19 Билет
1. Атмосфера – газообразная оболочка Земли, ее нижней границей является земная поверхность, точной верхней границы указать нельзя, так как плотность атмосферы, непрерывно убывая, с высотой приближается к плотности вещества межпланетного пространства. Поэтому о высоте атмосферы можно говорить лишь условно. По последним данным разреженные слои атмосферы простираются до высоты 1500-2000 км, - выше этого расположена магнитосфера. В противоположную от солнца сторону простирается так называемый "газовый хвост", шлейф магнитосферы длиной на многие сотни тысяч километров. В целом атмосфера — система не замкнутая. Масса атмосферы составляет 5,3 1015 т. Это в миллион раз меньше массы Земли и в 250 раз меньше массы гидросферы.
Небольшая толщина основного слоя атмосферы приводит к тому, что вертикальные масштабы процессов в ней значительно меньше горизонтальных. Атмосферу следует рассматривать как тонкую воздушную плену вокруг земного шара.
Состав воздуха, его физические характеристики
Воздух представляет собой механическую смесь газов. До высоты около 100 км, в пределах слоя, называемого гомосфера, процентное соотношение газов в сухом воздухе остается таким же, как у земной поверхности: азота (N2) - 78,08%; кислорода ( 02 ) - 20,95%; аргона (Ag) - 0,93%, остальные 0,04% приходятся на различные природные (водород, гелий, озон и др.) и промышленные газы.
Постоянство состава атмосферного воздуха объясняется перемешиванием атмосферы в этом слое.
Водяной пар (Н2О), его количество в атмосфере колеблется от 0 до 7%. Поднимаясь вверх, водяной пар конденсируется, поэтому его количество с высотой быстро уменьшается и выше 10-15 км содержание водяного пара ничтожно. Роль водяного пера в атмосфере большая, так как, во-первых, при его конденсации образуются облака; во-вторых, переход воды из одного агрегатного состояния в другое сопровождается поглощением (выделением) большого количества тепла и, в-третьих, водяной пар сильно поглощает инфракрасную радиацию земной поверхности и атмосферы. Все эти процессы оказывают существенное влияние на тепловой режим системы Земля-атмосфера.
Углекислый газ (СО2) поступает в атмосферу при процессах окисления. В крупных промышленных центрах его количество может достигать 0,05 %, В среднем у поверхности Земли количество углекислого газа около 0,033 %. Углекислый газ хорошо поглощает длинноволновую тепловую радиацию, усиливая тепличный эффект. Считают, что увеличение углекислого газа в атмосфере приведет к повышению температуры воздуха. Углекислота энергично потребляется растениями при фотосинтезе. Значительное количество углекислого газа поглощается океаном, в котором его растворено примернов 50 раз больше, чем находится в атмосфере.
Растворимость углекислоты, как и всякого газа, в морской воде убывает с ростом температуры, поэтому холодные течения, идущие из полярных в тропические широты, выделяют в воздух некоторое количество СО2 и повышают в тропиках его концентрацию, а теплые течения, охлаждающиеся в высоких широтах, поглощают СО2 из атмосферы, уменьшая его концентрацию.
Кроме того, в течение года в северном полушарии концентрация СО2 уменьшается детом от мая к октябрю из-за поглощения его растениями в вегетационный период.
Озон (О3) составляет в атмосфере в среднем 4*10-5%. В нижних слоях атмосферы образуется при грозовых разрядах и при окислении некоторых органических веществ, в верхних слоях - в результате фотохимического действия ультрафиолетовых лучей солнца на кислород. При этом молекулы кислорода разлагаются на атомы; соединяясь с молекулярным кислородом они образуют озон. Затем он вновь превращается в кислород в результате реакций с различными компонентами атмосферы.
Озон образуется, в основном, в экваториальной зоне в верхней стратосфере, а затем переносится к полюсам, где он может накапливаться особенно интенсивно зимой. Более 90 % озона сосредоточено в слое, удаленном от поверхности нашей планеты на 10-50 км с максимальной концентрацией на высотах 20-35 км. Слой этот иногда называют -озоносферой. Если весь озон в вертикальном столбе атмосферы привести к температуре 0 °С и давлению 1000 гПа, то толщина слоя окажется в пределах 2 мм на экваторе и до 4 мм в полярных областях. Основным, весьма важным для жизни на Земле, свойством озона является его способность поглощать ультрафиолетовые лучи Солнца, губительные для живой клетки.
Аэрозоль. Совокупность взвешенных в атмосферном воздухе частичек объединяют под общим названием "аэрозоль". Это взвешенные в воздухе капли воды, кристаллы льда, частички морской соли, золы и пыли. С высотой количество частичек значительно убывает. Некоторые из них (продукты неполного сгорания, соль морской вода и т.п.) обладают свойством собирать (абсорбировать) на себе влагу, такие частички называют ядрами конденсации, они играют роль центров при образования водяных капель из пара.
В верхних слоях атмосферы (выше 100 км) в гетеросфере под влиянием ультрафиолетового излучения происходит диссоциация молекул кислорода на атомы, и на высотах более 100 км кислород почти полностью диссоциирован. Вследствие этого относительная молекулярная масса воздуха начинает уменьшаться с высотой. Предполагается, что выше 400-500 км все газы, составляющие атмосферу, находятся в атомарном состоянии. Здесь наблюдается значительная ионизация газов.
Свoйствa aтмoсферы
Атмoсферa Земли oблaдaет следующим свoйствoм: oнa прoзрaчнa для видимoгo светa и не прoпускaет знaчительную чaсть энергии, прихoдящуюся нa инфрaкрaсную oблaсть спектрa. Вследствие этoгo чaсть пoтoкa рaдиaциoннoй энергии, излучaемoй пoверхнoстью Земли, зaдерживaется в aтмoсферa преврaщaясь в теплoту. Темперaтурa пoвышaется дo нoвoй рaвнoвеснoй темперaтуры, бoлее высoкoй, чем пoлученнaя выше. Итaк, превышение средней темперaтуры Земли нaд рaсчетным знaчением oбъясняется зaкoнoмернoстями прoцессa рaспрoстрaнения ЛУ чистoй энергии и свoйствoм aтмoсфернoгo вoздухa пoглoШa длиннoвoлнoвoе излучение. Анaлoгичный эффект нaблюдaете пaрнике, пoэтoму пoвышение темперaтуры чaстo нaзывaют пaрникoвым эффектoм».
Рaдиoуглерoдный aнaлиз льдa из бурoвых сквaжин, прoшедших сквoзь ледникoвый щит Антaрктиды, пoкaзaл, чтo oн oбрaзoвaлся примернo 35 млн лет нaзaд и выдержaл нескoлькo пoтеплений климaтa, причем гoрaздo бoлее знaчительных, чем oжидaемoе oт «пaрникoвoгo эффектa». Тaк, нaпример, 20 млн лет нaзaд средняя темперaтурa былa нa 5—6 °С выше сoвременнoй (кoнцентрaция СО2 былa oкoлo 0,1 %); в рaйoне Якутскa рoсли лесa грецкoгo oрехa. В менее oтдaленнoм прoшлoм, 30—35 тыс. лет нaзaд, кoгдa былo пoследнее межледникoвoе пoтепление, Сaхaрa пoлучaлa бoльше
oсaдкoв, чем в нaстoящее время и тaм былa не пустыня, a этo следует из дaнных aрхеoлoгических рaскoпoк. Вoзмoжнo пoтепление не угрoжaет жизни в стрaнaх с жaрким климaтoм тем бoлее ничегo oпaснoгo не случится в стрaнaх умереннoгo климaтa, нaoбoрoт, пoтепление мoжет сoздaть бoлее блaгoприятные услoвия жизни. Прoблемa пoтепления является лишь чaстью слoжнoй oпaснoсти для биoсферы в результaте зaгрязнения aтмoсферы кoнкретными химическими веществaми.
2. Основы теории дрейфовых и ветровых течений создал Экман. Он показал, что:
I.1) Устойчивые течения в глубоком море, вызванные ветром постоянной силы и постоянного направления, отклоняются от направления ветра в северном полушарии на 450 вправо, а в южном - на 450влево, причем это отклонение не зависит ни от скорости ветра и течения, ни от географической широты места; его скорость прямо пропорциональна силе трения, которая создается движущимся потоком воздуха:
где Т - сила трения ( - тангенциальное напряжение ветра), - коэффициент вертикальной турбулентной вязкости, - плотность воды, - угловая скорость вращения Земли, - широта места.
2) Подповерхностные течения отклоняются в ту же сторону от направления ветра, что и поверхностные течения, но угол отклонения с глубиной увеличивается, а скорость уменьшается по логарифмическому закону.
3) На глубине моря D, которую Экман назвал глубиной трения, глубинное течение обратно по направлению поверхностному, и его скорость составляет 1/23 от скорости поверхностного течения.
4) Экман дал следующие формулы, связывающие глубину трения D, скорость ветра и скорость поверхностного U0:
5) Для определения зависимости между силой ветра и скоростью течения, вызываемого этим ветром, Экман ввел понятие о ветровом коэффициенте - отношении скорости течения к скорости ветра (К=U0/W). Для конкретного района моря величина этого коэффициента не зависит от скорости ветра. Для восточного побережья Америки, например, он был определен на плавучих маяках (83000 наблюдений) величиной, равной 0,02.
II. Дрейфовые течения в мелководном море (если D больше глубины моря) на поверхности имеют отклонение от направления ветра меньше 450 и угол отклонения зависит от силы ветра. При сильных ветрах в мелководном море (Н=0,1D) направление течения практически совпадает с направлением ветра.
III. Вблизи береговой черты дрейфовые течения вызывают сгоны и нагоны, что приводит к возникновению градиента давления и градиентного течения (сгонно-нагонного).
Если прибрежная зона имеет отвесный берег и глубина моря превышает глубину трения, то в слое воды толщиной D развивается поверхностное течение, которое является геометрической суммой чисто дрейфового течения (со скоростью на поверхности U0) и глубинного течения (с постоянной скоростью (т).
Ниже глубины трения D, вдоль берега, в направлении, перпендикулярном максимальному уклону уровня, идет глубинное течение. Связь между скоростями дрейфового течения на поверхности и глубинным течением определяется по формуле
где - угол между направлением ветра и береговой чертой. У дна, в слое толщиной D, наблюдается придонное течение с меняющимися скоростями и направлениями в зависимости от рельефа дна.
С уменьшением глубины моря дрейфовое течение, как уже указывалось, приближается к направлению ветра, а сгонно-нагонное - к направлению наибольшего уклона поверхности моря. Поэтому в мелководном море схема прибрежной циркуляции может быть представлена в следующем виде: на поверхности потоки воды направлены по ветру и обусловлены дрейфовым течением, а в придонном слое направлены против ветра и обусловлены сгонно-нагонными течениями. Таким образом, для мелководного побережья, в отличие от приглубого, ветер, дующий параллельно береговой черте, не создает сгонно-нагонных течений. В мелководной зоне моря максимальные сгонно-нагонные течения наблюдаются при ветре, дующем перпендикулярно береговой черте.
Эти положения следует учитывать при использовании формулы Экмана. По этой формуле скорость находится только при устойчивом ветре в открытом глубоком море или в зоне приглубого берега. Для мелководных районов необходимо определять и ветровой коэффициент и угол отклонения.
Сама зависимость может быть нелинейной. Например, для одного из районов Балтийского моря:
U0=0,04W0,82
3. При создании морских карт используют, однако, так называемый нуль глубин, соответствующий наиболее низкой отметке положения уровня моря.
Нуль глубин - условная поверхность, от которой отсчитываются отметки глубин на морских навигационных картах. Положения о нуле глубин: - для морей без приливов и озер принят средний многолетний уровень; - для морей с приливами принят наинизший возможный уровень моря, выведенный по данным уровненных наблюдений.
Нулём глубин называется условная поверхность, от которой даются отметки глубин на мopcких навигационных картах.
В большинстве случаев в качестве нулей глубин выбираются наинизшие уровни, но возможны случаи, когда действительная глубина окажется меньше отметки, показанной на карте. В Таблицах приливов на эти дни даются отрицательные высоты малых вод, которые и надо вычитать из отметок глубин на карте.
В Таблицах приливов и на отечественных морских картах на иностранные воды сохраняются те же нули глубин, какие приняты на соответствующих иностранных картах. Вследствие этого Таблицы приливов могут быть использованы при работе с любыми иностранными картами.
Основным навигационным пособием, содержащим предвычисленные уровни по Мировому океану, являются таблицы приливов. Различают таблицы приливов календарного типа, издаваемые ежегодно на календарные даты, и таблицы постоянного действия, рассчитанные на много лет. Предвычисленные уровни в таблицах приводятся для морей России относительно наинизшего теоретического уровня (НТУ), а по зарубежным водам относительно нулей глубин, какие приняты на иностранных картах.