Агульяс.
Течение Агульяс представляет собой западное пограничное течение
Индийского океана. Это быстрое и узкое течение, несущее свои теплые воды на юг
вдоль юго-восточного берега Африки. Между портами Дурбан и Порт-Элизабет оно
приближается к берегу, а его средняя скорость достигает 1 м/с (на стрежне - более 2
м/с). Когда течение достигает Агульясской банки (которая находится на долготе
мыса Игольного), оно поворачивает на юг и восток, формируя возвратное
Агульясское течение.
Течение Агульяс и возвратное Агульясское течение формируют большой
Агульясский вихрь шириной около 300км.
От течения Агульяс часто отрываются вихри, уносящие его воду в
Атлантический океан. Они называются течением мыса Игольного, однако в
действительности прямого и непрерывного потока вод Индийского океана в
Атлантический не существует.
У южной оконечности Африки более соленое и теплое возвратное
Агульясское течение встречается с холодными и распресненными водами северного
фланга течения Западных ветров (Циркумполярного Антарктического течения).
Здесь его воды частично перемешиваются, охлаждаются и увлекаются в восточном
направлении (образуя Южно Индийское течение), оставшиеся возвращаются в
Агульясский вихрь.
С17.1.2. Южно-Индоокеанское течение.
Южно-Индоокеанское течение - зональное течение южной части Индийского
океана. Это течение прослеживается лишь в 200м приповерхностном слое и
направлено на восток.
Оно образуется при слиянии теплых вод возвратного Агульясова течения и
холодных вод Антарктического Циркумполярного течения. Практически везде это
течение проходит параллельно Антарктическому Циркумполярному течению
несколько севернее его. Это что дает основания рассматривать его как северную
периферию Антарктического Циркумполярного течения.
Южно-Индийское течение несет свои воды с запада на восток в полосе от 40
до 48 градуса южной широты и является ветровым. В атмосфере над течением
существует мощный воздушный западный поток, увлекающий за собой
океанические воды.
Средняя за год скорость Южно-Индоокеанского течения достигает 14 см/с.
Максимальна его скорость в апреле (осенью), минимальна в ноябре.
Наибольшая величина скорости в рассматриваемом течении приходится на
его поверхность. С ростом глубины его скорость уменьшается.
У берегов Австралии Южно-Индоокеанское течение поворачивает на север.
Оно движется вдоль западного побережья Австралии, давая начало ЗападноАвстралийскому течению.
В большом Австралийском заливе развит небольшой, но самостоятельный
круговорот течений, сдвигающий к югу Антарктическое Циркумполярное течение.
Его северо-восточный участок, идущий вдоль побережья Южной Австралии
называется течением Флиндерса.
С17.1.3. Южно- Пассатное течение.
Южно-Пассатное течение расположено на северной границе Субтропического
антициклонического круговорота Индийского океана. Оно несет свои воды в полосе
действия южных пассатов - от 2 до 25 градуса южной широты (от южных островов
Зондского архипелага до восточных берегов Африки). Его стрежень расположен на
10 градусе южной широты.
Скорость этого течения на востоке 11 см/с, а на западе -13 см/с.
Ширина Южно Пассатного течения более 2000км. Его толщина достигает
1500м. Глубже его сменяет течение восточного направления.
Южно Пассатное течение формируется к югу от острова Ява. Оно переносит
воду из Тиморского моря и Зондского пролива на запад.
Во время северо-восточного
Экваториального противотечения.
муссона
оно
пополняется
водой
из
В период действия юго-западного муссона в него вливаются воды Югозападного муссонного течения. При этом во время действия сильных юго-восточных
ветров южнее острова Ява развивается апвеллинг. Тогда же Южно-Пассатное
течение идет прямо вдоль берегов острова Ява.
Достигнув о Мадагаскар, данное течение разделяется на две ветви. Северная
ветвь, достигнув восточных берегов Африки, поворачивает на восток и дает начало
Экваториальному противотечению. Южная ветвь его несет свои воды на юго-запад.
Часть вод этой ветви огибает о.Мадагаскар с востока (она называется
Мадагаскарским течением). Остаток огибает о. Мадагаскар с запада - через
Мозамбикский пролив (это течение называется Мозамбикским).
Между северной периферией Южно-Пассатного течения и Экваториальным
противотечением Индийского океана образуется вытянутый через весь океан в
широтном направлении экваториальный циклонический круговорот.
Южная периферия Южно-Пассатного течения участвует в образовании
антициклонического круговорота, протянувшегося через весь океан с юго-запада на
северо-восток.
На южной границе Южно-Пассатного течения расположена зона южной
тропической конвергенции, пересекающая весь океан от южного побережья Африки
до Малых Зондских островов.
К югу от Южно-Пассатного течения (между 10 и 30 параллелями) в июнеавгусте располагается область слабого (направленного на восток) течения, скорость
которого не превышает 10 см/с. Это течение прослеживается до 110 градуса
восточной долготы. Здесь у побережья Австралии оно поворачивает на юг и
ускоряется до 30 м/с.
Южно-Пассатное течение несет в себе большие запасы тепла.
С17.1.4. Западно-Австралийское течение.
Западно-Австралийское течение образуется в результате взаимодействия с
западным побережьем Австралии Южно-Индийского течения (на юге) и Западным
Муссонным течением и течением Тареева (на севере).
В период действия северо-восточного муссона (в декабре- феврале) ЗападноАвстралийское течение несет свои воды на север вдоль побережья Австралии (где в
то время лето). В этот период оно представляет собой северную ветвь ЮжноИндийского течения и является холодным.
В июне- августе (в период действия юго-западного муссона) ЗападноАвстралийское течение исчезает - на его месте наблюдается поток, идущий в
обратном направлении. Этот поток прослеживается до глубин не менее 150м и
обогревает западное побережье Австралии зимой.
В Большом Австралийском заливе развит самостоятельный круговорот,
структурно также относящийся к южному субтропическому. Этот, хотя и небольшой
по площади круговорот, заметно сдвигает к югу Антарктическое Циркумполярное
течение. Северо-восточное звено этого круговорота, омывающее берега Южной
Австралии, носит название течения Фландерса.
С17.2. Муссонный круговорот.
В северной части Индийского океана развит муссонный круговорот. Его
отличительная черта- смена направления в зависимости от господствующего
муссона.
Муссонная циркуляция северной части Индийского океана - уникальное
явление в мире океанических течений. По масштабам оно не имеет себе равных.
Муссонная циркуляция охватывает всю северную часть Индийского океана и часть
южной - до 10 градуса южной широты.
По сезонным изменениям средних значений скорости ветра и поверхностного
течения в муссонной области выделяют два неравных по продолжительности
периода: длинный летний (или период юго-западного муссона) и короткий зимний
(период северо-восточного муссона).
В летнем периоде выделяют два подпериода - раннего лета (май- июнь) и
позднего лета (июль- сентябрь).
Летний и зимний периоды разделяют два переходных: октябрь- ноябрь и
март- апрель.
Во время северо-восточного муссона вода в муссонном круговороте движется
против часовой стрелки. К северу от экватора развивается Муссонное (северовосточное )течение, направленное на запад; при подходе к полуострову Сомали оно
отворачивает на юг образуя Сомалийское течение, а между экватором и 8 градусом
южной широты через весь океан на восток идет Межпассатное противотечение.
При юго-западном муссоне вода в муссонном круговороте движется по
часовой стрелке. Круговорот состоит из северного края, направленного на запад
Южно-Пассатного течения (которое распространяется почти до экватора), сильного
Сомалийского течения, идущего на север и Муссонного (юго-западного) течения,
направленного на восток, с которым фактически сливается Экваториальное
противотечение.
Изменяющиеся по сезонам океанические течения встречаются и в других
регионах Мирового океана, но размеры и интенсивность этих течений на порядок
меньше.
С17.2.1. Северо-восточное муссонное течение.
Течение северо-восточного муссона зарождается в ноябре, достигает
наибольшей силы в феврале и затухает в апреле.
Северо-восточное муссонное течение направлено с востока на запад. Оно
зарождается у берегов острова Суматра в ноябре, достигает наибольшей силы в
феврале и затухает в апреле. Самые высокие его скорости (более 0.5 м/с)
встречаются к югу от острова Шри-Ланка и в южной части Аравийского моря.
К югу от острова Цейлон (Шри-Ланка), течение разделяется на две ветви.
Северная ветвь резко отклоняется к северу и, проходя вдоль восточных
берегов п-ов. Индостан, включается в антициклонический круговорот Бенгальского
залива.
Южная ветвь, продолжая движение на запад, вдоль 5 градуса северной
широты, достигает меридиана 75 градусов восточной долготы.
Здесь ему путь преграждает Мальдивский подводный горный хребет. Он
отклоняет это течение на север - вдоль западных берегов полуострова Индостан, где
оно вовлекается в циклонический круговорот течений Аравийского моря, перенося
сюда распресненную воду Бенгальского залива.
Толщина Северо-восточного муссонного течения невелика. У берега
полуострова Сомали течение поворачивает. Большая часть переносимой им воды
следует на юг, пересекает экватор и образует Экваториальное противотечение.
Южное течение у Сомали достигает наибольшей силы в декабре и продолжается до
марта.
С ростом глубины значение скорости Северо-восточного муссонного течения
убывает до нуля на горизонте 50-75м в западной части океана (300м - в восточной).
Северо-восточное Муссонное течение охватывает верхний слой Индийского
океана толщиной от 50м на западе до 300м на востоке в полосе от 5 градуса северной
широты до 3 градусов южной широты. Его расход в среднем составляет 53 куб. км в
секунду.
С17.2.2. Юго-западное муссонное течение.
В апреле, с прекращением северо-восточного муссона, поверхностная
циркуляция северной части Индийского океана существенно перестраивается.
Сомалийское течение переходит на северное. Почти всюду к северу от
экватора вода начинает двигаться на восток. Юго-западное муссонное течение
следует всюду к северу от экватора на восток, с ним фактически сливается
экваториальное противотечение, которое смещается к северу.
Во время действия летнего муссона (с мая по сентябрь) структура течений
экваториальной зоны Индийского океана существенно меняется лишь в до глубин
200-300м..
При юго-западном муссоне муссонный круговорот становится гораздо
сильнее. В этот период он состоит из северной периферии Южно Пассатного
течения (которое распространяется почти до экватора), Сомалийского течения
(идущего на север и являющегося западным пограничным течением) и Югозападного муссонного течения, с которым сливается Экваториальное
противотечение. Скорости упомянутых течений выше, чем при северо-восточном
муссоне. Этот круговорот поддерживается до конца сентября и лишь в октябре
начинает разрушаться, медленно замещаясь циркуляцией северо-восточного
муссона.
Более энергичная атмосферная и океаническая циркуляция во время югозападного муссона вызывает не только развитие сильного Западного пограничного
течения (Сомалийского течения, несущего в это время свои воды на северо-восток),
но и в некоторых местах интенсивного апвеллинга.
Скорость Юго-западного муссонного течения на поверхности составляет 70
см/с. С ростом глубины ее значение несколько убывает до 50м, а затем вновь
увеличивается до горизонта стрежня течения Тареева (75м). На стрежне скорость
достигает 62 см/с. Глубже скорость течения начинает убывать до нуля на горизонте
150м. На больших глубинах течение направлено на запад, а его скорость с ростом
глубины возрастает до горизонта 800- 820м (где ее величина достигает 45 см/с).
Расход его составляет примерно 18,1 куб/км в секунду.
В
апреле с прекращением северо-восточного муссона течение вдоль
полуострова Сомали поворачивает к северу. В июле оно достигает наибольшей
силы.
Юго-западное муссонное течение всюду к северу от экватора идет на восток.
В период действия юго-западного муссона Экваториальное противотечение
смещается к северу и сливается с муссонным. Южно Пассатное течение сдвигается к
северу, становится сильнее, а большая часть его вод вливается в Сомалийское
течение.
Наиболее существенны
Бенгальского залива.
изменения циркуляции
Аравийского моря
и
В районе Аравийского моря вместо циклонического круговорота летом
образуется антициклонический круговорот. В этом немалую роль играет усиление и
изменение направления Сомалийского течения.
Сложная картина циркуляции летом наблюдается в Бенгальском заливе.
Антициклонические вихри у берегов Индостана и вблизи Андаманского моря
разделены по меридиану. Циклоническое движение вод, едва заметное у северных
берегов залива, усиливается с глубиной и уже на глубине 200м становится
преобладающим.
С17.2.3. Экваториальное противотечение Индийского океана и течение
Тареева.
Важнейшим компонентом системы экваториальных течений Индийского
океана является Экваториальное противотечение.
Экваториальное противотечение с севера замыкает экваториальный
циклонический круговорот и несет свои воды с запада на восток в полосе шириной
около 300 км. На юге оно граничит с Южно-Пассатным течением, а на севере - с
Северо-восточным муссонным течением.
В ноябре и декабре Экваториальное противотечение несет свои воды на
восток в полосе между параллелями 3оN и 5оS.
Позднее (с января по апрель) противотечение полностью переходит в южное
полушарие, а его южная граница располагается приблизительно на параллели 10 оS.
Зимой на западе противотечение подпитывается водами Южного Пассатного
и Сомалийского течения. На востоке лишь небольшая часть вод противотечения
возвращается в муссонный круговорот, большая часть продвигается на восток как
Яванское прибрежное течение или непосредственно вливается в Южное Пассатное
течение.
Достигнув западного шельфа Малого Зондского архипелага (где происходит
слияние его вод с водами Восточно-Бенгальского течения), Экватоиальное
противотечение отворачивает на юг- юго-запад, давая начало Южно-Пассатному
течению.
В период северо-восточного муссона в экваториальной зоне Индийского
океана существует, по крайней мере, трехслойная система зонального переноса вод
(т.е. переноса в широтном направлении).
В этой системе верхний слой - Северо-восточное муссонное течение,
направленное на запад и имеющее скорость на поверхности в среднем около 60 см/с
(максимальное значение 140 см/с).
Под Северо-восточным муссонным течением расположен второй слой верхнее восточное подповерхностное течение. Третий, нижний слой - глубинное
течение, имеющее несколько ядер максимальной скорости, на глубинах от 1000 до
1500м. Оно может быть направлено как на запад, так и на восток. Это вызвано
меандрированием глубинного течения.
Упомянутое верхнее восточное подповерхностное течение в Индийском
океане было обнаружено в 1959 -60 годах в 31 рейсе НИС "Витязь". Именно тогда, в
летнее время, под Северо-восточным Муссонным течением впервые был обнаружен
мощный направленный на восток многоядерный водный поток, прослеживавшийся
до глубины 1000м. Расход воды в этом потоке составляет около 125 куб км в/с.
В честь известного советского океанолога Б.А. Тареева, внесшего большой
вклад в изучение Индийского океана, верхняя подповерхностная струя этого течения
была названа его именем. Наиболее мощным течение Тареева является на экваторе.
На западе Индийского океана, вблизи меридиана 54.5оЕ его стрежень залегает
на глубине 75-100м. По мере продвижения на восток его глубина увеличивается и у
берегов Австралии достигает 300м.
Скорость течения Тареева на его стрежне в западной части Индийского
океана превышает 40 см/с, а в восточной - около 20 см/с.
При прохождении течения между грядой Мальдивских островов и
архипелагом Чагос, его скорость на стрежне возрастает до 72 см/с (что объясняется
уменьшением поперечного сечения его струи).
Максимальный сдвиг скорости в период действия северо-восточного муссона
располагается несколько выше стрежня течения Тареева в слое, где направление
суммарного течения изменялось с западного на восточное (в западной части океана на глубинах 50-75м, в восточной- около 300м). Еще один максимум сдвига скорости
течения располагается ниже его стрежня.
В слоях максимума сдвига скорости значения числа Ричардсона существенно
меньше 0.5, поэтому здесь развита турбулентность.
В зоне стрежня течения Тареева значения числа Ричардсона повсеместно
меньше 0.5, поэтому плотностная стратификация здесь является устойчивой.
Стрежень течения Тареева по глубине соответствует верхней части сезонного
термоклина, а слой подповерхностного максимума солености расположен, как
правило, несколько ниже его.
Следует отметить, что наличие подповерхностного слоя максимума солености
типично и для других подповерхностных противотечений (в том числе для течений
Ломоносова и Кромвелла).
Особенностью течения Тареева является его меандрирование. Смещения
положения его стрежня на 0.5 градуса по широте может происходить за 2-3 суток.
Полный цикл пространственного колебания стрежня течения составляет
приблизительно 2 недели.
При юго-западном муссоне Экваториальное противотечение смещается к
северу и сливается с Юго-западным муссонным. Летом вода в муссонном
круговороте движется по часовой стрелке.
Круговорот состоит из северного края, направленного на запад Южного
пассатного течения (которое распространяется почти до экватора), сильного
Сомалийского течения, идущего на север и Муссонного (юго-западного) течения,
объединившегося с Экваториальным противотечением, направленного на восток.
Летом Сомалийское течение обращено вспять, унося с собой часть вод Южно
Пассатного течения. Поэтому расход воды и скорость Экваториального
противотечения в Индийском океане летом в несколько раз меньше чем зимой.
Во время юго-западного муссона
Юго-западное муссонное течение
направлено с запада на восток и практически объединяется с течением Тареева. При
этом вертикальный профиль скорости течения в деятельном слое Индийского океана
по-прежнему имеет два максимума - первый (муссонный) на поверхности, а второй на горизонте ядра максимальных скоростей течения Тареева.
Как и в период действия северо-восточного муссона, стрежень течения
Тареева располагался в верхней части сезонного термоклина.
Максимальный сдвиг скорости течения располагается на глубинах 30-40м - в
пределах поверхностного течения. Второй максимум сдвига скорости наблюдается
ниже стрежня течения Тареева на его границе с глубинным течением. На стрежне
этого течения значения числа Ричардсона меньше 0.5, что свидетельствует о
стабильности термохалинной структуры вод.
С17.2.4. Сомалийское течение.
Сомалийское течение - крупнейшее ветровое поверхностное течение северозападной части Индийского океана. Летом, в период юго-западного муссона, это его
Западное пограничное течение.
Зимой (во время северо-восточного муссона, перемещающего воздушные
массы с суши на море) Сомалийское течение направлено на юг - юго-запад. Южнее
экватора оно вливает свои воды в экваториальное противотечение. Его температура
+25.5о -+26оС (т.е. течение является теплым). Наибольшей силы Сомалийское
течение достигает в декабре. Его движение на юг продолжается до марта.
В апреле Сомалийское течение поворачивает вспять и устремляется на
северо-восток.
Более энергичная атмосферная и океаническая циркуляция во время югозападного муссона вызывает также образование в прибрежной зоне Сомали
интенсивного апвелинга.
Толщина Сомалийского течения летом достигает 1000 м, но особенно хорошо
оно выражено в слое от поверхности до 400м.
Большая часть вод Сомалийского течения в рассматриваемый период
циркулирует в интенсивном антициклоническом вихре, центр которого
располагается примерно на расстоянии 300 км от берега и к югу от острова Сокотра.
Глубина проникновения этого вихря в воды Индийского океана составляет примерно
300м.
Причина его образования - резкое изменение глубины океана при
приближении к острову Сокотра. Оно вызывает поворот течения на восток и
уменьшает сечение потока (увеличивая в тоже время его скорость). Последнее
приводит к увеличению отклоняющего действия силы Кориолиса, под действием
которой часть потока отворачивает вправо (по часовой стрелке).
Вихрь имеет эллиптическую форму (его большая ось вытянута вдоль берега
примерно на 1000 км).
Кроме этого большого вихря на юго-восточной периферии Сомалийского
течения (как и других Западных пограничных течений - Гольфстрима и Куросио)
летом существуют многочисленные синоптические и мезомасштабные вихри.
Во время действия юго-восточного муссона Сомалийское течение узкой
лентой проходит вдоль побережья Сомали и прослеживается, начиная с 2 градуса
северной широты до 8-9 градуса северной широты.
Расход течения в верхнем 200 метровом слое возрастает с 30 куб.км/с на
параллели 3оS до 50 куб.км/с на параллели 8 оN. Общий его расход на севере
достигает 65 куб.км/с.
Максимальную скорость на стрежне более 3 м/с Сомалийское течение имеет
летом вблизи 7 оN.
Апвеллинг вдоль берега наиболее интенсивен между параллелями 5 и 11 оN,
где весь теплый поверхностный слой замещается подповерхностной водой с
температурой на поверхности ниже 20оС.
Когда вблизи параллели 11 оN Сомалийское течение покидает прибрежную
полосу и отворачивает на восток, холодные воды продолжают двигаться вместе с
ним еще несколько сотен километров. Благодаря этому летом температура этого
участка Сомалийского течения снижается на 4-5оС.
На севере область апвеллинга ограничивается потоком очень теплой
поверхностной (красноморской) воды из Аденского залива. Здесь формируется
очень резкий температурный фронт.
Теплая вода из Аденского залива движется на восток в центральную часть
Аравийского моря и разделяет сомалийский апвеллинг и апвеллинг образующийся
вдоль берега Аравии.
Аравийский апвеллинг возникает из-за того что в период юго-западного
муссона сильные ветры дуют параллельно аравийскому берегу восточнее меридиана
55оЕ. Это приводит к экмановскому "отжиму" поверхностных вод вправо (т.е. от
берега) и их замещению холодными промежуточными водами.
Аравийский апвеллинг отличается от Сомалийского тем, что здесь никакого
сильного вдольберегового течения не развивается. По объему поднимающихся вод
он может превосходить Сомалийский, а обогащение вод биогенами и другими
минеральными солями здесь может быть даже интенсивнее.
Д17. Основные поверхностные течения Северного Ледовитого океана.
Учебные вопросы:
1. Общая характеристика циркуляции поверхностных вод Арктики
2. Трансарктическое течение и его сезонная изменчивость.
3. Особенности водообмена Арктики с Атлантическим океаном.
4. Особенности водообмена Арктики с Тихим океаном.
Д17.1. Общая характеристика циркуляции поверхностных вод Арктики
Циркуляция вод Северного - Ледовитого океана формируется под влиянием
неоднородностей поля атмосферного давления, господствующей атмосферной
циркуляции, а также термохалинных факторов.
Поверхностная циркуляция вод Арктического бассейна во многом отражает
особенности полей атмосферного давления и ветра в приземном слое атмосферы.
Термохалинные факторы оказывают преобладающее влияние на циркуляцию
глубинных и промежуточных вод Арктики.
Как известно, над Арктикой расположен один из стационарных центров
действия атмосферы- арктический антициклон. Его размеры и интенсивность зимой
возрастают, а летом уменьшаются, местоположение остается неизменным. Зимой к
нему добавляется и практически сливается с ним мощный Сибирский антициклон.
В атмосфере над северными частями Атлантического и Тихого океана
расположены две квазистационарные барические депрессии - это зоны Исландского
и Алеутского минимумов атмосферного давления.
Взаимодействие этих стационарных барических неоднородностей, а также
действие силы Кориолиса вызывает образование трансарктического восточного
воздушного потока.
Последний является непосредственной причиной образования западного
Трансарктического течения, а также оказывает существенное влияние на дрейф
арктических льдов.
Д17.2. Трансарктическое течение и его сезонная изменчивость.
Трансарктическое течение представляет собой направленный на запад
поверхностный поток, холодных арктических вод, опоясывающий район северного
полюса нашей планеты. Его характеристики во многом определяют динамику
дрейфа арктических льдов, а также водообмена Арктики с Атлантическим океаном.
В восточном секторе Трансарктического течения на протяжении всего года
господствуют северо-восточные ветры. Их меридианальная составляющая
изменяется в пределах 0.1-0.5 м/с.
В январе- марте средняя скорость их широтной составляющей составляет 0.8
м/с.
В апреле-мае она снижается до 0.5-0.6 м/с.
В июне возрастает до 0.9 м/с, а в июле снижается до 0.1 м/с. Начиная с
августа и до конца года скорость широтной составляющей ветра возрастает до 0.60.9 м/с.
Зимой ветра в восточном секторе Арктики имеют сравнительно малую
скорость потому, что в этот период здесь распространены Арктический и
Сибирский антициклоны ( типичные значения барических градиентов не велики).
Летом, когда Сибирский антициклон отсутствует, а Арктический ослаблен,
характерные для региона значения барических градиентов также не велики.
Иное дело западный сектор Арктики. Здесь зимой барические градиенты
между Арктическим максимумом атмосферного давления, а также Исландским и
Алеутским минимумами достигают максимального значения. В результате в
западном секторе Арктики господствуют сильные ветры восточного направления.
Летом по мере ослабления Арктического антициклона интенсивность этих ветров
снижается.
Как видим, поле атмосферного давления и поле скорости ветра над Арктикой
в летний период достаточно симметрично, а в зимний - существенно асимметрично.
В среднем атмосферное давление выше в восточном секторе, а средние скорости
ветра гораздо больше в западном секторе.
Указанные
особенности
атмосферных
процессов
отражаются
в
закономерностях сезонной изменчивости Трансарктического течения, а также
дрейфа арктических льдов.
Меридианальная составляющая Трансарктического течения в восточном
секторе Арктики весь год направлена к югу, а среднее значение ее модуля в течение
года изменяется следующим образом.
В январе его величина достигала максимума- 0.6 см/с.
В феврале и марте она снижалась до 0.1-0.2 см/с.
В мае вновь отмечался максимум - 0.5 см/с, в июне- августе минимум-0.1-0
см/с , а в сентябре новый максимум- 0.3 см/с.
Далее до конце года среднее значение
модуля меридианальной
составляющей Трансарктического течения монотонно возрастает до 0.2 см/с в
декабре.
Широтная (зональная) составляющая Трансарктического течения на
протяжении всего года направлена на запад, а средние значения ее модуля
изменяются следующим образом.
В январе- феврале оно составляет 1.3 см/с, в марте-апреле достигает
максимума- 1.5-1.6 см/с.
В мае достигается минимум -1.3 см/с, а в июне максимум 2.1 см/с.
В июле августе значения модулей скорости западного Трансарктического
течения несколько снижаются до 1.8-1.9 см/с, а в сентябре вновь возрастают до 2.1
см/с. Далее до конца года они монотонно снижаются до 1.2 см/с в декабре. Очевидна
тенденция- течение летом сильнее, чем зимой.
Как видим, практически круглогодично зональная составляющая чуть ли не
на порядок превосходит меридианальную. Исключением является район ВосточноСибирского и Чукотского моря, где зимой велико влияние инерционных течений из
западного сектора.
В западном секторе Арктики от основной струи Трансарктического потока в
южном направлении отделяются ветви, уносящие часть ее вод в Атлантику.
Первая (восточная) ветвь проходит через западную часть ФаррероШетландского пролива.
Вторая (центральная) движется через Датский пролив, принимая участие в
образовании Восточно-Гренландского течения.
Третья (западная) ветвь несет свои воды в Атлантику через Баффинов пролив,
образуя Баффиново течение.
Летом скорости ветра над западным сектором Арктики не велики. Скорости и
расходы, как Трансарктического течения, так и всех упомянутых его струй невелики
(их величины такие же, как и у Трансарктического течения в восточном секторе).
Зимой средние скорости северо-восточных ветров в западном секторе
Арктики возрастают в несколько раз. Значительно увеличиваются при этом и
зональные составляющие скорости Трансарктического течения. В зонах проливов,
ведущих в Атлантику, зимой возрастают также меридианальные составляющие
скорости и расходы его южных ветвей.
Движение морских льдов вызвано как влекущим действием ветра, так
влиянием поверхностного течения.
и
Дрейф льдов как в восточном, так и западном секторе Арктики (за
исключением района Фарреро-Шетландского, Датского и Баффинова проливов) на
протяжение всего года преобладал в западном направлении. В зонах проливов
зимой меридианальгная и зональная составляющие его скорости имели одинаковый
порядок.
Меридианальная составляющая дрейфа льдов в прочих регионах
Арктического бассейна была ориентирована на юг и возрастала зимой (до 1 см/с в
восточном секторе и до 2 см/с - в западном). Летом она снижалась до 0.
Среднее значение модуля широтной составляющей скорости дрейфа льда в
течение года изменялось следующим образом:
В январе отмечается максимум- 2.3 см/с, в феврале минимум- 1.8 см/с. В
марте и апреле скорость дрейфа льдов возрастает с 2.2 до 2.4 см/с, в мае несколько
снижается до 2.1 см/с.
Абсолютный максимум скорости - 4 см/с отмечается в июне и несколько
меньший - 3.3 -3.6 см/с - в августе- октябре. В июле и ноябре-декабре отмечаются
минимумы - 2.1 см/с и 1.9-1.8 см/с.
Как видим, годовой ход средней скорости ветра над большинством регионов
Арктики (за исключением зоны проливов) во многом согласуется с годовым ходом
скорости дрейфа льда, однако имеются и отличия.
Так, в частности, абсолютному минимуму скорости ветра в июле- августе
соответствует повышение скорости дрейфа льдов. Это отличие становится понятным
с учетом годового хода скорости течения, где максимум приходится именно на лето.
Как нетрудно заметить, средняя скорость зональной составляющей
Трансарктического течения, а также скорость дрейфа льдов испытывает годовые и
полугодовые колебания.
Сезонная изменчивость Трансарктического течения во многом определяется
сезонной изменчивостью ветра над поверхностью Северного Ледовитого океана.
Зимой сильно обостряются барические градиенты между максимально
развитым арктическим антициклоном, а также исландской и алеутской депрессиями.
Это приводит к усилению ветра северо-восточного направления в западном секторе
Арктики.
В восточном секторе, находящемся в зимний период в зоне Сибирского
антициклона барические градиенты не велики (оба антициклона иногда даже
объединяются в один). Здесь стоит маловетренная погода.
Таким образом, зимой Трансарктическое течение в западном секторе Арктики
разгоняется, а в восточном движется по инерции и тормозится. В среднем его
скорость уменьшена.
Летом арктический циклон ослаблен. Его гребни располагаются над
Гренландским и Баренцевым морями. Сибирский антициклон отсутствует. Это
приводит к уменьшению барических градиентов над всем бассейном и ослаблению
ветра над всем Арктическим бассейном.
В результате установления паритета между атмосферными процессами в
обоих секторах Арктики Трансарктическое течение в ее восточном секторе перестает
тормозиться. Последнее приводит к некоторому увеличению в летний период
средней скорости Трансарктического течения.
Описанные процессы
Трансарктического течения.
объясняют
наличие
годичной
периодичности
Возникновение полугодичных максимумов его скорости объясняется тем, что
в переходные сезоны (весна, осень) происходит не только усиление или ослабление
арктического антициклона, но также образование и разрушение Сибирского
антициклона.
Фазы разрушения и образования Сибирского антициклона приходятся на
сезоны, когда арктический антициклон все еще (или уже) достаточно силен. Его
взаимодействие с депрессиями в западном секторе Арктики при этом несколько
слабее, но в восточном секторе оно гораздо сильнее.
В итоге, результирующий циркумполярный воздушный поток заметно
усиливается, а вместе с ним и Трансарктическое дрейфовое течение.
Сочетание годовой и полугодовой вариации скорости Трансарктического
течения приводит к тому, что максимум его скорости летом и минимум его скорости
зимой оказываются растянутыми. Эти изменения в основных чертах
противоположны годовому ходу притока атлантических вод в Арктический бассейн
и совпадают с сезонными изменениями притока в него Тихоокеанских вод.
Именно поэтому создается впечатление, что на влияние Тихоокеанских вод на
Трансарктическое течение сильнее, чем влияние вод Атлантических (в то время как
из Атлантики в Арктический бассейн приток в пять раз превышает приток вод из
Тихого океана).
В конце ХХ века все ощутимее проявляется глобальное потепление климата
нашей планеты.
В Арктике зона потепления протянулась от Гренландии через северный
полюс к Шпицбергену и Сибири. Здесь среднегодовая температура возросла уже на
2.5 градуса С. К каким же последствиям для циркуляции вод Арктики может
привести дальнейшее потепление?
Увеличение среднегодовой температуры над регионом северного полюса
приведет к ослаблению Арктического антициклона. Последнее вызовет ослабление
ветров в западном секторе Арктики и течений, следующих из Арктики в Атлантику
(это явление наиболее заметным будет зимой).
Потепление в Сибири ослабит зимний Сибирский антициклон, что приведет к
усилению зимних ветров, течений и дрейфа льдов в восточном секторе Арктики.
Таким образом, одним из следствий глобального потепления климата в
Арктике является уменьшение асимметрии циркуляции атмосферы, вод и льдов ее
восточного и западного секторов.
Повышение температуры воздуха в Арктике приведет также к повышению
температуры (и уменьшению плотности) воды на ее поверхности. Последнее
приведет к тому, что промежуточные и глубинные воды Арктики станут теплее и
менее плотными.
Первое влечет за собой уменьшение растворимости в них кислорода и других
газов. В результате со временем концентрация кислорода понизится в глубинной
водной массе Атлантики и других океанов, что, несомненно, скажется на их
населении.
Второе, а также уменьшение расхода течений через проливы в Атлантику,
приведет к уменьшению расхода Норвежского течения на входе в Северный
Ледовитый океан. Это вызовет ужесточение климата в Северной Европе ("печка
Европы" перестанет греть ее должным образом).
Д17.3. Особенности водообмена Арктики с Атлантическим океаном.
Существенным фактором циркуляции вод Арктического бассейна является
его водообмен с Атлантическим и Тихим океанами.
Главная ветвь теплого Северо-Атлантического течения,
проникает в
Северный Ледовитый океан через восточную часть Фарреро-Шетландского канала.
Ежечасно из Атлантики в Северный Ледовитый океан она доставляет 24 км3
теплых атлантических вод.
Сточное, компенсационное течение из Северного Ледовитого океана в
Атлантический в основном несет свои воды через Датский и Девисов проливы.
В час через Датский пролив проходит в Атлантику в среднем 13.3 км3
арктических вод., образующих Восточно-Гренландское течение. Через Девисов
пролив в Атлантику поступает Лабрадорское течение, поставляющее 17 км3
арктических вод в час.
Основная часть атлантических вод, проходящих через пролив между
Исландией и Фарерскими островами, возвращается обратно в Атлантику через
западную часть Фареро-Шетландского канала.
Меньшая их часть 5-6 км3 в час продолжает свой путь на северо-восток в
Норвежском море, образуя Норвежское течение.
У северной оконечности Скандинавского полуострова от Норвежского
течения отделяется ветвь, уходящая на юго-восток. Эта ветвь получила название
Нордкапского течения.
Основной поток Норвежского течения движется на север-северо-восток и
получает название Шпицбергенского течения. Севернее Шпицбергена это течение
разделяется на три струи.
Южная струя через пролив между Шпицбергеном и островами Земля Франца
Иосифа отворачивает в Баренцево море.
Средняя струя с севера огибает острова Земля Франца Иосифа и через
пролив, отделяющий их от северной оконечности северного острова Новая земля,
также поступает в Баренцево море.
Северная струя
погружается
в промежуточную водную массу
и
прослеживается под холодными распресненными поверхностными водами не только
к северу от острова Шпицберген, но и с севера (на глубине) проникает в Карское
море, в море Лаптевых и даже достигает Чукотского моря.
Нордкапское течение поступает в Баренцево море через широкий пролив
между островом Медвежий и мысом Нордкап, имеющим поперечное сечение 128
км2. Здесь расход этого течения составляет 163 км3 /сутки.
На выходе из пролива Нордкапское течение разделяется на несколько
потоков. Два самых крупных располагаются несколько севернее и южнее параллели
72 оN.
Южный поток носит название Руппиновская ветвь. Поток следует вдоль
северо-восточного берега Скандинавского полуострова и принимает в себя пресные
воды его берегового стока. Поэтому он содержит несколько менее соленую и более
теплую воду. Ее соленость составляет 34,6 промилле, а среднегодовая температура
4.3оС.
Руппиновская ветвь имеет скорость около 4-4.5 см/с.
Северный поток, содержащих соленую и сравнительно теплую
атлантическую воду имеет скорость около 2 см/с. Он распространяется в зональном
направлении в полосе между параллелями 71о15`N - 72о45`N. Достигнув островов
Новая Земля, этот поток отклоняется к северу, огибая их. Благодаря этому у
западного побережья данных островов море замерзает редко, лишь в самые суровые
зимы.
Остальные потоки следуют еще севернее. Один из них распространяется
вдоль параллели 73о15`N , а другой- вдоль параллели 75 о15`N.
Над зонами мелководий эти ветви отклоняются вправо (к северу) и образуют
синоптические квазистационарные циклонические круговороты.
Теплые атлантические воды южной ветви Шпицбергенского течения
образуют вокруг острова Шпицберген антициклонический круговорот. Суточный
расход этого течения составляет в среднем 38 км3.
Проникая в Баренцево море с севера через пролив между островом
Шпицберген и островами Новая Земля рассматриваемое течение отклоняется к югозападу, а южнее Шпицбергена- к западу. Здесь его воды частично объединяются с
водами третьей и четвертой ветвей Нордкапского течения, образующими
циклонические круговороты вокруг поднятий дна Баренцева моря. Объединенный
поток движется на запад, и вновь вливаются в северную ветвь Норвежского течения.
Воды центральной ветви Шпицбергенского течения (суточный расход
которой составляет в среднем 49,2км3.), проникая в Баренцево море, восточнее
архипелага Земля Франца Иосифа, образуют два стационарных синоптических
круговорота. Один из них антициклонический замыкается вокруг берегов этого
архипелага. Второй циклонический располагается южнее.
Из Баренцева моря в Карское атлантические воды проникают в малых
количествах и в основном через южную часть пролива, разделяющего острова Новая
Земля и Земля Франца Иосифа.
Карское море ограничено с запада островами Новая Земля, а с востока
островами Северная земля. Его площадь 883000 км2., объем 104000км3, средняя
глубина-118м.
Вдоль берегов Новой Земли с севера на юг тянется желоб с глубинами более
200м. На восток от этого желоба глубины уменьшаются (здесь располагаются
обширные мелководья полуостровов Ямал и Таймыр). К северу глубины в море
увеличиваются. Средняя полоса моря, протянувшаяся с юго-запада на северо-восток,
представляет собой подводное плато с глубинами от 50 до 200м.
Через проливы Вилькицкого и Шокальского Карское море на востоке
сообщается с морем Лаптевых. Через проливы Маточкин Шар и Югорский Шар оно
сообщается на западе с Баренцевым морем.
Особенность гидрологии Карского моря состоит в том, что в него поступают
громадные массы стока рек Оби и Енисея - около 1500 км3. в год. Также в море
практически не поступают теплые атлантические воды. В результате большую часть
года поверхность Карского моря покрыта морскими льдами.
Обь-Енисейские воды, поступая в Карское море, образуют поверхностное
течение направленное на северо-восток вдоль западного побережья Таймыра.
От этого течения отделяется северо-западная ветвь, уходящая к северной
оконечности архипелага Новая Земля. Здесь они встречаются с атлантическими
водами, движущимися из Баренцева моря, и отклоняются на юго-запад вдоль
восточного побережья Новой Земли. Эти воды образуют квазистационарный
синоптический циклонический круговорот, расположенный между полуостровом
Ямал и Новой Землей.
Интенсивность этого круговорота зависит от времени года. Зимой, в период
слабых ветров и малого речного стока (реки Обь и Енисей замерзают), его
интенсивность минимальна. Летом, в июне – июле, в низовьях этих рек половодье.
Объемы речного стока возрастают. В этот период интенсивность циклонического
круговорота в Карском море также увеличивается.
Более соленые и плотные атлантические воды, встречаясь с опресненными
Обь-Енисейскими, погружаются под них.
Гораздо большие массы атлантических вод северной ветви Шпицбергенского
течения проникают в Карское море на глубинах более 200м с севера между
архипелагами Земля Франца Иосифа и Северная Земля, а также с востока из моря
Лаптевых через проливы Вилькицкого и Шокальского.
Поверхностные воды Карского моря в южной части имеют соленость 7-10
промилле и температуру 5-8оС в самое теплое время года. С ростом глубины
соленость его вод быстро повышается. На глубине более 20м она уже превышает 30
промилле.
По мере продвижения на север и на запад соленость поверхностных вод
Карского моря возрастает до 32-34 промилле. В северной части Карского моря
постоянный галоклин расположен на глубинах 20-25м.
Температура воды в Карском море на глубинах более 20м всегда
отрицательна. В приповерхностном слое она летом повышается до +4,32оС на юге
(+2.7оС на севере).
Подобная термохалинная структура вод Карского моря обуславливает его
ледовый режим. Образование морских льдов здесь происходит с началом осени.
Так же как и в других опресненных водоемах, в Карском море при понижении
температуры воздуха на поверхности образуется прослойка более холодной и менее
плотной воды. Это препятствует ее перемешиванию с более глубокими слоями моря.
Понижение температуры в этой прослойке происходит весьма быстро вплоть
до ее превращения в лед.
Летом в Карском море встречаются медленно тающие морские льды и льды,
вынесенные речными водами. В отличие от морских льдов эти последние
практически не содержат солей.
Всю зиму и весну Карское море покрыто льдами. Среди них встречаются как
однолетние, так и многолетние льды (не растаявшие за короткое полярное лето).
Многолетние льды отличает пониженная соленость и увеличенная мощность.
Д17.4. Особенности водообмена Арктики с Тихим океаном.
Водообмен Северного Ледовитого и Тихого океана происходит через
мелководный и не очень широкий Берингов пролив. Он связывает Берингово море
Тихого океана и Чукотское море Северного Ледовитого океана.
Чукотское море расположено от острова Врангеля на западе до мыса Барроу
на востоке. Оно представляет собой обширный и мелководный водоем (его площадь582000 кв. км, а средняя глубина 86м).
Восточнее острова Врангеля в пределы Чукотского моря с севера входит
желоб с глубинами более 50м, который тянется сначала к побережью Чукотского
полуострова, а затем вдоль него на восток.
Севернее параллели 73о30`N дно Чукотского моря быстро понижается.
Воды Тихого океана, проникающие в Чукотское море через Берингов пролив,
образуют в нем теплое Тихоокеанское течение. Установлено, что годовой ход
интенсивности Тихоокеанского течения совпадает с изменением скорости
Трансарктического течения в глубоководной части Арктического бассейна.
Тихоокеанское течение от Берингова пролива направляется вдоль западного
побережья Аляски на север.
Севернее мыса Хоп это теплое и соленое течение разделяется на две ветви северо-восточную и северо-западную.
Северо-восточная ветвь продолжает движение к востоку вдоль побережья
Аляски, согревая его.
Северо-западная ветвь уходит на запад и севернее острова Врангеля
проникает в Восточно-Сибирское море. На пути к острову Врангеля от этого теплого
течения отделяются юго-западные ветви.
Вдоль берегов Чукотского полуострова из Восточно-Сибирского моря через
пролив Де Лонга на юго-восток движется холодное течение, частично входящее в
Берингов пролив. Основная масса этого течения в южной части Чукотского моря
поворачивает обратно и уходит на север, образуя поток параллельный северозападной ветви Тихоокеанского течения.
Взаимодействие юго-западных ветвей северо-западной ветви Тихоокеанского
течения с холодным течением Де Лонга приводит к образованию в западной части
Чукотского моря серии мезомасштабных циклонических круговоротов.
Благодаря проникновению Тихоокеанских вод летом Чукотское море
практически освобождается ото льдов. Льды в нем сохраняются только в проливе Де
Лонга и у северного побережья Чукотки.
Зимой Чукотское море полностью замерзает и через Берингов пролив можно
ходить пешком.
Температурный режим Чукотского моря весьма суров. На протяжении 7
месяцев в году температура его поверхности не превышает -1.5оС. В июне и
сентябре температура отрицательна, но близка к нулю.
Только в июле и августе температура воды у побережий достигает +3-5оС.
Лишь в юго-восточной части моря в районе Берингова пролива, в зоне
Тихоокеанского течения, температура воды может кратковременно повышаться до
+12-14оС.
На глубинах более 10м воды Чукотского моря (кроме его восточной части)
круглогодично имеют температуру близкую к нулю.
В северной части моря, принадлежащей к открытым и глубоким частям
Арктического бассейна, летом наблюдается трехслойная температурная
стратификация.
Верхний слой (до глубины 20м) ощущает влияние теплого Тихоокеанского
течения. Здесь температура вод поднимается до +2-3 оС.
Промежуточный слой (от 20 до 100м) содержит холодные арктические воды с
температурой -1.7 оС.
Глубже 100м располагается слой, в котором температура воды с глубиной
повышается, достигая на глубине 150м 0 оС. Это крайняя восточная граница зоны
влияния промежуточного теплого слоя, образуемого северной ветвью
Шпицбергенского течения.
Распределение солености в Чукотском море таково. Воды течения Де Лонга
(из Восточно-Сибирского моря) имеют в глубинной части соленость 31.7-32.6
промилле. К северу их соленость возрастает до 34.8 промилле. К югу (у берегов
Чукотки) летом их соленость снижается до 3-8 промилле, а зимой повышается до 2930 промилле.
В остальном море средняя соленость на поверхности 29-32.5 промилле. В
зонах распространения Тихоокеанских вод соленость поверхностного слоя
Чукотского моря повышена на 0.5 -1 промилле.
Зимой в период образования морских льдов вся поверхность моря несколько
осолоняется.
Контрольные вопросы
1. Какие факторы обуславливают крупномасштабную циркуляцию вод
Арктического бассейна.
2. Какие факторы обуславливают крупномасштабную циркуляцию вод
Тихого, Атлантического и Индийского океана.
3. Каковы особенности сезонной изменчивости поля скорости ветра в
восточном секторе Арктики.
4. Каковы особенности сезонной изменчивости поля скорости ветра над
Индийским океаном.
5. Каковы особенности сезонной изменчивости поля скорости ветра в
западном секторе Арктики.
6. Охарактеризуйте течение Гольфстрим.
7. Охарактеризуйте течение Куросио.
8. Охарактеризуйте Северо-Атлантическое течение.
9. Охарактеризуйте Северо-Тихоокеанское течение.
10. Охарактеризуйте Лабрадорское течение.
11. Охарактеризуйте Южно Пассатное течение Атлантики.
12. Охарактеризуйте Бенгельское течение.
13. Охарактеризуйте Бразильское течение.
14. Охарактеризуйте Перуанское течение.
15. Охарактеризуйте Сомалийское течение.
16. Охарактеризуйте течение Западных ветров.
17. Охарактеризуйте Трансарктическое течение и его сезонную изменчивость
в восточном секторе Арктики.
18. Охарактеризуйте сезонную изменчивость Трансарктического течения и
его южных ветвей в западном секторе Арктики.
19. Охарактеризуйте сезонную изменчивость дрейфа арктических льдов.
20. Чем вызвано существование годовой и полугодовой периодичности
интенсивности Трансарктического течения.
21. Почему зональная составляющая средней скорости Трансарктического
течения максимальна летом, а расход его южных ветвей - зимой.
22. Охарактеризуйте поверхностную циркуляцию вод Баренцева моря.
23. Охарактеризуйте поверхностную циркуляцию вод Средиземного моря.
24. Охарактеризуйте поверхностную циркуляцию вод Черного моря.
25. Охарактеризуйте
Нордкапское
течение
и
особенности
его
распространения в Баренцевом море.
26. Охарактеризуйте синоптические круговороты в Баренцевом море.
27. Охарактеризуйте синоптические вихри в Черном море.
28. Охарактеризуйте синоптические вихри в системе Гольфстрим.
29. Охарактеризуйте синоптические вихри в системе Куросио.
30. Охарактеризуйте Норвежское течение и его северную ветвь.
31. Охарактеризуйте Шпицбергенское течение и его ветви, проникающие в
Баренцево море.
32. Охарактеризуйте
Тихоокеанское
течение
и
особенности
его
распространения в Чукотском море.
33. Охарактеризуйте течение из пролива Де- Лонга и его распространение в
Чукотском море.
34. Охарактеризуйте поверхностную циркуляцию вод Карского моря.
35. Охарактеризуйте поверхностную циркуляцию вод Тихого океана.
36. Охарактеризуйте поверхностную циркуляцию вод Северной Атлантики.
37. Охарактеризуйте поверхностную циркуляцию вод Южной Атлантики.
38. Охарактеризуйте поверхностную циркуляцию вод Индийского океана в
зимние месяцы.
39. Охарактеризуйте поверхностную циркуляцию вод Индийского океана в
летние месяцы.
40. Охарактеризуйте синоптический циклонический круговорот в Карском
море.
41. Почему Карское море у восточного берега Новой Земли практически
всегда покрыто льдом, а Берингово у ее западного берега всегда свободно
ото льда.
42. Почему при прочих равных условиях Обь-Енисейские воды в Карском
море замерзают быстрее, чем атлантические воды в Баренцевом.
43. Как глобальное потепление климата в Арктике повлияет на сезонную
изменчивость Трансарктического течения.
44. Перечислите факторы, влияющие на уровень моря.
45. Охарактеризуйте изменения уровня Мирового океана в прошлом.
Рекомендованная литература
1. Иванов А. Введение в океанографию / А.Иванов; пер. с французского
Е.А.Плахина, Е.М.Шифриной; Под ред. Очаковского Ю.Е., Шифрина К.С.
– М. : Мир, 1978. – 574 с.
Холопцев А. В. Феноменология течений //Севастополь. – СНУЯЭиП. 2004 г.-
2.
236с.
3. Каплин
П.А.
Типы
изменений
уровня
океана
/
П.А.Каплин
//
Геоморфология. – 1986. – № 3. – С.16-23.
.
СОДЕРЖАНИЕ
ВВЕДЕНИЕ
Часть 1. ОСНОВЫ МЕТЕОРОЛОГИИ
2
11
Л1.Происхождение и состав атмосферы.
11
С1. История метеорологии.
22
Л2. Тепловой режим атмосферы.
28
С2. Основы актинометрии.
40
Л3. Атмосферное давление и организм человека.
51
С3. Барические образования и погода в них.
56
С4. Метеорологические элементы, характеризующие состояние атмосферы. 68
Л4. Ветер. Планетарное поле ветра. Пассаты, Зюйдвесты, Муссоны.
86
Л5. Местные ветры. Наблюдение за ветром на судне.
93
Л6. Водяной пар в атмосфере.
108
Л7. Вода и лед в атмосфере.
130
Л8. Туманы и облака.
146
С8. Особенности туманов и облаков.
164
Л9. Атмосферные осадки.
181
Л10. Тропические циклоны и Эль-Ниньо.
192
С10. Грозы.
212
Часть 2. ОСНОВЫ ОКЕАНОГРАФИИ
227
Л11. Мировой океан и его компоненты.
227
Л12. Характеристики и состав вод Мирового океана.
267
Л13. Волны в Мировом океане.
282
С13. Изменения уровня поверхности водных объектов и их факторы.
293
Л14. Течения в Мировом океане.
297
С14. Основные поверхностные течения Северной Атлантики
Л15. Льды в Мировом океане.
С15. Поверхногстные течения тропической зоны и Южной Атлантики.
309
332
338
Л16. Организация метеорологического обслуживания судоходства.
350
С16. Основные поверхностные течения Тихого океана
354
Л17. Морское метеоролоогическое обслуживание для открытого моря
373
С17. Основные поверхностные течения Индийского океана
379
Д17. Осногвные поверхностные течения Северного Ледовитого океана
391
Содержание
405