С. И. Кан

Океан и атмосфера

АКАДЕМИЯ НАУК СССР

Ответственный редактор доктор географических наук Л. Л. Аксенов

Океан

Открытие и изучение океанов

Большую часть нашей планеты занимают моря и океаны. Их площадь составляет 361 млн. км^2, т. е. 71 % от поверхности всего Земного шара (510 млн. км^2). Кроме того, Мировой океан — это непрерывное водное пространство, в то время как суша представляет собой отдельные массивы, как бы острова в безбрежной массе океана.

Самые протяженные участки суши располагаются в северном полушарии, а воды — в южном. Более всего выдвинута в Северный Ледовитый океан северная оконечность Гренландии — до 84° с. ш., а далее этой точки водная поверхность неразрывна. Постепенно к югу поверхность суши все более сужается и на 35°—50° ю. ш. выклинивается лишь мысами на юге Южной Америки, Африки и Австралии. У мыса Горн, на 55°59′ ю. ш., суша исчезает. Здесь океан охватывает Землю сплошным кольцом, встречаются лишь небольшие острова. Однако с 68° ю. ш. суша появляется вновь — это Антарктида.

Следовательно, у Северного полюса планеты расположен обширный и глубокий (до 5 тыс. м) океан, а у Южного — обширный и высокий (более 5 тыс. м) материк.

Неровность земной поверхности обусловила распределение суши и океана, хотя эти неровности и незначительны по отношению к общим размерам Земли. Повышенные части земной коры образовали материки, а пониженные (тоже, впрочем, выпуклые, как и общая поверхность материков) заполнены водами океанов.

В целом Мировой океан не имеет естественного деления, но все же материки разбивают его на три большие части. Полагают, что первым был открыт Индийский океан. Это название появилось на карте в 1555 г., ранее океан именовали Восточным. Был и Западный, но с 1507 г. он становится известен как Атлантический. Мореплаватель Магеллан первым пересек Тихий океан, также имевший другое название. Первый европеец, обозревший океан с возвышенных берегов Мексики, назвал его Великим. Однако Магеллан решил, что «Тихий» ему больше подходит, ибо за время его длительного плавания, океанские воды были удивительно спокойны. Очень долго существовали оба названия, пока не стало принятым Магелланово — «Тихий океан».

Потребовалось несколько столетий, чтобы окончательно установить и границы океанов. В 1845 г. Королевское географическое общество в Лондоне определило, что на Земном шаре — пять океанов: два Полярных, Тихий, Индийский и Атлантический. В соответствии с их очертаниями были зафиксированы границы, сохранявшиеся до начала XX столетия. Между тем изучение океанов углублялось, открывались и исследовались все новые его свойства, пришло время разделения Мирового океана с учетом его физико-географических особенностей: систем океанических и воздушных течений, приливов, горизонтального и вертикального распределения температуры и солености и др. В результате Мировой океан оказался поделенным на три океана: Индийский, Атлантический и Тихий. Такой принцип был более научным и менее формальным.

В настоящее время принято считать, что Мировой океан состоит из Тихого, Атлантического, Индийского и Северного Ледовитого, хотя последний по своим физико-географическим свойствам является внутренним морем Атлантического океана. Многие ученые предлагают восстановить пятый, Южный океан, утративший свою официальную самостоятельность в 30-х годах текущего столетия.

Океаны, вдаваясь в той или иной степени в глубь суши, приобретают особые гидрометеорологические отличия — это части, отгороженные от остальной океанической массы островами или подводными возвышенностями. Так определяются моря. Пока нет общепринятой их классификации. Разделяют моря по ряду признаков: расположению, степени удаленности от океана, особенностям режима, происхождению, форме. В работах Ю. М. Шокальского описываются и средиземные (междуматериковые и внутриматериковые) и окраинные моря, окаймляющие материки.

Размеры и глубины океанов следующие (табл. 1).

Как видим, половину всего Мирового океана занимает Тихий. Ему же принадлежит и самое большое море — Коралловое, площадь которого 4068 тыс. км^2, а объем — 11,5 тыс. км^3. Здесь же отмечен и предел глубины для морей — 9174 м. Из морей, омывающих нашу страну, самое большое — Берингово. Знание точных размеров морей и океанов очень важно не только для физической географии в целом; суша и вода по своим физическим свойствам различаются чрезвычайно сильно, поэтому и влияние их на атмосферу и климат велико и разнообразно.

Таблица 1

Океан

Площадь, тыс. км^2

% от Мирового океана

Объем, тыс. км^3

Глубина, м

средняя

наибольшая

Тихий

178 684

50

723 699

4 028

11 022

Атлантический

91 655

25

337 607

3 926

8 742

Индийский

76 174

21

291 945

3 897

7 209

Северный Ледовитый

14 699

4

17 072

1 205

5 527

Мировой

361 212

100

1 370 323

3 795

11 022

Указанный принцип деления Мирового океана не единственный. Вдаваясь в сушу, океан или море образуют залив, границы которого обычно условны. Заливы имеют различную форму и, в зависимости от происхождения и других характеристик, называются фиордами, лиманами, лагунами, бухтами, губами. Относительно узкие части океана или моря, простирающиеся между участками суши и соединяющие два смежных водоема, представляют собой проливы. Они обладают особым гидрологическим режимом, обусловленным их размером, водообменом и особенностями водоемов, которые они соединяют. Впервые проливы обстоятельно и детально изучены, а также научно классифицированы в книге советского океанолога Н. Н. Зубова «Учение о проливах Мирового океана».

Накопление знаний об океане шло постепенно. «Драгоценнейший дар человеческой мысли, — писал Ю. М. Шокальский, — пытливо относиться ко всему окружающему — с первых времен умственного развития людей заставлял их интересоваться всем окружающим»[1].

Рассмотрим кратко историю изучения океанов. Первые сведения о них были добыты финикийцами еще в III тысячелетии до н. э. Колонии финикийцев, занимавшихся мореходством и торговлей, простирались далеко на запад, по берегам Средиземного моря. Свои плавания они совершали также к берегам Красного моря, Персидского залива, по Индийскому и Атлантическому океанам. Существует сказание о путешествии финикийцев вокруг Африки, но было ли оно на самом деле — неизвестно. Достоверно лишь, что вдоль западного берега Африки они доходили до 7°—8° с. ш.

Египтяне, греки, китайцы и другие народы, населявшие земли Тихого океана, были знакомы с такими явлениями, как приливы, течения. Высказывались убедительные предположения и о единстве океана, о сферичности Земли. В V в. до н. э. в Греции уже существовала географическая карта. Упоминания о ней встречаются в комедиях Аристофана. В труде греческого философа Эудокса (IV в. до н. э.) содержалось совершенно правильное утверждение, что населенная часть Земли в 2 раза длиннее по параллели, чем по меридиану.

Аристотель (IV в. до н. э.) определил развитие науки на многие сотни лет вперед. В его труде «Метеорология» в главе, посвященной океану, говорилось о распределении суши и моря, о неразрывном кольце океана в средних широтах. Последнее означало, что берега Индии и Испании разделяет лишь океан (это заключение и послужило основой для плавания Колумба). Аристотель указал на различия глубин Средиземного, Азовского, Черного и Эгейского морей. Он писал также о течениях в Босфоре, Дарданеллах и Керченском проливе. Дициарх, ученик Аристотеля и автор многих географических трудов, изобрел первую картографическую сетку.

Ученый Древней Греции Страбон (I в. н. э.), как и Аристотель, считал Мировой океан единым. Он полагал, что поверхность Земли в прошлом менялась — на месте теперешних материков могло быть море, и наоборот.

Римский ученый Сенека (I в. н. э) составил верное представление о балансе влаги на планете — испарение с океанов компенсируется водой, которую они получают от рек и дождей. Отсюда последовал вывод о постоянстве солености вод океана, не утративший справедливости и по сей день.

Результаты длительных наблюдений были обобщены во II в. н. э. Птолемеем в капитальном труде «География». Его географическая карта (около 8 тыс. названий) включала все, что было известно в ту пору в пределах от Атлантического океана до Индокитая, и содержала много новых данных. Птолемей отрицал единство Мирового океана. Он полагал, что суша, охватывая океаны, делит их на самостоятельные моря. Так, на его карте возник отделенный от Атлантического Индийский океан — их якобы разделяла вытянутая южная часть Африки, «поворачивающая» с 20° ю. ш. на восток и по южной границе Индийского океана соединенная с Китаем. Эта ошибочная точка зрения продержалась до XV столетия.

После падения Римской империи в V в. развитие наук существенно замедлилось. Однако в мореплавании были достигнуты очень большие успехи, благодаря появлению компаса. Удалось более точно картировать морские побережья; правда, обозначение Индийского океана как замкнутой акватории повторялось. Лишь карта 1311 г. вышла с коррективами — берега Африки уже не огибают Индийский океан.

Новый расцвет в развитии океанографии приходится на конец XV — начало XVI в., он связан с великими географическими открытиями. В 1486 г. португальцы обогнули Африку с юга, а южную ее оконечность, открытую на обратном пути, назвали мысом Бурь. Король Португалии переименовал его в мыс Доброй Надежды, предвидя, что в недалеком будущем через него пройдет новый путь в Азию. Это название сохранилось до наших дней. Так идея о возможности обойти на судах Африку, которая появилась еще в IV в. до н. э., воплотилась лишь через 2 тыс. лет.

Развитие торговли заставляло европейцев искать свободный морской путь на восток, в Азию. И в конце XV столетия появился человек, который был подготовлен к выполнению такой задачи. Это был X. Колумб родом из Генуи. Плавая с юношеских лет в Исландию, Гвинейский залив, он становился смелым, наблюдательным и опытным моряком. Предполагалось, что, идя на запад от берегов Европы, можно достигнуть Азии — о существовании материка, названного потом Америкой, ведь еще никто не знал.

3 августа 1492 г. три каравеллы Колумба вышли в Атлантический океан, держа курс на запад. В пути Колумб произвел первые наблюдения над течением в открытом океане, открыл Северное пассатное течение, Саргассово море, впервые обнаружил склонение магнитной стрелки компаса. Через 70 дней после выхода из Испании — 12 октября 1492 г. — была открыта первая земля. Посетив затем Кубу и Гаити, Колумб повернул обратно в Испанию через Азорские острова.

Другой итальянец, Дж. Кабот, живший в Англии, также предпринял путешествие с целью достичь Китая. Он вышел из Бристоля весной 1497 г., открыл Ньюфаундленд, Лабрадор (вторично после норманнов) и холодное Лабрадорское течение. Впервые на основе уже имевшихся сведений он воспользовался течением Гольфстрим, что позволило значительно ускорить плавание.

Первое кругосветное плавание португальца Ф. Магеллана (1519–1521 гг.) полностью решило проблему единства Мирового океана и дало возможность определить соотношение размеров суши и океанов на Земле. Дело в том, что великие открытия и завоевания новых земель в Америке не приблизили испанцев к цели — открытию морского пути в Индию и к Зондским островам. Мешала также невозможность пройти в Тихий океан через Панамский перешеек. Поэтому Испания охотно согласилась санкционировать экспедицию опытного моряка Магеллана.

20 сентября 1519 г. во главе эскадры из пяти судов он вышел из порта Сан-Лукар. Путь Магеллана был значительно длиннее, чем он предполагал, из-за ошибки в определении географической долготы. В этом не было ничего удивительного — географическую долготу тогда не умели определять. Впервые в истории океанографии Магеллан попытался измерить глубину океана, но лот не достал дна, и мореплаватель решил, что его судно находится над самой глубокой частью океана. Заслуга Магеллана велика — он открыл и пересек самый большой океан планеты, равный трети ее поверхности.

Таким образом, всего за 35 лет было открыто больше половины земной поверхности. Это время было справедливо названо эпохой Великих географических открытий.

В XVI–XVIII вв. многочисленные плавания охватили различные районы Мирового океана. Голландец А. Тасман впервые обогнул с юга Австралию и открыл в 1642 г. берег Новой Зеландии.

Пройдя вдоль берегов Сибири, русские обследовали весь Северо-Восток Азии. В 1648 г, казак С. Дежнев впервые достиг ее восточной оконечности и доказал, что она отделяется от Америки проливом. Он открыл также северо-восточный берег Камчатки и мыс, вначале названный Восточным. В 1898 г. по представлению Русского географического общества он стал именоваться мысом Дежнева. Следует заметить, что открытие Дежневым пролива между Азией и Америкой было впоследствии забыто. А в 1728 г. Витус Беринг вновь прошел этим проливом, и с тех пор он носит имя этого отважного морехода.

Значительное место в истории занимает географическое предприятие россиян — Великая Северная экспедиция, продолжавшаяся с 1732 по 1743 г. Это было первое обследование всего северного берега Европы и Азин — от Белого моря до реки Колымы. Вплоть до начала XX столетия собранные экспедицией материалы во многом оставались уникальными.

В 1768–1779 гг. англичанин Дж. Кук предпринял три экспедиции в Тихий океан, обследовав его от Антарктики до Чукотского моря в Арктике. За столетие после плаваний Кука было проведено 75 научных морских экспедиций, из них 25 кругосветных. Все они приносили новые данные о физических свойствах вод океанов, об их движении.

Среди кругосветных плаваний необходимо отметить походы И. Ф. Крузенштерна и Ю. Ф. Лисянского на кораблях «Нева» и «Надежда» в 1803–1806 гг. На этих судах велись глубоководные океанографические наблюдения — определялись течения, температура, колебания уровня. В 1819–1821 гг. Ф. Ф. Беллингсгаузен и М. П. Лазарев, совершив беспримерное плавание на шлюпах «Восток» и «Мирный», открыли Антарктиду. Они изучали физико-химические свойства антарктических льдов, составили их классификацию. Именами шлюпов названы первые советские станции на самом южном, ледовом материке планеты.

Капитан-лейтенант О. Коцебу в 1823–1826 гг. на военном шлюпе «Предприятие» совершил кругосветное путешествие. В нем участвовал известный физик Э. Ленц, сконструировавший первый батометр. С помощью этого прибора удалось взять пробы воды и определить ее температуру до глубины почти 2 тыс. м. Таким образом были получены первые точные данные о вертикальном распределении температуры и солености в разных точках океана. Заметим, что, по подсчетам Ю. М. Шокальского, из 522 глубоководных наблюдений, проведенных до 1869 г. судами всех стран мира, более 20 % приходилось на долю русских моряков.

XVIII–XIX века — время первых больших обобщений, организации специальных океанографических экспедиций, становления новых методов исследований. Крупный вклад в развитие океанографии внесли работы И. Ньютона, П. Лапласа, Ж. Лагранжа и других великих ученых. И. Ньютону принадлежит первое теоретическое объяснение приливов. Впоследствии оно было развито П. Бернулли, П. Лапласом и Дж. Эри.

Занимала ученых и проблема океанических течении. Для их изучения особенно много сделал лейтенант американского флота М. Мори, названный его современниками «следопытом морей». Опираясь на записи в судовых журналах, Мори собрал и обработал огромный материал наблюдении, который лег в основу книги «Физическая география моря». В ней впервые помещена составленная им карта течений. Большой заслугой Мори является и то, что он стал родоначальником морской метеорологии, наметил пути совместного изучения океана и атмосферы для развития мореплавания. По инициативе Мори в 1853 г. в Брюсселе была созвана Международная морская конференция, на которой было решено установить для флотов всего мира однородную систему производства судовых наблюдений и их запись.

При всей значительности попутных наблюдений в последней трети прошлого столетня назрела необходимость в специальных экспедициях, имеющих целью сбор материала для комплексного изучения океана. В 1868 г. Лондонское королевское общество предприняло несколько небольших океанографических плаваний, в задачу которых входили отработка методики исследований, усовершенствование приборов. По существу, это была подготовка к большой кругосветной экспедиции, снаряженной по инициативе английских ученых.

21 декабря 1872 г. деревянный корвет «Челленджер» вышел из Портсмута (Англия) и вернулся в порт лишь через три с половиной года — 24 мая 1876 г. За это время он прошел почти 69 тыс. морских миль и сделал 362 морские глубоководные станции, на которых наблюдались: глубина, грунт, температуры, течения, флора и фауна. Ежечасно проводились метеорологические наблюдения. Материалов, собранных экспедицией, было так много, что на их обработку ушло 20 лет. Только к 1895 г. было закончено издание всех 50 книг. Океанологии посвящено восемь больших томов (более 2 тыс. рисунков и чертежей).

В них включены впервые составленные ежемесячные карты атмосферного давления. Значение экспедиции для океанографии огромно.

Все последующие экспедиции включали в свои программы исследования, проводившиеся на «Челленджере».

Американской экспедиции на «Тускароре» удалось открыть огромные глубины вдоль окраин Алеутских и Курильских островов — до 8490 м. Со временем эти данные были дополнены и уточнены (они оказались еще большими).

В конце XIX в. изучались и полярные районы. Особенно выделяется знаменитое плавание по Северному Ледовитому океану Ф. Нансена на «Фраме» в 1894–1896 гг. Научный результат этой экспедиции огромен — были изучены и верно описаны океанографические условия бассейна Ледовитого океана. Много исследований проводилось и в водах Антарктики. К концу XIX в. число экспедиций в Южном полярном бассейне достигло полутора десятков. Таким образом, был собран материал обо всем Мировом океане.

Первым трудом, посвященным непосредственно океану, была «Океанография» итальянского ученого Марсильи, изданная в 1725 г. В ней сообщалось о составе грунтов океана, рельефе дна (полагая его аналогичным суше), составе солей и удельном весе морских вод.

Большой вклад в развитие океанографии внес М. В. Ломоносов. По его замыслу был сконструирован измеритель течений. В 1761 г. Ломоносов составил классификацию морских льдов, а двумя годами позже — описание Северного Ледовитого океана. Он научно обосновал идею о возможности прохода в Индию и Китай Северным морским путем.

Труды Ломоносова продолжил Ф. П. Литке. Он описал западное побережье Новой Земли, Баренцево и Белое моря. Особенно же значителен вклад в океанологию знаменитого флотоводца и ученого С. О. Макарова. В 1886–1889 гг. русский корвет «Витязь», которым командовал Макаров (в ту пору еще капитан 1-го ранга), совершил кругосветное плавание. И хотя перед экспедицией не стояло прямых научных целей, она вела очень большие океанографические наблюдения в Тихом океане, а затем в Японском, Охотском и Желтом морях. Все эти данные описаны в замечательной книге «„Витязь“ и Тихий океан» (1894).

Макарова интересовало изучение морских вод еще до плавания на «Витязе». В проливе Босфор он обнаружил глубинное течение. Здесь было выполнено более четырех тысяч наблюдений над температурой и удельным весом воды и около тысячи измерений течений — невиданный по тому времени объем работы, позволивший получить важные, до сих пор не утратившие своего значения выводы.

В 1889 г. по инициативе Макарова был построен ледокол «Ермак», равного которому в то время не было (машина в 10 тыс. сил, водоизмещение 6 тыс. т). Первое испытательное плавание ледокола совершалось к западу от Шпицбергена до полярных льдов. При этом Макаров произвел интересные океанографические работы, описанные в его труде «„Ермак“ во льдах» (1901).

В 1902 г. был создан специальный Международный совет по изучению морей, который способствовал развитию морских исследований. Создание совета было подготовлено Международным географическим конгрессом, проходившим в Берлине в 1889 г. В работе конгресса приняли участие многие страны: Бельгия, Великобритания, Германия, Дания, Нидерланды, Норвегия, Россия, Швеция и Соединенные Штаты. Совет просуществовал 10 лет и успел сделать очень много в области океанографии как пауки. В то же время основной целью совета было изучение морских промыслов и их охрана от хищнического истребления. Все полученные материалы быстро обрабатывались и издавались не позднее, чем через год. Организованное советом наблюдение вдоль постоянных линий (разрезов), повторяемое регулярно 4 раза в год, дало возможность обнаружить большие изменения океанографических характеристик от года к году. Таким образом, постоянный центр сделал большой шаг в исследовании морей, разработке методов, создании приборов.

В 1918 г. в Советском Союзе был создан Комитет для исследований по гидрологии, метеорологии и геологии. Через четыре года этот комитет был преобразован в Центральное гидрометеорологическое бюро, задачей которого стало изучение прибрежных зон морей (с устьями рек) и руководство гидрометеорологической сетью.

За подписью В. И. Ленина 10 марта 1921 г. был издан проект постановления об учреждении Плавучего морского института. Ему надлежало планомерно изучать советские моря, побережья, острова. Впоследствии этот институт реорганизовали, и с 1933 г. он существует как Всесоюзный научно-исследовательский институт рыбного хозяйства и океанографии (ВНИРО). Одновременно с Плавмормином появились: Институт Севера (затем Арктический и ныне Арктики и Антарктики) и морской отдел в Государственном гидрологическом институте. Создаются местные научно-исследовательские обсерватории в системе Гидрометеорологической службы и Военно-Морского Флота, институты и станции рыбного хозяйства. Работу прибрежных морских станций дополняли многочисленные экспедиции, а затем родилось могучее средство наблюдений — ледовая авиаразведка.

Со знаменитой станции «Северный полюс-1» (1937–1938 гг.) началось планомерное освоение этого сурового района, прерванное на несколько лет войной.

В послевоенное время все большее развитие стали получать специальные океанские экспедиции, организуемые Институтом океанологии АН СССР, Морским гидрофизическим институтом и Гидрометеослужбой СССР. Исследования проводились на судах «Витязь», «Михаил Ломоносов», кораблях погоды — «А. И. Воейков», «Ю. М. Шокальский». В 1966–1969 гг. вступили в строй флагман научно-исследовательского флота Академии наук СССР «Академик Курчатов», суда Гидрометеорологической службы «Профессор Визе», «Профессор Зубов» и др.

Во всех экспедициях тех лет применялась единая методика наблюдений и их обработка. Особенно широко развилось международное сотрудничество, многие экспедиции стали проводиться совместно разными странами. Так было во время Международного геофизического года (МГГ) в 1957–1958 гг., Международного геофизического сотрудничества (МГС) в 1959–1962 гг. и позднее. С 1958 г. начаты обширные советские экспедиции в районы Антарктики, проводимые также в порядке международного сотрудничества. Интенсивно изучаются внутренние и окраинные моря, омывающие берега нашей страны.

Какова же реальная цель многочисленных дорогостоящих, трудоемких, а зачастую и небезопасных экспедиций? Развитие океанологии, как и всякой науки, определяется постоянно растущими запросами хозяйственной и культурной жизни человечества. С глубокой древности изучение океана было связано с промыслом рыбы и морского зверя. Все явления, наблюдаемые в океане, важны для мореплавателя, но есть среди них и такие, которые привлекают особое внимание. Это прежде всего волнение на поверхности моря, колебания уровня, течения и ледовые условия. Сильное волнение не только усложняет плавание, приносит повреждения, но может стать и причиной гибели судна. Поэтому необходимо точно знать фактические и ожидаемые условия волнения. В настоящее время широко внедрено плавание так называемыми рекомендованными курсами, передаваемыми из центральных учреждений Гидрометеослужбы судам, находящимся в океане.

В прибрежной зоне суда находятся в большой зависимости от приливов, достигающих в отдельных пунктах предельных величин (12–19 м). Такие крупнейшие порты мира, как Бордо, Гамбург и Ливерцуль, могут принимать большие суда только во время прилива. Морские течения с давних времен учитываются в морской навигации. И даже современные огромные суда не могут не принимать их в расчет: встречные течения замедляют ход судна, попутные — увеличивают скорость его движения.

В замерзающих морях (а в нашей стране на всех морях, даже на теплом Черном, бывает лед) исключительно важно знать ледовую обстановку, и не только текущую, но и ожидаемую на маршруте судов. Так, в некоторых случаях можно обойтись без ледокола, а иногда он необходим. Исключительно тяжелые ледовые условия бывают во всех арктических морях. Покрываются льдом и дальневосточные моря, северная треть Каспия, в отдельные зимы — даже Азовское море.

Обычно меньше внимания уделяется учету такого элемента гидрологического режима, как плотность морской воды. Но знание сезонных распределений плотности помогает решать вопрос об изменении загрузки судов — ее увеличении или уменьшении. И это, казалось бы, не такое уж значительное обстоятельство, дает в итоге огромный экономический эффект.

Особенно важно знать и изменение во времени гидрологических условий — в первую очередь температуры, солености, содержания газов (в особенности кислорода) — для промысла рыбы. Известно, что в некоторых районах океана существует подъем глубинных вод на поверхность (принято английское название «апвеллинг»). Такие места замечены у берегов Южной Америки и Африки и в открытом океане, в районах встречи вод с различными свойствами (фронтов). При апвеллинге лежащие выше слои воды обогащаются питательными солями, поэтому здесь бурно развивается биологическая жизнь. Определить эти места, объяснить сущность явления и даже попытаться предсказать его — одна из задач современной океанологии.

Распределение рыбных и других промысловых богатств в океане неравномерно — есть богатые «пастбища», есть зоны, подобные бесплодным пустыням. В целом же биологические ресурсы океана далеко не безграничны и в ряде случаев в современных условиях значительно истощены. Вот почему во всем мире принимаются меры для сбережения этого великого богатства, в значительной степени обеспечивающего население Земли животным белком. Но население растет, и уже остро встал вопрос не только об увеличении промысла рыбы и морского зверя, но и других органических веществ, — таких, как протеин.

В то же время вдоль берегов океанов и морей все более развивается строительство различных сооружений: портов, причалов и т. д. При их проектировании и возведении совершенно необходимо знать гидрометеорологические характеристики: колебания уровня, волнения, течения, льды, химический состав вод, биологическую активность (связанную с обрастанием моллюсками и пагубной деятельностью древоточцев), подверженность явлению тягуна, цунами и др. Для нефтяных морских сооружений, покоящихся на металлических сваях, необходим учет возможной коррозии. Здесь бывает опасен подход плавучих льдов, высокие волны.

Можно подумать, что развитие техники уменьшает роль океанологии. В действительности дело обстоит как раз наоборот — значение ее возрастает буквально с каждым годом. Экономика большинства стран, в том числе и тех, которые не имеют прямого выхода в океаны и моря, так или иначе связана с их использованием. Это — дешевые пути сообщения, источник рыбных и минеральных (нефти, алмазов, золота и т. д.) богатств. Из самой воды извлекаются поваренная соль, магний, бром. В целом элементы всей таблицы Менделеева заключены в океане.

Гигантская энергия океанов еще только начинает использоваться. Мощная электростанция Сен-Мало во Франции, советская станция на Белом море и др. основаны на действии приливов. Впереди перспектива освоения многих гигантских энергетических ресурсов океана: морского волнения, течений, тепловой энергии. Можно предположить с достаточным на то основанием, что когда энергетические возможности суши исчерпаются, ее место займет океан.

Итак, в сферу практических интересов человечества в океане входят источники питания, минеральное сырье, энергия, пути сообщения между материками, островами, государствами.

Назревает и новая проблема — улучшение климата отдельных районов Земли. Без использования Мирового океана эту проблему решить нельзя. Сюда относятся проекты использования тепла океанических течений, растапливания полярных льдов и др. Не исключено также, что сам человек, который в какой-то форме вышел из моря, вернется в него на новом, высшем уровне. Но это пока больше относится к области фантастики, которая часто превращается в реальность быстрее, чем можно ожидать.

Мировой океан заметно влияет на состояние атмосферы (это взаимное влияние — весьма важный и сложный вопрос, к которому мы еще вернемся). Изучение теплосодержания морей, взаимодействия океана и атмосферы — один из путей улучшения долгосрочных прогнозов погоды.

Одновременно с увеличением значения Мирового океана возрастает роль океанологии и ее практических рекомендаций. Методологически океанология развивается в трех связанных между собой направлениях: теоретическом, экспериментальном (моделирование) и непосредственные наблюдения в природе. Каждый из них перспективен. В ряде разделов (например, изучение приливов и морского волнения) теория достигла определенных результатов. Достаточно точно можно рассчитать колебания уровня моря и элементы волн. Ведутся исследования в области исключительно сложных проблем: непериодических течений, глубинной циркуляции, термики моря.

Автоматизация наблюдений и механизация их обработки, внедряющиеся в последние десятилетия, — крупный шаг в развитии натурных наблюдений. Основная идея современного развития океанологии — организация сети стационарных станций в открытых частях океанов и морей для сбора возможно более полной информации.

В настоящее время объем этой информации столь огромен, что встал вопрос о том, как успеть ее обработать, проанализировать, сформулировать выводы.

Что понимается под стационарной сетью станций? Это — прежде всего «корабли погоды», которым надлежит находиться в заданном районе океана и проводить обширный комплекс океанологических и метеорологических наблюдений непрерывно в течение нескольких лет; заякоренные буйковые станции (без человека), передающие информацию с моря, судов, самолетов и искусственных спутников Земли на берег; станции, медленно дрейфующие во льдах или в районах океанов с замкнутой циркуляцией. К этим источникам прибавляются давно ведущиеся прибрежные и островные наблюдения на суше и попутные наблюдения судов, курсирующих в океанах и морях. Вся эта гигантская информация, обобщенная, картированная, сведенная в таблицы, является основой для получения режимных характеристик и развития научно-исследовательских работ.

Однако для последних по-прежнему остается обязательным производство специальных тематических экспедиций, ставящих конкретные цели. И иногда для них нужны будут не огромные корабли науки, а суда среднего и малого тоннажа, соответствующие их относительно узким, но важным задачам. Особое место здесь принадлежит подводным кораблям и аппаратам, предназначенным для длительного пребывания человека под водой. Для составления наиболее полной и детальной характеристики элементов морского режима и их изменений во времени организуются наблюдения на так называемых полигонах — выбирается участок в океане и в его пределах расставляются суда и буйковые станции, ведущие строго синхронно однотипные наблюдения. Вопрос о том, как расставить эти наблюдательные точки (расстояния и форма сетки), далеко не прост, и различные варианты вызывают споры, имеют своих сторонников и противников. С одной стороны, не должны пропасть возможные интересные детали, и в то же время лишние наблюдения бесполезны. Результаты наблюдений на полигонах дают наиболее полную картину и позволяют обнаружить прежде неизвестные явления.

В последние годы в ключевых районах океана, оказывающих огромное влияние на погоду и климат всей планеты, организуются под флагом международного сотрудничества специальные экспедиции-эксперименты. Это — ТРОПЭКС (тропический эксперимент), ПОЛЭКС (полярный эксперимент). Советский Союз принимает в них активное участие.

Проблема взаимодействия океана и атмосферы, по которой раньше материалы собирались лишь попутно, также нуждается теперь в более общем организационном решении. Под девизом этой проблемы века (завершающегося и, вероятно, будущего) начаты обширные наблюдения.

Все физико-химические свойства воды, физические явления и процессы, происходящие в Мировом океане, изучает океанология или океанография. Более точно отражает сущность пауки первый термин (от греческого слова «логос» — наука), но «океанография» долгое время был более употребительным, возможно потому, что изучение океана начиналось с его открытия и описания («графо» — по-гречески пишу, описываю).

В современных условиях одна из главных задач океанологии — прогнозирование будущего состояния вод океанов и морей. Таким образом выделилась самостоятельная дисциплина — морские гидрологические прогнозы. Будущее состояние моря можно определить, только обнаружив причины, вызывающие данный процесс или явление, и установив, какие при этом возникнут изменения в гидросфере. Это — очень сложная, кропотливая работа, связанная одновременно с учетом многих факторов.

Широкое развитие в последние годы получили исследования полей некоторых геофизических элементов: гравитационного, магнитного, электрического. Возникли и самостоятельные области знания, прежде входившие в общую океанографию: морская геология, морская метеорология, гидробиология и морская геофизика.

Океанология опирается прежде всего на физические науки, исследующие общие законы динамики жидкостей, и также широко использует математический аппарат. Невозможно обойти и географию, являющуюся наукой о Земле в целом. Неудивительно поэтому, что в океанологической науке работают ученые различных направлений — только так, комплексно, может быть изучен Мировой океан, тайны которого еще до конца не раскрыты. Пользуясь выводами смежных наук, океанология в то же время питает их, дает возможность применять полученные знания.

Современное естествознание в качестве одной из главных своих проблем ставит выяснение происхождения и взаимного расположения океанов и материков на протяжение всей истории Земли. Здесь достигнуты определенные результаты — удалось установить границы (во времени) различных геологических эр (их пять) и периодов, составить шкалу абсолютного геологического времени.

Некоторые ученые предполагают, что первичный океан покрывал Землю равномерным слоем 4,8 млрд. лет назад, а материки возникли уже позднее. Этот слой воды был относительно тонок и пополнялся постепенно за счет конденсации водяного пара, исходящего из недр планеты по вулканическим трещинам. Вначале материки представляли собой лишь узкие зоны накопления сравнительно легкого силикатного материала — гряды островов и подводных хребтов. Позже, видимо, образовались системы архипелагов и островов и, наконец, материковые платформы.

История формирования поверхности Земли — цепь непрерывных изменений. На этот процесс влияли вулканические явления, ледники и др. Сначала в океане не было никакой жизни. Однако 2 млрд. лет назад на его поверхности появились простейшие организмы — водоросли. Осуществляя фотосинтез, древнейшие представители растительного мира полностью очистили атмосферу от углекислоты и обогатили ее кислородом. Так были подготовлены условия для обитания более сложных биологических организмов.

Очертания океанов, их размеры и глубины не были постоянны на протяжении истории планеты, и даже самый древний океан — Тихий — имел обширные участки суши в центре. До последнего времени менялись очертания Балтийского, Черного, Азовского и Каспийского морей. Уже на глазах современного поколения, в 30-е годы, в связи с падением уровня исчезли заливы Кайдак и Комсомолец на востоке северного Каспия.

Ложе океанов и морей

Долго не было известно, каков размер дна океана, на чем покоятся его воды. Древние мореплаватели оставили лишь сведения о промерах глубин вблизи берегов, которые производились для безопасности подхода к ним. Как мы уже знаем, первая попытка Магеллана измерить глубину в центре Тихого океана успеха не принесла. Опыты по измерению глубин возобновились лишь через 300 лет, но на первых порах они тоже были неудачны. Это объяснялось тем, что большие глубины нельзя было измерить тем простым способом, который использовался в мелких прибрежных водах. Англичанин Дж. Росс в экспедиции 1839–1841 гг. нашел способ усовершенствовать эти наблюдения, а в 1854 г. мичман американского флота Р. Брук предложил новый лот с лотлинем и трубкой, берущей образец грунта. Это изобретение (за ним закрепилось на долгие годы название «лот Брука») позволило сделать первые систематические измерения глубин, проложить телеграфные кабели по океанскому дну. На их основе лейтенант М. Мори составил карту рельефа дна северной части Атлантического океана. Заметим, кстати, что Мори, который был начальником Брука, считал, что последний использовал для конструкции своего лота идею Петра I. Тросовым лотлинем в последний раз работали на «Челленджере».

В то же время был предложен новый глубомер, тросовый лотлинь заменили проволочным (для этой цели сначала использовались фортепьянные струны, а потом начали изготовлять цинковую проволоку) — и техническая идея измерения глубин стала иной. Это изобретение, значительно облегчившее и уточнившее измерение глубин, принадлежало английскому физику У. Томсону (впоследствии барону Кельвину). Далее исследователи разных стран ввели в глубомеры много усовершенствований. В XX в. изобретен эхолот — глубина определяется с помощью звукового сигнала, отправляемого на дно и возвращающегося на судно. Скорость прохождения звука позволяет судить о глубине. Этот метод дал возможность сделать наблюдения массовыми и постоянными. Особенно быстрое развитие он получил в 50-е годы, после второй мировой войны.

Одновременно с уточнением и детализацией данных о рельефе океана удалось провести и совершенно новые наблюдения. Так, советской экспедицией Главсевморпути в 1948 г. был открыт хребет Ломоносова, пересекающий Северный Ледовитый океан от Новосибирских островов до Канады. «Витязь» в Тихом и Индийском океанах, а «Михаил Ломоносов» в Атлантическом обнаружили плосковершинные горы, многие глубоководные впадины, огромные подводные хребты. Именно «Витязю» принадлежит треть открытий всех глубоководных впадин Тихого океана. При составлении карты рельефа Тихого океана было использовало 300 тыс. промеров глубин, в то время как карта глубин всего Мирового океана в начале века основывалась менее чем на 18 тыс. промеров. В Советском Союзе на основе единой методики составлена и издана серия карт по самым современным и надежным данным.

Однако несмотря на большие достижения в изучении океана мы еще не можем сказать, что ложе его хорошо известно. В некоторых районах промерные галсы лежат далеко друг от друга, а что находится между ними, никто не знает. В первую очередь это относится к южной части Тихого океана. Изученность рельефа дна океана все еще сильно отстает от изученности рельефа суши, на которой пока не охвачены инструментальной съемкой только высокогорные области Азии и Америки, внутренние части материка Антарктиды.

Сравнивая рельеф суши и океана, установили, что средняя высота суши — 875 м, а глубина океана — 3795 м. На суше высоты до 1 тыс. м составляют 71 % ее поверхности, что равно 21 % от всего Земного шара. В океане же преобладают большие глубины 3–6 тыс. м — это 76 % площади океанов, или 54 % поверхности планеты. Высокие горы (более 4 тыс. м) и глубоководные океанические впадины (свыше 6 тыс. м), в общем, очень невелики по площади: горы занимают 0,5 %, а впадины около 1 % поверхности всей Земли. При изменениях уровня океана существенные перемены претерпит суша и малозаметные — сам океан. Подсчитано, что, если уровень океана повысится на 200 м, он зальет 32 % суши, а при понижении уровня на те же 200 м поверхность океана уменьшится только на 12 %.

Сравнение неровностей Земли с ее радиусом показывает, что первые относительно невелики. Так, расстояние по вертикали между высочайшим пиком — горой Джомолунгма (8848 м) и наибольшей глубиной океана (11 022 м) составляет 1:320 среднего радиуса Земли. Если бы Земля была гладкой, как бильярдный шар, ее поверхность полностью покрыл бы океан слоем в 2685 м. Уровень такого океана был бы на 245 м выше теперешнего.

Еще не так давно существовало неправильное убеждение, что морское дно — это более или менее ровная поверхность, во всяком случае более простая, чем поверхность суши. Теперь мы знаем, что дно океана изрезано, там есть протяженные горные цепи и отдельные горы, обширные равнины и узкие ущелья. Имеются районы со сравнительно стабильным рельефом и с сильно меняющимся. Последнее особенно заметно в районах активной вулканической деятельности, где глубины могут значительно изменяться, буквально мгновенно.

Дно Мирового океана подразделяют на следующие зоны: материковая отмель (шельф), материковый склон и ложе океана. Зоны отличаются друг от друга происхождением, закономерностями развития, глубинами и другими характеристиками, свойственными всем океанам. Шельф — прибрежная часть океана, как бы продолжение суши, она почти горизонтальна и простирается в среднем до глубин 200 м. Расстояние от внешнего края материковой отмели до ложа океана занимает наклонная поверхность — материковый склон. Он имеет довольно большие уклоны — до 20°—40°. Нижней границей материкового склона принято считать 2,5 км. Далее идет ложе океана.

Рельеф дна Атлантического океана был изучен раньше и лучше других. Исследования последних десятилетий резко продвинули наши знания о рельефе Северного Ледовитого, Индийского и Тихого океанов. Сложность и расчлененность их дна оказалась весьма значительной.

Если посмотреть на обычную географическую карту, легко заметить, что Атлантический океан напоминает по форме букву S. Любопытно, что эту же форму повторяет и рельеф дна, где с севера на юг, от Исландии до 42° ю. ш., простирается Срединный хребет, разделенный глубоководной впадиной на две части. По обе стороны от хребта лежат зоны террас и предгорных холмов, а затем глубокие (до 4–5 тыс. м) котловины. На дне Атлантического океана имеются и обширные плато.

Дно Северного Ледовитого океана замечательно протяженными хребтами, разделяющими его на отдельные котловины. В центральной его части расположены два хребта, носящие имена русских ученых Ломоносова и Менделеева. На материковом склоне есть подводные долины, а мелководье обнаруживает многие следы, говорящие о том, что суша здесь когда-то затоплялась морем.

Индийский океан разделяется Центральным Индийским хребтом на западную и восточную части. Ряд поперечных хребтов и поднятий дна расчленяет эти части на относительно более мелкие (котловины). У юго-западной оконечности Австралии — самые большие в мире уклоны дна материкового склона. В северо-западной части океана множество островов и коралловых рифов.

Рельеф дна Тихого океана характеризуется наиболее значительными глубинами, обилием плосковершинных гор, коралловых построек — погруженных в воды и возвышающихся над ними. К последним относятся атоллы, поражающие мореплавателей своей красотой. В южном полушарии с юго-запада на северо-восток, от Антарктиды до экватора, тянутся два хребта, разделяющие ложе Тихого океана на несколько обширных котловин. Более сложен рельеф дна северной части океана, с тремя большими котлованами. В одной из них, Северо-Восточной, находится ряд разломов — дно здесь сильно расчленено. В зоне разломов встречаются многочисленные подводные вулканы.

Знание рельефа дна нужно прежде всего судоводителям. На морских картах обычно подробно указываются отдельные скалы, мели, подводные каньоны и др. Для рыбного флота важны также характеристики морского дна: наличие камней, кораллов, скопления водорослей и др. Этими данными пользуются подводники, строители гидротехнических сооружений, горняки. Велико и научное значение сведений о рельефе дна, дающих возможность выяснить особенности движения морских вод, формирования их основных характеристик.

Чем выложено дно Мирового океана? На почти всей огромной площади дна океана из века в век происходит накопление морских отложений. Лишь на больших уклонах частицы грунта не задерживаются, их сносит водой. Частицы грунта разнообразны по размерам: от каменных глыб весом в несколько топи до мельчайших — в тысячные и даже миллионные доли миллиграмма. По форме они окатанные, например галька, или остроугольные. Происхождение грунтов различно — разрушение горных пород суши, органическое и др. Крупные частицы накапливаются вблизи берегов, мелкие — в удалении. Попадая в море с суши, частицы постепенно претерпевают изменения в минералогическом и химическом составе. В удаленных от берегов районах некоторых морей происходит на дне значительное накопление скелетов морских организмов — оно может даже превышать по количеству твердые частицы, принесенные с земли. В центральных частях океанов, а также в районах активной вулканической деятельности преобладают осадки из вулканических частиц.

Морские грунты имеют окраску от белой до почти черной и, как правило, без чистых тонов. Иногда цвета ярко выражены, и грунт тогда называют красной глиной, черным илом и т. д. Однако чаще всего приходится пользоваться такими определениями, как коричнево-серый или темно-серый. Грунты вулканического происхождения — темного цвета.

Грунты, состоящие преимущественно из обломочных пород, принесенных с суши, покрывают дно материковой отмели. В понижениях дна скапливаются более мелкие, на возвышенностях — более крупные породы. Замечена довольно отчетливая зависимость между рельефом дна и составом грунтов. Основная часть дна в Атлантическом океане на глубинах до 4 тыс. м покрыта илом и глинистым илом. В Индийском океане аналогичная картина — илы состоят из остатков глобигерин и мельчайших обломочных частиц. В Тихом океане на глубинах свыше 4 тыс. преобладает глубоководный глинистый ил, который за его буровато-коричневый цвет называют красной океанической глиной. Она образуется чрезвычайно медленно — около 0,1 см за 1 тыс. лет. Вдоль Антарктиды лежит полоса ледниково-морских отложений. Основная часть донных отложений в море занесена с суши. В морях донные отложения образуются значительно быстрее, чем в океане, — в 10, а иногда и в 100 раз.

Возможности для эксплуатации богатств со дна океана появились сравнительно недавно, в связи с мощным развитием техники. Теперь со дна добываются алмазы в Южной Африке (ЮАР), уголь — у берегов Южной Англии и Японии. Главным источником богатств морского дна можно считать нефть, так как уже сейчас установлено, что две трети известных на суше газонефтеносных районов лежит у морских побережий. Значит, можно ожидать, что нефть есть и в открытом море. Поиски ее ведутся в западной части Карибского моря, у берегов Панамы, Гватемалы, Никарагуа, у острова Ява, в Северном море, в Восточно-Китайском и Южно-Китайском морях, на дне Персидского залива. В последнем обнаружены крупнейшие в мире залежи.

Глубоководное драгирование и фотографирование морского дна позволило в последние десятилетия обнаружить на поверхности дна огромные скопления круглых, овальных (иногда неправильной формы) образований величиной с грецкий орех или картофель — это так называемые железомарганцевые конкреции. Они содержат также никель, кобальт, медь и др. Конкреции лежат прямо на поверхности дна, его не нужно бурить, как при добыче нефти (иногда очень глубоко!). Залежи конкреций огромны, они широко распространены на больших участках дна Атлантического и Индийского океанов и, в особенности, в Тихом. Предполагается, что в Атлантическом океане находится 50 млн. т конкреций, в Индийском — вдвое больше, а в Тихом — 100 млрд. т.

Стали известны также фосфоритовые конкреции, лежащие вдоль внешнего края континентального склона на возвышенностях в океане. Их добыча уже начата на склоне Южной Калифорнии. Обнаружены и другие минеральные богатства: соляные купола, оловянные и железные руды, пески, содержащие железо, хром, золото, титан. Перспективы в этой области пока трудно определить — очень многое здесь еще неизвестно или нуждается в дополнительной проверке.

Морская вода

В природе нет химически чистой воды. Даже самые чистые природные воды — дождь и снег — содержат примеси, поглощаемые на пути к земле из воздуха. Текущая вода растворяет горные породы, по которым она протекает или сквозь которые просачивается. Воды много и в самой твердой коре планеты в свободном и в связанном состоянии. Водяные пары, выделяющиеся при извержении вулканов, позволяют думать, что вода есть и на значительной глубине в толще Земли, хотя пока трудно сказать, в какой форме и в каких объемах.

Вода — главная составная часть гидросферы — представляет собой окись водорода (Н_2O); она состоит из 11,2 % водорода и 88,8 % кислорода. Морская вода содержит в своем растворе многие соли (об этом подробнее будет рассказано ниже) и газы — кислород, азот, углекислый газ. Вода способна при колебаниях температур принимать различные состояния: жидкое, твердое и газообразное. При переходе из одного состояния в другое поглощается или освобождается большое количество тепла.

Вода как физическое тело имеет ряд аномалий, объясняемых строением ее молекул и очень сложной структурой. Так, при нагревании пресной воды от 0 до 4 °C плотность воды растет, а затем при увеличении температуры уменьшается. Вторая аномалия — увеличение объема при замерзании примерно на 10 %. Лишь немногие вещества в твердой фазе легче, чем в жидкой, — это висмут, галлий, германий и др. Для воды характерны и такие аномалии, как очень большая теплота плавления и парообразования, высокая теплоемкость и др. Есть еще ряд любопытных аномалий. Так, аномальна привычная для всех температура кипения, равная 100°: ведь водород кипит при 253°, а кислород при 180 °C.

Количество солей в морской воде невелико по сравнению с ее массой, но соли весьма существенно изменяют физические и химические свойства воды. Ее состав определяется с помощью химического анализа взятых проб (эти опыты стали проводить в 60-х годах прошлого столетия) вначале на поверхности, а затем и на различных глубинах, вплоть до придонных участков. Уже первые исследования показали (а последующие их подтвердили), что вдали от берегов состав морской воды везде одинаков — как на поверхности, так и на глубине. Это постоянство сохраняется весьма длительное время, измеряемое геологическими эпохами.

Количество растворенных твердых минеральных веществ (солей), выраженное в граммах на килограмм морской воды, называется ее соленостью. Тысячные доли целого называются промилле и обозначаются значком ‰. В открытых частях океанов соленость равна в среднем 0,035 кг, т. е. средняя соленость Мирового океана 35‰. Морская вода имеет горько-соленый вкус, обладает большим удельным весом, чем пресная, не растворяет мыло, образует накипь в паровых котлах. Все это происходит оттого, что в морской воде растворены твердые минеральные вещества, причем в разных количествах — некоторые в граммах на килограмм воды, а иные — только в тысячных долях грамма на тонну воды. Но именно последняя группа микроэлементов наиболее многочисленна. В то же время соленость морской воды определяется преобладающими по весу элементами. Химический состав морской воды, полученный из анализов проб, взятых в трех океанах еще во время плавания на «Челленджере», следующий (табл. 2);

Таблица 2

Состав воды

На 1000 г воды

%

Состав воды

На 1000 г воды

%

NaCl

27,2

77,8

K_2SO_4

0,9

2,5

MgCl_2

3,8

10,9

CaCO_3

0,1

0,3

MgSO_4

1,7

4,7

MgBr_2

0,1

0,2

CaSO_4

1,2

3,6

Эта таблица, составленная английским химиком Дитмаром в 1878–1882 гг., не утратила в целом своего значения и сейчас.

Установлено, что соли, растворенные в морской воде, распадаются (диссоциируют) на ионы: катионы, заряженные положительно (атомы водорода и металлов), и анионы, заряженные отрицательно (кислотные и водные остатки). Поэтому в настоящее время солевой состав морской воды иногда представляют не в виде солей, а в виде ионов. Возвращаясь к последней таблице, обратим внимание на то, что относительное содержание солей остается одинаковым (в %) как при повышении, так и при понижении солености. Это — очень важное для практики свойство: зная содержание лишь одной составляющей, например хлористых соединений, можно легко рассчитать остальные. Любопытно, что состав человеческой крови имеет точно такое же процентное соотношение входящих в нее элементов, как и морская вода.

Уже первые исследования показали, что из числа известных химических элементов 32 встречается в воде океанов и морей. Несмотря на незначительное содержание микроэлементов в 1 т воды сумма (учитывая гигантский общий объем океанических вод) получается весьма внушительной. Так, содержание золота в 1 т воды меньше 0,005 мг, а в Мировом океане в целом его несколько миллиардов тонн! Специально нужно выделить соединения азота, фосфора и кремния — они играют решающую роль в жизнедеятельности морских организмов. Невелико по количеству содержание в морской воде растворимых в ней газов. Некоторые вещества в морской воде находят лишь косвенным путем: йод — в водорослях, медь и серебро — в коралловых известняках, и т. д.

Воды океанов постоянно пополняются пресной водой, стекающей в него с суши береговыми потоками и реками, — примерно 30–40 тыс. км^3 в год. Эти воды тоже содержат некоторое количество веществ в растворе. Но соотношение солей в океанах и реках различно. Так, хлоридов в речной воде 5,2 %, сульфатов 9,9, карбонатов 60,1 и прочих веществ 24,8 %. Казалось бы, при таком преобладании карбонатов в речной воде, оно должно было увеличиваться и в морской. Но этого не происходит, так как они легко выпадают в осадок, активно поглощаются морскими организмами для построения раковин, панцирей, скелетов, коралловых рифов и целых островов. Считают, что для того, чтобы увеличить количество хлоридных ионов в океане всего на 0,02‰ понадобилось бы 200 тыс. лет.

Сравнивая состав морской и речной воды, легко увидеть, что хлористые соединения, преобладающие в морской воде, в очень малом количестве представлены в речной. В то же время в речной воде больше половины карбонатов. Значит, соли океана внесены в него не реками, они другого происхождения, окончательно еще не установленного. По этому вопросу существует несколько предположений. Сохраняя общее процентное соотношение солей, соленость вод океанов изменяется в значительных пределах как в океане в целом, так и в каждом его районе и даже точке. Эти изменения зависят от испарения с поверхности, осадков, вертикального перемешивания и горизонтальных переносов воды, таяния льдов и выноса пресных речных вод. Когда происходит испарение, то в пар превращается только пресная вода, а оставшаяся в океане становится еще более соленой. Унесенные ветром водяные пары потом вновь попадают на поверхность океана (и суши), теперь уже распресняя его. Одновременно с испарением наблюдается и другой физический процесс — ветер уносит не только «пресный» пар, но и морские брызги на материк. При этом убыль солей равна примерно 300–400 млн. т (при объеме осадков на материках 100 тыс. км^3).

Морской лед также в основном пресный — рассол постепенно стекает из него вниз, осолоняя поверхностный слой воды. Весной происходит обратный процесс, если лед тает на месте и не выносится. Небольшие реки распресняют воду лишь у устья, крупные — далеко в море.

Системы крупных океанических течений — таких, как Гольфстрим и Куросио, — нарушают распределение солености, принося в высокие широты соленые воды пассатных областей.

Изменение солености происходит в вертикальном направлении — ветер постоянно перемешивает поверхностные воды (примерно до 100 м), конвекция, являющаяся результатом осолонения или охлаждения поверхностных под, ведет к изменениям солености до глубин в 1 тыс. м.

Если же взглянуть на изменения солености с исторических позиций, то выясняется, что большое значение имели ледниковые периоды — во время оледенений соленость Мирового океана постепенно возрастала, максимум наступал в конце этих периодов. В послеледниковые периоды из-за таяния льдов соленость уменьшалась. Очень медленные изменения солености океанических вод связаны с поступлением и потерей солей, приходящих в океан из рек, недр Земли, атмосферы. Это все пополнение. Убыль же солей происходит от выпадения в осадок на дно (например, в районах Кара-Богаз-Гол или Сиваш), испарения, выноса на сушу ветром, пропитывания грунтов и др. Следует заметить, что в океан из атмосферы солей поступает всего в 2,5–3 раза меньше, чем приносят воды суши.

Соленость океана различна на глубине и на поверхности и может сильно отклоняться от средней величины, особенно в морях (в Красном — от 8 до 42‰). В открытых же частях океана пределы колебания невелики — от 32 до 37‰. Можно заметить общие черты в распределении солености на поверхности Мирового океана, связанные с географической широтой, т. е. с общим распределением испарения и осадков. Минимум солености приходится на высокие широты (малое испарение, обильные осадки, таяние приносных льдов). Чем ближе к пассатным зонам, тем соленость выше, и у тропиков (25° с. ш. и 20° ю. ш.) она максимальна (большое испарение из-за постоянных ветров, ясная погода). В направлении к экватору соленость несколько уменьшается.

Из океанов самый соленый Атлантический, его соленость достигает 37,5‰ — абсолютный максимум на поверхности открытого океана. Немного ниже соленость Тихого океана, предельно она равна 36,5‰. Это общее зональное распределение солености нарушают мощные океанические течения.

Распределение солености в глубинах океана отличается от поверхностного по ряду причин, одна из которых состоит в том, что распределение солености на глубине определяется ее плотностью. Например, распресненные, менее плотные поверхностные воды в высоких широтах создают устойчивость, а это значит, что на глубинах может и не быть малой соленость. Различная соленость на поверхности и на глубине связана также с глубинными течениями. Известно, что на горизонте 75—150 м в экваториальной зоне Тихого и Атлантического океанов поверхностные воды подстилаются слоем очень соленой воды (более 36‰), принесенной с запада глубинными экваториальными противотечениями Кромвелла и Ломоносова, открытыми сравнительно недавно. Следовательно, по современным представлениям, соленость на глубинах открытого океана изменяется по-разному. Однако удалось установить некоторые общие черты. Так, заметные колебания обнаруживаются лишь в верхнем слое — до глубин 1500 м. А ниже, в слое «стратосферы» океана, колебания солености чрезвычайно малы. Часто нижний предел находится значительно выше, например в полярных областях он равен всего 200 м. При всем разнообразии вертикального распределения солености ученым удалось выделить несколько характерных типов.

Колебания солености в открытых частях океанов во времени невелики — годовые не превышают 1‰. В глубине соленость почти постоянна и лежит в пределах точности измерений.

Таким образом, соленость — одна из консервативных характеристик режима всех океанов, и наблюдения ее позволяют распознавать природу различных процессов. В частности, благодаря измерениям солености в Тихом океане сделан вывод о движении вод течения Кромвелла. Подобные же исследования были проведены в 1963 г. при изучении движения средиземноморских вод в Атлантическом океане от Гибралтара до Британских островов. Обнаружилось, что соленые средиземноморские воды создают слой от 800 до 1500 м, простирающийся до юга Англии.

Существенную роль играют также газы и взвешенные вещества, растворенные в морской воде, хотя содержание их незначительно. Это кислород, азот, углекислота, иногда водород. Значение их велико для организмов, населяющих толщу вод. Кислород, захваченный из воздуха поверхностным слоем воды, проникая на глубину, указывает на интенсивную вертикальную циркуляцию. Кислород появляется в морской воде и в результате фотосинтеза морских растений, главным образом фитопланктона. Кислород расходуется на дыхание морских организмов, окисляется и частично возвращается в атмосферу при пересыщении. Известен случай, когда вода Азовского моря была пересыщена кислородом до 350 %. В целом кислород, несколько уменьшаясь с глубиной, распространен в океане довольно равномерно, и лишь в некоторых областях на глубинах 400–500 м его почти нет.

Азот в поверхностных слоях океана состоит в почти полном равновесии с азотом атмосферы. На глубине количество азота определяется образованием и распадом органического вещества.

Сероводород возникает на дне моря в результате распада органического вещества и деятельности некоторых бактерий. Сероводород, заражая глубинные слои воды, делает ее непригодной для существования животных и растений. В частности, этим отличается Черное море, в котором лишь 13 % вод не заражено сероводородом.

В морской воде содержится относительно малое количество углекислоты, но значение ее очень велико и не уступает кислороду. Углекислота необходима для построения органического вещества, с ней связана коррозия металлов и разрушение бетона.

Соленость обязательно учитывается в портостроительных работах. Она определяет также грузовую марку торговых судов, особенно работающих на трассах с резкими переходами морских и пресных вод. Очень важно знать соленость для рыбной и химической промышленности. Воды морей и океанов могут обеспечить сырьем стекольную, фармацевтическую и другие виды промышленности, дать удобрения и неограниченное количество пресной воды.

Температура моря

В понятие тепловых свойств воды входят теплоемкость, теплота плавления и кристаллизации, испарения и конденсации. По всем этим свойствам вода сильно отличается от других жидкостей. Поэтому рассмотрим их более подробно.

Под теплоемкостью понимают количество теплоты, которое необходимо для повышения температуры 1 г морской воды на 1 °C. Теплоемкость воды значительно выше, чем у всех других веществ (как жидких, так и твердых), исключение здесь составляют лишь водород и жидкий аммиак. Теплоемкость льда, например, вдвое меньше теплоемкости воды, чугуна — почти в 8 раз, а гранита — в 5 раз. Теплоемкость морской воды очень мало отличается от пресной — следовательно, значение теплоемкости можно считать одинаковым для всего Земного шара.

Воды Земли соприкасаются с воздушным океаном, охватывающим ее. Разница в теплоемкости этих двух океанов огромная, благодаря чему Мировой океан является источником запаса тепла для атмосферы. Если мысленно охладить слой воды толщиной в 200 м всего на полградуса, выделится столько тепла, что воздух над всей Европой до высоты 4 тыс. м нагреется на 10 °C.

Вода, лед и воздух — плохие проводники тепла, так как теплопроводность морской воды чрезвычайно мала. С увеличением температуры и уменьшением солености теплопроводность морской воды возрастает слабо.

Теплота, поглощаемая при плавлении 1 г вещества при условии постоянства температуры, называется теплотой плавления. Теплота плавления чистого льда значительно превышает теплоту плавления всех других веществ на Земле, за исключением аммиака. Теплота плавления морского льда зависит от его солености и при небольших отрицательных температурах заметно убывает с повышением солености льда. Теплота испарения — это количество теплоты, необходимое для поддержания неизменной температуры при испарении (или конденсации) 1 г жидкости. Для тепловых процессов в море и атмосфере очень важно то, что теплота испарения у воды больше, чем у какого-либо другого вещества. Большая часть солнечной энергии тратится на испарение морской воды. В среднем за год поверхность океана испаряет слой воды, равный примерно 1 м. Если принять эту величину (определить ее точно пока невозможно), то получится, что на испарение каждого квадратного сантиметра морской поверхности затрачивается ежегодно около 60 ккал.

Температура кипения морской воды, отличаясь от пресной, немного увеличивается с повышением солености. Большое влияние на температуру оказывает давление толщи воды. На температуру воды в различных районах океанов и морей влияют приход тепла от Солнца, вертикальный и горизонтальный теплообмен. Огромный поток тепла, поступающий от Солнца (30 % его поглощает атмосфера), захватывается совсем тонким поверхностным слоем и глубоко не проникает. Достаточно сказать, что на глубине 1 см тепловой эффект лучистой энергии Солнца убывает почти в 100 раз по сравнению с поверхностью, а на глубине 1 м — в 8350 раз!

Не будь в океане постоянного перемешивания вод, глубинные воды остались бы без тепла. Но существует механическое перемешивание, вызываемое ветровым волнением и течениями — они-то и переносят тепло на глубину 100–200 м. Вертикальное перемещение частиц воды в море (конвекция), возникающее в результате различной плотности слоев, приводит и к нагреванию и к охлаждению воды на глубине в слое до 500 м.

Доля лучистой энергии, проникающая на некоторую глубину, главным образом освещает воду и лишь отчасти нагревает. Ночью и зимой вода охлаждается и отдает воздуху тепло — при охлаждении 1 см^3 воды на 1° выделяется огромное количество теплоты, способное на 1 °C повысить температуру 3134 см^3 воздуха. К источникам тепла, нагревающим поверхность океанов и морей, можно было бы отнести звезды, Луну и внутреннее тепло твердой коры Земного шара (для придонных слоев). Правда, теплота от звезд и отраженной поверхности Луны хоть и существует, но ничтожно мала.

На изменениях температуры воды сказываются и другие факторы. Это прежде всего сток рек, особенно крупных. Реки умеренного пояса (и в высоких широтах) отепляют приустьевые участки, а горные реки тропиков иногда охлаждают их.

Режим ветров побережий существенно влияет на температуру, понижая или повышая ее на несколько градусов в зависимости от направления ветра. В морях на температуру воздействуют также течения, направленные с юга на север или с севера на юг. Уже упоминалось, что море не только получает, но и отдает, теряет тепло. Главные причины этого — испарение и эффективное излучение. Последнее представляет собой разность между тепловым излучением поверхности моря и встречным длинноволновым излучением атмосферы. Теплообмен между морями, соединяющимися между собой, имеет в ряде случаев также большое значение, равно как и образование и таяние льда в ледовитых морях. Таким образом, возникает проблема учета прихода и расхода тепла, составление теплового баланса моря и расчета всех его составляющих. Именно расчета, потому что определить каждую из них с помощью непосредственных наблюдений пока практически невозможно. Изучение тепловых процессов в океане — исключительно важная задача сегодняшней океанологии. Она дает возможность обнаружить причины многих явлений как в океане, так и атмосфере и поставить вопрос об их предсказании.

За длительное время приход и расход тепла балансируется. Так, за интервал, равный примерно столетию, можно полагать температуру всей поверхности Земного шара неизменной, в том числе и среднюю температуру Мирового океана.

Представим себе Земной шар, покрытый неподвижной водой океана — без всяких течений. Тогда температура воды на его поверхности в точности совпала бы с нагреванием ее солнечными лучами. При таком предположении изотермы (линии равных температур) повторяли бы линии географических параллелей. Так (или почти так) и происходит на самом деле на обширных пространствах южного полушария, начиная от 40° ю. ш. и до самой Антарктиды. Здесь нет больших участков суши и материков (кроме южной оконечности Америки), а течения незначительно искажают плавный ход изотерм.

Но в других районах океана влияние материков, ветров и течений резко меняет картину. Это легко заметить по картам среднегодовых изотерм. В восточных частях океанов в тропической зоне они сходятся в направлении к экватору, а в западных расходятся от него, что особенно отчетливо прослеживается в Атлантическом океане. Это объясняется экваториальными поверхностными течениями, встречающими на своем пути материки Америки, Азии и Африки. Здесь течения расходятся к северу и югу, теплые воды уходят в умеренные широты, а в западных частях океанов удаляются от экватора. В то же время в восточных частях океанов по обе стороны экватора (от 30° с. ш. до 30° ю. ш.) течения приносят более холодные воды из умеренных широт.

Иное распределение поверхностных температур в северных районах Атлантического океана (от 35° с. ш.). Здесь, в восточных частях океанов, изотермы расходятся веерообразно, в Атлантическом океане они даже приближаются к направлению меридианов или составляют с ними угол в 45°. Эта особенность связана с мощным потоком Гольфстрима и Куросио. В западных частях океанов вблизи 40° с. ш. у побережий материков изотермы сближаются и, значит, температура резко меняется — на протяжении 5° по широте разница в температурах составляет 10° (от 20 до 10°) в Атлантическом и 12 °C (от 18 до 6°) у побережья Японии.

Наибольшие температуры воды наблюдаются не на экваторе, а несколько севернее. Полоса этих температур, незначительно изменяющая свое положение в различные сезоны, носит название термического экватора. Редко и лишь в отдельных местах термический экватор «заходит» в южное полушарие.

Каковы же наблюдаемые, не осредненные значения температуры воды на поверхности океанов в области термического экватора? Они превышают 28–29 °C. По данным наблюдений, средняя температура во всех океанах равна 17,4° (в Тихом 19,1°, в Индийском 17,0°, в Атлантическом 16,9°). Самая высокая температура в Персидском заливе — 35,6°. Воды океанов в северном полушарии гораздо теплее, чем на таких же широтах в южном. Это объясняется тем, что холодные воды из Антарктиды свободно проникают во все океаны. А влияние холодных вод и льдов Северного Ледовитого океана сдерживают, с одной стороны, узкий Берингов пролив, а с другой — тепло Гольфстрима.

На поверхности океанов в целом преобладает теплая вода — обширные их области (в среднем около 53 % поверхности) заняты водой с температурой выше 20°, и лишь 13 % поверхности имеет температуру ниже 4 °C.

Сравнивая среднюю годовую температуру воды на поверхности Мирового океана со средней годовой температурой нижних слоев атмосферы Земного шара, равной 14,4°, получаем, что в среднем (за год) океан теплее воздуха на 3 °C.

Мы уже говорили о том, как проникает тепло с поверхности океана на глубину. Распределение температуры воды в вертикальном направлении различно в океанах и морях и, в особенности, по широтам, а также в западных и восточных частях океанов. В то же время на гигантских пространствах океанов в пределах 45° с. и ю. ш. есть много общего в распределении температур с глубиной. Здесь в открытой части океана температура равномерно понижается от поверхности и почти до дна (у дна может быть повышение за счёт тепла, идущего снизу). Вначале температура падает очень быстро до глубины 300–500 м, потом все медленнее до 1,2–1,5 тыс. м, а глубже понижение очень медленное или его нет совсем. На глубине более 3 тыс. м температура воды лежит в пределах от 2 до 0 °C. Это значит, что температура воды на больших глубинах всегда ниже самой низкой температуры на поверхности в тех же местах. Замечено, что в некоторых глубоководных впадинах с 3,5–4 тыс. м и до дна (например, в Филиппинской) температура воды немного повышается.

В умеренных зонах температура воды с глубиной не претерпевает такого сильного изменения, так как летом поверхностные воды здесь прогреваются меньше. Приполярные воды сначала (до глубины 50—100 м) охлаждаются, глубже немного теплеют (это создает теплые и соленые воды умеренных широт); максимум приходится примерно на 250–500 м и далее следует постепенное понижение до дна.

В районе Антарктиды сильно охлажденные воды постоянно опускаются на глубину, питая придонные слои Атлантического, Индийского и Тихого океанов.

Моря, которые свободно соединяются с океаном, имеют распределение температур по вертикали, сходное со смежным районом океана. Это общее совпадение, правда, может быть нарушено стоком больших рек, течениями и, главным образом, льдами. В морях, отделенных от океана глубокими порогами или вовсе изолированных от него, изменение температур с глубиной сложное, со своими особенностями, обусловленными местными физико-географическими условиями. Говоря о распределении температуры воды по вертикали, мы уже указывали, что убывание часто идет не непрерывно — понижение в некотором слое сменяется повышением, а затем температура вновь начинает падать. Это довольно распространенное явление тщательно изучено.

Слой холодной воды, лежащий между верхним и нижним слоями более теплой воды, называется холодным промежуточным слоем, а глубинный слой с повышенной температурой — теплым промежуточным слоем. В умеренных широтах и приполярных районах эти слои появляются в результате зимнего охлаждения и особенно заметны весной и ранним летом, когда вода не успела прогреться, а холодные зимние воды опустились на глубину.

Холодный промежуточный слой может исчезнуть или сохраниться до следующей зимы, в зависимости от того, каким было охлаждение. Каких величин достигает охлаждение в этом слое? В северной части Черного моря вдали от берегов — 6–8°, в Охотском море — 1,6–1,8 °C, что соответствует температуре замерзания морской воды.

Холодный и теплый промежуточный слои могут возникнуть и по другой причине — благодаря приносу вод (в горизонтальном направлении) из других районов с иными температурами и соленостью. Характерный пример — поступление теплых атлантических вод в Северный Ледовитый океан.

Слой воды с большими изменениями температуры по вертикали (градиентами) в океанологии называют слоем скачка. Условно принято считать слоем скачка в океане градиент, равный 0,1° на 1 м. В действительности наблюдаются и значительно большие градиенты. Так, к востоку от Японии с помощью батискафа были обнаружены слои с температурами, отличающимися друг от друга на несколько градусов. Они непосредственно соприкасались между собой без промежуточного слоя скачка. Это явление замечает и каждый купающийся в море — теплая вода поверхности немного глубже подстилается очень холодной.

В зависимости от времени (сезона, суток) температура воды в океанах также сильно изменяется, в особенности в верхних слоях, которые по аналогии с атмосферой принято называть тропосферой, и меньше в нижних слоях — стратосфере. Колебания температуры зависят от соответствующих изменений количества тепла, поступающего из атмосферы и притока вод другой температуры со стороны или снизу. Основной источник прихода тепла — это Солнце, поэтому в колебаниях температур наблюдается суточный и годовой ход. Суточный и годовой ход имеют обычно форму, близкую к синусоиде; это особенно заметно при осреднении данных. Но за конкретные сутки или годы под влиянием дополнительных причин температуры могут отличаться от главного синусоидального хода. Наибольшей величины температура достигает через 2,5–3 часа после полудня и наименьшей — перед восходом Солнца. Разница между максимальной и минимальной температурами в пределах суток на поверхности в среднем очень мала — 0,5 °C, хотя иногда может достигать и нескольких градусов. Размах колебаний температуры в открытом океане зависит от времени года, географической широты, облачности, ветра.

Сезонные изменения температуры (годовой ход) обусловлены главным образом соотношением составляющих теплового баланса, так как зимой море теряет тепло, а летом аккумулирует. Самые высокие температуры на поверхности океанов в северном полушарии приходятся на сентябрь или вторую половину августа, а в южном — на февраль-март. Это — так называемое гидрологическое лето. Самые низкие температуры в северном полушарии наблюдаются в феврале-марте и в южном — в августе-сентябре. Изменения температур в течение года гораздо большие, чем за сутки, — наименьшие они в приэкваториальной зоне, наибольшие — в районах около 40° с. ш. и 30° ю. ш. Самые большие годовые колебания, объясняющиеся влиянием теплых и холодных течений, замечены у берегов Северной Америки и к востоку от Японии.

Колебания температуры воды на ее поверхности быстро угасают — они незаметны уже на глубинах более 25–30 м, и лишь если существует мощный однородный слой, их можно заметить глубже. Максимум в последнем случае запаздывает по сравнению с поверхностным на несколько часов.

Годовые колебания распространяются гораздо глубже, достигая 400–500 м, и также уменьшаются. От года к году изменения температуры колеблются — меньше всего в тропиках (до 1 °C), увеличиваясь к северу и югу от них и вновь уменьшаясь в высоких широтах, особенно в ледовитых районах.

Океан оказывает очень большое влияние на климат материков. В холодное время года в Европу тепло приносят юго-западные ветры. Многие исследования были посвящены влиянию Гольфстрима на климат Европы. Когда тепло Гольфстрима (и его продолжения — Северо-Атлантического течения) концентрируется в его середине, зима в Европе холодная. Но если Гольфстрим теплее в северной части, в Европе теплая зима, а в Гренландии — холодная. К этому выводу пришел шведский ученый В. Сандстрем. Он предположил, что влияние тепла Гольфстрима не непосредственное, а через атмосферу — над теплой водной поверхностью увеличивается барическая депрессия и, в зависимости от того, севернее или южнее это происходит, возникают холодные или теплые ветры. Теория Сандстрема не общепризнанна, хотя и верна в принципе. Дело в том, что остаются неясными еще многие явления. В частности, по Сандстрему, потепление вод Гольфстрима должно сменяться похолоданием, затем следует новая волна потепления; промежуток времени добегания гребня или подошвы волны «потепление — похолодание» от Флоридского пролива до северо-западных берегов Норвегии составляет 3–4 года. Но в действительности оказалось, что это не так.

С 20-х годов нашего столетия в Арктике было длительное потепление. Заметно повысилась температура воздуха и воды, отступила к северу кромка льда, интенсивно таяли ледники; в воды Шпицбергена пришли косяки рыб, обычно встречающиеся в Норвежском море. Замечательное явление потепления Арктики, продолжавшееся примерно полтора десятилетия, по-видимому, объясняется общим усилением атмосферной циркуляции на всем Земном шаре — в областях высокого давления оно стало еще выше, а в областях низкого — еще ниже. Это, в частности, усилило юго-западные ветры в Норвежском море и, соответственно, большим стал приток теплых вод в Арктику. На климат Дальнего Востока оказывает влияние теплое течение Куросио. Во многом схожее с Гольфстримом, оно, однако, не переносит на север такого же огромного количества тепла. Во всяком случае, его влияние на климат Канады во много раз меньше, чем Гольфстрима на климат Северной Европы.

Взаимодействие океанов и материков отчетливо проявляется в действии ветров — муссонов и бризов. Муссоны — это устойчивые воздушные течения, дующие летом с более нагретого моря на сушу, а зимой — с более холодного материка в сторону моря.

Бризы меняют свое направление 2 раза в сутки: днем дуют с моря, ночью — с суши. Муссоны и бризы — явления, подобные друг другу, но различные по масштабу. В свою очередь, и материки оказывают влияние на океан, как правило, через атмосферу, что видно на примере образования муссонов и бризов. В частности, дальневосточный муссон определяет суровость зим в морях нашего Дальнего Востока: Японского, Берингова и Охотского.

При исследовании термического режима океанов и морей важно изучить пространственное распределение температуры (по вертикали и горизонтали) на обширных пространствах и ее изменения (на полигонах), слой скачка, фронты, вертикальные движения вод. С этой целью организуется густая сеть буйковых станций, используются искусственные спутники Земли.

К практическому освоению тепловой энергии океанов и морей относится также возможность получения электроэнергии. Эти работы были начаты во Франции в 1928 г. Принцип их состоял в использовании значительной разности температур воды тропических морей, где на поверхности температуры равны 25–30°, а на глубине 250–300 м — лишь около 5 °C. Таким образом, на поверхности находится естественный нагреватель, а на глубине — холодильник. Эти слои соединяются трубкой; рабочее вещество, преобразующее энергию, — морская вода, кипящая в вакууме при температуре 25 °C. Правда, коэффициент полезного действия такой электростанции мал. Однако построенный в Абиджане завод стабильно давал энергию, так как разность температур здесь устойчива. К тому же, одновременно выделялась пресная вода, выпаривались ценные соли. Проект по своей идее и осуществлению в целом признан перспективным. Он может быть также перенесен совсем в иные условия, а именно — в северные моря. Только здесь нагревателем будет служить вода подо льдом (с температурами около 0 °C), а холодильником — внешний, очень холодный воздух. Быть может, проблема борьбы со льдами будет решена с помощью тепла глубинных вод, лежащих под ними. Но это дело будущего, равно как и проблема использования термической энергии океанических течений для улучшения климата.

Без знания температурного режима океана невозможны как метеорологические долгосрочные прогнозы, так и морские.

Морские льды

К особенностям теплового режима океанов относится удивительное явление образование, развитие и исчезновение льда. Пресная и морская вода замерзают при разных условиях: пресная — при 0 °C, наибольшей плотности достигает при 4° (дистиллированная при 3,8 °C). Температура замерзания морской воды всегда ниже 0 °C, и чем больше соленость, тем температура замерзания ниже. Так, при средней для океана солености 35‰ замерзание происходит при —1,9, а при солености 40‰ — при —2,2 °C. Например, вода Финского залива начинает замерзать при —0,3…—0,5° (соленость ее 15–10‰). В Черном море, где соленость 15–20‰, для появления льда нужно охлаждение в пределах (—0,8…—1,1°), а в полярных странах — еще большее.

Для образования льда необходима сильная потеря тепла водой, некоторое переохлаждение и присутствие в воде ядер кристаллизации. К последним относятся мельчайшие частицы пыли, снежинки и т. д. Вокруг этих ядер образуются мельчайшие диски льда. Срастаясь между собой, они превращаются в иглы — это кристаллики чистого льда, растущие преимущественно в горизонтальном направлении. На спокойной воде иглы могут достигать 10 см, на взволнованной — от 0,5 до 2 см. Ледяные иглы скапливаются, смерзаются — появляется «сало». Это название дано не случайно — пятна и налет серовато-свинцового, темного цвета, действительно, напоминают сало.

Когда на холодную морскую поверхность выпадает снег (а осенью это — обычное явление), он не тает, так как температура ниже 0 °C, пропитывается водой, уплотняется и также превращается в вязкую массу льда — снежуру. Сало и снежуру ветер и течения сбивают в полосы или пятна рыхлого, пропитанного водой льда — шугу. Если вода энергично перемешивается волнением и течениями, кристаллы появляются не только на ее поверхности, но и в толще, а иногда и на дне — это внутриводный глубинный и донный лед. Он губчатого строения, между кристаллами самой разнообразной формы вкраплены пузырьки воздуха, вода, рассол. Лед, образовавшийся на дне (обычно скалистом), может достигать полуметровой толщины. Всплывая на поверхность, такие глыбы поднимают со дна камни, затонувшие якоря. Вышедший на поверхность внутриводный лед непрозрачен и непрочен. Когда море спокойно, сало превращается в сплошной тонкий эластичный слой — нилас. На пресной воде он выглядит прозрачной, блестящей, хрупкой коркой, разбивающейся со звоном и потому называемой «склянка».

Блинчатый лед появляется при слабом волнении одновременно в разных точках, образуя небольшие округлые диски («блины») диаметром 30–50 см и более. Края таких льдин из-за трения друг о друга обрамлены валиком из разрушенных кристаллов. По образному выражению Н. Н. Зубова, соли постепенно вытекают из льда, как слезы. Но молодой лед еще соленый, часто на его поверхности остаются кристаллы соли. Те соли, которые не успевают вытечь, сохраняются между кристаллами льда в виде ячеек концентрированного рассола. При температуре ниже —55 °C рассол замерзает, выпадает хлористый кальций, образуя смесь кристаллов льда и соли. Однако кристаллизация солей начинается и при небольшом понижении температуры: ниже —8° из рассола ячеек выпадает сульфат натрия, ниже —23 °C — хлориды. Довольно часто ледообразование начинается при положительных температурах воздуха. В этих случаях поверхностный слой очень тонок и резко отличается от нижележащих по плотности.

По мере того как зима все больше входит в свои права, первичные льды нарастают, наслаиваются, смерзаются и постепенно образуется сплошной, довольно ровный морской лед серого цвета. Теперь вода гораздо меньше теряет тепла. Лед нарастает снизу медленно, он более прозрачен, имеет почти правильную кристаллическую структуру. Так происходит в защищенных бухтах, полосе неподвижного льда у берега. Но в открытом море лед постоянно взламывается, нагромождается, переслаивается.

Давно замечено, что характер нарастания льда зависит от суровости зимы. Получен ряд уравнений, связывающих толщину льда с суммой градусо-дней мороза, т. е. суммой отрицательных среднесуточных температур. Теоретические исследования и анализ материалов наблюдений дали в общем сходное соотношение — число градусо-дней мороза приблизительно пропорционально квадрату толщины льда.

Льды в море различают по происхождению, форме, размеру, возрасту и подвижности. По происхождению льды бывают морские (образовавшиеся непосредственно из морской воды), речные (принесенные реками — пресные, загрязненные) и материковые, сползающие с суши, — айсберги. Если в водах Северного Ледовитого океана можно встретить все эти льды, то у берегов Антарктиды речного льда нет совсем и значительно больше материкового.

По возрасту льды различают: начальные, молодые и с устойчивым снежным покровом (в неарктических морях этот лед летом весь тает). Но в Арктике лед может и перезимовать и вновь начать приобретать мощность — это двухлетний лед, достигающий к концу второй зимы 2 м толщины. Однако здесь есть еще более старые, сильно опресненные сглаженные льды, толщина которых выше 2,5 м, — арктический пак.

В зависимости от динамичности льды делятся на плавучие и неподвижные. Неподвижный лед покрывает сплошным слоем поверхность моря, он всегда связан с берегом, как бы припаян к нему. Вначале вдоль суши, в закрытых бухтах, заливах, проливах, образуется сравнительно узкая полоса заберегов, которая все растет в ширину и толщину, образуя припай, наиболее мощный к концу зимы. Как правило, он живет одну зиму, но известны места, где он существует десятилетия. Это — берега Гренландии, где припай порой не взламывается более 20 лет, держа в плену айсберги. Многолетний припай, толщиной более 3 м, иногда доходит до самого грунта, постоянно наблюдается у берегов Антарктиды. В морях умеренных широт его толщина составляет 1,5 м, а в южных морях нашей страны — 50—100 см. Припай развивается особенно сильно в мелководных районах с сильно изрезанными берегами, многими островами, мелями, защищенными от волн, распресненными реками. Характерный пример таких условий — море Лаптевых, где припай простирается на расстояние 500 км.

Плавучий лед — самый распространенный в Мировом океане. Он не связан с берегом и движется (дрейфует) по воле ветров и течений. К плавучим льдам относятся все известные нам формы — от сала и снежуры до огромных ледяных полей. Они образуются самостоятельно и в результате разлома припая. По размерам (причем горизонтальные значительно превышают вертикальные) различают мелкобитый лед — от 2 до 20 м в поперечнике и крупнобитый — от 20 до 100 м. Самые большие ледяные поля достигают 10 км. Сталкиваясь или сжимаясь друг с другом, льды образуют нагромождения из обломков — торосы. Торосы очень прочны, и даже весенний прогрев долго не может растопить их.

Мощные поля глетчерного льда имеют протяженность в несколько десятков километров и толщину в несколько десятков метров. Эти льды встречаются в морях Арктики как обломки шельфового льда острова Элсмира на севере Канады. Они возвышаются над уровнем моря до 12 м и достигают размеров 30 X 35 км. Ледяные горы — айсберги — Арктики и Антарктики очень медленно сползают в море. Отламываясь, они начинают новую жизнь уже в виде морских льдов. Ледниковые языки Антарктиды тянутся на десятки, даже сотни километров. Характерна и другая особенность айсбергов, связанная с их происхождением, — они пресные. Размеры айсбергов различны. В Антарктиде преобладают небольшие, менее 1,5 км, но моряки не раз встречали в этих водах гигантские ледяные горы. В 1953 г. путь китобойной матке «Белене» преградил айсберг длиной 145 км. Попадаются и более крупные.

Главный поставщик материкового льда (90 %) в Арктике — Гренландия. Из 2,1 млн. км^2 ее поверхности 1,9 млн. км^2 покрыто глетчерным льдом. Его можно обнаружить и на многих островах Северного Ледовитого океана. Так, например, Земля Франца-Иосифа покрыта льдом на 97 %. Самые крупные айсберги наблюдаются у берегов Западной Гренландии, но в целом в Арктике они гораздо меньше, чем в Антарктике. Самый большой айсберг, который видели у Баффиновой Земли, был длиной 13 км, шириной — около 7 км и возвышался над водой до 22 м. Естественно, что айсберги и меньше живут — очень редко более двух лет, в то время как жизнь антарктических льдов продолжается 10 лет, а иногда и более.

Для удобства наблюдений над льдами в разных странах Всемирная метеорологическая организация (ВМО) приняла единую международную ледовую номенклатуру. Советские океанографы активно участвовали в ее разработке. Таким образом, моряки могут пользоваться и обмениваться информацией, понятной всем.

Таяние льдов начинается активно и бурно с приходом весны. Но и при любом повышении температуры льда он начинает таять — растапливается чистый лед, возобновляется движение рассола вниз по трещинкам, лед становится более пористым. Он ослабляется также испарением. Чем меньше лед по размеру, тем активнее процесс его ослабления и разрушения. Снег, покрывающий лед, влияет на таяние различно. Чистый, белый, он почти полностью отражает лучистую энергию Солнца и, следовательно, мешает процессу таяния. Быстрее тает лед под немного загрязненным снегом. Но слишком загрязненный снег имеет малую теплопроводность и, опять-таки, задерживает таяние. Во льду и снегу постепенно накапливается тепло под ледяной коркой, которая образуется из воды при временных похолоданиях. Этот процесс похож на сохранение тепла в теплицах под стеклом. Постепенно образуются снежницы — озерки талой воды на льду. Они настолько пресные, что моряки используют эту воду для питья.

Дружное таяние льда начинается после того, как температура воздуха преодолеет нулевой барьер и льды станут бурно поглощать тепло. Могучие льды ослабевают, механические разрушения все более понижают их прочность. Волны, особенно при ветре, дующем с моря, образуют прибой у кромки сгрудившихся у берега льдов, смачивают, разламывают, мельчат и, наконец, уничтожают лед. Зная сущность процесса разрушения льда, в некоторых случаях можно его ускорить. В частности, это очень важно для облегчения условий ледового плавания, продления навигации, освобождения судов, попавших в непроходимые льды, для охраны ледовых сооружений. Здесь есть два пути. Один — широко известный и распространенный — использование ледоколов и взрывов. Другой — покрытие поверхности льда тонким темным слоем шлака, каменноугольной пыли, черного песка и смесями из них за несколько недель до обычного времени таяния. Опыленный лед за сутки стаивает на 8 см, а чистый — на 4 см.

Распределение льдов в Мировом океане, мощность и продолжительность их существования в том или ином районе зависит от баланса тепла, режима ветров зимой, отчасти и накопления тепла водой в летнюю пору. Существуют моря, в которых льды можно встретить всегда, в некоторых большая часть их летом тает (например, в Баренцевом и Карском), а в иных они бывают и зимой, и летом — в Северном Ледовитом океане, в большинстве морей Антарктики. Есть моря, где льды бывают только зимой, — Японское, Охотское, Балтийское, Белое, Азовское, Каспийское. И наконец, в отдельных морях льды встречаются эпизодически, не каждую зиму, иногда же появляются и исчезают (например, в Северном).

Сколько льда на нашей планете? Подсчитать это довольно сложно как из-за отсутствия достаточно полной информации, так и из-за постоянной изменчивости его количества. В северном полушарии максимальное развитие покрова наблюдается в апреле и минимальное в сентябре. В южном полушарии картина обратная. Удалось подсчитать, что площадь морских льдов в северном полушарии изменяется от 8,4 млн. до 150 млн. км^2, а объем— от 11,5 тыс. до 25,5 тыс. км^3 (с учетом льдов Черного, Азовского, Каспийского и Аральского морей). В южном полушарии площадь льдов колеблется в пределах 12,0—25,5 млн. км^2, объем 7—30 тыс. км^3.

В изучении ледяного покрова очень большое значение имеет его движение, динамика. Для этой цели используются все возможные в настоящее время средства наблюдений: береговые станции, авиаразведка, подводные лодки, дрейфующие станции на льду, специальные экспедиции, искусственные спутники Земли. Эти наблюдения особенно важны в Арктике и Антарктике. Искусственные спутники дают возможность охватить сразу огромные пространства и увидеть их изменения во времени. Знание состояния льдов очень важно для практики — для судовождения, его безопасности и экономичности.

Волнение

Волны в море — это колебательные движения жидкости в некотором слое. И хотя широко распространены такие выражения, как «волна бежит», «быстрый, как волна» или «волна принесла», они неточны. Частицы воды при этом процессе совершают периодические колебания около положения своего равновесия и никуда не бегут. Условно их можно уподобить волнам ржи, над которой проносится ветер, — на поверхности такого поля колосья приходят в движение. А движение в ту или иную сторону на поверхности моря создает течение, если волнение было вызвано ветром. Ветер и есть одна из главных причин, порождающих короткие морские волны. Приливы вызывают длинные волны. Изменение атмосферного давления приводит к образованию так называемых стоячих волн — сейш. Особо длинные волны — цунами — возникают при подводных землетрясениях. Все волны образуются от природных причин, заложенных в космосе, атмосфере или ложе океана. Но и движение корабля вызывает волну на поверхности моря, которая так и называется — корабельной. Самыми распространенными являются морские ветровые волны. Даже после того, как ветер над морем утих, еще долго сохраняется зыбь.

Первым пытался объяснить причины волнения Леонардо да Винчи. Этим вопросом занимались также И. Ньютон, П. Лаплас и др. Постепенно развивалась теория морского волнения, накапливались, анализировались и обобщались материалы наблюдений во всех океанах и морях планеты. В настоящее время существует ряд классификаций морских волн по ряду признаков: силам, действию, изменчивости, отношению к глубине моря.

Известно, из каких элементов слагается волна. Это — гребень волны, или наивысшая точка волнового профиля, и подошва, т. е. ложбина, — наинизшая точка. Линия, проходящая вдоль гребня волны, перпендикулярная направлению перемещения волн, называется фронтом волны. Высота волны — это расстояние по вертикали от гребня до ближайшей подошвы. Расстояние по горизонтали между двумя гребнями или двумя подошвами соседних волн — длина волны. Время, в течение которого форма волны пробегает расстояние, равное ее длине, представляет собой период волны. За один период частица волны описывает свою орбиту. И наконец, расстояние, которое форма волны проходит в единицу времени, называется скоростью волны.

Итак, четыре элемента составляют характерные особенности волны: высота, длина, период и скорость. Три из них связаны между собой определенными зависимостями, из которых можно знать лишь два, а третий вычислить, и только высоту необходимо понаблюдать непосредственно в море или океане.

Из элементов морского волнения наиболее непостоянна высота волны — быстро возрастая, она быстро и уменьшается. Сильно изменяется и длина волны, особенно в начале волнения, когда волны наиболее крутые. С усилением шторма длила все более возрастает, но, достигнув известного предела, она еще долго остается прежней, даже когда ветер уже утих. Самый постоянный элемент морского волнения — скорость: она и мало меняется, и долго сохраняется. Период волны зависит от длины и скорости.

Всем, кто бывал в море или на его побережье, случалось наблюдать, как зарождаются, а потом развиваются ветровые волны. Поверхность моря гладкая, зеркальная, ветра нет. Но стоит ему подуть, начинают появляться мельчайшие первичные волны, называемые еще и капиллярными. На вид это — мелкая рябь. Она вызывается тем, что над спокойной поверхностью моря возникают не-большие воздушные вихри. Таким образом, давление над морем пульсирует, и там, где частицы воздуха опускаются, на воде можно заметить впадинки, а в точках восходящих воздушных частиц — возвышения. Рябь равномерна, она образует параллельные дуги, но складки ее невысоки — всего несколько миллиметров. Ветер все усиливается, волны тоже увеличиваются, растет их высота, длина и крутизна. Это происходит не сразу, должно пройти некоторое время, пока поверхность морской воды прореагирует на действие ветра. При этом, оказывается, имеет значение не только сила ветра, но и его продолжительность, и то расстояние, на котором наблюдается ветер, — как говорят, разгон ветра. Отношение скорости волн к скорости ветра называется возрастом волн.

Энергия ветра расходуется в двух направлениях: на увеличение длины и высоты волн и на преодоление трения. Длина волн растет быстрее, чем высота, поэтому крутизна становится меньше. Ветер всегда дует порывами и более или менее изменяет свое направление. Вот почему и волны образуются различные — рядом с большими более мелкие, они обладают различной скоростью, накладываются друг на друга, создают группы волн. И вот ветер начинает стихать, а за ним постепенно спадают и волны, сначала мелкие и значительно медленнее длинные. Как установлено наблюдениями, зыбь и мертвая зыбь (волнение при полном безветрии) заметна на поверхности океанов за сотни и тысячи километров от того места, где она появилась.

Современная наука о волнах имеет два теоретических направления — нахождение физических законов волновых процессов и разработка статистических основ этого явления. Основоположником теоретического направления был академик В. В. Шулейкин. Значительную роль сыграли его многочисленные опыты в специальном штормовом бассейне, построенном в Крыму. Как уже говорилось, ветровые волны на поверхности океанов и морей очень разнообразны. Поэтому статистические методы учитывают вероятность волн различных размеров, для чего строятся кривые повторяемости и обеспеченности тех или иных элементов волн (высот, периодов). На практике обычно используются эмпирические формулы, в которые входят сила, ветра, продолжительность и разгон. Такие формулы существуют уже около 100 лет, впервые их предложил Берген в 1890 г. По мере накопления новых материалов наблюдений эти формулы уточнялись, детализировались, получали физическую интерпретацию.

Когда волны приближаются к берегу, особенно по мелководью, они изменяются, деформируются: гребни делаются крутыми, а подошвы — пологими. Трение воды о дно становится все ощутимее: частицы, находящиеся у подошвы, движутся медленнее, чем на гребне, который начинает опрокидываться, разрушаться. У берега при этом возникает прибой. У глубокого берега, особенно когда его достигает океанская волна, образуется взброс. Когда волна опрокидывается не у самого берега, а над отмелями или рифами, возникает бурун, грохочущий как пушечный выстрел. Во всех морях нашей страны бывают буруны, особенно большие в Черном море и у берегов дальневосточных морей. Заметив и услышав шум буруна, мореплаватель знает, даже не глядя на карту, что там находятся рифы или подводные мели — и, значит, это место нужно обойти.

Можно ли ответить однозначно на вопрос, приносят волны вред или пользу берегам? Нет. С одной стороны, они их разрушают, с другой — участвуют в формировании новых, распределяя продукты разрушений и перенося их на новые места. Волны размывают породы, мельчат их, окатывают в гальку, песок, ил. Породы послабее разрушаются довольно быстро. Известно, что в Англии был утес, который размывало со скоростью 5—15 м в год, а другой утес, высотой 25 м, на котором жили люди, ныне погрузился в море на глубину 7 м. Взбросы могут достигать высоты 60 м. Те, кто бывал на Черном море вблизи Симеиза, видели разбитую на три куска скалу, называемую «Монахом». Еще в первых числах января 1931 г. эта скала была единым монолитом, пока гигантский шторм 19 января того же года не разбил его на части. В Шотландии дважды строился мол (первый — весом 1950 т, второй — почти вдвое тяжелее), и волны опрокидывали его в гавань. Такого рода примеров можно привести немало, и каждый из них содержит историю стихийного бедствия, часто трагедию. Во внутренних морях таких крупных разрушений не происходит, но и они могут быть достаточно серьезными. К ним относятся, в частности, постоянные разрушения волнами берега Черного моря.

Когда судно, идущее в море, попадает в район сильного волнения, оно испытывает качку, зависящую и от величины самого судна и от размеров волн. При определенном (предельном) наклоне корабля он может перевернуться. Эту катастрофу можно предупредить, изменив скорость и направление судна. С древних времен для уменьшения волнения используется масло — растекаясь по поверхности топким слоем, оно вследствие своей большой вязкости не дает ветру срывать гребни волн. Этот, в сущности, довольно простой способ спасает от несчастных случаев, когда волны, заливая палубу, смывают в море людей, грузы, спасательные шлюпки, ломают надстройки. Всего 3 кг масла (например, рыбьего или тюленьего жира) сглаживают гребни больших волн — точнее, превращают их в волны, подобные зыби. Такое же действие оказывают скопления водорослей и льдов (даже лишь кристаллы льда), дождь.

Тысячи наблюдений над волнением, производящиеся уже более 100 лет, позволили сделать некоторые общие заключения. Самые большие волны в открытом океане встречаются в южном полушарии, там, где Мировой океан охватывает Землю сплошным кольцом. Это объясняется и отсутствием суши, и характером ветров. В этих районах волны достигают 400 м длины, 12–13 м высоты, скорость распространения — до 22 м/с. Исключительно крупные, штормовые волны сравнительно редки. Обычно же штормовые волны, развивающиеся в южных широтах при северо-западных ветрах, имеют длину до 150 м и высоту 7–8 м.

Зыбь, так же как и ветровые волны, весьма различна по размерам. За двое-трое суток она может пересечь океан, сохраняя большую длину и период волн. Громадная зыбь зарождается преимущественно в 40°—50° с. и ю. ш., где зимой и ранней весной проходят штормовые циклоны, создающие, сильное волнение. Расходясь от этих широт, зыбь обычно достигает штилевой экваториальной зоны. В Атлантике такое явление наблюдается часто — зыбь приходит или из области штормовых циклонов Гольфстрима, или от штормов южных широт. Иногда она пересекает экватор. Часто вдоль океанического побережья Европы наблюдается пришедшая издалека зыбь с очень большими периодами.

Во внутренних морях ветровое волнение, естественно, не достигает таких размеров, как в открытом океане, что связано с их глубиной и площадью. В Средиземном море высота волн порядка 5–5,5 м, в Балтийском — до 5 м.

Воздействуя на берега, волны способны нанести ущерб народному хозяйству, разрушить различные постройки: маяки, здания, стенки набережных. В открытом море волнение часто небезопасно для судов — понижает управляемость и скорость. Для того чтобы точно и экономно рассчитать крепость, плавучесть, устойчивость судов различного класса, плавающих в разных районах Мирового океана, нужно знать элементы волн.

Советскими океанологами разработана и широко применяется система обслуживания судов, находящихся в открытом океане, рекомендованными курсами. Сущность этой работы состоит в том, что на основе учета реально сложившейся обстановки и ее прогноза судам сообщаются наиболее выгодные, оптимальные курсы их движения. Можно подумать, что кратчайший путь и есть самый выгодный. Однако в действительности это не всегда так. В океане часто приходится отклоняться от наикратчайшего пути и прокладывать курс в обход больших встречных волн, которые сильно снижают скорость. Таким образом, несмотря на удлинение пути, скорость выигрывается, в порт назначения суда приходят раньше. Четко налаженная служба обеспечения судов рекомендованными курсами, применение современных средств расчетов и связи дают положительные результаты.

При проектировании и строительстве морских портов исключительно важно знать основные характеристики ветрового волнения данного района — средние и, особенно, экстремальные, потенциально несущие в себе возможность будущих катастроф. Подход ко многим портам морских судов идет по искусственным морским каналам, которые постоянно нуждаются в очистке.

В перспективе — применение энергии волнения. Сущность ее основана на движении поплавка на волне: это колебание приводит в движение насосы, которые в свою очередь поднимают воду вверх, а падая, вода заставляет работать турбину. Есть и другой способ: ударяя в лопасти турбины, волны заставят их производить работу.

Огромная и бесполезная пока (а часто вредная) сила прибоя может быть направлена в специальные русла. Вода при этом будет подниматься прибоем и также использоваться для работы турбин. Разумно, со знанием характера волнения, выбранное для этого место и правильный расчет сооружений принесли бы большую пользу. Это — задачи будущего.

Уровень

Уровенной поверхностью океанов называется поверхность, перпендикулярная направлению равнодействующей сил, влияющих на положение водной частицы в данном месте, — сил тяжести и центробежной. Такая поверхность может образоваться, если составляющие ее частицы достаточно подвижны. Этим условиям удовлетворяет свободная поверхность воды. Вследствие неодинакового распределения плотности земной коры свободная поверхность океанов несколько отличается от правильной математической формы эллипсоида вращения и имеет форму, которую в геодезии принято называть геоидом. Различие этих двух форм по сравнению с радиусом Земного шара очень невелико.

Помимо основных указанных сил, на уровень океанов и морей влияют и другие причины: ветры, атмосферное давление, течения, приливы, соленость и температура морской воды, осадки, сток рек. На общую форму геоида они не влияют, но в жизни людей и их деятельности имеют весьма существенное значение.

Довольно долго считалось, что средние уровни различных морей находятся на одинаковой высоте. Так полагали еще в середине прошлого столетия, когда начали производить точные нивелировки местности для измерения высот — средние уровни моря были взяты в качестве нулей высот. Но исследования, произведенные позднее, показали, что так делать нельзя. Тогда за нулевые высоты были приняты уровенные поверхности, проходящие через условные нули высот. В различных районах морей и океанов преобладают те или иные макропроцессы. Поэтому средний уровень океана в различных пунктах не совпадает в точности с поверхностью геоида. В морях без приливов, например Каспийском, при отсутствии нивелирной сети в каком-нибудь районе, средний уровень можно принять за нуль высот.

Отчего же колеблется уровень океана и моря? Основных причин три: гидрометеорологические процессы, которые обусловливают вертикальные и горизонтальные перемещения воды; действие космических приливообразующих сил Луны, Солнца и звезд; влияние геодинамических сил, возникающих при тектонических процессах в земной коре.

Рассмотрим более подробно первую группу сил, связанную непосредственно с влиянием атмосферы на поверхность океана. Уровень изменяется с изменением атмосферного давления над данным районом. Это статическая реакция водной массы: давление больше — уровень ниже, и наоборот. Величина статического давления теоретически основана на том, что плотность ртути в 13,3 раза больше плотности морской воды. Это значит, что при изменении давления атмосферы на 1 мб уровень меняется на 1 см. Этот расчет справедлив только при очень медленном изменении давления (например, если над данным районом моря располагается малоподвижный антициклон). Если же проходят циклоны с сильными ветрами, общая картина нарушается и усложняется. При работах над методами морских прогнозов установлен ряд эмпирических зависимостей, показывающих, что влияние статического давления на колебания уровня моря примерно в 10 раз меньше, чем динамического, т. е. определяемого не весом столба воздуха, а его движением. Так, колебания уровня, вызванные ветром, могут достигать очень больших величин — до 1–2 м. Продолжительные ветры одного направления вызывают вблизи берега подъемы и спады уровня, сгоны и нагоны. В небольших морях эти ветры называются сквозными — они охватывают все море и сгоны или нагоны иногда могут стать катастрофическими. Это временные, сравнительно быстротечные колебания. Существуют также сезонные и постоянные колебания уровня. Они относятся в основном к области пассатов. Например, пассаты Атлантического океана гонят воду в Карибское море и Мексиканский залив, в то время как пассаты Тихого океана отгоняют воду от Панамского перешейка. Таким образом, средний уровень в этом районе со стороны Атлантического океана выше, чем со стороны Тихого океана примерно на 0,5 м. Вдоль одного и того же берега материка средний многолетний уровень повышается с юга на север. Когда в Советском Союзе была проведена самая длинная в мире нивелировка — от Кронштадта до Владивостока, оказалось, что и здесь существует разница в 1,8 м. А нивелировкой между Балтийским и Черным морями обнаружена разность уровней в 0,25 м. Разница уровней в Архангельске и Одессе достигает 1,1 м.

У северо-западного побережья Европы и Северной Америки происходят сезонные колебания уровня, обязанные своим происхождением зональным западно-восточным переносам — в осенне-зимний период уровень у континентов повышается, а летом понижается. Типичны сезонные колебания уровня в зоне муссонов. У наветренных берегов в этих областях уровень повышается, а у подветренных — понижается. В нашей стране такой областью являются дальневосточные моря. В зимнее время северо-западные муссонные ветры дуют с суши на море, и тогда в юго-восточных районах морей уровень выше, чем в северо-западных. А в летнее время, когда муссон направлен с моря на сушу, уровень ниже. Эту картину в целом легко обозреть, если построить графики годового хода среднего уровня для типичных условий муссонного и зонального режимов.

Бризовые ветры, изменяющие свое направление 2 раза в сутки, вызывают соответствующие колебания уровня, они периодически повторяются и относительно невелики — это как бы маленькие муссонные колебания. Без какой-либо видимой периодичности время от времени происходят значительные колебания уровня. Они обусловлены большими изменениями атмосферного давления и ветра, связанными с прохождением над морем циклонов и антициклонов. При этом могут произойти катастрофичные нагоны или сгоны уровня — первые наиболее опасны. С ними, в частности, связаны ленинградские наводнения. Так, известное наводнение 23 сентября 1923 г. было вызвано глубоким циклоном, с давлением в центре ниже 735 мб и скорости ветра в среднем до 25 м/с (при порывах 40 м/с). Именно в этих условиях уровень воды достиг наиболее интенсивного подъема. Метеорологическая наука не смогла донести до нас условия наводнения, происходившего за 100-летие до этого и описанного А. С. Пушкиным в «Медном всаднике».

В течение уже нескольких десятилетий в Ленинграде гидрометеорологическая служба ведет большую работу по предсказанию наводнений. Здесь используются теоретические и эмпирические методы, моделирование, налажена четкая оперативная информация, использующая все современные средства связи. Делается все, чтобы вовремя оповестить население, уберечь здания, службы, имущество. А наводнения продолжаются. В настоящее время принят проект сооружения плотины, которая оградила бы город на Неве от стихийных бедствий. Какую роль после ее сооружения будут играть прогнозы, сказать пока трудно, но надо полагать, что в какой-то степени и форме они останутся необходимыми.

Из чего складывается величина колебаний уровня при сгонно-нагонных ветрах, от чего она зависит? Прежде всего от ветра. Само влияние ветра складывается из его силы, продолжительности, направления по отношению к береговой черте. Кроме того, имеет значение глубина моря и рельеф дна. Данные условия можно было бы учесть в общем виде и установить зависимости от них колебаний уровня. Однако в настоящее время это еще не удалось сделать ни одному ученому. И. Н. Зубов расчленил задачу на ряд более простых, элементарных случаев, в которых рассматривается циркуляция, вызываемая ветром в прямоугольном длинном бассейне.

Катастрофические сгонно-нагонные колебания уровня время от времени происходят практически на всех морях. 10–13 ноября 1952 г. в северо-западной части Каспийского моря нагон был вызван штормовыми ветрами, достигавшими 28 м/с. Поднявшаяся вода затопила западное побережье моря и берега в дельте Волги. Этот нагон был близок лишь к одному в наше столетие, имевшему место на Каспии в ноябре 1910 г.

Изменения уровня происходят, когда в данный район поступают дополнительные количества воды. Основная роль в этом принадлежит передвижению морской и речной воды (в пределах одного года и от года к году), второстепенная — осадкам и испарению. Обмен водами между морями, соединенными с океаном, а также сток рек в общем не вызывают заметного колебания уровня. Но в морях, отделенных от океана, материковый сток играет очень большую роль. Например, на Каспийском море во время весеннего половодья на реках (в первую очередь на Волге) уровень достигает наибольшей величины. Общеизвестно также падение уровня Каспия (с 1933 г.), связанное с резким уменьшением стока Волги.

В течение ряда лет изучались причины падения уровня Каспия. Проводились также работы по долгосрочным прогнозам его уровня. Советский океанолог Н. А. Белинский предложил метод, успешно применяющийся на практике. В основе его лежит учет атмосферной циркуляции на обширных пространствах, формирующих цепочку процессов, конечным итогом которых явилось падение уровня Каспия.

В прогнозах уровня Каспия на год (по месяцам) и на пятилетие заинтересованы многие отрасли народного хозяйства: гидростроительство, рыбная промышленность и промысел морского зверя (на Каспии водятся тюлени) и др.

Рассматривая колебания уровня, мы часто говорим «средний уровень». Как и всякая средняя величина, он является результатом вычисления (осреднения наблюдений) за тот или иной период: сутки, месяц, сезон, год, ряд лет. Такие расчеты важны для практических и научных целей. Колебания среднесуточных уровней, особенно связанные со сгонно-нагонными явлениями, могут быть очень большими — до 2–3 м. Средние месячные уровни в одном и том же пункте колеблются в пределах нескольких десятков сантиметров и наиболее велики в области действия муссонов. Средние годовые уровни меняются от года к году. В Азовском, Балтийском и Черном морях они отклоняются от среднемноголетнего уровня больше, чем на океанских побережьях. Но в целом изменение величины годового уровня небольшое — в пределах 20 см.

Многолетние уровни вычисляют по данным наблюдений за все имеющиеся годы — чем ряд наблюдений длиннее, тем с большей точностью он определяется. Самые длительные наблюдения в нашей стране ведутся на Балтийском море, в Кронштадте, где они начаты с 1835 г. Для каждого порта вычисляется средний уровень за определенное число лет, принимаемый как ординар. Средний многолетний уровень для морей без приливов служит нулем глубин для морских карт. Это значит, что от этого уровня отсчитываются глубины моря, а также высоты на суше. В нашей стране за нуль высот принят нуль Кронштадтского футштока — рейки, по которой отмечается положение уровня. Чтобы не вводить отрицательных значений уровня, все наблюдения уровня приведены к отметке на 5 м ниже нуля Кронштадтского футштока. В то же время в других странах существуют свои нули высот. Естественно, что при изучении, анализе и сравнении колебаний уровня Мирового океана это создает лишние сложности. Поэтому возникла необходимость создать единую международную систему — единый нуль глубины и высоты. В сентябре 1954 г. в Риме Генеральная ассамблея Международного геодезического и геофизического союза приняла решение об уравнивании европейской нивелирной сети.

На всех морях нашей страны есть один или несколько пунктов, связанных с общегосударственной системой высотных отметок. Широко используется также метод, позволяющий путем расчетов увязать нули постов (в пунктах, где это трудно или невозможно сделать нивелировкой) с теми, которые связаны с государственной сетью.

Наблюдения над уровнем при решении научных и практических задач подвергаются различной статистической обработке — это и спектральный анализ, позволяющий выявить скрытые периодичности, и гармонический анализ для определения некоторых характеристик колебаний и др. Часто важно знать, как долго стоит уровень, — это особенно интересует портостроителей и мореплавателей. В таких случаях строятся графики повторяемости уровня.

Следует упомянуть еще о колебаниях уровня, вызываемых сейшами. Они могут возникнуть при резких изменениях атмосферного давления над каким-либо районом моря и от иных причин: сейсмических, сгонов и нагонов и др. Сейши начали изучать не на морях, а на озерах, где они особенно заметны. Так, на Женевском озере наблюдаются сейши с амплитудой до 2 м. На Азовском море бывают сейши с амплитудой до 80 см. В Севастополе, когда над городом прошла гроза (25 августа 1911 г.), падение атмосферного давления на 6 мм вызвало толчок в колебаниях уровня около 60 см. Полагают, что сейши являются причиной и тягуна, наблюдающегося в некоторых портах, например в Туапсе на Черном море. Происходящее при тягуне горизонтальное и вертикальное движение вод приводит к катастрофам — суда наваливаются друг на друга, на стенки набережных и т. д. Это явление, однако, еще до конца не изучено.

Сведения о колебаниях уровня моря требуются в первую очередь гидрографической службе, мореплавателям, жителям побережий. Знание характера колебаний уровня важно также при определении горизонтальной циркуляции вод океана, при поисках полезных ископаемых на дне моря и т. д.

Течения

Движения морской воды, о которых мы говорили до сих пор, носят колебательный характер. Но в Мировом океане существуют движения, при которых частицы воды переносятся на огромные расстояния — на тысячи миль. Это — морские течения. Они разнообразны. Течения с общим направлением и средней скоростью называются постоянными. Они несут колоссальные объемы поверхностной воды, захватывающие более или менее мощный слой. Движение вод на глубине и у дна медленнее, но также имеет генеральное направление, часто обратное по отношению к поверхностному. Так возникает круговорот океанических вод на планете.

В морях и океанах наблюдаются также течения, которые вызывают временные причины, в первую очередь ветер, изменчивый по скорости и направлению. За 12–24 часа такие течения переносят воду на 5—10 миль. Существуют также периодические приливно-отливные течения. В узких заливах и проливах они движутся вперед и назад.

Морские течения были известны еще в древние времена. Аристотель писал о течениях в Керченском проливе, Босфоре, Дарданеллах. Знания о течениях накапливались из века в век, со все более серьезными обобщениями картированием.

Крупные открытия океанических течений были сделаны в конце 50-х годов и во второй половине нашего столетия. Речь идет о мощных глубинных течениях в Атлантическом, Тихом и Индийском океанах. Еще совсем недавно считалось, что течения в глубине вод имеют очень маленькие скорости. Современные методы наблюдений (с помощью заякоренных буев и поплавков нейтральной плавучести) позволили установить, что на глубинах в 1 тыс. м непериодические течения в некоторых местах достигают 30 см/с, а приливные — даже 50 см/с. Инструментальные наблюдения показали также, что на глубинах более 1 тыс. м скорости течения колеблются от 5 до 15 см/с. После тщательного изучения мощных океанических течений Гольфстрима и Куросио установлено, что они сохраняют направление и скорость до глубин 750—1500 м. Подтвердилась также гипотеза о том, что под крупнейшими течениями Мирового океана должны наблюдаться достаточно сильные течения, направленные в обратную сторону. И действительно, такие течения были открыты — прежде всего в Атлантическом океане под Гольфстримом, а потом в Тихом под Куросио.

До сих пор нет обобщенных сведений о придонных течениях, хотя косвенные данные указывают на то, что и там возможны довольно сильные течения. Об этом свидетельствуют глубоководные опускания батискафов, крупнозернистый материал на глубоководных участках дна. Пока известно, что в придонных глубоких частях океана потоки направлены в основном с юга на север — от Антарктики и до северных окраин океанов.

Более сложная система течений в промежуточных слоях океана — здесь наблюдается движение вод против часовой стрелки (в Атлантическом океане на глубине 1,5–2 тыс. м). В то же время в западной части Атлантического океана промежуточные воды, двигаясь с севера на юг, поворачивают по часовой стрелке, создавая замкнутый круговорот. В тропической зоне Тихого океана на глубине 100–300 м преобладает движение вод на восток.

Многие страны (СССР, США, Япония, Англия и др.) ведут в наши дни многочисленные наблюдения над течениями — и поверхностными, и глубинными. Это дало возможность открыть подповерхностные течения: Кромвелла в Тихом океане, Ломоносова — в Атлантическом. В Индийском океане во время 33-го рейса «Витязя» (1960–1961 гг.) было обнаружено сильное течение на глубине 1 тыс. м. Впоследствии оно было названо именем молодого советского ученого Б. А. Тареева.

В числе задач ближайшего времени, решение которых уже начато, находится изучение течений одновременно на больших пространствах (полей течений) и проведение непрерывных наблюдений в течение года — изучение их изменчивости во времени. Такие наблюдения необходимы при разработке методов прогнозов течений.

Накопленные данные о течениях позволяют свести их к определенной системе. Заметим, кстати, что по этому вопросу у ученых возникали разные мнения, и всего несколько десятилетий назад была введена унификация, единообразие понятий. Классификация может быть основана на различных признаках, и прежде всего на происхождении течений. К этой системе относятся: ветровые течения (или дрейфовые), создаваемые движением воздуха над поверхностью моря благодаря силе трения; сгонно-нагонного характера, возникающие при наклонах уровня моря (первопричина — также ветер); приливо-отливные, вызванные периодическими приливообразующими силами Луны и Солнца; плотностные, порождаемые неравномерным распределением плотности воды.

Течения могут быть классифицированы и по продолжительности, или устойчивости. Это — постоянные непериодические и периодические течения. К первым относятся такие течения, которые всегда наблюдаются в определенных районах и, хотя и имеют ту или иную изменчивость, в целом сохраняют генеральное направление (Гольфстрим, Куросио, пассатные течения). Естественно, что непериодические, временные течения возбуждаются внешними силами, прежде всего ветром. Периодические течения вызываются, в основном, приливами.

Есть и другие принципы классификаций — по глубине расположения (поверхностные, глубинные, придонные), по характеру движения (прямолинейные, криволинейные, в том числе циклонические и антициклонические); по физико-химическим свойствам (теплые и холодные, соленые и распресненные).

Таковы основные классификации течений, из которых главной является первая — по происхождению.

При всей очевидной ясности и необходимости для науки и практики классификации течений заметим, что редко течения вызываются какой-то единственной причиной из тех, что были рассмотрены выше. По большей части течения обусловлены комплексом причин. Характерным примером может служить опять-таки Гольфстрим, который вызывается и наклоном уровня, и ветром, и др.

Обычно, когда течение уже возникло, вступают в действие вторичные силы, видоизменяющие его: Кориолиса (сила вращения Земли), отклоняющая поток вправо в северном полушарии и влево в южном; трение, которое всякое движение замедляет; центробежная, проявляющаяся при криволинейных движениях малого радиуса.

Таким образом, наблюдения и теоретические методы привели к общему выводу, что основной силой, благодаря которой возникают непериодические поверхностные течения в океанах и морях, остается ветер, т. е. циркуляция воздуха. Когда ветер непродолжительный, появляется ветровое течение, когда длительный или господствующий, рождается течение, называемое дрейфовым, — пассатное, экваториальное.

Ветер, вызывающий дрейфовые течения, создает в то же время наклон уровня, так как большие массы воды переносятся с одного места в другое. Особенно заметны такие наклоны у берега. В результате появляется сгонно-нагонная циркуляция во всей толще моря от поверхности до дна. В мелководном море наибольший нагон возникает при ветре, дующем перпендикулярно к берегу, а сгон — при ветре, направленном от берега.

Накопления воды в том или ином районе порождают так называемые стоковые течения. Эти накопления образуются не только под действием ветра, но и от других причин: притока речных вод, обильного выпадения осадков и таяния льдов, неравномерного распределения плотности ВОДЫ.

Разница в атмосферном давлении над различными частями океанов вызывает течения небольшой силы. Так, изменение давления на 1 мб приводит к изменению уровня на 1 см, т. е. возбуждаемые при этом течения (они называются бароградиентными) не являются сколько-нибудь значительными. Когда над морем медленно проходит циклон, частицы воды начинают двигаться от центра к периферии; далее, под действием силы Кориолиса они отклоняются вправо — в море возникает циркуляция по часовой стрелке (антициклоническая). Эта циркуляция будет ослабляться ветровыми течениями с обратной циркуляцией. В то же время через проливы станет поступать вода из соседних морей. Циклон, который предположительно находился над центром моря, будет, естественно, смещаться к его окраине, и тогда в центре моря уровень начнет понижаться, течения в проливах станут откачивать воду из данного моря в соседние. Такая сложная система получается при довольно простой ситуации, рассмотренной здесь схематически. При всей сложности реальных условий взаимодействия океана и атмосферы, их постоянной изменчивости, наложении друг на друга различных причин трудно составить единую систему взаимодействий океана и океанических течений. Поэтому пока приходится прибегать к рассмотрению отдельных типичных ситуаций, в частности таких, как прохождение различных барических систем через определенные моря или участки океанов.

В последнее время изучается также влияние на морские течения рельефа дна и очертания берегов. И хотя размеры проливов ничтожно малы по сравнению с морями и океанами, их роль в водообмене очень велика. Недаром поэтому в океанологии существует специальный раздел — учение о проливах, родоначальником которого был, как уже упоминалось, С. О. Макаров, а продолжателем — Н. Н. Зубов. Макаров оставил замечательную работу о водообмене между Средиземным и Черным морями через пролив Босфор. Его наблюдения, их анализ и оригинальные выводы не утратили своего значения до наших дней.

Исследования Макарова позволили сформулировать следующие общие правила движения вод в проливах северного полушария: течения вокруг больших островов и архипелагов движутся в направлении часовой стрелки; в широких проливах течения вдоль различных берегов противоположны по направлению. Различны также направления течений в вертикальном разрезе. Макаров наблюдал это в Сангарском проливе Японского моря. Такие же наблюдения известны в Корейском проливе и др.

В самом общем виде схема течений Мирового океана может быть представлена так. В северных частях трех океанов — Атлантического, Тихого и Индийского — отчетливо видны системы больших антициклонических круговоротов, а в южных частях — циклонических. Особенно нужно отметить проникновение в высокие широты Северо-Атлантического течения, являющегося ветвью Гольфстрима.

Гольфстрим оказывает большое влияние на климат нашей страны. В частности, в районе Баренцева моря ветвь теплого течения оттесняет границу постоянных льдов на север, до 81° с. ш. — самой высокой широты в мире. Как указывал В. В. Шулейкин, даже в Карское море теплое течение приносит в 9 раз больше тепла, чем воды Енисея и Оби. Изучено и более отдаленное воздействие Гольфстрима, например на средний уровень Каспийского моря.

Тепло Гольфстрима ощущает вся Западная Европа и восточные районы Северной Америки. При небольших скоростях Северо-Атлантического течения (0,1–0,2 см/с) тепло, приносимое им к северо-западным берегам Европы, так велико, что на западном берегу Норвегии, в Тромсе, расположенном на 70° с. ш., температура воздуха на 22° выше средней для данного широтного круга.

Начатое давно изучение Гольфстрима (обнаруженного Понсом де Леоном в 1513 г.) пережило качественно новый скачок лишь в 50-е годы нашего столетия. Поставленные в это время синхронные съемки несколькими судами (в том числе и советскими) дали интереснейшие результаты. Среди других проблем особенно внимательно рассмотрено меандрирование Гольфстрима и его многолетние колебания. Материалы исследований впервые обобщил американский ученый Г. Стоммел в книге «Гольфстрим».

Исследование течений считается проблемой номер один в современной физической океанологии. Это означает не только ее важность, но и то, что еще очень многое в ней предстоит сделать. Стоммел пишет: «Даже теперь, после многих лет усилий, наше представление о Гольфстриме является еще не полным»[2]. Наблюдения последних десятилетий показали, что положение Гольфстрима настолько изменчиво, что его путь даже приблизительно нельзя назвать прямым. Исследования течения Стоммел проводил одновременно с изучением условий атмосферной циркуляции над Атлантическим океаном, системой ветров.

С точки зрения практики морские течения имеют значение в первую очередь для навигации. Встречное течение задерживает движение судна, боковое — сбивает его с курса и может стать опасным, попутное — благоприятствует движению вперед. Каждый судоводитель снабжен таблицами о приливо-отливных течениях в прибрежных районах и картами течений в открытом океане, составленными по средним характеристикам.

Большое значение имеет изменчивость течений для рыболовного промысла. Рыба часто концентрируется во фронтальных зонах океана и зонах расхождения течений, где поднимаются глубинные воды, насыщенные питательными солями.

Океан из космоса

Начиная с первого полета в космос стали очевидными перспективы, которые открывают наблюдения над поверхностью океанов с пилотируемых аппаратов. На космических снимках отчетливо видны струи океанических течений, фронтальные зоны, пятна и полосы. В 1978 г. орбитальная станция «Салют-6» имела уже совершенно определенное научное задание по изучению природной среды и биологической продуктивности океанов нашей планеты. Одновременно в эту работу были включены и суда, находящиеся в океанах. Таким образом, данные, получаемые с борта судна, непосредственно проверялись, сопоставлялись, постоянно происходил обмен результатами наблюдений. Удалось найти признаки для определения ряда динамических образований в море: фронтальных зон, разделяющих воды с различными физическими свойствами; зоны поднятия к поверхности вод из глубины; вихрей и мест с высокой биологической продуктивностью. Наблюдения с судов показали, что высокая биологическая продуктивность соответствует динамически активным зонам. Космические исследования внесли некоторые уточнения: высокая биологическая активность, которая обычно считается характерной для прибрежных районов, присуща также и районам открытого океана, где были замечены большие скопления морских организмов. Изучение вихрей на морской поверхности показало, что они не случайны, повторяются часто и, видимо, представляют собой элемент общей циркуляции.

Наземная информация недостаточна для большинства районов Мирового океана. Огромные пространства, лежащие вне путей транспортных и рыболовных судов, остаются неосвещенными, сеть кораблей погоды слишком редкая. В океанографической оперативной и научной практике наиболее успешно применяются телевизионные снимки поверхности Земли (в том числе океанов) и облачности. Два основных аспекта использования этой информации — о ледовом покрове и зонах штормового волнения по весьма обширному району одновременно. Существующие уже много лет наблюдения над ледовым покровом с береговых станций, постов, самолетов и судов ограничены как во времени, так и в пространстве. Наиболее совершенное из этих наблюдений — ледовая авиаразведка — не охватывает всей акватории, производится с большими промежутками. Таким образом, часто трудно бывает проследить за изменением положения кромки льдов и другими важными характеристиками.

Большая работа ведется по дешифрированию получаемых снимков. Яркость дает возможность определить различные формы льда, воду среди льда — полыньи, каналы, разводья, запринайные полыньи. Самый яркий тон означает, что на снимке зафиксирован неподвижный или малоподвижный лед. Менее яркий — разреженный, серобелый и серый и т. д. Яркость снимка зависит от многих причин, в том числе от сезона года. Особенные трудности вызывает дешифрирование снимков, когда над льдами лежит плотная облачность. Здесь на помощь пришло сопоставление снимков последовательно в течение нескольких дней.

Облачная система значительно менее инертна, чем ледовая, и изменения кромки припая удается представить себе достаточно точно. При этом уточнение делается с помощью географических ориентиров — таких, как мысы, полуострова и острова, береговая линия, которые в большинстве случаев на спутниковых снимках видны достаточно отчетливо.

Естественно, что анализ снимков неразрывно связан со знанием климатических условий: льда, ветра, течений, температуры воды и воздуха, т. е. это может делать только специалист-гидрометеоролог. Надо знать также условия в океане и атмосфере за предшествующее время. Это важно прежде всего при резких изменениях — например, когда сильные ветры заметно меняют положение кромки льда, его сплоченность и т. д.

По спутниковым данным составляются ледовые карты. Такая карта соответствующим образом обрабатывается, наносятся границы различных форм льда, в принятых условных обозначениях даются виды льда, сплоченность, участки чистой воды и т. д. Если есть карта последней ледовой разведки, делают сравнения с ней, анализируют и объясняют возникающие при этом в ряде случаев расхождения.

Спутниковая информация может оказать неоценимую услугу, если других данных нет. В декабре 1967 г. научно-исследовательское судно «Профессор Визе» совершало плавание в антарктических водах (это судно не приспособлено для плавания во льдах). Обслуживание велось по данным метеорологического спутника Земли «Космос-184». По ним удалось установить границу берегового припая и зоны льдов различной сплоченности, предполагаемое место распространения айсбергов. Судну был рекомендован оптимальный маршрут. Операция оказалась успешной.

Второй, исключительно важной стороной использования спутников являются снимки облачных вихрей для определения зон штормового волнения в океане. Состояние погоды, несмотря на современное мощное развитие мореплавания, весьма важно для успешного движения судов в океане. Нередки случаи, когда приходится менять курс судна, снижать его скорость, прекращать лов рыбы или морского зверя, ложиться в дрейф и т. д. Все это, естественно, увеличивает непроизводительные затраты, наносит определенный ущерб. Анализ спутниковых наблюдений и карт морского волнения показал отчетливую связь между вихревой структурой облачности и морским ветровым волнением. Прежде всего было изучено отличие вихревой структуры облачности циклонов от барических образований вихревой же структуры, не влияющих на погодные условия. Это было сделано, так как известно, что показываемые спутником вихревые возмущения над океаном в 80 % имели вихревую структуру облачности, развитые и окклюдированные циклоны, в 20 % — не связанные с циклогенезом. След циклона виден на снимке как остатки отчетливо выраженной облачной спирали с округлым просветом в середине. Эти снимки потребовали тщательного анализа, так как возможны различного вида осложнения, вызывающие непредвиденные ошибки. Когда на снимке спутника обнаруживается вихревая структура облачности над определенным районом океана, на его поверхности наблюдаются ветровые волны. Высота их может достигать 3–4 м, а зона распространения простирается в среднем на 300 X 200 миль. Постепенно волнение нарастает, волны увеличиваются до 5–7 м, а площадь — до 500 X 350 миль. Далее начинается жестокий шторм с волнами до 10–12 м, общая площадь волнения, вытянутая в направлении ветра в форме эллипса, расширяется до 1000 миль. При заполнении циклона шторм начинает утихать.

Таким образом, по данным вихревой структуры облачности можно составить достаточно точное представление о морском штормовом волнении — высотах волн и зонах распространения.

Особенно опасны для плавания в приэкваториальных и тропических зонах океанов тропические циклоны. Спутник позволяет обнаружить место их возникновения, и полученная Землей информация своевременно поступает на суда.

Атмосфера

Происхождение, распространение, состав

Весь земной шар окутывает невидимым слоем атмосфера — его воздушная оболочка. Ответить со всей определенностью на вопрос, как она появилась, пока не представляется возможным. Имеются лишь гипотезы, но дело будущего установить, какая из них верна, а может быть, найдется новое, отличное от них решение. Время существования атмосферы и точных наблюдений над ней совершенно несопоставимы. Возраст воздушной оболочки составляет несколько миллиардов лет, период ее изучения — около 200 лет.

Исследуя состав земной атмосферы, ученые определили, что ее состав отличается от вероятного состава атмосферы, окружающей другие планеты Солнечной системы. Работа в этой области еще только начинается. Так, сведения об атмосфере Венеры получены с помощью советских и американских автоматических станций. Проводятся наблюдения над атмосферой Сатурна. Эти исследования позволили установить, что атмосферы планет земной группы типично окислительные, в них мало (или вовсе отсутствует) водорода и много углекислого газа (в атмосфере Венеры углекислого газа 93–97 %).

Химический состав земной атмосферы с течением времени меняется под влиянием поверхности земной коры, биологических факторов и ультрафиолетовой солнечной радиации. В соответствии с теорией образования Земли академика О. Ю. Шмидта, частицы гигантского облака космической пыли, из которого образовалась Земля, выделили постепенно основные газы — атмосферу. Позднее легкие газы улетучились. Считают, что в современную эпоху газы попадают в атмосферу главным образом при извержении вулканов. А затем вновь возвращаются на земную поверхность. Как в прошлом, так и теперь продолжается сложный процесс формирования атмосферы планеты. А влияние деятельности людей на состав атмосферы с каждым годом увеличивается.

Человек всегда стремился понять явления природы, оградить себя от опасных, определить полезные. Не случайно земляне обожествляли солнце, луну, гром и молнию, ветры и моря. С незапамятных времен сохранились сведения о погоде, смене ветров, радуге, муссонах, о пыльных бурях. Но уже в глубокой древности ученым приходилось несколько ограничивать власть божественной силы. Так, Пифагор говорил, что «бог поступает всегда по правилам геометрии». В первых записях древних по метеорологии был отмечен годовой цикл погоды. Более четырех веков до нашей эры в греческих городах на всеобщее обозрение выставлялись календари погоды (их называли паранегамами, от греческого слова прикреплять) с описаниями наблюдений предшествующих лет. В них говорилось о ветрах, бурях, дождях, грозах и туманах. Сохранились сведения, дающие возможность составить представление о погоде того времени. По отдельным данным (прилет и отлет домашней ласточки или цветение персика) можно установить, что климат был теплее настоящего.

Первой книгой об атмосферных явлениях была «Метеорология» Аристотеля. Труд великого ученого состоял из четырех частей: в первой описывались явления, происходящие в верхних слоях атмосферы, во второй — моря, в третьей — бури и вихри, а четвертая посвящалась «Теории четырех стихий». Следовательно, уже тогда были известны многие метеорологические явления и делались попытки установить взаимосвязь океанов и атмосферы. Впервые «Метеорология» была переведена на итальянский язык в 1474 г. До 1600 г. вышло 135 ее изданий с различными комментариями. Средние века оставили нам летописи, также упоминавшие о явлениях погоды.

В период Великих географических открытий было доказано, что наша планета имеет форму шара и климат на ней весьма разнообразен. Мореплавание потребовало развития астрономии, оптики, навигации. В XVII в. были изобретены термометр, барометр и многие другие приборы. История создания термометра до сих пор еще во многом неясна. Высказывается предположение, что над изобретением термометра работали одновременно несколько ученых. Однако пальма первенства принадлежит Г. Галилею. Два с половиной столетия ушло на унификацию наблюдений температуры воздуха, да и сейчас эта работа еще не закончена.

Аристотель ввел ошибочное представление об абсолютной легкости воздуха, которое укрепилось необыкновенно прочно. Галилей же изучал давление воздуха. Он вычислил высоту медного столба, уравновешивающего давление воздуха, хотя сам еще пользовался термином «сила пустоты». Так приблизилось время появления барометра. Его изобрели ученики Галилея — Торичелли и Вивиани. Примерно в середине XVII столетия появились барометры с надписями: «дождь», «сильный дождь», «буря» (со стороны низкого давления), «ясно», «очень ясно», «очень сухо» (со стороны высокого). Эти надписи существуют на барометрах и в наши дни.

В XIX в. возникла одна из ветвей метеорологии — синоптическая. В 1816–1820 гг. Брандео в Германии составил первые синоптические карты для Европы. В 1842 г. Лумис сделал их в США. Для первых карт были использованы наблюдения 36 станций, из которых три находились в России (сейчас в нашей стране 10 тыс. метеорологических станций).

Постепенное совершенствование и анализ синоптических карт позволили сделать многие фундаментальные выводы о движении и свойствах воздушных масс. Пришло время оформления их в самостоятельную дисциплину с конкретной практической задачей — предсказание погоды. Этому способствовало изобретение телеграфа, который стал использоваться для быстрейшей связи отдаленных: районов с центральными учреждениями в случае приближения бурь, а также организации всей метеорологической службы.

14 ноября 1854 г. на Черном море произошла жесточайшая буря. Стоявший в это время в Балаклавской бухте англо-французский флот был уничтожен. Это трагическое событие привело к организации во Франции регулярной службы, которую возглавил известный астроном У. Леверье. Через три месяца после балаклавской бури вышла первая опытная карта, для которой были использованы наблюдения 13 метеорологических станций Франции. В последующие годы стали поступать наблюдения и из других стран, составляться и публиковаться карты, организовалась служба штормовых предупреждений.

В 1872 г. возникла служба погоды и в России. В Главную физическую обсерваторию в Петербурге по телеграфу передавались сведения с 60 русских и зарубежных станций, штормовые предупреждения ограничивались лишь акваторией Балтийского моря и озер.

В течение нескольких десятилетий синоптический прогноз был, в сущности, прогнозом изменений поля давления атмосферы. Считалось, что горизонтальное распределение давления это и есть условия погоды. Но температура воздуха, осадки, облачность связаны не только с давлением. В атмосфере все значительно сложней. Необходима была перестройка самого метода синоптической метеорологии, его научных основ и прогностических возможностей. В 1915 г. в России возникло Военно-метеорологическое управление и Главная авиаметеорологическая станция. Да и сама метеорологическая наука уже была подготовлена к перестройке.

Развитие аэрологических наблюдений в конце XIX в., т. е. исследование верхних слоев атмосферы, привело к тому, что произошел поворот к изучению процессов в трех измерениях. Существенную роль в этом сыграли и успехи динамической метеорологии, в особенности учение о циркуляции атмосферы и об энергии атмосферных движений (В. Бьеркнес и М. Маргулес). Благодаря радиосвязи был установлен международный обмен метеорологическими сводками. Синоптические карты начали составляться для всего северного полушария, а затем и для Земного шара. Если во время первой мировой войны было несколько десятков станций, то к 40-м годам их насчитывалось уже тысячи. Сами передаваемые наблюдения стали подробнее, охватили большое число элементов. Радио стало основным средством информации о будущей погоде. Таким образом, крупнейший технический переворот в средствах связи привел к перевороту в синоптической метеорологии. Метеорологическая наука за 20 лет (1920–1940 гг.) сделала больше, чем за всю свою предшествующую историю.

Значительное развитие получила служба погоды в нашей стране. В 1930 г. был организован Центральный институт погоды, республиканские и областные центры службы погоды, синоптическая служба в аэропортах гражданской и военной авиации.

Изобретение радиозонда сделало возможным появление высотных карт погоды и вертикальных разрезов. В нашей стране они систематически составляются с 1937 г. С помощью этих карт были открыты и исследованы струйные течения — узкие, но исключительно сильные потоки в верхней атмосфере и тропосфере. В 1945 г. первые полеты самолетов в тропических циклонах положили начало их подробному исследованию.

Одновременно с синоптическим разрабатывался гидродинамический метод прогноза погоды — в первую очередь прогноза поля давления. В 1939–1940 гг. были предложены новые приемы для предсказания поля давления и температуры, в частности перенос изобар и изотерм вдоль некоторых предвычисленных траекторий, позднее развитый и усовершенствованный. Теоретически изучена система волн, возникающих в общем западном воздушном потоке. Большой вклад в гидродинамический метод прогнозов внес советский ученый И. А. Кибель.

Еще в 1925 г. советский ученый А. А. Фридман предложил уравнение переноса вихря. Оно было широко использовано во многих странах — США, Германии, Англии и др. Когда спустя два с лишним десятилетия началось широкое применение электронно-вычислительной техники, стало возможным быстро решать сложные системы уравнений динамики атмосферы, учитывать в прогнозах многие добавочные физические факторы, например влияние орографии.

До сих пор мы говорили лишь о краткосрочных прогнозах погоды. Ведется также большая работа по созданию и применению методов долгосрочных прогнозов средствами гидродинамики. В последние годы как в нашей стране, так и за рубежом развиваются идеи о влиянии солнечной активности на макропроцессы погоды. Общая тенденция исследований сейчас такова, что надо искать глубокие взаимозависимости между всеми геофизическими явлениями. Надо также учитывать и роль космических факторов.

Атмосфера испытывает постоянное воздействие сверху — космического пространства, снизу — земной поверхности, почвы, снежного покрова и, конечно, океанов, морей и других водоемов. Основной источник энергии атмосферы — солнечное излучение, постоянно идущее к Земле.

Физическое состояние атмосферы характеризуется величинами, называемыми метеорологическими элементами, — это температура, влажность, давление воздуха, ветер (его направление и скорость), осадки, дальность видимости, оптические, электрические явления. Сочетание нескольких метеорологических элементов порождает грозу, метель, туман, смерч, полярные сияния и др. Изучать атмосферные явления, находить их взаимосвязи призвана метеорология. В наш век дифференциации наук и метеорология разделилась на ряд отдельных отраслей, Одна из них — физика атмосферы, в которой основное внимание уделено физическому механизму атмосферных процессов и явлений. Конкретно физика атмосферы изучает термодинамические процессы, состав, строение, образование облаков, туманов и др.

Разработкой методов предсказания погоды занимается синоптическая метеорология. Динамическая (теоретическая) метеорология, широко используя математический аппарат, применяет теоретический метод исследования. Наука о климате — климатология. Физика свободной атмосферы — аэрология — изучает верхние слои атмосферы (до высот в несколько десятков километров). В последние годы возникает новая наука — аэрономия. Она обязана своим происхождением тем наблюдениям, которые производятся с помощью геофизических и метеорологических ракет, искусственных спутников Земли, пилотируемых и автоматических кораблей и межпланетных станций. Здесь речь идет уже о высотах в несколько сотен и тысяч километров. Эта наука рождается на наших глазах вместе с развитием космических исследований, и путь ее еще только начинается, хотя можно предположить, что он будет стремительным, захватывающе интересным и принесет новые открытия.

Практические требования общества породили ряд важных прикладных отраслей метеорологии — таких, как авиационная метеорология, агрометеорология, биометеорология (влияние атмосферных процессов на человека и другие живые организмы), ядерная метеорология (изучение естественной и искусственной радиоактивности, распространение в атмосфере радиоактивных примесей, влияние ядерных взрывов). Радиометеорология, активно развивающаяся в последнее время, изучает распространение радиоволн в атмосфере. Можно было бы назвать еще несколько прикладных аспектов метеорологии: лесную (связанную с лесными пожарами), транспортную, строительную и др.

Что же представляет собой атмосфера — предмет изучения столь многих паук, использующих различные методы и подходы? Прежде всего, о высоте атмосферы. Ее четкой верхней границы не существует, она плавно переходит в межпланетное пространство. Плотность составляющих атмосферу газов приближается к плотности его газов. Условно принято, что граница проходит на высоте 1000–1200 км, где еще иногда наблюдаются полярные сияния. Невозможно пока точно установить глубину (или высоту) проникновения атмосферы в космос. Наблюдения спутников над изменением плотности воздуха показывают, что плотность атмосферы приближается к плотности межпланетной среды с высот 2–3 тыс. км. Косвенные данные позволяют полагать, что внешняя часть атмосферы проникает в сильно разреженную, с температурой около 100 тыс. °С солнечную атмосферу и взаимодействуют с ней. Следы атмосферы обнаружены автоматическими межпланетными станциями на высоте более 20 тыс. км. Ученые полагают, что земная атмосфера переходит в солнечную на высоте 60—100 тыс. км. Существует явление, называемое ускользанием атмосферы. Оно состоит в том, что молекулы и атомы газов, находящиеся в постоянном движении, поднимаясь высоко вверх, реже сталкиваются друг с другом (их становится все меньше в единице объема) и могут уйти в межпланетное пространство.

Масса земной атмосферы равна приблизительно 5,27 * 10^18 кг. Основная ее часть сосредоточена в относительно тонком приземном слое.

Все метеорологические элементы меняются в пространстве и наиболее сильно — по вертикали. Например, температура воздуха изменяется по вертикали в несколько сотен раз больше, чем по горизонтали. Атмосферу можно разделить на ряд слоев, или сфер. В 1962 г. Всемирная метеорологическая организация, проанализировав все имеющиеся к этому времени данные, пришли к выводу, что по характеру распределения температуры выделяется пять сфер: тропосфера (до 11 км), стратосфера (от 11 до 50–55 км), мезосфера (от 50–55 до 80–85 км), термосфера (от 80–85 до 800 км), экзосфера (выше 800 км).

Название самого нижнего слоя атмосферы, начинающегося у земной поверхности, происходит от греческого слова «тропос», что означает «вращаться, перемешиваться». Высота тропосферы непостоянна и зависит от географической широты места, времени года, циркуляции. Граница атмосферы на одной и той же широте выше летом и ниже зимой. В умеренных широтах мощность атмосферы 9—12 км, близко к полюсам она меньше, порядка 8—10 км, к экватору больше — 16–18 км. Воздух в тропосфере движется не только в горизонтальном и вертикальном направлении, но и постоянно перемешивается, Именно в тропосфере образуются облака, так как здесь сосредоточена основная масса водяного пара, выпадают осадки и происходят другие метеорологические явления. С высотой в тропосфере убывает температура — на каждые 100 м более чем на полградуса. На верхней границе тропосферы средняя годовая температура в уморенных широтах — 50–60°, над экватором — около 70°, над Северным полюсом зимой — 65°, летом 47°.

Тропосферу и стратосферу разделяет слой толщиной от нескольких метров до 1–2 км, который принято называть тропопаузой. В этой области образуются очень мощные узкие воздушные потоки со скоростями 150–300 км/ч, так называемые струйные течения. Лежащая выше стратосфера характеризуется вначале (до высоты 35 км) очень медленным ростом температуры, а затем значительно более быстрым, и на верхней границе достигает среднегодового значения около 0°. Здесь в зависимости от сезона и высоты колебания очень значительны. В стратосфере водяного пара уже почти нет, облака не образуются. И лишь очень редко на высоте 20–25 км возникают перламутровые облака. Долго считалось, что в отличие от тропосферы в стратосфере воздух не перемешивается, что это — весьма спокойная среда. Но радиометрические приборы и метеорологические ракеты принесли новые сведения — оказывается и здесь, в стратосфере, существует интенсивная циркуляция воздуха и вертикальные его перемещения.

Следующий за стратосферой слой — мезосфера — также отделен промежуточным — стратопаузой, который еще недостаточно полно изучен. В мезосфере температура с высотой падает до — 70–80°. Есть данные, что скорость ветра достигает здесь 150 м/с. Можно предполагать, что в мезосфере существуют интенсивные турбулентные движения. Выше находится промежуточный слой — мезопауза. В этой области наблюдаются серебристые облака. Ракетные наблюдения показывают, что на высоте 150 км температура равна примерно 220–240° К, на высоте 200 км 500°К, а на верхней границе термосферы превышает 1000°К (К — кинетическая температура газа (воздуха), определяемая движением его молекул и доступная для непосредственного измерения). В термосфере, расположенной над мезопаузой, температура с высотой возрастает.

Экзосфера — сфера рассеяния — представляет собой внешний слой, постепенно переходящий в межпланетное пространство. Температура здесь еще более повышается, предположительно она равна 2000 К, газы находятся в весьма разреженном состоянии, их частицы движутся с огромными скоростями, почти не сталкиваясь друг с другом.

Жизнь и деятельность человека развивается в самой нижней части атмосферы. Поэтому особенно важно знать, как взаимодействует атмосфера с земной поверхностью. С этой точки зрения атмосферу принято делить на нижний, пограничный слой, в пределах 1–1,5 км, и верхний, лежащий выше, называемый свободной атмосферой. В первом существуют суточные изменения метеорологических элементов, на движение воздуха влияет трение о земную поверхность. В этом слое может быть выделен еще один, самый нижний, высотой 50—100 м. Его называют приземным слоем, потоки тепла и водяного пара в нем мало изменяются с высотой.

В горизонтальном направлении атмосфера также неоднородна. Вся тропосфера делится на обширные объемы с относительно однородными условиями, узкими полосами, где метеорологические изменения весьма резки. Обширные объемы воздуха, перемещающиеся в одном из течений, называется воздушными массами. В зависимости от того, где формировалась та или иная воздушная масса, как долго находилась она над определенной подстилающей поверхностью, зависят ее свойства. Естественно, что одни свойства рождаются в воздухе, подстилаемом льдами Арктики, и совсем другие — в тропиках. Таким образом, возникла следующая классификация воздушных масс, основанная на географических особенностях их формирования.

1. Арктический воздух, образовавшийся над Полярным кругом, в Арктическом бассейне и над прилежащими частями материка (АВ).

2. Умеренный воздух, формирующийся в умеренных широтах (УВ).

3. Тропический воздух, образующийся в тропических и субтропических широтах (ТВ). Этот воздух формируется иногда в летнее время над континентами в южных районах умеренных широт.

4. Экваториальный воздух — воздух экваториальной зоны, иногда переходящий из одного полушария в другое (ЭВ).

Внутри одной и той же воздушной массы метеорологические элементы меняются мало, а при переходе из одной массы в другую — резко, скачком. Переходные зоны, где метеорологические элементы в горизонтальном направлении изменяются быстро, принято называть фронтом (иногда фронтальными зонами, или фронтальными поверхностями). Когда надвигается холодный воздух и клином подтекает под отступающий и вытесняемый вверх теплый воздух, фронт называется холодным. Когда надвигается теплый воздух и постепенно натекает на отступающий холодный, речь идет о теплом фронте.

Различают три главных фронта: арктический (между арктическим и умеренным воздухом), умеренных широт (между умеренным и тропическим), тропический (между тропическим и экваториальным воздухом).

Перемещения, изменения и взаимодействие воздушных масс и фронтов обусловливают изменение погоды, поэтому их изучение особенно важно при составлении прогнозов. Движение атмосферы различных масштабов и природы, физические явления и процессы, происходящие в атмосфере (излучение, нагревание и охлаждение, взаимные превращения пара, воды и льда), составляют сущность современной науки о воздушной оболочке Земли. Но воспроизвести все сложнейшие явления в заранее заданной обстановке невозможно. Поэтому в последние годы организуются крупномасштабные натурные эксперименты. В 1972–1974 гг. был проведен Международный тропический эксперимент по изучению динамики и энергетики тропической зоны планеты, использовались современные методы наблюдений атмосферы и океана.

В состав атмосферы входят различные группы веществ. Первая — главные постоянные газы: азот, кислород, аргон. Сюда может быть отнесен и водяной пар, хотя количество его непостоянно и заметно меняется от времени и места. Далее идут малые постоянные газы: углекислота, окись углерода, метан и др. Они химически устойчивы, но существуют в атмосфере в небольших количествах. Причисляют к данной группе озон атмосферы и нижней стратосферы — ненасыщенные и неустойчивые молекулы, малочисленные и химически очень активные, озон верхней атмосферы. В последнюю группу входят аэрозоли — твердые и жидкие частицы, плавающие в воздухе.

Азот воздуха составляет по объему 78,08 %. Он почти не участвует в поглощении энергии и превращениях вещества в атмосфере. Исключение представляют, пожалуй, лишь некоторые виды бактерий в почве, которые усваивают азот и выделяют в атмосферу очень небольшое количество его окиси. Преобладание азота в атмосфере объясняют его инертностью. Выделившийся в начальной стадии образования атмосферы он сохранился в ней в большем количестве, чем другие газы.

Вторая по объему (20,95 %) составная часть атмосферного воздуха — кислород. Он необходим для дыхания почти всех живых организмов, горения, участвует в реакциях со многими другими газами. Ракетные наблюдения показали, что на больших высотах (порядка 200 км) кислород должен преобладать над азотом. О кислороде в верхней атмосфере можно судить по спектрам в полярных сияниях. Здесь под действием проникающих в атмосферу протонов и электронов, испускаемых активными областями (например, вспышками на Солнце), светятся разреженные газы и больше всего атомарный кислород. Эти частицы, сталкиваясь, возбуждают атомы и молекулы, которые затем высвечиваются. Нижний край кислородных полярных сияний расположен на высоте около 100 км, а верхний — до 700 км. 8 марта 1970 г. в Москве наблюдалось большое полярное сияние, в котором видны были зеленое и красное свечения с фиолетовыми оттенками.

Аргон как тяжелый газ, по-видимому, в термосфере отсутствует. Аргон атмосферы пассивен.

Углекислый газ принимает большое участие в процессах поглощения и излучения тепла. Средняя его концентрация по объему в 1973 г. составляла 0,0324 %. Надо заметить, что она непрерывно возрастает из-за сжигания топлива, лесных пожаров и обжига цемента. Так, за время с 1890 г. эти источники давали в год около 1,4 * 10^9 т, а в 1971 г. уже почти 2 * 10^10 т CO_2. Годовое увеличение углекислоты в атмосфере составляет только половину этой величины, а следовательно, другая половина должна поглощаться океаном. Но последний процесс идет медленно, и еще медленнее происходит передача углекислоты в глубинные слои, в которых уже растворено углекислоты в 50 раз больше, чем в атмосфере.

Углекислота энергично потребляется растениями как на земной поверхности, так и в океане. По оценкам некоторых ученых, из-за накопления углекислоты должно произойти повышение средней температуры воздуха приблизительно на 3 °C. Большее потепление (до 11°) должно охватить полярные страны и меньшее (до 2°) — тропические, в первую очередь в южном полушарии, где площадь поглощающей поверхности океана больше. Это, однако, процесс длительный.

В атмосфере есть также в небольшом количестве окись углерода, концентрация которой особенно велика в промышленных районах. Над океаном она меньше.

Водород находится в нижней атмосфере, куда попадает при промышленном загрязнении воздуха и извержении вулканов. В земной атмосфере очень мало водорода и сравнительно мало гелия, хотя он и выделяется при радиоактивном распаде. Приход и уход гелия уравновешивается поступлением его из земной коры и ускользанием вверх. Полагают, что водород, участвовавший в образовании нашей планеты, уже почти весь потерян.

Присутствие в атмосфере озона имеет очень большое значение — он защищает живые организмы от вредного, а порой и губительного влияния избытка ультрафиолетовых лучей Солнца.

В далекие геологические эпохи, когда в атмосфере Земли не было кислорода и озона, жизнь развивалась в океане, защищенном слоем воды. Водоросли понемногу выделяли кислород в атмосферу. В начале палеозойской эры его количество составляло сотую долю от современного, над земной поверхностью возник слой озона. Сотни миллионов лет на Земле преобладали лишь водоросли и грибы, затем начался бурный расцвет жизни на суше во всех ее формах. Защитная роль озона велика и в наши дни. Более 1 % солнечной энергии поглощается в верхней части озона, именно поэтому такой теплый воздух (выше 0°) наблюдается в слое 40–55 км. Озон химически активен, реагирует с другими малыми газами атмосферы.

Озон — сильно расслоенный в атмосфере газ. Высота, мощность и смешение его сильно зависят от динамических процессов атмосферы. Наблюдения над озоном дают возможность детально изучать циркуляцию атмосферы, движения фронтов.

Атмосферная пыль и загрязнения

Жидкие взвешенные частицы создают в атмосфере облака и туманы. К твердым, чрезвычайно разнообразным по происхождению и составу, относятся частицы дыма, мглы и пыли. Пыль может быть как естественной (от почвы, горных пород, пыльцы растений), так и возникающей в результате деятельности человека (дым, сажа, цемент и др.). Промышленность загрязняет воздух сернистым газом, окисью углерода, серной и соляной кислотой, неполностью сгоревшими углеродами выхлопных газов автомашин.

Твердые и жидкие частицы, составляющие взвешенную часть атмосферы, объединяют общим названием «аэрозоль». Замутняя воздух, аэрозоль может быть вреден для человека; он также ослабляет приходящую на Землю солнечную радиацию. Загрязнение воздуха происходит преимущественно в больших городах. Однако ветер (и другие метеорологические процессы) способен перенести и распространить загрязнения на значительные расстояния. Сильные ветры могут вызвать в степях пыльные бури, губительные для сельского хозяйства. Ветер рассеивает также частицы дыма и золы заводских труб.

К естественным аэрозолям относят космическую пыль — микрометеориты, захватываемые земным притяжением в атмосферу из межпланетного пространства. В атмосфере более мелкие из них теряют свою скорость, слабо нагреваются и оседают, а более крупные, нагреваясь, испаряются, но пары их затем вновь конденсируются. Часть микрометеоритов, состоящих из железа, собирается на дне океанов в течение миллионов лет в отложениях красной глины.

В середине августа, в дни больших метеорных потоков, излучение Солнца, достигающее поверхности Земли, уменьшается на 1–2 %. Суммарно приход метеоритного вещества на Землю считают равным 1,4 * 10^7 т/год.

Другой естественный аэрозоль — мелкая вулканическая пыль. Во время знаменитого извержения вулкана Кракатау в Зондском проливе, происшедшего 23 августа 1883 г., в атмосферу было выброшено огромное количество пыли и пепла — до 75 * 10^9 м^3. Поднимаясь до высоты 50 км, эти частицы распространяются во всей атмосфере, а затем, в течение нескольких лет, оседают. Так, например, после извержения вулкана Катмай на Аляске в июне 1912 г. солнечная радиация уменьшилась на 25 %, а атмосфера очистилась лишь через два с половиной, года. В 1963 г. был выброшен пепел из вулкана Агунг. Он окончательно осел из атмосферы только в 1971 г.

Частицы дыма и пыли также являются естественными аэрозолями. Лесной пожар, возникший в Западной Канаде осенью 1950 г., вызвал в Англии и Норвегии редкое оптическое явление, названное «голубая лупа». Частицы ныли от почвы и горных пород поднимаются ветром. Эту группу завершают органические вещества — пыльца растений и бактерий.

Атмосферу засоряет и человек. Подсчитано, что в Великобритании в 1959 г. из 220 млн. т топлива в атмосферу попало 1,9 млн. т дыма. Распространяясь в атмосфере на далекие расстояния, частицы углерода, неполностью сгоревшие, а вместе с ними и более вредные частицы серной кислоты или ядовитой окиси цинка могут стать источником несчастных случаев. Так произошло в США в конце октября 1948 г. в г. Донора. Из-за застоя воздуха (господствовал мощный антициклон и прекратилось естественное проветривание долины, в которой расположен г. Донора и его химические заводы) началось массовое отравление — заболело несколько тысяч человек.

Довольно быстро оседают более крупные частицы — такие, как зола и пыль от цементных заводов, загрязняющие почву и жилище людей. В воздухе содержится различное количество аэрозолей — больше в городах, меньше — вдали от них. Так, в США в Балтиморе — в среднем 0,87 мг/м^3, в Лос-Анжелесе — 0,26 мг/м^3, а в сельской местности — 0,045 мг/м^3. В 1952 г. в Лондоне содержание аэрозоля достигло 4,46 мг/м^3. Это катастрофическое загрязнение стоило Лондону многих человеческих жизней.

От автомобилей в воздух попадает ядовитый свинец. Даже над океаном на больших высотах содержится свинец, его нашли над Южным полюсом и в твердых частицах, отложившихся в ледниках Гренландии. Опасен и так называемый смог — смесь дыма с туманом, которая образуется при низкой температуре. В отличие от тумана смог не рассеивается, а наоборот, усиливается на солнечном свету благодаря фотохимическим процессам. Дальность видимости при этом уменьшается, страдают растения, у людей появляются раздражения глаз.

С иссушенной поверхности Земли поднимаются пыль и песчинки и уносятся вверх. В воздухе они или находятся во взвешенном состоянии, или мчатся в потоке ветра вблизи поверхности, иногда ударяясь о ее неровности и как бы совершая «сальто». Возникает песчаная буря, в которую могут быть вовлечены и мелкие камешки. Такие бури бывают обычно днем и затухают вместе с ветром к ночи. Иногда они кратковременны — до часа, но известны случаи и очень продолжительных бурь — до 80 часов. Дальность видимости при пыльной буре резко уменьшается, что весьма опасно для авиации. Большой вред пыльные бури наносят сельскому хозяйству.

В апреле 1969 г. в Китае наблюдалась сильная пыльная буря. На фотографиях, сделанных со спутников, были отчетливо видны облака пыли. Они поднялись на высоту 3 км. Впоследствии облака пыли распространились на восток, над океаном на расстоянии 2500 км от берега — и пыль осела коричневым слоем на палубах судов. Исключительно сильная пыльная буря разразилась в Средней Азии. Над Ташкентом 10 сентября 1971 г. огромная стена серовато-бурой пыли высотой до 3–3,5 км двигалась со скоростью 80—100 км/ч при шквалистом ветре. Эта буря продолжалась около часа и охватила площадь 0,9 млн. км^2. Еще пять дней над Ташкентом сохранялся слой плотной мглы высотой до 2 км.

Влажность или сухость климата, условия жизни человека и растений определяются большим или меньшим количеством водяного пара — одной из важных составляющих частей атмосферы. Водяной пар повышает температуру нижних слоев атмосферы и создает более теплый климат. Сгущаясь, он дает жизнь облакам и осадкам. Конденсация и испарение сопровождаются большим выделением тепла.

Количество водяного пара зависит от физико-географических условий местности и некоторых других факторов. Оно различно в разное время года и суток. Процесс испарения состоит в том, что молекулы воды, преодолевая силы молекулярного сцепления, отрываются от водной или другой испаряющей поверхности. Они быстро распространяются в воздухе, а затем переносятся воздушными потоками на большие расстояния. В то же время молекулы водяного пара переходят из воздуха в воду, на почву, растительный или снежный покров. Когда число возвращающихся молекул начинает превышать число отрывающихся, происходит обратный процесс — конденсация водяного пара на поверхности.

Испарение в природе — это сложный процесс, интенсивность которого обусловлена многими причинами. Скорость испарения зависит от атмосферного давления, скорости ветра. Если ветер дует с суши на водоем, скорость испарения увеличивается, а когда он направлен с воды на сушу, скорость испарения с водоема уменьшается. Испарение с поверхности морей и океанов оказывает влияние на их соленость, так как упругость насыщения над раствором меньше, чем над пресной водой.

Распределение влажности в атмосфере крайне неравномерно. В тропической зоне, где велико испарение с поверхности теплых морей и материков, покрытых тропическими лесами, влажность очень высока (Шри-Ланка, Венесуэла, Индия). К областям пустынь она резко убывает, испытывая при этом большие сезонные колебания. Летом разница во влажности на полюсе и на экваторе сравнительно невелика — всего в 2–3 раза.

Влажность быстро убывает с высотой. Верхняя тропосфера суше приземного воздуха. Из атмосферы водяной пар снова выпадает на землю в виде дождя и снега. Влажность стратосферы в общем очень низка. В пустынях Средней Азии в нашей стране среднемесячная влажность не более 15–20 %. Большой влажностью отличается Черноморское побережье Кавказа.

Тепловой режим атмосферы

Казалось бы, все знают, что такое температура воздуха. Однако нередко показания термометров различны. Поэтому рассказ о тепловом режиме атмосферы начнем с точной формулировки. Температура воздуха — это температура, показываемая термометром в условиях его полного контакта с атмосферным воздухом. При метеорологических наблюдениях за температуру воздуха принимается температура, измеренная термометром, установленным на высоте 2 м над поверхностью почвы, вдали от жилья, защищенном от действия прямой солнечной радиации и хорошо вентилируемом. Эта температура может быть другой в более низких частях приземного слоя. Так, например, в жаркие летние дни случается, что температура воздуха на высоте 2 м на 10° и более ниже, чем у самой земли, где слабы ветер и перемешивание. Существенно различаются температуры на высоте 2 м и в более высоких слоях воздуха, порядка 30 м и более.

Тепловой режим атмосферы — это характер распределения и изменения температур в атмосфере. Он определяется теплообменом с окружающей средой — деятельной поверхностью Земли и космическим пространством. Солнечное тепло поглощается в основном верхними слоями, в целом же атмосфера поглощает его слабо, а в отдельных слоях — незначительно. Нижние слои получают, тепло главным образом от деятельной поверхности, которая нагревается в дневные часы, становится теплее воздуха и отдает ему свое тепло, ночью наоборот — деятельная поверхность теряет тепло излучением, становится холоднее, и тогда уже воздух отдает свое тепло почве.

Большое влияние на нагревание атмосферы оказывает поверхность, к которой она непосредственно прилегает. При этом влияние суши и водной поверхности неодинаково. Суша возвращает воздуху большую часть полученного ею лучистого тепла — 35–50 %, в то время как вода большую часть тепла отдает нижележащим глубинным слоям. На нагревание воздуха уходит немного тепла, так как оно в значительной степени затрачивается еще и на испарение воды. Отсюда следует, что в периоды нагревания суши воздух над ней теплее, чем над водными пространствами. В теплое время года океаны, моря и крупные озера накапливают в толще вод огромные запасы тепла и отдают его воздуху в зимнее время. Вот почему зимой воздух над водными поверхностями теплее, чем над сушей. Но и сама поверхность суши неоднородна, она состоит из лесов, болот, степей и т. д., и отдача тепла, следовательно, неодинакова. Над снежным покровом температура воздуха понижается.

Температура изменяется в течение суток. Минимальная температура воздуха на высоте 2 м бывает перед восходом солнца. Как только солнце появляется над горизонтом и начинает подниматься, в течение 2–3 часов температура растет быстро, затем медленнее и, наконец, в 14–15 часов наступает максимум. Затем начинается процесс понижения температуры — вначале медленный, а затем все более быстрый. Над океанами и морями максимум температуры воздуха наступает на 2–3 часа раньше, чем над материками. Представление о суточном ходе температуры получают осреднением данных наблюдений за многолетний период. Вторжение теплых или холодных воздушных масс искажают этот осредненный ход — холодная воздушная масса понижает температуру, а теплая масса, пришедшая ночью, может ее повысить.

Изменение температуры в пределах суток (амплитуда) зависит от ряда причин: географической широты места, времени года, характера деятельной поверхности, облачности, рельефа местности и высоты над уровнем моря. Наибольшая суточная амплитуда колебаний температуры воздуха наблюдается в субтропиках и убывает к высоким широтам. В тропических областях она примерно 12°, в умеренном — 8–9°, у Полярного круга — 3–4°, в Заполярье — 1–2 °C.

В зависимости от времени года наибольшие амплитуды в умеренных широтах бывают зимой, а наименьшие — летом. В полярную ночь почти нет суточного хода температуры. В Заполярье наибольшие амплитуды (5–6°) отмечаются весной и осенью. В тропиках наблюдаются наибольшие амплитуды суточных температур, мало зависящие от времени года. Например, в пустынях тропических широт в течение всего года амплитуды равны 20–22°.

Над водной поверхностью амплитуда суточного хода меньше, чем над сушей — порядка 2–3°. Чем дальше от моря, тем амплитуда больше — до 20–22°. В степях и пустынях в пределах одних суток они могут достигать 30°.

Рельеф местности сильно влияет на суточный ход температуры. Такие формы рельефа, как котловины, долины, ложбины, больше соприкасаются с воздухом — днем он здесь застаивается, а ночью, охлаждаясь, стекает на дно. Поэтому увеличивается дневной нагрев и ночное охлаждение воздуха внутри вогнутых форм, а значит, и разница дневных и ночных температур. В то же время рельеф выпуклых форм — гор, холмов, возвышенностей — имеет меньшую поверхность соприкосновения с воздухом. Амплитуда суточного хода температуры здесь меньше. Чем выше место над уровнем моря, тем быстрее уменьшается амплитуда суточного хода температуры воздуха.

Рассмотрим теперь годовой ход температуры, который определяется в первую очередь годовым ходом температуры деятельной поверхности. Разницу между среднемесячными температурами самого холодного и теплого месяца называют амплитудой годового хода. В северном полушарии на материках это — июль и январь. По отношению к этим месяцам на океанах и их побережьях экстремальные температуры несколько запаздывают — максимум наступает в августе, а минимум — в феврале-марте. Амплитуды годового хода температуры гораздо больше над сушей, чем над поверхностью воды. Очень большое значение имеет также географическая широта места — наименьшая годовая амплитуда наблюдается в экваториальной зоне, а наибольшая — в полярных широтах. Велика роль и высоты места над уровнем моря. Чем выше точка, тем меньше амплитуда колебаний. Погодные условия — туман, дождь и, в первую очередь, облачность — оказывают заметное влияние на годовой ход температуры. Когда в зимнее время нет облачности, средняя температура самого холодного месяца становится холоднее среднего. В различных географических шпротах различен и годовой ход температуры.

По многолетним наблюдениям могут быть выявлены определенные типы годового хода температуры, представляющие собой правильные периодические колебания. Это — экваториальный, тропический, тип умеренного пояса и полярный. Каждому из них соответствуют в среднем определенные условия продолжительности зимы и лета, время и величина максимальных и минимальных температур. Но в отдельные годы эта общая картина нарушается из-за вторжения различных воздушных масс. Так, частые вторжения морских воздушных масс на сушу приводят к уменьшению амплитуд, а холодных континентальных масс воздуха на побережье океанов и морей — к увеличению. В весеннее время при вторжении масс воздуха из Арктики происходят значительные похолодания, возвраты холодов. Например, 12–16 мая 1954 г. в Ленинграде температура воздуха была от —1° до 6°. Волна холода вторгалась 15 мая 1912 г. в Якутию и понизила там температуру до —10°. Осенью при поступлении теплых масс воздуха из тропиков в умеренные широты наблюдаются возвраты тепла — «бабье лето».

Чтобы представить себе распределение температуры на больших территориях, вычерчивают карты изотерм — линий равных значений температуры в данный момент пли в среднем за определенный промежуток времени (сутки, месяц, сезон и т. д.). Уже говорилось, что температура воздуха в среднем убывает с высотой. Поэтому, чтобы наблюдения, произведенные в разных пунктах, были сравнимы между собой, измеренную температуру приводят к уровню моря, исходя из того, что в тропосфере на каждые 100 м высоты она понижается в — среднем на 0,6°. Изотермы могут проводиться на картах с интервалами в 1, 2, 4, 5 и 10°. Распределение температуры в разное время года отражают прежде всего среднемесячные карты наиболее теплого месяца (июля) и наиболее холодного (января). Казалось бы, эти изотермы должны повторять широтные круги. Однако январские изотермы не совпадают с ними, имеют различные изгибы, особенно отчетливые в северном полушарии в районах границы суши и моря, где велико различие температур воздуха. В южном полушарии с огромной поверхностью океанов изотермы приближаются к широтному направлению.

А в северной части Атлантического океана январские изотермы близки к направлению меридианов. Такое же направление изотерм зимой и на севере европейской территории нашей страны. Чем дальше от океана, тем воздух холоднее. В самых холодных местах, на севере Якутии, в районах Верхоянска и Оймякона, проходит изотерма —48…—50°. Здесь бывали отдельные дни, когда температура падала до —68…—71°. Недаром этот район называют полюсом холода северного полушария. Второй полюс холода находится к северо-западу от Гренландии (остров Элсмир). Средняя температура самого холодного месяца —55°, среднегодовая ниже —35°, а минимальная —70°.

Благодаря притоку теплого воздуха с океана западные берега материков зимой относительно теплы. Теплое Атлантическое течение создает такие условия, что изотерма —20° в Европе отходит на север до 83° с. ш. и значительная часть Баренцева моря до Кольского залива не замерзает. В это время в Мурманске примерно на градус теплее, чем в Москве.

Летом температурные контрасты между полюсом и экватором меньше, изотермы проходят реже, над материком в это время теплее, чем над океаном. Над материком в северном полушарии изотермы изгибаются к северу, а над Северной Америкой, Африкой и Азией проступают области тепла. В одной из таких отчетливо выраженных областей, оконтуривающих Сахару, температура достигает 40°, а в некоторые дни превышает 50°, абсолютный максимум равен 58°. Максимальная температура (50 °C) в нашей стране наблюдалась на юге среднеазиатских пустынь. Самые высокие температуры лежат приблизительно вдоль 10° с. ш. и, смещаясь в течение года, все же в основном остаются в северном полушарии.

Линию, соединяющую точки наибольших средних температур (годовой или определенные месяцы) на земной поверхности, называют термическим экватором. Есть и другое определение термического экватора; «параллель с наиболее высокой средней температурой воздуха (годовой или месячной)». Термический экватор охватывает широкую зону, в которой средние годовые температуры 25–26,5°. В июле в южном полушарии зима и изотермы близки к параллелям. Чем ближе к Антарктиде, тем становится заметно холоднее. На побережье сурового Антарктического материка в июле в среднем —15… —35°, в центре Восточной Антарктиды до —70°. Бывают дни, когда температура здесь падает ниже —80°. На станции Восток (78° ю. ш.) наблюдалась самая низкая температура на Земле (—88,3 °C). Это — полюс холода пашей планеты.

Максимальные температуры почти всюду запаздывают по сравнению с датой летнего солнцестояния. Это запаздывание меньше в континентальном климате и больше в морском. Минимальные температуры запаздывают еще больше по отношению к зимнему солнцестоянию. Вблизи экватора в горах амплитуда хода температуры мала. Так, например, в Эквадоре в Кито (0°14′ ю. ш.) на высоте 2810 м температура сентября (здесь это самый теплый месяц) равна 13,2°, а самого холодного (марта) 12,9°. Чем дальше от экватора, тем быстрее возрастает амплитуда годового хода температуры воздуха. В Москве она составляет 29°, а Верхоянске 64°. Область муссонов в Южной Азии имеет своеобразный ход температуры — зима и весна сухие и безоблачные, температура быстро растет и в апреле достигает в среднем 30°, а местами более 35°. В конце апреля в Бирму и в начале июня в Индию приходит с моря летний муссон с облаками, дождями и похолоданием. В сентябре, с окончанием муссона, начинается постепенное повышение температуры. Эта особенность присуща именно данному району.

Непериодические, иногда очень быстрые и резкие колебания температуры вызывает прохождение циклонов и фронтов. Например, в Ленинграде температура под их влиянием может понижаться зимой до —36° и повышаться летом до 33°, в Якутске колебания бывают соответственно —64° и 38°. Непериодические изменения температуры происходят постоянно, как большие, так и малые, и это естественное состояние атмосферы.

В приземном слое атмосферы (до 2 м) температура воздуха определяется главным: образом поверхностью, и чем ближе к ней в летнее время, тем воздух теплее. Ночью же, когда земля охлаждается быстрее, приземный воздух холоднее, чем в более высоких слоях. Таким образом, летом поток тепла направлен вверх, особенно в ясные дни. Зимой в слое 200–300 м поток тепла направлен вниз. На высотах порядка 17 км в тропических широтах температура воздуха очень низкая (—80°). По обе стороны от тропического пояса в слое 8—11 км температура относительно выше, до —60… —65°. Это — температура воздуха в тропопаузе, она может сильно изменяться от дня ко дню и по высоте.

Изучение температуры в высоких слоях атмосферы в последние десятилетия производится с помощью искусственных спутников Земли и космических кораблей. До начала 1950-х годов температуру воздуха на высоте больше 30–40 км определяли косвенными методами. Оказалось, что результаты обоих методов между собой согласуются. Небольшое повышение температуры с высотой существует до 50 км. Летом здесь около 0°, а зимой — 20… —30°. Выше температура быстро убывает и на высоте 80 км (на верхней границе мезосферы) составляет —75…—90°. Здесь отсутствует озон, поглощающий солнечную радиацию. Далее вверх температура вновь повышается — вначале быстро, а между высотами 200–300 км медленнее. Выше 400 км температура непрерывно увеличивается с высотой. Наблюдения со спутников показали, что на больших высотах существует большой суточный ход температуры — на высоте 800 км днем 2000°, ночью 1000°. Это явление сейчас исследуется. Предполагают, что разогревание осуществляется благодаря ультрафиолетовому и рентгеновскому излучению Солнца.

За многолетние периоды Земля в целом, и в том числе ее атмосфера, не испытывают систематического разогревания или выхолаживания от притока тепла, и средние температуры почти не изменяются. Солнечное тепло поглощается и отдается — баланс в среднем равен нулю. В последние годы произведены большие исследования теплового баланса, позволяющие судить о режиме солнечной радиации и ее преобразованиях на поверхности Земли и в атмосфере. В частности, удалось установить, что в Арктике благодаря отражательной способности льдов при большой радиации очень мала поглощаемая часть. Не будь ледяного покрова, среднегодовая температура воздуха была бы здесь на 20° выше.

Давление воздуха

Одна из наиболее существенных характеристик атмосферы — давление. Когда атмосфера спокойна, оно равно весу вертикального столба воздуха с единичным сечением, простирающегося до верхних слоев атмосферы. Когда воздух движется, то при восходящих потоках давление немного меньше, а при нисходящих — немного больше, но разница эта невелика. Физическая единица давления — давление ртутного столба высотой 760 мм на широте 45° над уровнем моря при температуре воздуха 0°. Такой столб давит с силой 1033,3 Г/см^2.

В синоптической практике для определения давления обычно используются миллибары (мб). Это — доли бара, которым в метеорологии называют давление, равное 10^6 дин/см^2. Значение давления в миллиметрах ртутного столба также употребляется часто. Для перевода из одной системы в другую существуют специальные таблицы. В Международной системе единиц (СИ) атмосферное давление определяется как гектопаскаль (гПа). 1 гПа = 10^2 Па = 1 мб.

Атмосферное давление очень изменчиво. Оно зависит от высоты столба воздуха, плотности и ускорения силы тяжести, в свою очередь изменяющейся в зависимости от географической широты и высоты над уровнем моря. Поскольку вес ртути и воздуха представляет собой силу тяжести, действующую на них, как и на всякое тело на Земле, надо учитывать, что сила тяжести увеличивается от экватора к полюсам и уменьшается с высотой. Плотностью воздуха называется масса единицы его объема. Плотность влажного и сухого воздуха мало различается, и только при высокой температуре и большой влажности разница в плотности сухого и влажного воздуха заметна.

Под наиболее сильным давлением, естественно, находятся нижние силы воздуха. С увеличением высоты вместе с давлением убывает и плотность воздуха, которая зависит также и от его температуры, причем влияние температуры и давления на плотность противоположны.

С высотой давление изменяется всегда, а температура в нижних 10–15 км уменьшается только в среднем. При понижении температуры плотность увеличивается, следовательно, с высотой плотность воздуха уменьшается медленнее, чем давление. Плотность в отдельных случаях увеличивается с высотой или не меняется вовсе. Плотность воздуха обычно непосредственно не измеряют, а вычисляют по уравнениям на основе измеренных температуры и давления.

Сведения о плотности еще совсем недавно получали косвенно из наблюдений за полярными сияниями, метеорами, распространением радиоволн. С появлением искусственных спутников Земли плотность воздуха начали определять по их торможению. Используются также наблюдения за расплыванием искусственных облаков из паров натрия, которые создаются метеорологическими ракетами. В Европе плотность воздуха у поверхности Земли равна 1,258 кг/м^3, на высоте 5 км — 0,735, на высоте 20 км — 0,087, на высоте 40 км — 0,004 кг/м^3. Чем короче столб воздуха, т. е. выше место, тем давление меньше. Но уменьшение плотности воздуха с высотой вносит свои коррективы, и поэтому закон изменения давления по вертикали сложнее. Уравнение, выражающее закон изменения давления с высотой в покоящейся атмосфере, называется основным уравнением статики. Из него следует, что с увеличением высоты изменение давления отрицательное и при подъеме на одну и ту же высоту падение давления тем больше, чем больше плотность воздуха и ускорение силы тяжести. Основная роль здесь, однако, принадлежит изменениям плотности воздуха. Значит, чем выше, тем меньше падает давление при подъеме на одну и ту же высоту. В теплом воздухе давление уменьшается меньше, чем в холодном — на одной и той же высоте в теплой воздушной массе давление выше, чем в холодной.

Уравнение статики не дает возможности решать постоянно возникающие практические задачи в реальных условиях движущейся атмосферы. Поэтому основное уравнение решают при различных упрощающих предположениях, соответствующих фактическим реальным условиям, выдвигая ряд частных предположений. Из основного уравнения статики можно получить значение вертикального градиента давления, представляющего собой изменение давления при перемещении на единицу высоты, т. е. убывание давления на единицу расстояния по вертикали (мб/100 м). Вместо вертикального градиента часто пользуются обратной ему величиной — барической ступенью в метрах на миллибар (изредка еще встречается устаревший синоним термина «градиент давления» — барометрический градиент).

Вертикальный градиент зависит, в первую очередь от самого давления, а также температуры воздуха. Поэтому в нижнем слое атмосферы давление наибольшее, особенно при низких температурах. Барическая ступень — это высота, на которую нужно подняться или опуститься, чтобы давление изменилось на 1 мб. Одним из частных решений основного уравнения статики является барометрическая формула Лапласа, учитывающая влажность воздуха и зависимость ускорения силы тяжести от высоты и широты места. По этой формуле можно определить превышение одного пункта над другим на определенной географической широте, располагая наблюдениями над давлением, температурой воздуха и упругостью водяного пара в рассматриваемых пунктах. Формула Лапласа, дающая высокую точность расчетов, часто используется в более упрощенном виде — допускают, что воздух сухой, и не учитывают зависимость ускорения силы тяжести от широты и высоты. Зная две из трех входящих в барометрическую формулу величин (давление, температура, высота), нетрудно определить третью. Таким образом высота двух пунктов вычисляется с точностью до 1 м. И хотя это можно сделать с помощью геодезических методов, но барометрической формуле и метеорологическим наблюдениям проще и быстрее, что особенно важно в горных районах. Можно также вычислить распределение давления по высоте и решить задачу приведения давления к уровню моря и ряд других практически важных задач.

Для существования человека убывание давления с высотой имеет очень большое значение. На больших высотах у человека наступает так называемая горная болезнь — гипоксия, или кислородное голодание, т. е. кровь здесь недостаточно насыщается кислородом. Люди не могут селиться выше 5200 м — этот предел зафиксирован в Перу. В Индии встречаются поселения на высоте до 4000 м. Выше 7000 м человек не может жить и работать без кислородной маски. Лишь некоторые птицы поднимаются до высоты 7–9 км.

Давление воздуха, измеренное на самолете, дает возможность определить его высоту над точкой взлета с помощью специального прибора — самолетного альтиметра со шкалой в метрах. Данный способ применялся, в частности, в Антарктиде.

Пространственное распределение атмосферного давления называется барическим полем. Это — скалярное поле, характеризующееся системой поверхностей равного давления, или изобарических поверхностей. Изобарические поверхности не параллельны друг другу и земной поверхности, так как температура и давление изменяются в горизонтальном направлении. Поэтому изобарические поверхности наклонены под разными углами к земле и весьма разнообразны — от прогнутых вниз обширных, неглубоких «котловин» до выгнутых вверх растянутых «холмов». Если мысленно пересечь их горизонтальной плоскостью, получатся кривые — изобары — линии, соединяющие пункты с одинаковым значением давления. По результатам наблюдений в определенные моменты времени строятся карты изобар — синоптические, по средним многолетним данным (за месяц, сезон, год) — климатологические. На синоптических картах между изобарами принят интервал, равный 5 мб. Плавные и на первый взгляд причудливые линии изобар, никогда не пересекаются, потому что в одной точке не может быть одновременно двух разных значений давления. На ограниченной карте изобары могут обрываться, но в пределах всего Земного шара каждая изобара обязательно замкнута.

В то же время на ограниченной карте очень часто (почти всегда) бывают замкнутые изобары, ограничивающие участки низкого или высокого давления — барические системы. Это области с пониженным давлением в центре — циклоны и области с относительно повышенным давлением — антициклоны. В первом случае давление возрастает от центра к периферии, а во втором — убывает.

Над европейской территорией пашей страны в год проходит в среднем 75 циклонов. Диаметр циклона — 1000 км и более. В Европе за год бывает в среднем 36 антициклонов, из которых шесть имеют давление в центре более 1050 мб. Среднее давление в северном полушарии равно 1013,68 мб, в южном полушарии до широты 72,5° ю. ш. — 1011,68 мб. Над Антарктидой давление еще недостаточно исследовано для получения средних данных. Кроме циклонических и антициклонических систем, существуют промежуточные — ложбины, гребни, седловины. На периферии циклонов и антициклонов или между ними изобары близки к параллельным линиям.

Если рассмотреть изобарическое поле в вертикальном разрезе, то в циклоне изобары выглядят как воронка, а в антициклоне — как холм. На пространственные распределения барических поверхностей влияет температура воздуха. В теплом воздухе вблизи земли барические поверхности лежат выше холодных. Это происходит потому, что холодный воздух более плотный и давление в нем уменьшается с высотой быстрее.

Если составить карты изобар по осредненным значениям за весь имеющийся ряд наблюдений, за определенные месяцы или сезоны (на уровне моря), можно получить следующую картину. В январе вдоль экватора лежит зона пониженного давления, в середине которой давление равно примерно 1010 мб. Внутри этой полосы обнаруживаются области с самым низким давлением (1008 мб), которые лежат над наиболее нагретыми материками южного полушария — в Южной Америке, Южной Африке и Австралии, т. е. около 15° ю. ш. Здесь в это время года лето.

По обе стороны низкого давления в обоих полушариях на широте 30°—35° возникают области повышенного давления с давлением в отдельных центрах более 1020 мб — субтропические барические антициклоны. Это — Азорский максимум в северном полушарии в Атлантическом океане и Гавайский — в Тихом. В южном полушарии в субтропиках выделяются три барических антициклона — все над океанами: Индийским, Тихим и Атлантическим. В то же время над материками южного полушария, в январе более теплыми, чем океаны, давление понижено.

На север от субтропиков давление начинает убывать, образуя в северном полушарии барические минимумы: Исландский с давлением порядка 995 мб и Амурский — около 1000 мб. А на суше давление чем дальше от моря, тем все более увеличивается, создавая два мощных максимума — антициклон над Монгольским плато с давлением в центре до 1040 мб и Канадский — до 1025 мб.

Убывает давление и в южном полушарии, образуя пояс пониженного давления на широте 60°—65°. Так как южное полушарие в основном океаническое, изобары имеют преимущественно широтное направление. Летом в июле экваториальный пояс пониженного давления не исчезает, а лишь несколько смещается в северное полушарие. Смещаются к северу также и субтропические барические максимумы над океанами северного полушария. В южном полушарии в июле субтропические антициклоны расширяются, захватывая и области высокого давления над холодными материками. Заметно ослабляются Алеутский и Исландский минимумы, причем первый на средних картах даже не прослеживается. Над материками северного полушария давление понижено. В это время заметно выделяется барический минимум над Юго-Восточной Азией с давлением в центре 995 мб и несколько менее — Мексиканский минимум (1010 мб).

В южном полушарии летом, как и зимой, удерживается зона низкого давления в субполярных широтах и антициклон над материком Антарктиды. Следовательно, в среднем распределение давления на земном шаре имеет зональный характер, образуя зоны пониженного и повышенного давления. Эта общая картина нарушается изменениями давления над материками, где оно повышается зимой и понижается летом.

Можно различить также постоянные и сезонные барические области. К последним относятся такие, в которых зимние максимумы сменяют летние минимумы. Это — так называемые центры действия атмосферы. Их роль в формировании воздушных течений, погоды и климата очень велика. Причины возникновения центров действия атмосферы — термические и динамические — связаны с охлаждением и нагреванием в нижних слоях атмосферы. Субтропические барические максимумы обусловлены вторжением антициклонов в эти районы; Исландский и Алеутский минимумы, а также субполярная область пониженного давления южного полушария — образованием и движением циклонов.

Атмосферное давление постоянно меняется. Когда легкие теплые воздушные массы уступают место холодному тяжелому воздуху, давление растет. Когда над тем или иным районом проходят барические системы, давление также изменяется: если циклон, то давление сначала падает, а затем начинает расти; при прохождении же антициклона картина обратная — давление вначале растет, а потом падает.

В течение одних суток давление может колебаться в очень больших пределах — до 20–30 мб, особенно значительно в умеренных и высоких широтах, где наиболее активна циклоническая деятельность. Самое высокое давление было зарегистрировано 31 июля 1968 г. на ст. Агата в Красноярском крае. Оно составляло 1083,8 мб (приведено к уровню моря). А самое низкое давление — 877,0 мб отмечено в тайфуне над Тихим океаном 24 сентября 1958 г. Осреднив наблюдения над давлением за много лет и прослеживая полученные результаты от месяца к месяцу, можно определить годовой ход давления. Амплитуда годового хода в средних широтах больше, чем в экваториальных. Над материками годовой ход выражен более отчетливо, чем над океанами. В целом годовой ход давления разнообразен и тесно связан с физико-географическими условиями. Тем не менее выделяются некоторые основные типы, например: континентальный и океанический.

Путем осреднения получают также общую картину изменения давления в пределах суток. Здесь обнаруживаются два максимума и два минимума. По местному времени максимумы приходятся на 10 и 22 часа, а минимумы — на 4 и 16 часов. В тропических широтах, где это прослеживается наиболее отчетливо, амплитуда составляет 3–4 мб.

Прохождение циклонов и антициклонов во внетропических зонах перекрывает суточный ход давления. Чем выше географическая широта места, тем меньше амплитуда суточного хода уровня. Дневной минимум на всех широтах заметнее ночного, а утренний максимум отчетливее, чем вечерний. Нагревание воздуха в дневное время определяет дневной барический минимум, а охлаждение — утренний максимум. Вторые максимумы и минимумы объясняются причинами иного происхождения, а именно: упругими колебаниями атмосферы, вызванными периодическим нагреванием атмосферы солнечными лучами. Периодические колебания с суточным и полусуточным периодом очень малы по сравнению с большими и длительными изменениями, определяемыми сезонным ходом и прохождением циклонов и антициклонов. Это наблюдается в полярных и умеренных широтах.

В связи с суточными колебаниями давления интересны так называемые лунные приливы — колебания давления с периодом, равным 12 час. 25 мин., т. е. половине лунных суток. Амплитуда этих колебаний мала, наибольшая в тропиках — до 0,09 мб, затем с широтой резко убывает. Это говорит о том, что влияние фаз Луны на погоду в нижней тропосфере столь незначительно, что оно не имеет практического значения. В высоких слоях атмосферы (выше 100 км) суточные различия нагревания очень велики, соответственно велики также термические приливы. Полагают, что выше 100 км приливы создают сменяющиеся 4 раза в день западные и восточные ветры, со скоростями 20–40 м/с и более.

Солнце

Солнечная лучистая энергия, поступающая на Землю, — главный источник энергии почти всех природных процессов как на поверхности, так и в атмосфере. Основная часть лучистой энергии Солнца представляет собой ультрафиолетовые, видимые и инфракрасные лучи. В метеорологии эту часть электромагнитного излучения называют солнечной радиацией. Физические процессы в атмосфере сильно зависят от солнечной радиации. В течение года и суток приток лучистой энергии различен, а вызываемое им неодинаковое нагревание и, следовательно, разница в температурах на разных высотах и широтах создают движения в атмосфере. Превращения этой энергии приводят к образованию облаков и осадков.

Несколько слов о самом Солнце. Оно находится на расстоянии от Земли, равном в среднем 1,4960 * 10^11 м, диаметр его 1,392 * 10^9 м. Солнце состоит из водорода (90 %), гелия (10 %) и более тяжелых элементов (менее 0,1 %). Плотная и самая нижняя часть солнечной атмосферы, излучение которой еще доходит до нас, не поглощаясь в пути, называется фотосферой. Из нее и исходит почти весь поток излучаемой Солнцем энергии. Толщина фотосферы 300 км, эффективная температура 5770 К. Над фотосферой лежит более плотный слой — хромосфера, а еще выше солнечная корона. Последнюю можно наблюдать только во время солнечного затмения.

В течение нескольких суток и даже месяцев в фотосфере зарождаются, развиваются, и затем исчезают солнечные пятна размером до 185 000 км. Иногда возникают группы пятен. Они примерно на 76 % темнее и на 1500° холоднее самой фотосферы. Число пятен плюс число их групп (т. е. число Вольфа) может меняться в очень больших пределах. Например, с 3 по 11 января и с 1 по 12 февраля 1976 г. оно равнялось 0, а в ноябре 1977 г. составляло 228. Солнечные пятна обладают заметным магнитным полем, которое направляет на далекое расстояние от Солнца выброшенные протоны и электроны — это так называемый солнечный ветер. Солнечные пятна представляют собой гигантские воронки, образующиеся в результате вихревых движений газа.

Рядом с солнечными пятнами часто на короткое время (не более часа) возникают ослепительно белые вспышки, видимые невооруженным глазом. Наблюдаются в хромосфере Солнца и гигантские взрывы — протуберанцы. Они выглядят как огненно-красные выступы на внешнем диске светила. Количество солнечных пятен, вспышек и протуберанцев меняется с различной периодичностью. Основным принят 11-летний период, когда число их достигает максимума. В это время активизируются и другие солнечные явления: резкие возмущения магнитного поля Земли, нарушения радиосвязи, увеличение яркости полярных сияний и их повторяемости. Кроме 11-летнего периода известен и ряд других. Замечены многочисленные связи между периодичностью солнечных пятен и других явлений и погодой.

На своем пути от верхней границы атмосферы до поверхности Земли солнечная радиация частично поглощается и рассеивается. При этом она не только ослабляется, но изменяется ее спектральный состав. Радиация, приходящая параллельными пучками лучей, называется прямой, рассеивающаяся молекулами атмосферных газов и аэрозолей — рассеянной, отражающаяся от земной поверхности и атмосферы (преимущественно облаков) — отраженной.

Излучение Земли (невидимая инфракрасная радиация) почти полностью поглощается атмосферой. Та часть излучения, которая направлена от Земли вверх, минуя атмосферу, представляет собой уходящее излучение атмосферы.

Потоки лучистой энергии различаются длинами волн. Солнечная радиация — преимущественно коротковолновая. В природе нет таких тел, которые бы полностью поглощали или отражали лучистую энергию. Существуют, однако, понятия абсолютно черного тела, т. е. поглощающего всю падающую на него лучистую энергию, и зеркального тела, целиком отражающего. К первому для коротковолновой радиации близки сажа и пластиковая чернь, ко второму для инфракрасного излучения — снег.

На поток прямой радиации и ее состав примерно в равной степени влияют высота Солнца и прозрачность атмосферы. Прозрачность атмосферы в свою очередь связана с присутствием облаков и тумана и в зависимости от этого может сильно меняться. Чем выше над уровнем моря находится тот или иной пункт, тем больше поток прямой солнечной радиации, так как меньше слой воздуха, который ослабляет солнечные лучи. Плотные облака оказывают очень большое влияние на прямую радиацию, они ее не пропускают.

Если предположить, что в течение дня прозрачность воздуха не меняется, то ход прямой радиации был бы прост — ноль в момент восхода Солнца, затем быстрый, а потом более медленный рост до максимума в полдень и далее плавно (медленно и убыстряясь) уменьшение вновь до нуля при заходе Солнца. Таким образом, существовало бы два симметричных по отношению к полудню потока.

Однако содержание пыли, водяного пара, различных примесей в атмосфере меняется постоянно, нарушая эту схематическую симметрию. Да и после полудня усиливаются восходящие потоки воздуха, вместе с которыми поднимаются пыль и водяной пар, — и, следовательно, уменьшается прямая радиация. Это приводит к тому, что максимальное ее значение приходится не на полдень, а уже на 10 часов утра.

Высота Солнца и продолжительность дня, изменяющаяся также на протяжении года, влияет на ход суточной радиации. Имеет значение и то, приходит ли прямая радиация на горизонтальную или перпендикулярную поверхность, поскольку при этом различен угол падения лучей. Приход прямой радиации на горизонтальную поверхность меньше, чем на перпендикулярную лучам. Приход солнечной радиации на поверхность любой ориентации относительно стран света и любого наклона зависит от угла падения, заключенного между направлением луча и нормалью к поверхности. В свою очередь угол падения обусловлен как положением Солнца, так и данной поверхности. Из-за того, что солнечные лучи падают на поверхность под различными углами, любые ее неровности нагреваются по-разному.

Суточный ход прямой радиации связан также с географической широтой места — в низких широтах максимум выражен значительно отчетливее, чем в высоких. Это объясняется тем, что ближе к полюсам высота Солнца в течение дня меняется меньше. На самих же полюсах по этой причине суточного хода прямой радиации не существует. Амплитуда годового хода прямой радиации отчетливо выражена на полюсах, а на экваторе она наименьшая. В средних широтах максимум приходится на весенние месяцы (апрель и май), минимум годового хода полуденной радиации — на декабрь.

Если руководствоваться одним только положением высоты Солнца, то максимумы и минимумы должны были бы здесь приходиться на момент летнего и зимнего солнцестояния. Фактический сдвиг максимума к весне объясняется увеличением в воздухе пыли и водяного пара, из-за чего заметно уменьшается прозрачность атмосферы.

Во многих случаях практической деятельности человека важно иметь представление о суммах прямой радиации, получаемых Землей за различные интервалы времени. Эту сумму принято подразделять на три вида: теоретическую, возможную и действительную. К первому виду относится количество солнечной радиации, приходящей за определенный промежуток времени на 1 см^2 поверхности. Возможной суммой называют количество лучистой энергии, которая поступила бы на единичную горизонтальную площадку поверхности Земли в данном месте при средней прозрачности атмосферы и отсутствии облачности.

Фактическое количество прямой радиации, приходящей на 1 см^2 земной поверхности за определенное время, есть действительная сумма прямой радиации, которую получают путем обработки записей соответствующего прибора, т. е. в основе здесь лежит непосредственное наблюдение. Действительная сумма характеризует режим облачности данного пункта.

Значения сумм прямой радиации трех перечисленных видов сильно разнятся между собой в одном и том же пункте в различное время года, заметно уменьшаясь от одного вида к другому. Последнее происходит потому, что атмосфера играет очень большую роль в ослаблении солнечной радиации. Известно, что даже в ясные дни на Землю попадают только 60 % солнечной энергии, приходящейся на верхнюю границу атмосферы. Действительные суммы прямой радиации незначительно увеличиваются весной и летом от высоких широт к низким. Исключение составляют заполярные широты, где суммы заметно уменьшаются.

Осенью и зимой суммы значительно убывают с увеличением широты, что сказывается и на сильном уменьшении сумм за год. Сумма прямой и рассеянной радиации представляет собой суммарную радиацию, причем соотношение той и другой зависит от высоты Солнца, прозрачности атмосферы и облачности. До восхода Солнца и при малой его высоте полностью или преимущественно царит рассеянная радиация. Чем выше поднимается Солнце над небосклоном, тем меньше доля рассеянной радиации — при безоблачном небе она падает до 5—10 %. В прозрачной атмосфере также заметно убывает доля рассеянной радиации. Количество, высота и форма облаков в разной степени влияют на долю рассеянной радиации в общей суммарной. Когда Солнце плотно закрыто облаками, вся сумма радиации состоит только из рассеянной. В целом суммарная радиация в суточном и годовом аспекте зависит главным образом от высоты Солнца — пропорциональна ей. Существенна также географическая широта места — годовые суммы увеличиваются с уменьшением широты. В отдельные месяцы этот ход нарушается, и в полярных районах суммарная радиация может быть большей, чем в более низких широтах. Например, в бухте Тихой в июне суммарная радиация на 37 % больше, чем в Павловске, и на 5 % больше, чем в Феодосии.

В Антарктиде, по данным последних лет, суммарная радиация в декабре (самое теплое время) равна соответствующим суммам в Крыму и Ташкенте. Оказалось, что в среднем за год величины суммарной радиации в Антарктиде выше, чем в Ленинграде. Это объясняется особыми условиями Антарктиды — сухостью воздуха, значительной высотой над уровнем моря (поглощение в атмосфере соответственно меньше) и большой отражательной способностью снежной поверхности, равной 70–90 %, благодаря чему увеличивается рассеянная радиация. Значительную часть приходящего от Солнца тепла Антарктида теряет.

Часть радиации поглощается, а часть отражается. Соотношение этих частей меняется в течение суток, так как одна и та же поверхность отражает неодинаково, в зависимости от высоты Солнца. При преобладании в сумме радиации рассеянной (т. е. при малой высоте Солнца утром и вечером) шероховатая поверхность отражает сильнее, чем гладкая. Попадая на водную поверхность, солнечные лучи проникают в глубь прозрачных вод, рассеиваются в них больше, чем в почве, и, следовательно, отражаются меньше. Небольшая часть света, рассеянного внутри верхнего слоя воды, распространяется вновь вверх и складывается с отраженным от поверхности потоком. В частности, от этого зависит голубой цвет моря. Имеет значение и мутность самих вод.

Особенно велика отражательная способность облаков — в среднем около 80 %. В последние годы наблюдения над отражением солнечной радиации на больших участках Земли и от облаков ведутся с искусственных спутников. Зная отражение радиации от облаков, можно определить их вертикальную мощность, а над океанами рассчитать высоту волн. Различное отражение от поверхности облаков морей, лесов, степей и т. д. позволяет судить о естественных ресурсах Земли.

Поверхность Земли (почва, вода, снег, растительность и т. д.), которую не совсем точно называют деятельной поверхностью, излучает энергию в окружающее пространство.

Для всего земного шара в среднем за год, как показывают наблюдения, температура деятельной поверхности равна примерно 15 °C.

В метеорологии земное излучение принято считать длинноволновым, так как наибольшая энергия в этом излучении примерно в 20 раз длиннее волны, несущей наибольшую энергию в спектре солнечной радиации. Наибольшая излучательная способность — у снега, благодаря его рыхлой структуре. Атмосфера излучает невидимую инфракрасную радиацию.

Существенно также влияние ледяного покрова. Так, большие колебания площади ледяного покрова в Арктике в 1971–1973 гг. вызвали заметные изменения температуры воздуха в тропосфере. Наблюдения со спутников в последние годы показали, что облачность обширной тропической зоны (преимущественно над океанами) относительно невелика по сравнению с прежними наблюдениями, произведенными на континентах и в океане. Это дало возможность подсчитать, что отражение Землей тепла по сравнению с его приходом в целом невелико — меньше, чем полагали прежде, — и составляет около 30 %.

Широтные различия и большая отражательная способность Антарктиды усиливает различия в температурах тропических и полярных областей и как следствие этого циркуляцию атмосферы.

Около 40 % тепла уходит вверх в мировое пространство (так называемое уходящее излучение), а остальная часть направлена к Земле (встречное излучение). Таким образом, потери тепла на излучение в какой-то мере компенсируются поглощением части встречного излучения.

Излучение деятельной поверхности связано с ее температурой и влажностью воздуха. Чем выше температура поверхности, тем излучение больше; чем больше влажность воздуха, тем эффективное излучение меньше.

Сильно влияет на излучение и облачность: чем больше количество и плотность облаков, тем излучение меньше. Водяной пар (и отчасти углекислый газ и озон) в атмосфере также сильно задерживают излучение. Это относится к длинноволновой радиации, в то время как атмосфера довольно свободно пропускает коротковолновую солнечную радиацию. Таким образом, атмосфера превращается как бы в оранжерею — солнечные лучи проходят в глубь через это «стекло», а длинноволновое излучение назад не выходит. Не будь атмосферы, на Земле было бы очень холодно — не 15° (в среднем) как есть в действительности, а —23°.

В заключение следует отметить, что процесс отражения солнечной радиации имеет очень сложную природу. В поверхностном слое моря (в толще 10–50 м) теплообмен зависит от турбулентности и, в меньшей степени, от теплопроводности воды.

В процессах взаимодействия океана и атмосферы особенно велика роль ледяного покрова, изменяющего радиацию и другие явления, особенно в полярных областях планеты. При образовании и таянии льда затрачивается большое количество тепла, лед препятствует образованию волн, брызг и т. д. Лед в море пресный и, следовательно, сравнительно легкий. Тепло океана, однако, просачивается и сквозь лед, даже очень мощный, и обогревает Арктический бассейн. Лед покрывает зимой не только Арктику, но отчасти и другие моря.

Нагревание почвы солнечными лучами зависит от географической широты места, сезона и др. Почва поглощает тепло и нагревается летом, отдает тепло и охлаждается зимой. Аналогичный теплооборот, но в меньшем масштабе, происходит днем и ночью. Для атмосферных явлений, в том числе для климата, температура поверхности почвы (так же, как и океанов) очень важна, ибо зависит от нагревания подстилающей поверхности.

На температуру почвы заметное влияние оказывает снежный покров. Наблюдения, проведенные в Антарктиде в январе 1958 г. на станции Восток (расположенной на 78° ю. ш., на 3,5 км выше уровня моря), показали, что температура снега на глубине 8 м была —57,9°, а на глубине 12 м —57,3°. Последняя, видимо, близка к средней годовой, так как колебания здесь уже должны затухнуть;

Большое значение имеет солнечная радиация для здоровья людей. Необходимо располагать данными о суточном и годовом ходе радиации в том или ином районе, о максимальных и средних значениях и т. д. С этой целью на курортах оборудуются специальные актинометрические станции, ведущие постоянные наблюдения.

Существенно важно также знать радиационный режим при строительстве городов. Необходимо так размещать и ориентировать здания, чтобы они хорошо освещались Солнцем. Однако это совсем не простая задача: максимальные суммы радиации не всегда совпадают с летними месяцами.

Солнечная энергия используется в народном хозяйстве непосредственно. Можно без преувеличения сказать, что с тех пор как существует человечество, существует и идея использования солнечной энергии. В последнее время эта проблема становится все более актуальной и конкретной. Естественно, что солнечные установки имеет смысл ставить там, где велик приход солнечной энергии и много безоблачных дней. Суть использования солнечной энергии состоит в преобразовании ее в тепловую и электрическую. Самый простой способ преобразования солнечной энергии в тепловую — это создание так называемого горячего ящика, в основе которого лежит оранжерейный эффект стекла.

Ящик из дерева или бетона покрывают сверху стеклом — одним или в несколько слоев, а металлическое дно закрашивают черной краской. Солнечная радиация проходит почти без поглощения через стекло и нагревает дно примерно до 70–90°. Когда стекло многослойно, температура воздуха в ящике может достигать 200°. Но в этом случае возрастают и потери тепла. Существует и другой метод, основанный на концентрации солнечной энергии с помощью зеркальных отражателей, собирающих лучи в фокус. Разработано несколько видов конструкций в зависимости от формы отражателя — чаши, корыта. Тело, помещаемое в фокусе зеркала, может нагреваться до 3000–4000 °C. В таких установках, называемых солнечными печами, проводятся физико-химические исследования тугоплавких материалов.

В электрическую энергию солнечная преобразуется получением термоэлектричества и фотоэлектричества. При этом эффективно используются батареи из полупроводников. Солнечные фотоэлектрические батареи нашли большое применение на искусственных спутниках Земли. На третьем советском искусственном спутнике Земли впервые были установлены такие батареи. Когда спутник проходил в солнечных лучах, питание радиопередатчика шло от солнечных батарей. Одновременно происходила подзарядка электрохимических батарей для снабжения спутника электроэнергией во время его движения в земной тени. Они оказались вполне надежными источниками электроэнергии. Использование солнечной энергии будет особенно успешным на орбитальных обсерваториях и в будущем при изучении других планет.

Облака

Процесс перехода пара в жидкое состояние в атмосфере и на земной поверхности называется конденсацией, а превращение пара непосредственно в твердое состояние (без жидкой фазы) — сублимацией. По-разному идет процесс конденсации в очищенном от примесей воздухе и при их наличии. Лабораторные опыты показали, что в чистом воздухе капельки воды начинают образовываться только при 6—8-кратном пересыщении паром в результате объединения молекул водяного пара. Атмосфера Земли всегда содержит множество гигроскопических частиц, которые и становятся ядрами конденсации. На них активно сгущается водяной пар при относительной влажности около 100 % и менее. Для того чтобы водяной пар в атмосфере начал конденсироваться, необходим ряд условий: существование ядер конденсации, понижение температуры воздуха до определенных значений, обусловленное охлаждением деятельной поверхности и прибегающих слоев воздуха, соприкосновение теплого воздуха с холодной деятельной поверхностью, смещение двух масс воздуха с разной температурой и поднятие воздуха.

Соприкасясь с холодной почвой, воздух охлаждается и в зависимости от ряда условий образует росу, иней, жидкий или твердый налет, кристаллическую изморозь. Роса и иней чаще всего появляются осенью в ясные или малооблачные ночи при слабом ветре. В местах с повышенной влажностью роса и иней наиболее обильны. Роса дает дополнительную влагу растениям, за одну ночь роса образует в среднем слой воды в 0,1–0,3 мм.

Выпадение переохлажденного дождя или мороси на холодную поверхность может привести к возникновению гололеда — слоя прозрачного или мутного льда, образующегося на поверхности Земли. Обычное время формирования гололеда осень или ранняя весна, когда температура воздуха близка к 0–5°. Скопление капель или кристаллов (или тех и других вместе), взвешенных в воздухе, непосредственно над поверхностью Земли создает туман. При тумане горизонтальная видимость становится менее 1 км. Туман состоит из капелек воды. Известны частые морские туманы, например, у берегов Ньюфаундленда, у места встречи теплого Гольфстрима с холодным Лабрадорским течением. Туманы также наблюдаются в дальневосточных морях нашей страны — Японском и Охотском в условиях смыкания теплого Цусимского течения с холодным Приморским. Возникают туманы над незамерзающими участками морей, озерами, реками, болотами. Городские туманы (особенно в крупных и промышленных городах) распространяются обычно на значительные расстояния от границ города. Но за городом они реже. Так, в Москве число дней с туманами в несколько раз больше, чем в пригородах. Больше всего туманов бывает в ночные часы и меньше всего — после полудня. Над материками туманы чаще осенью, а над морями и океанами — весной.

Разрабатывается ряд методов для искусственного создания и рассеяния тумана, чтобы защитить растения от заморозков. С этой целью в воздух нужно ввести ядра конденсации (гигроскопические кислоты или соли), на них образуются капельки воды, т. е. туман. Рассеяние тумана особенно важно для авиации. Для этого предложено несколько методов. Например, можно нагревать воздух над взлетно-посадочной площадкой. Другой способ состоит в воздействии на туманы охлаждающими веществами, например твердой углекислотой. При этом окружающий воздух быстро охлаждается, водяной пар кристаллизуется на частицах и выпадает в виде ледяных кристаллов. А в толще тумана за счет этого образуются достаточно большие просветы, необходимые для взлета или посадки самолета. Хотя эти методы и дорогостоящие, по работа и поиск наиболее эффективных из них продолжается.

Видимое скопление продуктов конденсации и сублимации в свободной атмосфере — это и есть облако. Такое «сухое» определение означает удивительное по красоте и разнообразию явление, имеющее очень большое значение. Ведь именно из облаков выпадают дождь и снег, в них возникают грозы, с ними связан приток лучистой энергии, а значит, и тепло Земли, воды и самого воздуха. Облака отличаются от туманов тем, что образуются в более высоких слоях, чаще всего при восходящих потоках воздуха.

Облака различны не только по виду, но и по строению. Различают три основных класса облаков: кучевые, волнистые и слоистые. Это подразделение основано на условиях, при которых они возникают. Поэтому исследование форм облаков имеет очень большое значение для знания состояния атмосферы и прогноза погоды, в частности осадков.

Кучевые облака при относительно небольшой горизонтальной протяженности сильно развиты по вертикали. Своим происхождением они обязаны восходящим движениям воздуха. В отличие от кучевых волнистые облака распространены по горизонтали — это барашки, валы и гряды, порожденные волнообразными движениями воздуха. Сплошной слой пелены, горизонтальное распространение которой на один-два порядка превосходит вертикальную мощность, — это слоистые облака. Как видно из определения облаков, данного вначале, они состоят из мелких капелек воды или кристаллов льда. Поэтому различают ледяные и водяные облака. Бывают и смешанные облака, т. е. состоящие одновременно из переохлажденых капель и кристаллов.

Наблюдения, произведенные на 6-километровой высоте над Москвой, показали, что переохлаждение бывает часто и при температурах ниже —25° — его вызывают чисто кристаллические облака. Исследованиями облаков с самолетов удалось установить, что водяные капли в них различны по размерам. Замечены так называемые крупные, переходные к каплям осадки, имеющие уже определенную скорость падения. Водяные облака в 1 см^3 содержат до 100–800 капель, а в слоистых облаках их может быть больше 400 и только в крупнокапельных вершинах кучевых облаков всего 40–50 капель в 1 см^3.

Для изучения процесса образования осадков важно знать содержание воды и льда в облаке — его водозапас. Такие исследования ведутся различными способами. В частности, данные искусственных спутников Земли показали, что водозапас в тропических облаках очень велик. С этой целью на спутниках устанавливаются телевизионные камеры, которые используют видимые инфракрасные лучи. Спутники дают возможность наблюдать облачность в масштабе Земного шара, о чем более подробно будет рассказано ниже.

По своему химическому составу водяные капли облаков различны, над промышленными районами резко увеличивается количество примесей. Чем крупнее капли, тем заметнее убывание примесей, пар как бы распресняет их. В то же время крупные капли, падая, захватывают из атмосферы ядра конденсации.

Облака из мелких кристаллов появляются при низких температурах, из них позднее образуются крупные снежинки. Такие облака находятся не на очень большой высоте; в Восточной Сибири и на Аляске их можно обнаружить у самой поверхности Земли при температуре ниже —40°. Малые облачные кристаллы имеют форму столбиков длиной 0,1–0,3 мм и мелких шестиугольных пластинок до 0,4 мм, в которых бывает заметна внутренняя лучевая структура.

В течение почти двух веков исследователи стремятся ввести единую систему классификации облаков. Первая из них (международная) классификация была предложена в Англии Говардом. Благодаря систематическим наблюдениям она непрерывно дополнялась и уточнялась и в 1929–1932 гг. на заседании специальной международной комиссии, в которой участвовали и советские метеорологи, была капитально переработана. Основой новой классификации послужил внешний вид облаков. По высоте облака делятся на четыре семейства (яруса): верхнего, среднего, нижнего и вертикального развития. Первые находятся на высоте более 6 км, средние — 2–6, нижние — до 2 км. В отличие от этих «закрепленных» границ, основания облаков вертикального развития лежат на высоте нижнего яруса, а вершины — на высоте среднего и верхнего.

К облакам семейства верхнего яруса относятся перистые (в их числе нитевидные, когтевидные, хребтовидные) и плотные перистые (грозовидные, хлопьевидные и перепутанные). Сами названия дают ясное представление о внешнем виде облаков. Например, перистые хребтовидные сходятся вдоль утолщенной их части и похожи на горный хребет или скелет рыбы. К облакам верхнего яруса относятся также чисто-белые тонкие перисто-кучевые — они мелковолнисты, напоминают хлопья и рябь. Эти облака в свою очередь подразделяются на перистокучевые, волнистые и кучевые. Последней группой семейства являются перисто-слоистые облака, имеющие вид тонкой пелены белого или голубоватого, цвета, сквозь которую видны Солнце и Луна. Пелена однородна, она постепенно затягивает все небо и почти не ослабляет тени от наземных предметов.

Облака среднего яруса — высококучевые (гряды или отдельные «глыбы») и высокослоистые (тонкая сероватая или синеватая плотная вуаль, сквозь которую тускло просвечивает Солнце).

Облака нижнего яруса состоят из трех разновидностей: слоисто-кучевых (гряды и валы, серые, плотные, иногда очень темные), слоистых (однородные, низкие, серые) и слоисто-дождевых (в виде бесформенной темно-серой массы).

В группу облаков вертикального развития (ливневых или грозовых) входят плотные быстрорастущие кучевые облака и кучево-дождевые. Из них часто выпадает дождь, снег и град. Они мощные, высокие, с верхней частью, напоминающей наковальню.

Лишь один этот краткий перечень даст представление о том, сколь разнообразны по своей структуре, высоте и внешнему виду облака.

Вряд ли существуют два одинаковых облака, к тому же они постоянно меняются, растут и разрушаются, переходят из одних форм в другие, стоят неподвижно и плывут в небе. Имеют свои особенности облака в некоторых районах, например горных.

Отдельно нужно сказать о перламутровых и серебристых облаках. Первые очень тонкие, просвечивают, образуются в стратосфере на высоте, от 17 до 32 км. В сумерки вблизи Солнца они ярко окрашены в радужный цвет: красный, золотистый, зеленый, лиловато-розовый. Днем полосы и пятна перламутровых облаков бледнеют. Эти облака чаще всего наблюдаются зимой в горных странах, при очень низких температурах стратосферы (ниже —80°). Случалось видеть эти облака и над океаном.

Серебристые облака светятся ночью. В иные годы их много (например, в 1932–1934 гг.), а иногда нет совсем. Они образуются на высотах в среднем 82 км (в пределах 67–97 км). Днем их не видно, так как они слишком тонки. Цвет облаков соответствует названию — они серебристы, с голубоватым оттенком и светятся рассеянным светом Солнца. Серебристые облака приурочены к определенным широтным поясам — между 46°—71° с. ш. и 40°—60° ю. ш. и очень редко бывают вне этих границ. Максимум их приходится на лето.

Количество облаков выражают в баллах: ясному небу соответствует 0, а пасмурному, полностью покрытому облаками — 10 баллов. В умеренном и полярном климате чаще всего бывают именно эти две крайние градации: 0 и 10. В зимнее время в Москве 10-балльная облачность бывает в среднем в 62 % случаев, нулевая — в 25 %, а все промежуточные градации гораздо реже.

В тропической зоне преобладают средние значения облачности. Самые облачные места на нашей планете — это северные части Атлантического и Тихого океанов, а также южные (40°—50°) широты южного полушария. Значительная облачность в Белом море, в ноябре-декабре — более 9 баллов. Над областями пустынь летом облачность очень мала — меньше 1 балла.

Для деятельности авиации большое значение имеет высота нижней границы облаков. Так, при высоте до 600 м затрудняется взлет, пилотирование и, в особенности, посадка как самолетов, так и вертолетов. Дополнительную опасность представляет ухудшение видимости над облаками. В нашей стране разрабатываются и применяются на практике методы рассеивания низких слоистых и слоистокучевых облаков, когда затруднены взлет и посадка самолетов. Эксперименты показали, что при рассеянии облаков в несколько тысяч квадратных километров температура воздуха повышается на 7–8°. В принципе решена проблема рассеяния облаков на площади до 10 тыс. км^2 и сохранения безоблачного неба на длительное время.

Дождь и снег

Большие капли или кристаллы, имеющие заметную скорость падения и поэтому в значительном количестве выпадающие из облаков, в метеорологии называют осадками. Большие капли формируются при слиянии более мелких и при конденсации водяного пара. Они образуются также во время таяния крупных снежинок. На землю падают твердые, жидкие и смешанные осадки. К первым относятся снег (ледяные кристаллы в виде хлопьев и звездочек), снежная крупа (крупники диаметром 2–5 мм), ледяная крупа (прозрачные крупинки с непрозрачным ядром диаметром до 3 мм), ледяной дождь (прозрачные шарики диаметром 1–3 мм) и град, представляющий собой кусочки льда. Градины имеют различные размеры, обычно около 5 мм, редко их диаметр достигает нескольких сантиметров. Последние случаи всегда фиксируются и о них сообщается: в таком-то пункте выпал град величиной с голубиное или даже куриное яйцо.

Жидкие осадки менее разнообразны — это дождь и морось. Диаметр капелек дождя 0,5–7 мм. Выпадение мороси не так заметно, она как бы взвешена в воздухе, ее капельки значительно меньше и имеют диаметр от 0,05 до 0,5 мм. Смешанные осадки — это мокрый тающий снег или смесь дождя и снега. Они характеризуются интенсивностью (количество осадков, выпадающих в единицу времени).

Метеорологические станции определяют количество лишь жидких осадков. Визуально принято качественное деление на слабые, умеренные и сильные осадки. Различают также обложные, ливневые и моросящие осадки. Это зависит от характера их выпадения, от того, из каких облаков они выпадают, и продолжительности. Обложные осадки могут длиться несколько часов и даже суток. Ливневые — наиболее интенсивны. Продолжительность ливня обратно пропорциональна его интенсивности. Довольно часто наблюдаются дожди интенсивностью 1–2 мм/с. Наиболее интенсивны дожди в тропиках и субтропиках. Так, на Гавайских островах интенсивность ливня однажды составила 21,5 мм/с.

Осадки начинают выпадать лишь тогда, когда их вес настолько велик, что они могут преодолеть сопротивление воздуха. Скорость падения при этом должна превысить скорость восходящих потоков воздуха, чтобы они не испарились по пути от облака до поверхности Земли. Снежинки падают медленнее, чем капельки дождя той же массы.

Осадки содержат много примесей. Различный химический состав осадков известен давно, еще с середины XVIII в. Но систематически, сетью наблюдательных станций он начал изучаться лишь в самые последние десятилетия. Что же представляют собой такие чистые, на первый взгляд, снег и дождь? Оказалось, что атмосферные осадки — это слабые растворы солей, их минерализация в среднем 10–30 мг/л, а в крайних пределах от 3–4 до 30–60 мг/л. При таких, как будто небольших концентрациях они приносят в почву от 50 до 150 кг/га веществ в год. Зимой концентрация примесей в осадках больше, чем летом, потому что снежинки при своем медленном падении успевают захватить из воздуха большее количество примесей.

В северном полушарии наиболее минерализованы осадки в южных районах континентов. На побережье морей и океанов, где содержание хлоридов (осадков морского происхождения) повышено, минерализация осадков меньше. Чаще выпадают осадки в тундре и тайге; над пустынями и степями они загрязнены: основная примесь в осадках континентального происхождения — сульфиды.

Чтобы определить состав осадков, в свободной атмосфере берут пробу воды из облаков и аэрозолей. Облачная вода всегда чище, чем вода осадков. Таким образом, осадки являются как бы санитарами атмосферы. Большое значение имеет вымывание из атмосферы радиоактивных веществ. Изучение радиоактивности начало проводиться недавно. Установлено, что радиоактивность осадков определяется их типом и интенсивностью. Твердые осадки радиоактивнее жидких, потому что радиоактивные вещества, захватываемые при падении, попадают на большую поверхность снежинок (по сравнению с каплями). Чем интенсивнее осадки, тем они менее радиоактивны. Наблюдения показали хаотичность изменения радиоактивности. Предполагается, что это происходит потому, что радиоактивные вещества вымываются не только из воздуха, но и из самого облака.

Помимо радиоактивных веществ дождь и снег поглощают окрашивающие их примеси, создавая необычные цветные осадки: красные, черные, молочные и др. Они возникают от разных причин — песка пустынь, поднятого в воздух сильным ветром, красящих водорослей, микроорганизмов, сажи и пепла, от вулканов, лесных и торфяных пожаров. Примеси разносятся на большие расстояния, их состав и природу определяют с помощью химического анализа, а происхождение, путь и место появления — по синоптическим картам. В период активного развития циклонической деятельности чаще всего наблюдаются красные дожди. О том, как далеко могут переноситься цветные частицы, можно судить по такому примеру: в каплях красного дождя во Франции были обнаружены микроорганизмы из Южной Америки. Известны случаи выпадания зеленого дождя, содержащего также микроорганизмы. В 1969 г. на территории Чувашии был ливневый дождь желто-оранжевого цвета. Менее чем через год в этом же районе выпал желто-оранжевый снег. Подобные явления были вызваны сильными потоками воздуха, принесшими пыль из Прикаспийских степей.

В суточном ходе осадков в континентальных районах замечены два максимума (в послеполуденные часы и рано утром) и два минимума (ночью и перед полуднем). В морском или береговом районе обычно максимум ночью и минимум днем. Суточный ход количества осадков прямо связан с ходом и характером облачности.

Годовой ход осадков разнообразен и соответствует климатическим особенностям места. Различают несколько типов годового хода осадков: экваториальный, тропический, субтропический, умеренных широт с присущими им дождливыми периодами и минимумами. Больше всего осадков выпадает в зоне экватора, так как здесь много водяного пара в атмосфере и высокие температуры воздуха. Годовая сумма осадков здесь составляет в среднем 1000–2000 мм и более, а в некоторых районах — до 5000–6000 мм. Минимум осадков в субтропической зоне — не более 250 мм — приходится на пустыни. Самые сухие места на Земле — это пустыни Чили, Перу, Сахара, где осадки не выпадают по нескольку лет.

В умеренных широтах снова начинает неравномерно увеличиваться количество осадков: в прибрежных районах до 750—1000 мм в год, в глубине материков 300–500 мм. В менее увлажненном воздухе высоких широт вновь падает количество осадков — до 300 мм в год, в горных районах увеличивается. Самое «мокрое» место на Земле — южный склон Гималаев. В местечке Черапунджи в год выпадает в среднем 12 700 мм, а случаются годы, когда осадков более 15 000 мм. Очень велико количество осадков также на Гавайских островах — 12 000 мм в год. В нашей стране больше всего осадков выпадает на южных склонах Кавказского хребта в Ачишхо (более 3000 мм) и на побережье Черного моря от Сочи до Батуми (до 2800 мм). В центральных областях европейской части страны осадки составляют в год 500–600 мм. Самое «сухое» место — Средняя Азия и юго-восток европейской территории (всего 80 мм осадков за год).

В местах, где выпадает мало осадков, очень важно попытаться вызвать их искусственно. Этой проблемой у нас занято несколько научно-исследовательских институтов. Исследуя условия, при которых можно с успехом вмешаться в действия природы, ученые пришли к выводу, что должны существовать определенные условия для образования осадков и нужен лишь внешний толчок. В нашей стране и за рубежом в этом направлении имеются уже положительные результаты. В облако вводят хладореагенты, ядра кристаллизации и гигроскопические частицы, крупные капли воды. В первых двух случаях стимулируются твердые фазы воды, а в последнем — водяные капли. Лучшим методом считается воздействие на переохлажденные облака твердой углекислотой и йодистого серебра. Замечено, что при попадании 200 г углекислоты на 1 км^3 переохлажденного воздуха из жидкого состояния в твердое переходит до 1000 т воды. Воздействуя на облака, можно увеличить, сумму осадков на 10–15 %,

Особенно важно, и в то же время очень сложно, изучить облака не только как резервуар, но и как генератор осадков, потому что они выделяют в 10–20 раз больше, чем имеют в данный момент. Это значит, что в основном в облаке идет процесс преобразования водяного пара, содержащегося в воздухе, в осадки.

Существует и другая задача — как искусственно предотвратить опасные ливни. Для этого нужно вызвать небольшой дождь, облако уменьшится, и ливня не будет.

Ветер

Движение воздуха относительно земной поверхности — ветер — появляется вследствие того, что атмосферное давление в различных точках атмосферы неодинаково. Воздух движется обычно не параллельно поверхности Земли, а под небольшим углом, потому что атмосферное давление меняется и в горизонтальном, и в вертикальном направлениях. Так как угол очень мал, принято считать, что ветер — это горизонтальное движение воздуха. Направление ветра (северный, южный и т. д.) означает, откуда ветер дует.

Скорость ветра измеряют на метеорологических станциях на высоте 10 м над Землей, в метрах в секунду (есть и другие единицы скорости ветра). При сильных бурях, например тропических ураганах, ветры достигают огромных скоростей — иногда до 115 м/с и более. Особенно сильны ветры на больших высотах. Известен случай, когда над Ростовом-на-Дону на высоте 11 км дул северо-западный ветер со скоростью 160 м/с. Изменения с высотой были очень велики — так, на высоте 1 км ветер дул со скоростью 86 м/с.

Ветер возрастает в среднем с высотой. У Земли его скорость задерживается трением, на уровне, травы она равна нулю. С высотой влияние трения уменьшается — вначале быстро, а потом все медленнее. Зимой скорость выше, чем в летнее время.

В умеренных и полярных широтах зимой в тропосфере и нижней стратосфере скорости ветра наибольшие. Летом ветры ослабевают. В летнее и зимнее время в субтропических зонах разница между скоростями ветра менее заметна.

Значительно сложнее установить закономерности в ходе скорости ветра в пределах суток. Здесь еще не все можно объяснить и систематизировать. Известно, что над материками на небольших высотах, порядка 100–200 м, самых больших скоростей ветры достигают после полудня, а самых малых — в ночное время. Такой ход лучше всего выражен летом.

Очень сильные ветры, до штормовых, бывают днем в пустынях Центральной Азии, ночью наступает полный штиль. Несколько выше, на высоте 150–200 м, наблюдается прямо противоположная картина в ходе скорости ветра с максимумом ночью и минимумом днем. Такая картина наблюдается и летом, и зимой в умеренных широтах.

В субтропической зоне океанов ночью скорость ветра сильно возрастает, создается как бы баланс со слабыми ветрами, дующими в то же время над сушей.

Устойчивая система ветров над обширным пространством образует воздушный поток, определяемый его направлением и скоростью. Но внутри потока постоянно существуют струн, объемы воздуха, движущиеся в различных направлениях, с разными скоростями, беспорядочно, толчками, порывами, то ослабевая, то усиливаясь. Чем сильнее ветер, тем он порывистее. Большое препятствие порывистость ветра создает для движения самолетов и вертолетов — начинается болтанка. Под передней частью кучево-дождевых облаков иногда возникает резкое кратковременное усиление ветра — шквал, когда скорость может усиливаться до 20–30 м/с. Это явление особенно опасно для авиации.

Встречаясь с препятствиями, ветер изменяется — он обтекает их или перетекает сверху. Если путь ветру преграждает лес, горный хребет, холмы или строения, с наветренной стороны возникает вихрь. Позади препятствия ветер ослабевает, но и тут рождаются вихри. На подветренной стороне горных склонов ветры как бы стекают. При этом возможны два противоположных эффекта — повышение температуры воздуха и ее понижение. Ветры, дующие с низких горных хребтов выхоложенного материка в направлении теплого моря, называются борой. Это — сильный, холодный, порывистый ветер, преимущественно холодного времени года. Прорываясь сквозь узкие перевалы, он набирает значительную скорость. Местные особенности накладывают свой отпечаток на характер боры. Широко известна бора в районе Новороссийска на Черном море. Здесь природой как бы специально созданы условия для ее возникновения. Скорость новороссийской боры может достигать 40 и даже 60 м/с, температура воздуха при этом понижается до —20 °C. Иногда замерзает гавань, покрываются льдом суда и строения, слой льда на набережной 2–4 м. В это время происходит много бедствий не только в порту, но и в городе — нарушаются линии связи, с домов срываются крыши, опрокидываются автомашины, вагоны, суда выбрасываются на берег. Бора бывает чаще всего в период с сентября по март, в среднем 46 дней в году. Бора наблюдается и в других районах нашей страны — на Байкале, на Новой Земле. Известна бора на Средиземноморском побережье Франции (мистраль) и в Мексиканском заливе.

Холодный воздух, который движется под воздействием силы тяжести по длинному пологому склону, создает так называемые стоковые ветры. Они характерны для Гренландии и еще более для Антарктиды. Возникая в нескольких сотнях километров от морского побережья, на периферии антарктического антициклона, они устремляются вниз, достигая скоростей более 20 м/с и затухают лишь вблизи берега, на расстоянии 3–4 км от него. Стоковые ветры изменчивы, они меняются от штиля до шторма и даже до урагана. На станции Земля Адели в Антарктиде (недаром названную полюсом ветров) в феврале 1951 г. наблюдалась скорость ветра 45 м/с с отдельными порывами до 90 м/с.

В атмосфере время от времени возникают вертикальные вихри с быстрым спиралеобразным движением диаметром в несколько десятков метров (редко до 100–200 м). Это смерчи над морем и тромбы над сушей (в Северной Америке последние называют торнадо). Измерить скорость движения в них пока не представляется возможным. Разрушения, производимые ими, позволяют думать, что она составляет 50—100 м/с, в особенно сильных вихрях — до 250 м/с с большой вертикальной составляющей скорости. Давление в центре столба падает на несколько десятков миллибар.

Смерчи существуют недолго — от нескольких минут до нескольких часов. Но и в пределах этого небольшого времени они успевают продвинуться на значительное расстояние — несколько десятков километров над морем и еще больше над сушей, неся разрушения и даже смерть. При подходе тромба к зданиям разница между давлением внутри здания и в центре тромба так велика, что дома как бы взрываются — разрушаются стены, выпадают стекла и рамы, слетают крыши. В лесах появляются просеки от вырванных с корнем деревьев, далеко переносятся люди и звери. Обычно тромбы единичны, но бывают случаи, когда их два и больше. В Европе тромбы редки, в азиатской части нашей страны они чаще. Особенно же часты и разрушительны тромбы в США. На побережье Антарктиды при встрече относительно теплого воздуха с моря и стокового ветра с суши часто возникают тромбы. Во фронтальной зоне здесь вздымаются снежные буруны, снежные тромбы, короткое время дуют очень сильные ветры — до 30–35 м/с. Смерчи не имеют такой разрушительной силы, как тромбы.

При высокой температуре и небольшой влажности воздуха появляется сухой горячий ветер — суховей, в котором температура всегда более 25°, часто 35–40 °C, скорость 5—20 м/с. Прохладный влажный воздух, перемещаясь в летнее время с севера в районы лесостепей и степей европейской территории Союза, в Казахстан и Среднюю Азию, сильно нагревается и делается суше. На юг он приходит уже горячим. На европейской территории страны суховеи бывают с апреля по октябрь, чаще всего в Прикаспийской низменности (Саратов — Астрахань) — 40–80 дней в году; в среднеазиатских пустынях — до 180 дней, т. е. в среднем через день.

Из всех метеорологических явлений суховеи наносят наибольший урон народному хозяйству: усиливается испарение, нарушается водный баланс растений, падает уровень в реках, высыхает почва на поверхности, начинается засуха, даже если почва достаточно влажная. Сходны с суховеями жаркие ветры в тропиках и субтропиках.

Ветры обязаны своим происхождением местным условиям и поэтому приурочены к определенным географическим районам. К местным ветрам относятся бризы. Они появляются вблизи береговой черты морей, океанов, и здесь легко проследить суточную смену направления — днем с моря на сушу, а ночью с суши на море. И объяснение этого явления очень простое — в разнице температур над морем и сушей в различное время суток, порождающей замкнутую термическую циркуляцию воздуха. Горизонтальные потоки замыкаются вертикальными — восходящими над сушей и нисходящими над морем. Нижняя часть такого кольца и есть наблюдаемый и отчетливо ощущаемый жителями береговых районов морской прибрежный бриз. Утром в 8—10 часов бриз начинается, затем делается все заметнее, к полудню скорость ветра достигает своего предела — 5–6 м/с, потом ветер ослабевает, и к заходу Солнца его совсем не чувствуется.

Когда поверхность суши начинает охлаждаться больше, чем морская, возникает обратный лоток в приземном слое с суши на море, а в более высоких слоях — с моря на сушу. Особенно отчетливы бризы в тех местах, где им ничто не мешает, т. е. не накладываются другие, более общие и мощные потоки. В нашей стране бризы бывают на Черном, Азовском, Балтийском и Каспийском морях. Вертикальная мощность морских бризов 1–2 км, в этом же слое может находиться и верхнее противотечение. Бризы проникают в глубь суши на 150–180 км, сохраняя при этом заметные скорости ветра. Вертикальная мощность морских бризов в Крыму достигает 800 м, а в тропиках — почти вдвое больше. Значительно слабее по всем параметрам береговые бризы. Морские бризы дуют почти перпендикулярно к береговой черте. Они сильно влияют на погоду в прибрежных районах суши — понижается температура воздуха, повышается его влажность, меняются обычный ход ветра и характер облачности.

Совокупность основных воздушных течений над планетой называется общей циркуляцией атмосферы. Именно она осуществляет общий обмен воздухом между различными районами Земли. Нагревание и охлаждение земной поверхности на разных географических широтах, над сушей и морем создает воздушные течения, усложняемые отклоняющей силой вращения планеты и силой трения.

При всей сложности, подвижности и изменчивости воздушных потоков можно выявить определенные закономерности, повторяющиеся из года в год в тех или иных районах. Это делается путем осреднения данных, при котором сглаживаются отдельные возмущения и отчетливо выступает общая картина. Каковы же эти основные крупномасштабные атмосферные движения, слагающие общую циркуляцию атмосферы? Прежде всего — воздушные течения, далее — струйные течения, воздушные потоки в циклонах и антициклонах, пассаты и муссоны.

Если бы поверхность Земли была однородна, то температура воздуха плавно убывала бы, а давление возрастало от экватора к полюсам. В то же время с высоты 4–5 и до 20 км распределение давления противоположно приземному — на экваторе, где воздух теплее, оно выше, чем на полюсах. В действительности на высотах эти условия сохраняются. Но в пограничном слое и в нижней тропосфере отчетливо сказывается влияние неоднородности земной поверхности, барических систем и центров действия атмосферы.

Над полярными районами циркуляция связана с более высоким давлением над полюсами и относительно низким над широтным поясом 60°—65°. Для умеренных широт характерны северо-западное направление ветров в северном полушарии (кроме слоя трения) и юго-западное — в южном. Общая зональность циркуляции нарушается такими крупномасштабными возмущениями, как циклоны и антициклоны. В циклонах движение воздуха направлено против часовой стрелки, а в антициклоне — по часовой стрелке. Преобладает, однако, зональная циркуляция — западный перенос. Обмен воздуха (теплого и холодного) происходит и в направлении север — юг и запад — восток, а также по вертикали.

В тропических широтах возникают тропические восточные ветры — пассаты. У земной поверхности вследствие трения пассаты имеют северо-восточное направление в северном полушарии и юго-восточное — в южном. Пассаты не являются единым общим потоком, опоясывающим Земной шар. Они устойчивы и почти не изменяют своего направления в течение года, дуют со скоростью 5–6 м/с и имеют вертикальную мощность 2–4 км. Особенно хорошо заметны пассаты над океанами. В экваториальном районе во всей тропосфере и нижней стратосфере царят восточные пассатные ветры, а над этим слоем — западные.

В верхней тропосфере или стратосфере были открыты неизвестные до того мощные струйные течения. Их скорость резко меняется как в горизонтальном, так и в вертикальном направлениях с нижним пределом скорости по оси 30 м/с. Обнаружены струйные течения были во время полетов на высоте 8—10 км со скоростью 300–400 км/ч. При этом самолеты неожиданно попадали в районы ветров, замедлявших их скорость, а иногда и вовсе снимавших ее, так что самолеты оказывались как бы подвешенными в воздухе. Попутное же струйное течение увеличивает скорость самолета. Это удивительное явление привлекло внимание не только авиаторов, но и ученых различных стран. Удалось обнаружить, что струйные течения — явление не местное, а существует во всем мире. Струйные течения движутся на запад, за исключением экваториальной зоны, где они имеют противоположное, восточное направление. На оси струйного течения скорости наиболее велики, в среднем они равны 45–55 м/с. Известны, однако, случаи, когда скорости струйных течений достигали более 200 м/с. Ширина струйных течений обычно составляет 1000–2000 км, крайние пределы — от 300 до 3000 км, вертикальное распространение 8—12 км. В некоторых случаях струйные течения на высоте 6—16 км охватывают кольцом всю планету. Обычно они тянутся на несколько тысяч километров. Струйные течения многократно наблюдались над европейской территорией нашей страны и Западной Сибирью. Они известны у восточных берегов США и в других районах. Открытие и изучение струйных течений имеет большое научное и практическое значение, и в первую очередь для самолетовождения.

Арабское слово «маусим», означающее «время года», дало имя устойчивому воздушному течению — муссону. Муссоны, в отличие от струпных течений, приурочены к определенным полосам Земли, где дважды в год преобладающие ветры движутся в противоположном направлении, образуя зимний и летний муссоны. Известны тропические и внетропические муссоны. В Северо-Восточной Индии и Африке зимние тропические муссоны складываются с пассатами, а летние юго-западные полностью разрушают пассаты. Самые мощные тропические муссоны наблюдаются в северной части Индийского океана и в Южной Азии. Внетропические муссоны обязаны своим происхождением возникающим над континентом мощным устойчивым областям повышенного давления в зимнее время и пониженного в летнее. Характерными в этом отношении являются районы советского Дальнего Востока, Китая, Японии. Вследствие действия внетропического муссона Владивосток, лежащий на широте Сочи, зимой холоднее Архангельска, а летом здесь часты туманы, осадки, с моря поступает влажный и прохладный воздух. Многие тропические страны Южной Азин обогащаются влагой, приносимой летним тропическим циклоном.

Энергию ветра люди использовали с времен парусных судов и ветряных мельниц. Ветер — вечный источник энергии, его не нужно ни добывать, ни пополнять. При современном уровне развития техники благодаря энергии ветра можно получать 10 млрд. кВт электроэнергии. Энергия ветра в тысячи раз превышает энергию угля, который сжигается на Земле. Но использование его очень сложно — ветер изменчив по скорости и направлению, его нельзя сохранять (во всяком случае, это очень сложно) с тем, чтобы запустить в нужный момент. Поэтому ветер лучше всего применять в сельском хозяйстве, где нет непрерывной потребности в электроэнергии. Суховеи также могут быть источником энергии. Поставив ветродвигатели, работающие на этом ветре, получают воду с больших глубин и тем самым борются с губительным воздействием суховеев.

Свет, тепло и питание для радиостанций дают ветродвигатели в Арктике и на Антарктиде. Такие двигатели могут быть расположены в любом месте. Но для этой работы нужно располагать подробной информацией о ветровом режиме.

Ветер распространяет вредные примеси, поэтому знание его режима в каждом конкретном районе имеет очень большое значение для сохранения здоровья и работоспособности людей.

Метеорологические спутники

Уже несколько раз упоминались метеорологические спутники Земли. Остановимся на них более подробно.

4 октября 1957 г. на орбиту был выведен первый искусственный спутник Земли. Это открыло такие перспективы для исследования атмосферы и космического пространства, которые и сейчас, спустя более чем два десятилетия, трудно полностью оценить. Сразу же возникли новые представления об атмосфере, имеющие не только общепознавательное, но и практическое значение — для прогнозирования погоды. С метеорологических спутников можно получать непрерывную информацию с большой территории.

В 1965 г. впервые в истории метеорологии была получена картина облачного покрова почти над всей земной поверхностью. Заметим, что на спутнике ведется съемка и в ночное время. При этом следует вспомнить, что наземные наблюдения дают подробные сведения лишь об 1/5 земной поверхности, а следовательно, 4/5 остаются освещенными очень слабо — это поверхность океанов, особенно на севере и юге планеты, горы, внутренние моря и т. д. Наблюдения за облачностью с Земли охватывают лишь 10–20 % всего покрова и зондируют атмосферу до высоты 20–25 км. Метеорологические спутники показывают общее распределение ряда метеорологических элементов всего Земного шара. Широта обзора спутника до 1000 км и выше. С помощью телевизионной аппаратуры спутника можно узнать формы и распределение облачности, снежного покрова и ледяных полей в океанах, температуру верхней границы облаков и открытых участков Земли и океанов. На очереди получение информации о зонах выпадения осадков, их интенсивности, распределении очагов грозовой деятельности. Спутники открыли возможность получения качественно новых сведений о состоянии погоды.

Что представляет собой метеорологический спутник? Это — искусственный спутник Земли, предназначенный специально для получения оперативной информации о состоянии атмосферы над большими участками земной поверхности, используемой в службе погоды.

Изображения облачности фиксируются в бортовом запоминающем устройстве на магнитной ленте и передаются на Землю при пролете спутника над приземными пунктами. Зная о распределении облачности, можно сделать косвенные выводы об особенностях общей циркуляции атмосферы. Выведенный на орбиту спутник всегда проходит над заданной точкой земной поверхности в одно и то же местное время. Уже существует несколько серий метеорологических спутников. К ним относятся американские «Тайрос», «Нимбус», «ЭССА», советские — «Космос», «Метеор».

Эксперимент на спутнике, оказавшийся успешным, позволил принять за основную систему спутник «Космос-122». On был выведен на круговую орбиту 25 июня 1966 г. На этом спутнике были смонтированы комплекс приборов для телевизионных, актинометрических и инфракрасных измерений и система, обеспечивающая длительную работу на орбите. «Космос-122» провел в полете четыре месяца, обеспечивая круглосуточную информацию, которая использовалась метеорологической службой нашей страны, а также передавалась за границу.

Метеорологический спутник представляет собой контейнер с двумя панелями солнечных батарей. В нижней приборной части контейнера размещена научная аппаратура, в верхней — энергоаппарат (служебные системы). Обе эти части разделены и представляют собой герметические отсеки. С энергоаппаратным отсеком связан механизм электропривода солнечных батарей, раскрывающихся после отделения спутника от ракеты-носителя.

После успешного запуска метеорологического спутника «Космос-122» были запущены «Космос-144» и «Космос-156». Можно считать, что с этого времени вступила в строй экспериментальная система «Метеор», состоящая из спутников, пунктов приема, обработки и распространения информации и одновременно службы контроля состояния бортовых систем и управления ими. Затем выпускались на орбиту все новые спутники с параметрами, близкими к параметрам «Космос-122», причем с таким расчетом, чтобы взаимное расположение их орбит давало наблюдения за состоянием атмосферы над каждым районом Земного шара через 6 часов. Система спутников «Космос» и «Метеор» дала возможность получать информацию почти с половины поверхности планеты.

Перспективы развития метеорологических спутников Земли (сокращенно МСЗ) сводятся к следующему. Прежде всего, техническое усовершенствование самого спутника. Оно идет по нескольким направлениям. Это — устройство спутника: новые датчики и аппаратура, автоматизация средств приема, обработки и распространения информации, скорость ее передачи. Предполагается, что на специальном метеорологическом спутнике будет находиться метеоролог-бортнаблюдатель.

Находясь на разных высотах, спутники делают снимки облачности в разных масштабах. На американском исследовательском спутнике «АТС-3», запущенном над Атлантическим океаном, установлена телевизионная камера, позволяющая передавать цветные изображения. Многие до сих пор еще неясные вопросы строения атмосферы можно будет разрешить с помощью учащенных снимков области — получатся уже как бы не отдельные фотографии, а кинолента, воспроизводящая динамику, ход происходящих процессов. Существуют серии учащенного сбора информации — международный аэрологический день, полярные и геофизические годы и др. Естественно, что такая информация с МСЗ окажется исключительно ценной.

В то же время расширяется программа метеорологических наблюдений: вертикальное зондирование атмосферы, получение информации о вертикальном профиле атмосферного давления, влажности, количестве и интенсивности осадков, содержании озона, высоте снежного покрова и др. Спутник может собирать информацию от наземных станций, работающих в таких труднодоступных районах, как океаны, высокие горы, пустыни, быть и ретранслятором.

Нередки случаи, когда спутник делает настоящее метеорологическое открытие. Утром 24 апреля 1967 г. американский спутник «ЭССА-2» заснял над всей акваторией Каспийского моря облачность светло-серого тона с однородной верхней поверхностью. Облака почти полностью повторяли береговую черту, за исключением лишь залива Кара-Богаз-Гол. Казалось, над морской поверхностью возник туман. Подтверждало такое предположение то, что в восточной части моря у сравнительно низкого острова Челекен были разрывы в облачном покрове с подветренной стороны. Следовательно, облачность была небольшой высоты — низкие слоистые облака или туман. Некоторые прибрежные станции на западном берегу моря отметили в это утро дымку. Как показал анализ, туман образовался при малооблачной погоде в воздухе, более теплом (16–20°), чем поверхность моря (8—14°). И лишь в Кара-Богаз-Голе воздух был на 3–4° теплее воды — вот почему здесь не было тумана. Вертикальная мощность тумана в южной и средней частях моря составляла 200–400 м, а в северной — до 600 м. Специалисты считают, что по обычной синоптической карте, полученной по приземным наблюдениям, нельзя было бы определить существование тумана над акваторией моря. Считалось, что над всем Кавказом, морем и северо-западом Ирана лежит общий покров слоистых облаков, — и лишь спутник показал истинную картину.

Таким образом, буквально на наших глазах возникает новая отрасль науки — спутниковая метеорология, у которой большое будущее.

Взаимодействие океана и атмосферы

Проблема изучения

Океан и атмосфера постоянно взаимодействуют друг с другом, обмениваются энергией, веществом, теплом. В предыдущих разделах мы уже рассказывали о колебаниях уровня, ветровых волнах, течениях. Выявление взаимосвязей и их изменений в системе «океан — атмосфера» представляет в настоящее время одно из основных и важнейших учений океанологии и метеорологии. Эта задача, однако, не является новой и имеет свою историю.

Первые океанологи и метеорологи ощущали неразрывную связь обеих сфер и изучали их совместно. По мере интенсивного развития количественных методов исследования описательный стал оттесняться. Океан и атмосферу начали изучать в основном раздельно. Вероятно, это была необходимая ступень, ведущая к накоплению сведений, получению более глубоких знаний о каждой из сфер в отдельности, которая логически привела к пониманию необходимости их совместного изучения. Этому способствовало также развитие физики и численных методов решения дифференциальных уравнений. Одновременно существенно повысились требования к предвычислению (прогнозу) процессов в океане и атмосфере. Как пишет Л. М. Гусев, «теперь уже всем ясно, что нет отдельных физики океана и физики атмосферы, а есть физика взаимодействующих сред» [1970].

Долгое время существовал спор (не совсем угасший и сейчас) о том, что первично в определении процессов — океан или атмосфера? Отчасти это можно объяснить недостаточным еще развитием общего учения о взаимодействии. В каждом конкретном случае нужно решать, какое воздействие преобладает, чем можно пренебречь, а что необходимо учитывать. В целом следует сказать (и с этим согласны обе спорящие стороны), что в тепловом взаимодействии активнее океан, накапливающий огромные запасы тепла, а в динамическом благодаря большей подвижности атмосфера. В последние годы обращается также внимание на существование обратных связей. Например, ветер возбуждает волны, в результате изменяется поверхность моря. А это ведет в свою очередь к изменению турбулентности в пограничном слое воздуха.

Главным фактором, определяющим основные черты процессов в океане и атмосфере, является доля энергии, поступающей от Солнца в обе взаимодействующие среды. Большая часть этой энергии проходит сквозь атмосферу и, поглощаясь и преобразуясь, «оседает» в океане. Примерно треть солнечной энергии, попадающей на нашу планету, идет на испарение воды с поверхности океанов и морей. На климат и погоду огромное влияние оказывают тепловая инерция моря, движение вод, географическое распределение суши и моря. Таким образом, основная доля энергии, приходящей от Солнца, расходуется на тепловые и динамические процессы. А уже затем следуют все другие физические, химические и биологические процессы, которые, при их исключительной важности для существования всего живого на Земле (в том числе и человека), поглощают значительно меньшую долю энергии.

Самые крупные общие вопросы метеорологии и океанологии могут решаться только совместно. К ним относится, например, определение мощности потоков тепла и влаги в связи с особенностями поверхности океана и др. В сущности, наша планета с окружающим воздухом представляет собой крайне сложную единую систему «океан — атмосфера — материки». Следует напомнить, что, при всем общем значении проблемы взаимодействия, в ее научной и теоретической разработке и дальних перспективах весьма важны запросы практики, народного хозяйства. Знание взаимодействия океана и атмосферы необходимо, прежде всего, для обеспечения безопасности и наибольшей экономичности мореплавания, для высокоэффективной эксплуатации биологических, минеральных, энергетических запасов океана.

В то же время развивается прогностическое учение о взаимодействии. Теплоемкость океана, его «прозрачность» относительно коротковолновой радиации и течения возбуждают сложные асинхронные связи между энергетическим балансом океанической поверхности и погодой. Это относится в первую очередь к большим пространствам и длительным временным интервалам. Все более входящие в практику современного прогнозирования численные и физико-статистические методы долгосрочных прогнозов погоды в расчетах циркуляции атмосферы ставят своей конечной целью исследование взаимодействия. Изучение механизма обмена между подстилающей поверхностью — океаном — и прилегающей атмосферой становится основой прогнозов на длительный срок, с большей заблаговременностью и на значительных территориях.

Прогнозы погоды в течение долгого времени основывались на развитии атмосферных процессов над сушей, не располагая достаточной информацией с океанов. Но сейчас прогнозы погоды все больше нуждаются в знании закономерностей взаимодействия. Что же касается морских гидрологических прогнозов, то они всегда на этом строятся.

Использование данных о взаимодействии океана и атмосферы для прогнозов еще не находится в той стадии, когда можно просто взять первое и получить второе. Прогнозисты принуждены пока сводить в ряды наблюдения и методами статистики обрабатывать их, выявляя таким образом взаимосвязи. Но сохранятся ли они и в будущем? А прогноз это ведь именно будущее — на малый и на большой срок. Стало быть, надо искать внутренние связи, изучать весь единый и многогранный механизм термогидродинамических взаимозависимостей. Только в этом путь совершенствования методов прогнозов изменения состояния океана и атмосферы. И уже возникает новая задача — предсказание возможных изменений климата, его колебаний. Как и другие, она не является чисто теоретической. Климат менялся и в прежние эпохи, наступали и отступали ледники, теплели и холодали гигантские участки суши и океана, цвели сады в сегодняшних пустынях. Человек не управляет климатом, но современный уровень знаний и потребностей человечества вплотную подводит к этой проблеме.

Казалось бы, в таких глобальных проблемах, о которых мы говорим, не могут занимать большого места локальные явления, например загрязнение. Однако это не так. Загрязнение угрожающе растет и не принимать его во внимание уже невозможно. Известно, например, что нефтяная пленка на поверхности океана, оставаясь длительное время, нарушает баланс энергии и веществ, уменьшает поступление в воду света и тепла, влияет на теплообмен, испарение, влагооборот.

Каким путем происходит взаимодействие океана и атмосферы? Во-первых, это микромасштабные процессы в приводном слое воздуха и приповерхностном воды. Обмен веществом, газом и теплом, количеством движения и др. является как бы предтечей более крупномасштабных взаимодействий. Далее следуют среднемасштабные процессы, они определяют свойства пограничных слоев атмосферы и океана, таких их особенностей, как инверсия, распределение скоростей и др., гравитационных волн. И наконец, крупномасштабные процессы завершают эту краткую, самую общую систему взаимодействий, о которой подробно будет сказано ниже. Им обязаны океанические течения и общая циркуляция атмосферы, включая тропическую и умеренных широт. Эти циркуляции зависят от микропроцессов, конфигурации материков и океанов, обмена теплом.

Тепло поступает из океанов в атмосферу в тропических областях путем теплопередачи и в виде скрытой теплоты испарения. Атмосферная циркуляция поддерживается нагревом в низких широтах и потерей тепла в высоких. Тропические широты, таким образом, — один из важнейших районов, где формируются изменения в распределении и интенсивности циркуляции атмосферы. Но в океане, где очень велика теплоемкость, возникают инерционные силы, также влияющие на атмосферу. При этом как бы уменьшается взаимодействие, появляется устойчивость, особенно в крупных масштабах в океанах. По выражению А. А. Аксенова, ключ к долгосрочному прогнозу погоды находится в океане. На Втором Международном океанографическом конгрессе в Москве (1966 г.) приводился такой пример. Связь циркуляции атмосферы над Лабрадорским течением и проливом Дэвиса с количеством айсбергов дает возможность знать в марте, сколько айсбергов появится в районе Ньюфаундленда с апреля по июнь. Связь между интенсивностью атмосферной циркуляции в Северной Атлантике и аномалиями температуры воды позволяет предполагать волновую природу переноса тепла в замкнутой циркуляции вод Северной Атлантики, его периодичность. Последняя может быть использована в сверхдолгосрочных прогнозах, порядка 2–3 и 4–5 лет.

В современных теоретических моделях учитывают и передачу энергии ветра, и неоднородность поля плотности самих океанических вод, поддерживаемого климатическими процессами. Внешний фактор циркуляции ветра как бы накладывается на неоднородность поля температуры, солености, а следовательно, и циркуляции вод. В 60-х — первой половине 70-х годов расширились исследования в области взаимодействия океана и атмосферы. К этому времени уже стала совершенно очевидной необходимость установки сети буйковых станций, работающих в автоматическом режиме, создания кораблей погоды. Начался быстрый рост и качественное обновление отечественного научного флота. Появились суда типа «Академик Курчатов», дающие возможность вести наблюдения в Мировом океане длительное время и на больших пространствах. Так началось в конце 60-х годов практическое осуществление натурного эксперимента по проблеме взаимодействия, исследования трансформации энергии и структуры пограничных слоев океана и атмосферы. Одновременно с экспериментальным направлением (и благодаря ему) интенсивно развиваются теоретические взгляды на океан и атмосферу, как на единую систему.

В конце 70-х годов в СССР начаты специальные экспедиции по изучению тропических циклонов и связанных с ними явлений в тропической зоне Тихого океана. Напомним, что словом «тайфун» называются тропические циклоны, зарождающиеся в районе Южно-Китайского моря, Филиппинских островов и над океаном. Тайфуны движутся к берегам Индокитайского и Корейского полуостровов, а затем, меняя направление, через южные острова — к Японии. В редких случаях тайфуны захватывают Приморский край и, трансформировавшись, доходят до берегов Камчатки. Наиболее часты тайфуны в конце лета и осенью.

Изучение тропических циклонов, их зарождение, эволюция и прогнозирование — очень важная и малоизученная проблема. Пока никто не может сказать, по какой причине (или причинам) при 10 облачных образованиях только из одного рождается тропический циклон. Многие задачи в этой области еще остаются неясными. Разработан ряд способов для изучения структуры атмосферы над океаном, в частности над тропической зоной: сбрасывание с самолетов специальных топ-зондов, наблюдения на прибрежных станциях, островах и аэрологических полигонах, образованных группой научно-исследовательских судов. Такие полигоны организовывались в экспедициях «ТРОПЭКС-74», «Тайфун-75», «Муссон-77». Работы этого направления продолжаются и развиваются.

Термическое взаимодействие

Известный русский климатолог и географ А. И. Воейков еще в 1884 г. писал, что важнейшей задачей физических наук является ведение приходо-расходной книги солнечного тепла, получаемого Землей с ее воздушной и водяной оболочкой. Актуальность данной проблемы не утрачена за столетие, пожалуй, она возросла еще больше.

За 5 млрд. лет существования Земли Солнце непрерывно обеспечивает ее колоссальным потоком энергии, циркулирующей во внешних оболочках нашей планеты.

На поддержание циркуляции в атмосфере и океане расходуется 0,49 кал/см^2 * мин. Радиационный баланс подстилающей поверхности имеет решающее значение для атмосферной циркуляции.

Под воздействием ветров поверхностный слой океана постоянно перемешивается примерно до глубины 100 м. Между 60° с. ш. и 60° ю. ш. наибольшим поглотителем тепла является Тихий океан, далее — Индийский и Атлантический. Первым расчет теплового баланса произвел В. В. Шулейкин на примере Карского моря. Позднее такие расчеты были сделаны для Баренцева, Каспийского и других морей страны. Весьма важен баланс верхнего перемешанного слоя моря. В настоящее время составлены атласы среднемесячных значений составляющих теплового баланса для всего Земного шара. По мере накопления новых данных вносятся уточнения. Выяснилось, что для морских условий не всегда применим метод; принятый для расчета баланса над сушей.

Тепловой баланс моря складывается из следующих статей прихода и расхода:

приход тепловой энергии в виде солнечной радиации — прямой и рассеянной;

приход тепла, получающегося при конденсации водяных паров на водной поверхности;

приход тепла, выделяющегося при ледообразовании;

потери тепла на эффективное излучение поверхности моря;

потери тепла на испарение;

потери тепла в результате таяния льда;

теплообмен с воздухом — положительный или отрицательный, в зависимости от того, что в данный момент и в данном месте теплее или холоднее;

внутриводный теплообмен, осуществляемый переносом тепла вместе с массой воды и перемешиванием водных частиц.

Строго говоря, необходимо учитывать также приток и потерю тепла, связанные с движением самих вод. Аналогичным образом может быть составлен приходо-расходный реестр тепла для атмосферы. В тепловой баланс подстилающей поверхности входят радиационный баланс, поток тепла из атмосферы, обусловленный турбулентной теплопроводностью, поток из почвы (или воды) и расход тепла на испарение.

Для подсчета теплового баланса поверхности океан — атмосфера В. И. Карачев [1978] предложил использовать уравнение, учитывающее поглощенную солнечную радиацию (разность между суммарной и отраженной радиацией, полученной из непосредственных экспедиционных наблюдений); затраты тепла на испарение; турбулентный теплообмен между поверхностью океана и атмосферой; эффективное излучение поверхности океана.

Анализируя расчеты, Карачев сделал вывод, что величина составляющих теплообмена зависит от конкретной синоптической ситуации. Циркуляционные возмущения в атмосфере приводят к усилению взаимодействия океана и атмосферы и потере тепла поверхностью океана. При прохождении пассатного фронта турбулентный теплообмен за фронтом увеличивается в 3–4 раза, а затраты тепла на испарение — в 2 раза.

Статьи прихода и расхода тепла могут быть получены непосредственно из наблюдений. Но практически это слишком сложно, а подчас и невозможно, из-за отсутствия достаточно точных приборов, условий и многих других причин. Поэтому составляющие теплового баланса, как правило, рассчитывают косвенными методами, используя основные метеорологические наблюдения над температурой, влажностью, ветром, облачностью и др.

Расчеты теплового баланса нашли широкое применение в морских прогнозах. Баланс исчислялся по упрощенной формуле, состоящей из трех частей. В первую часть, учитывающую процессы испарения и теплообмена, входили температура воздуха и воды, а также влажность; во вторую — коротковолновая радиация (зависимость от поглощенной радиации); в третью — длинноволновая радиация.

Даже не совсем совершенные методы расчета теплового баланса помогают понять сложные процессы, происходящие в океане и атмосфере.

Таким образом, можно сказать, что приходо-расходная книга тепла, о которой мечтал Воейков, заведена и постоянно обновляется. Более того, появляются в этой области и ранее неизвестные проблемы, в частности возможность влияния на некоторые приходо-расходные статьи баланса. Такое воздействие может быть и независимым от воли человека. В 1883 г. произошло грандиозное извержение вулкана Кракатау. Частицы, вылетевшие из жерла вулкана и попавшие в стратосферу, благодаря медленному падению и горизонтальному перемешиванию распространились вокруг Земли довольно равномерно. При этом способность верхней атмосферы отражать солнечную радиацию увеличилась столь значительно, что в течение нескольких лет средняя годовая температура по сравнению со средней многолетней понизилась на 0,5–1 °C.

Мы уже знаем, что различия в температурах между полярными и экваториальными областями, поддерживаемые обменом излучения между Землей и окружающим пространством, составляют причину общей циркуляции земной атмосферы. Извержение Кракатау наводит на мысль, что такую разность температур можно создать искусственно, распространяя тонкую пыль в атмосфере. Есть и другие предложения, в частности связанные с возможностью растопить морские льды. Одним из них является проект покрытия полярных шапок Земли угольной пылью.

Проблема управления термическими и другими процессами в океане все более приближается к реальности. В то же время продолжается изучение связей, существующих в природе, многое в которых еще неясно. К ним, в частности, относится влияние циклонических возмущений в атмосфере на изменение поля температуры и циркуляцию поверхностных вод океанов. Данный вопрос Л. С. Минина и В. Д. Пудов изучали на примере прохождения тайфуна Трикс. Он развился 10 июля 1978 г. из тропического возмущения в виде обширного облачного скопления над поверхностью тропической зоны Тихого океана с температурой 27–28°. С 8 по 13 июля температура воды существенно не менялась. Но по мере увеличения площади скопления и усиления ветра поверхностная температура океана начала меняться. Тропический циклон двигался до 15 июля на запад, потом замедлил движение, описал петлю, направился на юго-восток и с 19 июля вновь восстановил западное направление. На первом этапе западного движения Трикса (с 14 по 18 июля) циклон активно углублялся, давление в центре упало от 1004 до 975 мб, а ветер усилился от 35 до 70 узлов[3]. Развившийся тайфун вовлек в циклоническую циркуляцию поверхностные слои воды, что отчетливо показали карты изотерм. Совпадавшее вначале с траекторией тайфуна положение изотермы 28 °C затем переместилось (и несколько деформировалось) на юго-запад на 400–500 км. Это указывает на то, что в передней части тайфуна произошло понижение температуры (в акватории 135°—140° в. д.), связанное с переносом охлажденных поверхностных вод под действием ураганного ветра. А в тыловой части тайфуна по той же причине произошел нагон теплых поверхностных вод. Они продвинулись к востоку и северо-востоку столь же значительно. Таким образом, и воды, и воздух совершили циклоническое движение с естественным инерционным запаздыванием по отношению к усилению ветра в тайфуне Трикс. Кроме того, прохождение тайфуна вызвало образование гидрологического холодного фронта в передней части циклона и теплого — в тылу. Изменение температуры в поверхностном слое воды составило примерно 1 °C.

Тайфун Трикс не был особенно мощным — скорость ветра в нем не превышала 70 узлов (критерием, когда тропический циклон переходит в зрелую стадию, считается 63 узла). Но и в этом случае взаимодействие с поверхностью океана оказалось отчетливо ощутимым. Напомним, что изменилась не только температура, но и сама структура циркуляции вод на гигантской площади, протяженностью 3,5 тыс. км и шириной около 1 тыс. км. Расчет связи между скоростью дрейфового течения и скоростью штормовых и ураганных ветров показал, что отношение данных величин при урагане приблизительно в 2 раза больше, чем при нештормовых условиях.

Явление воздействия атмосферного процесса на океаническую поверхность сейчас уже хорошо известно — каждый тропический циклон оставляет след в толще океана, порождая в нем систему концентрических колец, вращающихся в противоположных направлениях. Это значит, что возникают течения различных направлений и температурные аномалии. Горизонтальная неоднородность на поверхности океана достигает в пространстве 2 тыс. км, а временная — как полагают, около 50 суток.

Наблюдения, проведенные в экспедиции «Тайфун—78», позволили обнаружить еще один интересный факт — температурная аномалия в северо-западной части Тихого океана связана с облачностью. Во время гидрологической съемки между координатами 20° — 28° с. ш. и 143° — 151° в. д. через каждые 90 миль было произведено шесть зональных разрезов с измерением температуры и солености до глубины 1 км. Это дало возможность заметить пятно аномально холодных вод в поверхностном слое океана, наблюдавшееся также и в поле плотности. Анализ наблюдений и расчеты показали, что максимум скорости циклонической циркуляции приходился на слой 30–75 м. Температура воды на поверхности океана была на 1–2 °C ниже температуры воздуха в приводном слое за пределами аномалии. Следовательно, естественно было ожидать инверсию температуры в пограничном слое атмосферы и, как результат, ослабление облачности. Сопоставление синоптических карт позволило выделить полностью безоблачную зону, оконтуривающую холодное пятно воды в океане. В шпротном направлении зона простиралась на 150–200 км, в меридиональном — примерно на 150 км. Возможно, что вытянутая безоблачная зона указывала на путь перемещения циклонического вихря в океане. Таким образом, анализируя по ежедневным синоптическим картам облачность, можно заметить циклонические вихри в океане.

В свое время А. Д. Добровольский указывал, что в истории исследования Тихого океана было четыре периода: поисков (1513–1725 гг.), обследования (1725–1873 гг.), исследования (1873–1918 гг.), детального исследования (1918–1947 гг.). Последняя дата в этом кратком перечне совпала с выходом в дальневосточные моря и Тихий океан флагмана советского научного флота, экспедиционного судна «Витязь». Исследования не только продолжаются в наши дни, но все более развиваются и расширяются, становясь проблемными, и главное место среди них занимает вопрос взаимодействия океана и атмосферы.

Одновременно с интенсификацией наблюдений и их накоплением развивается их обработка, численные методы, углубляются теоретический подход и представления о сущности самого явления. Действуя совместно, эти направления имеют конечную цель — познание, а затем и предсказания процессов, происходящих в двух взаимодействующих сферах.

Динамическое взаимодействие

Строго говоря, трудно разделить термическое и динамическое взаимодействие океана и атмосферы, скажем, на примере реакции поверхностных вод океана на проходящий над ним тайфун. Более объективным, возможно, является, как считает советский океанолог А. Ф. Плахотник [1978], выделение двух групп вопросов: собственно взаимодействия (сюда относятся характер, механизм и масштабы взаимодействия) и изучения пограничных слоев (океан и прилегающая к нему атмосфера). Планетарно пограничными слоями считают примыкающие друг к другу слои толщиной порядка 1,5 км, в пределах которых непосредственно проявляется взаимодействие океана и атмосферы — турбулентный перенос энергии и ее рассеивание.

Важность исследования пограничных слоев отмечалась уже в 1959 г. на Первом Международном океанографическом конгрессе. Распределение гидрологических и метеорологических элементов в пограничных средах взаимосвязано и взаимообусловлено. Хотя на различных этапах изучения проблемы предпринимались попытки подвести некоторые итоги, полной картины еще нет.

Для дальнейшего развития знаний в этой области, по мнению Е. П. Борисенкова и А. Ф. Трешникова, необходимо создание крупных макрополигонов в районах наиболее резко выраженного энергообмена в системе «океан — атмосфера». Зоны и очаги интенсивного взаимодействия требуют всестороннего наблюдения. Как уже отмечалось, это — зоны зарождения и развития тропических ураганов из начальных вихрей, образующихся над тем или иным районом океана. Бедствия, причиняемые ураганами, неисчислимы. Неудивительно поэтому, что их изучение, поиски методов расчета их возможных траекторий и условий затухания чрезвычайно важны. Параллельно изыскивается возможность гасить тропические ураганы на начальных стадиях, пока они еще не развились в грозную силу.

Прежде всего исследования ураганов начались в странах, побережья которых испытывают на себе их разрушительное воздействие, а именно: в США, Японии, Индии и Австралии. Однако многие страны, хотя и не подвергаются непосредственной опасности на своих территориях, ведут транспортные операции и рыболовство на обширных просторах океанов, где действуют тайфуны. В 1978 г. В. В. Шулейкин опубликовал сводку исследований по расчету, развитию траекторий движения и затухания тропических ураганов. Рассчитать теоретически поле волн вокруг движущегося урагана еще не удалось никому. Шулейкин указывал, что основная проблема — найти аналитический метод решения задачи в достаточном приближении. Такой метод, постепенно совершенствуясь, вскроет физический смысл явлений.

Тропические ураганы возникают в определенных районах океана. Так, никто не видел урагана на всем протяжении Атлантики в южном полушарии, никогда не наблюдалось их прохождение через экватор ни в Атлантическом, ни в Тихом океанах. В направлении с востока на запад плотность траекторий ураганов увеличивается и резко возрастает вблизи путей теплых океанических течений.

Тропические ураганы порождаются резким нарушением устойчивости атмосферы, и их огромная мощность объясняется неустойчивостью влажности. В то же время неустойчивость атмосферы связана с повышенной температурой воды, в особенности над теплыми течениями — Гольфстримом, Куросио и др. В. В. Шулейкин считает главной причиной зарождения тропических ураганов именно температуру подстилающей поверхности вод океанов. Повышение температуры определяет количество пара, поступающего в атмосферу, где он, конденсируясь, выделяет достаточное количество скрытого тепла. Это общее положение имеет, однако, исключения. В Гвинейском заливе, намного южнее экватора, поверхностные температуры превышают 28 °C, тем не менее здесь никогда не было ни одного тропического урагана (нагревается лишь тонкий слой опресненной воды реки Конго). Гвинейский залив — исключительно спокойная область Мирового океана, в которой не бывает циклонов даже с умеренными скоростями ветра.

Анализ материалов наблюдений показал, что только 4 % всех тропических циклонов достигает силы урагана: если температура воды на глубине 60 м отличается от поверхностной больше, чем на 8,5°. Часто думают, что тропические циклоны, в том числе переходящие в ураганы, зарождаются над океанами. Это не совсем точно. Прежде всего должен зародиться начальный вихрь, и это может произойти над сушей — и чаще всего при условии резкой неоднородности поверхности, над которой проносится воздушный поток. Примером может служить озеро Чад в Африке. Температурные контрасты в атмосфере и над озером с окружающими его раскаленными песками пустыни создают начальные вихри. Дальнейшая их судьба может быть различной, и, если пассат понесет их в сторону океана, они могут уже над океаном развиться в циклон, а потом и в ураган.

Тропические ураганы, проносясь над поверхностью океана, часто попадают в пределы суши, а иногда вновь выходят на океан и уже там затухают. Так, в августе 1909 г. сверхмощный ураган Камилла вступил на материк Северной Америки близ Нового Орлеана. Он двигался над сушей 67 часов, принося страшные разрушения, затем снова вышел в океан, восстановил энергию, которую потратил над сушей, и двигался с постепенным затуханием, не находя в температурах поверхности воды новой поддержки.

В тех случаях, когда ураган проходит над метеорологической станцией, удается наиболее надежно зарегистрировать поле тропического урагана. Но он сметает с лица земли и станцию! В литературе описан лишь один случай, когда станция уцелела. Это было над Манилой. Ураган средней силы прошел непосредственно над обсерваторией, которая обычно сообщает мореплавателям прогнозы траекторий тайфунов. Максимальная скорость ветра составила 56 м/с, давление 45 мб. В центре «глаза» скорость ветра упала до 0, поле тайфуна было асимметрично относительно его оси. По обе стороны «глаза» возникли вихри с горизонтальными осями, совпадающими с путем движения урагана. В море начался подъем вод в океане приблизительно с глубины 100 м, а глубже — их опускание. В середине образовалось пятно воды с наибольшим похолоданием — до 3 °C (на 3° ниже нормы). Приближение урагана могут «предсказать» волны зыби, затем развивается новая система — ветровых волн. Так, создается сложнейшая, благодаря интерференции, толчея волн, делающая задачу анализа и предсказаний для всего поля волн вокруг движущегося урагана пока неразрешимой. Самые мощные волны зыби уходят в северном полушарии влево от пути движения центра урагана и вправо — в южном.

Дольше всего живут волны зыби, вызванные не ураганами, а сильными, продолжительными штормами. Ветровые волны высотой 11 м могут быть возбуждены штормами со скоростями ветра примерно 25 м/с в течение суток, длина волн может превысить 200 м. О том, как далеко распространяются волны зыби, можно судить по такому примеру. Экспедиционное судно «Седов» осенью 1967 г. около 30° с. ш. встретило зыбь высотой 8 м и длиной 200 м. Она пришла с 55° с. ш.

Исследования показали, что при урагане средней мощности, с наибольшей скоростью ветра 70 м/с и скорости поступательного движения 6 м/с, высота волн стремительно нарастает до 11,8 м, а длина — до 130 м.

Масштабы взаимодействия

Ранее упоминалось о различных масштабах взаимодействия океана и атмосферы. Сюда входят процессы как глобального порядка — продолжительностью в десятилетия, так и протекающие секунды. Уже один этот факт предопределяет подход (его масштабность) к исследованиям. Но и сами процессы взаимодействия связаны друг с другом. Так, мелкомасштабные процессы обмена энергией и веществом в системе «океан — атмосфера» в свою очередь влияют на среднемасштабные и крупномасштабные.

Начинать изучение, по-видимому, нужно с мелкомасштабных, а также среднемасштабных процессов. Немалая роль здесь принадлежит созданию специальной аппаратуры, дающей возможность уловить в природе изменчивость мелкого масштаба. Мелкомасштабные процессы взаимодействия океана и атмосферы лежат в пределах пограничных слоев, распространяющихся на высоту и глубину в интервале 10–20 м, в горизонтальной плоскости до 10—100 м^2 и во времени на несколько минут. В этих рамках осуществляется обмен энергией и веществом через пограничные поверхности. Сюда входят поверхностные и внутренние волны в океане, их взаимодействие со слоем воздуха над океаном, локальный теплообмен с атмосферой, турбулентное перемешивание ветрового происхождения и другие процессы.

В последние десятилетия сформулировано основное положение о том, что главными физическими характеристиками мелкомасштабного взаимодействия являются величина и направление горизонтального вектора напряжения турбулентного трения и турбулентные потоки тепла и влаги в приводном слое атмосферы.

Теоретические исследования взаимодействия основываются на теории подобия А. С. Монина и А. М. Обухова [1954]. В последующих работах ряду специалистов удалось получить данные, позволяющие рассчитать основные энергетические характеристики, необходимые для перехода к процессам более крупного масштаба.

В конце 60-х годов в ходе экспедиции на научно-исследовательских судах «Академик Вавилов», «Михаил Ломоносов» и др. непосредственно измерялось воздействие ветра на волны с целью определить закономерности микромасштабного обмена энергией.

К среднемасштабным (их еще называют мезомасштабными) относят процессы взаимодействия с пространственными масштабами от десятков метров до нескольких километров и временными — от часов до суток. Сюда относятся волновые процессы в пограничных слоях приливного и инерционного происхождения и суточные колебания температуры (бризовая циркуляция над морскими побережьями).

Теоретическое и лабораторное изучение процессов среднемасштабного взаимодействия очень сложно.

В океане среднемасштабная изменчивость отражается на формировании непериодических вихрей, подобных атмосферным циклонам и антициклонам. Полагают, что эти движения возникают благодаря тепловому воздействию и переменным ветрам. Движения синоптического масштаба — по-видимому, наиболее энергоносящая составляющая океанических движений. В средних широтах Земли 80 % кинетической энергии приходится на среднемасштабные процессы. Тайфуны (ураганы) при диаметре зоны распространения 700 км выделяют в 1 секунду энергию, равную энергии всех электростанций Финляндии, вырабатываемой в течение 41 года.

Влияние синоптических процессов носит глобальный характер. В атмосфере, как указывалось, главным элементом среднемасштабных процессов служат циркуляционные системы — циклоны и антициклоны. Колебания уровня в океане могут быть вызваны метеорологическими факторами. Вблизи берегов, в мелководной зоне наиболее значительные колебания уровня связаны со штормовыми нагонами. По мере увеличения глубины моря и крутизны склона повышается роль колебаний уровня, обусловленных изменением атмосферного давления. Рассматривая среднемасштабные связи атмосферной циркуляции с течениями в районе Северной Атлантики, к югу от острова Гренландия и на банке Роккол, С. С. Лаппо обнаружил синхронность колебаний скоростей и малые изменения температуры вплоть до горизонтов 1600 м. Амплитуды скоростей течений доходили до 25–30 см/с. Анализируя материалы по другим районам, в частности на материковом склоне Курильской гряды, автор указывает на широкую распространенность колебаний течений с периодами от 1 до 10 суток. Среднемасштабные барические системы подвижны (средняя скорость перемещения циклона 10 м/с), что порождает ряд характерных особенностей в возбуждаемых ими движениях. Существенно важна и криволинейность траекторий барических депрессий.

Во время исследования по программе эксперимента АТЭП в июне — сентябре 1974 г. в тропической зоне Атлантики были получены интересные результаты. Установлено, что в зависимости от среднемасштабной структуры поля динамическое и тепловое взаимодействие океана и атмосферы в пассатной зоне южнее экватора происходит с периодами около 3–4, 12 часов.

К крупномасштабному (или глобальному) взаимодействию океана и атмосферы относят явления, происходящие на пространстве в тысячи километров (это соизмеримо с размерами полушария и всей планеты) в течение сезона, года, ряда лет. Сюда относятся процессы всей системы «океан — атмосфера», связанные с расчетами теплового баланса, влагооборота и др. Что касается атмосферы, то это — прежде всего, эпохальный ход климатических явлений (и резкие отклонения от него), внутривековые и межгодовые изменения климата, длительные аномалии погоды.

К крупномасштабным явлениям в океане относятся длиннопериодные колебания температуры поверхностного слоя, главный термоклин, максимум солености (в средних широтах) и минимум солености (в субантарктических водах), глобальные перемещения главных океанических течений.

Крупномасштабные процессы взаимодействия непосредственно связаны с проблемой долгосрочных явлений в атмосфере и океане, в том числе и с их предсказанием. Представляет большой интерес изучение связей между температурными аномалиями поверхности океана и отклонением от нормы значений атмосферного давления.

Задача построения физической теории климата и долгосрочных прогнозов погоды выдвигает сегодня на первое место необходимость математического моделирования крупномасштабного взаимодействия. Одна из сложностей этой проблемы состоит в том, что океан обладает значительно большей тепловой и динамической инерцией, чем атмосфера. Чтобы преодолеть эту сложность, предпринимались различные попытки. Так, атмосферный год условно принимался равным 100 годам океана. Был предложен и другой путь — считать поля плотности и скорости ниже верхнего слоя океана заданными. Это позволило сократить время установления равновесного режима всей системы. Но при этом остался нерешенным вопрос о согласовании глубинных полей температуры и солености с получающимися в расчетах полями вертикальной скорости и потоками тепла и солей на верхней границе нижнего слоя.

В целом можно сказать, что механизм теплового и динамического взаимодействия крупного масштаба состоит в том, что неодинаковое поступление тепла от Солнца создает различный тепловой баланс на поверхности Мирового океана. Следствием этого является неодинаковый нагрев атмосферы и формирование определенного поля атмосферного давления. В результате возникает атмосферная циркуляция, приводящая в движение верхние слои океана, а затем, благодаря течениям, проникающая и на глубину. В то же время течения изменяют исходное состояние теплового баланса, что опять-таки влияет на циркуляцию атмосферы.

Как говорилось, крупномасштабные процессы по времени разделяются на сезонные, межгодовые и внутривековые. Для характеристики каждого из них можно привести большое число примеров. Отметим лишь, что в отношении внутривековой изменчивости, изучение которой лишь начинается, было обнаружено, что потепление климата в первой половине 20-х годов повлияло и на тепловое состояние океана в целом. Так, в высоких широтах температура воды повысилась на несколько градусов, а в низких — несколько понизилась.

В одном из последних обобщений исследований циркуляции Мирового океана, сделанном В. А. Бурковым [1980], делается попытка построить и физически интерпретировать трехмерное крупномасштабное поле движения Мирового океана. Количество наблюдений в последние годы возросло в несколько раз, но по-прежнему крайне неравномерно. В работе Буркова использованы косвенные данные для построения стационарной циркуляции Мирового океана с обобщением всех наблюдений в форме средних многолетних годовых значений.

Энергетические источники Мирового океана лежат на его поверхности. В среднем многолетнем плане для всего Мирового океана тепловой и водный баланс равен нулю, гидрофизические и гидрохимические параметры не меняются. Общая циркуляция Мирового океана возбуждается механическими (ветровое напряжение на поверхности океана) и термохалинными (неравномерное распределение нагревания и охлаждения и др.) факторами. Физическая природа циркуляции верхней части — ветровая и термохалинная. Чем глубже в океан, тем меньше роль первой и больше второй.

Последующие задачи в исследовании данной проблемы сводятся к уточнению вклада ветра в океаническую циркуляцию, к определению влияния синоптических вихрей на среднюю циркуляцию, к оценке продукции глубинных и придонных вод. Конечной целью является изучение изменчивости океанических течений в различных масштабах и прогноз, основанный на исследовании взаимодействия океана и атмосферы. Год является тем минимальным промежутком времени, в течение которого океан запасает тепло, а затем отдает его в атмосферу. Оценка взаимного влияния в рассматриваемой работе была произведена методом линейной коррекции. Оценивалась связь температурных полей над Северной Атлантикой и европейской территорией нашей страны для каждого месяца и со сдвигом от одного до 12 месяцев. В процессе теплообмена в системе океан выступает как аккумулятор солнечного тепла, но «память» океана имеет некоторый годовой ход, и это вносит свои сложности в проблему.

Перспективы исследований

Основа для исследований по динамике атмосферы в нашей стране заложена трудами А. А. Фридмана и Н. Е. Кочина. Важный этап начался с работы И. А. Кибеля, сформулировавшего первую гидродинамическую модель краткосрочных прогнозов погоды.

Несмотря на расширяющиеся возможности решения сложных теоретических термогидродинамических задач с использованием все более совершенных электронно-вычислительных машин, задача долгосрочного прогноза погоды остается нерешенной. Причина этого, по мнению В. В. Шулейкина, кроется в отсутствии непрерывных наблюдений на преобладающей части планеты, занятой океанами. Проблему века — долгосрочный прогноз — можно решать только при учете взаимодействия между атмосферой, океаном и материком. В потоке тепловой адвекции возникают не просто температурные, а самовозбуждающиеся термобарические незатухающие колебания. Через все звенья природной системы термобарических сейш проходит поток энергии, идущий от океана на материк через атмосферу.

В области изучения океана, особенно в последние 10–20 лет, теоретические исследования вскрыли основные механизмы ветровой и термохалинной циркуляции. Получено представление об общей трехмерной циркуляции Тихого океана, геострофической циркуляции Атлантического и Индийского океанов. В нашей стране проводятся расчеты стационарных течений в различных районах Мирового океана с учетом конфигурации и рельефа дна.

Научно-исследовательская работа в области морских прогнозов обрела ныне новые формы — в них значительно шире, чем раньше, стали рассматриваться проблемы взаимодействия океана и атмосферы. В долгосрочных и сверхдолгосрочных морских прогнозах значительное внимание уделяется роли инерции океана, изучаются процессы, происходящие в атмосфере в предшествующие периоды времени.

Несмотря на то что первые попытки предсказания относятся к давним временам, а в 1923 г. В. Ю. Визе опубликовал первый морской прогноз (ледовитости Баренцева моря), проблема эта остается неизменно острой — и в теоретическом, и в практическом плане. Еще предшественники Визе полагали, что основным является влияние на море метеорологических условий. Современные методы наблюдений дают новые возможности в развитии методов морских прогнозов. Повышается роль методов морских прогнозов, основанных на уравнениях теплового и водного баланса. В сверхдолгосрочных морских прогнозах главная роль отводится учету циклических колебаний солнечной активности, их связей с общей циркуляцией атмосферы и многолетними колебаниями уровня моря, температуры воды и ледовитости.

Принципиальная особенность современных исследований — переход к изучению океана и атмосферы в их единстве — находит свое прямое отражение в работе над морскими прогнозами.

Литература

Багров Н. А., Оганесян В. В. К вопросу о тепловом балансе, взаимодействии океана и атмосферы. — В кн.: Применение статистических методов к анализу и прогнозу погоды. Л.: Гидрометеоиздат, 1978, с. 57–62.

Борисенков Е. П., Трешников А. Ф. О роли полярных районов в проблеме глобальных исследований циркуляции атмосферы и океана. — Тр. ААНИИ, 1970, т. 296, с. 5–21.

Бурков В. А. Общая циркуляция Мирового океана. Л.: Гидрометеоиздат, 1980, с. 250.

Васильев К. П. Использование наблюдений метеорологических спутников Земли для обслуживания мореплавания. — В кн.: Тр. Гидрометцентра, 1968, вып. 36, с. 47–58.

Гуральник И. И., Дубинский Г. П. Мамиканова С. В. Метеорология. Л.: Гидрометеоиздат, 1972. 413 с.

Гусев А. М. Взаимодействие океана с атмосферой. — В кн.: Проблемы Мирового океана. М.: Изд-во МГУ, 1970, с. 33–44.

Истошин Ю. В. Океанология. Л.: Гидрометеоиздат, 1969. 468 с.

Кан С. И. Впередсмотрящие. Л.: Гидрометеоиздат, 1967. 140 с.

Карачев В. И. Изменчивость составляющих теплового баланса в тропической зоне северо-западной части Тихого океана в июне — сентябре 1978 г. — В кн.: Тайфун — 78. Л.: Гидрометеоиздат, 1980, с. 67–74.

Кудрявая К. И., Серяков Е. И., Скриптунова Л. И. Морские гидрологические прогнозы. Л.: Гидрометеоиздат, 1974. 309 с.

Лаппо С. С. Среднемасштабные динамические процессы океана, возбуждаемые атмосферой. М.: Наука, 1979. 180 с.

Линейкин П. С., Мадерич В. С. Крупномасштабное взаимодействие атмосферы и океана. — В кн.: Динамика океанической циркуляции. М.: ВИНИТИ, 1977, т. 4, с. 72–75.

Марчук Г. И. Гидродинамические модели в динамике атмосферы и океана. — В кн.: Проблемы современной гидрометеорологии. Л.: Гидрометеоиздат, 1977, с. 8—45.

Минина Л. С. Практика неф-анализа. Л.: Гидрометеоиздат, 1970. 334 с.

Минина Л. С., Пудов В. Д. Изменение поля температуры (определяемой по измерениям со спутника) и циркуляции поверхностных вод океана, вызванное тайфунами. — В кн.: Тайфун—78. Л.: Гидрометеоиздат, 1980, с. 106–111.

Монин А. С., Обухов А. М. Основные закономерности турбулентного перемешивания в приземном слое атмосферы. — Тр. Геодез. ин-та АН СССР, 1954, т. 24 (15), с. 163.

Монин А. С., Каменкович В. М., Корт В. Г. Изменчивость Мирового океана. Л.: Гидрометеоиздат, 1974 262 с.

Мори М. Физическая география моря: Пер. с англ. СПб., 1861. 274 с.

Плахотник А. Ф. Взаимодействие океана и атмосферы. М.: Наука, 1978. 208 с.

Пудов В. Д., Беззаботников В. С. Температурная аномалия верхнего слоя океана и ее связь с полем облачности. — В кн.: Тайфун—78. Л.: Гидрометеоиздат, 1980, с. 118–121.

Рыков Н. А. Некоторые вопросы структуры следа тайфуна Вирджиния. — Там же, с. 102–105.

Самойленко В. С. Единство атмосферы и океана. — Вести. МГУ. Сер. 5, География, 1967, № 6, с. 20.

Сизов А. А., Науменко М. Ф. Некоторые результаты исследования взаимодействия атмосферы и океана в пассатной области Атлантики. — В кн.: ТРОПЭКС—74. Л.: Гидрометеоиздат, 1976, т. 2, с. 5—12.

Стоммел Г. Гольфстрим. М.: ИЛ, 1963. 226 с.

Стюарт Р. В. Атмосфера и океан. — В кн.: Океан. М.: Мир, 1971, с. 44–61.

Физические основы теории климата и его моделирование: Пер. с англ. / Под ред. А. С. Монина. Л.: Гидрометеоиздат, 1977. 271 с.

Хргиан А. X. Физика атмосферы. Л.: Гидрометеоиздат, 1978. Т. 1. 246 с.

Хргиан А. X. Очерки развития метеорологии. М.: Гидрометеоиздат, 1959. Т. 1. 427 с.

Хромов С. П. Синоптическая метеорология. М.: Гидрометеоиздат, 1940. 496 с.

Шокальский Ю. М. Океанография. Л.: Гидрометеоиздат, 1959. 536 с.

Шулейкин В. В. Крупномасштабное взаимодействие между океаном, атмосферой и материком. — В кн.: Проблемы современной гидрометеорологии. Л.: Гидрометеоиздат, 1977, с. 82–122.

Шулейкин В. В. Расчет развития, движения и затухания тропических ураганов и главных волн, создаваемых ураганами. Л.: Гидрометеоиздат. 1978. 96 с.

Примечания

1

Шокальский Ю. М. Океанография. Л.: Гидрометеоиздат, 1959, с. 19.

2

Стоммел Г. Гольфстрим. М.: ИЛ, 1963, с. 28.

3

Узел — морская мера скорости движения (1 морская миля в час). 1 узел ≈ 0,5 м/с.

Content

С. И. Кан
Океан и атмосфера

Океан

Открытие и изучение океанов

Ложе океанов и морей

Морская вода

Температура моря

Морские льды

Волнение

Уровень

Течения

Океан из космоса

Атмосфера

Происхождение, распространение, состав

Атмосферная пыль и загрязнения

Тепловой режим атмосферы

Давление воздуха

Солнце

Облака

Дождь и снег

Ветер

Метеорологические спутники

Взаимодействие океана и атмосферы

Проблема изучения

Термическое взаимодействие

Динамическое взаимодействие

Масштабы взаимодействия

Перспективы исследований

Литература

Примечания