Повітряні і водні маси

ЗМІСТ

1.1 Трансформація повітряних мас

Вплив поверхні, над якою проходять повітряні маси, позначається на їх нижніх шарах. Цей вплив може викликати зміни в змісті вологи в повітрі внаслідок випаровування або випадання опадів, а також зміна температури повітряної маси в результаті вивільнення прихованої теплоти або теплообміну з поверхнею.

Табл.1. Класифікація повітряних мас і їх властивості в залежності від вогнища формування

Трансформації, пов'язані з рухом повітряних мас, називаються динамічними. Швидкості руху повітря на різних висотах майже напевно будуть відрізнятися, тому повітряна маса рухається не як єдине ціле, і наявність зсуву швидкостей викликає турбулентному перемішуванні. Якщо нижні шари повітряної маси нагріваються, то виникає нестійкість і розвивається конвективне перемішування. Інші динамічні зміни пов'язані з великомасштабним вертикальним рухом повітря.

Трансформації, що відбуваються з повітряною масою, можна позначити, додаючи до її основному позначенню ще одну букву. Якщо нижні шари повітряної маси тепліше, ніж поверхня, над якою вона проходить, то додається буква "Т", якщо вони холодніше - додається буква "X". Отже, при охолодженні стійкість теплою морською полярної повітряної маси збільшується, у той час як нагрів холодної морської полярної повітряної маси викликає її нестійкість.

1.2 Повітряні маси і їх вплив на погоду на британських островах

Погодні умови в будь-якому місці на Землі можна розглядати як результат дії певної повітряної маси і як наслідок сталися з нею змін. Великобританія, розташована в середніх широтах, відчуває на собі вплив більшості типів повітряних мас. Вона, таким чином, є гарним прикладом для вивчення погодних умов, обумовлених трансформацією повітряних мас поблизу поверхні. Динамічні зміни, викликані в основному вертикальними рухами повітря, також дуже важливі при визначенні погодних умов, і в кожному конкретному випадку ними нехтувати не можна.

Морський полярний повітря (МПВ), що досягає Британських островів, звичайно відноситься до типу ХМПВ, тому ця повітряна маса нестійка. При проходженні над океаном в результаті випаровування з його поверхні вона зберігає високу відносну вологість, і внаслідок цього - особливо над теплою поверхнею Землі опівдні з приходом цієї повітряної маси будуть виникати купчасті і купчасто-дощові хмари, температура опуститься нижче середньої, і влітку будуть випадати зливи, а взимку опади часто можуть випадати у вигляді снігу або крупи. Рвучкі вітри і конвективні рухи в повітрі розженуть пил і дим, так що видимість буде гарною.

Якщо морський полярний повітря (МПВ) з вогнища свого формування пройде південніше, а потім попрямує у бік Британських островів з південного заходу, він цілком може стати теплим, тобто типу ТМПВ; іноді його називають "зворотним морським полярним повітрям". Він приносить нормальні температури і погоду, середню між погодою, яка встановлюється з приходом повітряних мас ХМПВ та МТВ.

Морський тропічне повітря (МТВ) зазвичай відноситься до типу ТМТВ, тому він стійкий. Досягнувши після перетину океану Британських островів і охолодіть, він насичується (або стає близьким до насичення) водяною парою. Ця повітряна маса приносить із собою м'яку погоду, небо стає похмурим і видимість поганий, на заході Британських островів нерідкі тумани. При підйомі над Орографічними бар'єрами формуються шаруваті хмари; при цьому звичайні мрячать дощі, перехідні в більш сильні, а на східній стороні гірських хребтів йдуть суцільні дощі.

Континентальна тропічна повітряна маса в осередку свого формування нестійка, і, хоча її нижні шари, коли вона досягає Британських островів, стають стійкими, верхні шари продовжують зберігати хитливий стан, що може викликати в літній час грози. Однак у зимовий період нижні шари повітряної маси дуже стійкі, і будь-які хмари, які там утворюються, відносяться до типу шаруватих. Зазвичай прихід такої повітряної маси викликає підвищення температури набагато вище середньої, і утворюється туман.

З приходом континентального полярного повітря взимку на Британських островах встановлюється дуже холодна погода. В осередку формування ця маса стійка, але потім в нижніх шарах вона може стати нестійкою і при проходженні над Північним морем значною мірою "насититься" водяними парами. Хмари, які при цьому виникнуть, відносяться до типу купчастих, хоча можуть утворитися і шарувато-купчасті. У зимовий період у східній частині Великобританії можуть випадати сильні дощі зі снігом або ж снігопади.

Арктичне повітря (АВ) може бути континентальним (Кав) або морським (МАВ) залежно від того шляху, який він проробив від вогнища формування до Британських островів. Він аналогічний континентального полярному повітрю, хоча і більш холодний і тому в зимовий і весняний періоди часто приносить із собою снігопади. Морський арктичне повітря проходить над Гренландією та Норвезьким морем, його можна порівняти з холодним морським полярним повітрям, хоча він холодніше і більш нестійкий. Взимку і навесні для арктичного повітря характерні сильні снігопади, тривалі морози і виключно хороші умови видимості.

2. Водні маси і TS діаграма

При визначенні водних мас океанографа використовують поняття, схоже з тим, що застосовується до повітряних мас. Водні маси розрізняють переважно по температурі і солоності. Також вважають, що водні маси формуються в певному районі, де вони знаходяться в поверхневому шарі перемішаному і де на них чинять вплив постійні атмосферні умови. Якщо протягом тривалого періоду часу вода залишається в стаціонарному стані, її солоність буде визначатися рядом факторів: випаровуванням і випаданням опадів, надходженням прісної води з річковим стоком у прибережних районах, таненням льодів і утворенням у високих широтах і т.д. Точно так само її температура буде визначатися радіаційним балансом водної поверхні, а також обміном тепла з атмосферою. Якщо солоність води буде зменшуватися, а температура підвищуватися, щільність води знизиться і водна товща стане стійкою. У цих умовах може сформуватися тільки поверхнева водна маса невеликої товщини. Якщо, проте, солоність буде зростати, а температура знижуватиметься, вода стане більш щільною, почне занурюватися, і може сформуватися водна маса, що досягає значної потужності по вертикалі.

Щоб розрізняти водні маси, дані про температуру і солоність, отримані на різних глибинах в деякому районі океану, наносять на діаграму, у якої по осі ординат відкладається температура, а по осі абсцис - солоність. Всі крапки з'єднуються один з одним лінією в порядку зростання глибин. Якщо водна маса абсолютно однорідна, вона буде представлена однією-єдиною точкою на такий діаграмі. Саме ця ознака служить критерієм для виділення типу вод. Скупчення точок спостережень поблизу такої точки покаже присутність вод певного типу. Але температура і солоність водної маси з глибиною зазвичай змінюються, і водна маса характеризується на TS діаграмі певної кривої. Ці варіації можуть бути обумовлені невеликими коливаннями властивостей води, утвореної в різний час року і опустилася на різні глибини відповідно до її щільністю. Їх можна також пояснити змінами умов на поверхні океану в тому районі, де відбувалося формування водної маси, і вода може опускатися не вертикально, а вздовж деяких похилих поверхонь рівних густин. Оскільки q1 є функцією тільки температури і солоності, на TS діаграмі можна провести лінії рівних значень q1. Подання про стійкість водної товщі можна отримати, порівнюючи графік TS з простяганням ізоліній q1.

2.1 Консервативні і неконсервативних властивості

Сформувавшись, водна маса, як і маса повітряна, починає рухатися з вогнища формування, піддаючись по шляху трансформації. Якщо вона залишиться в при поверхневому перемішаному шарі або піде з нього, а потім повернеться знову, подальше взаємодія з атмосферою викличе зміни температури і солоності води. Нова водна маса може виникнути в результаті перемішування з іншого водної масою, і її властивості будуть проміжними між властивостями двох первинних водних мас. З того моменту, як водна маса перестає піддаватися трансформації під впливом атмосфери, її температура і солоність можуть змінюватися тільки в результаті процесу перемішування. Тому такі властивості називаються консервативними.

Водна маса зазвичай має певні хімічні характеристики, властиву їй біоту, а також типові співвідношення температури і солоності (TS співвідношення). Корисним показником, що характеризує водну масу, часто буває величина концентрації розчиненого кисню, а також концентрація біогенних речовин - силікатів і фосфатів. Морські організми, притаманні певній водної масі, називаються видами-індикаторами. Вони можуть залишатися в межах даної водної маси, оскільки її фізичні та хімічні властивості задовольняють їх або ж просто тому, що вони, будучи планктоном, переносяться разом з водною масою з району її формування. Ці властивості, проте, змінюються в результаті хімічних і біологічних процесів, що протікають в океані, і тому називаються неконсервативних властивостями.

2.2 Приклади водних мас

Досить наочним прикладом можуть служити водні маси, які формуються в напівзамкнутих водоймах. Та водна маса, яка утворюється в Балтійському морі, має низьку солоністю, що викликано значним перевищенням річкового стоку і кількості опадів, що випадають над випаровуванням. Влітку ця водна маса досить нагрівається і тому має дуже низькою щільністю. З свого вогнища формування вона витікає через вузькі протоки між Швецією і Данією, де відбувається її інтенсивне перемішування з нижнім водними шарами, які надходять до протоки з боку океану. Перед перемішуванням її температура влітку близька до 16 ° С, а солоність становить менше 8% 0.Але до того часу, коли вона досягає протоки Скагеррак, її солоність в результаті перемішування підвищується до величини порядку 20%о. У силу низької щільності вона залишається на поверхні і швидко трансформується в результаті взаємодії з атмосферою. Тому ця водна маса не робить помітного впливу на райони відкритого океану.

У Середземному морі випаровування перевершує приплив прісної води, що надходить у вигляді опадів і річкового стоку, і тому солоність там збільшується. У північно-західній частині Середземного моря зимовий охолодження (пов'язане в основному з вітрами, що називається містраль) може призвести до конвекції, яка охоплює всю водну товщу до глибин більше 2000 м, в результаті чого формується надзвичайно однорідна водна маса з солоністю більше 38,4% і температурою близько 12,8 ° С. При виході цієї водної маси з Середземного моря через Гібралтарську протоку вона піддається інтенсивному перемішуванню, і найменш перемішаний шар, або ядро, середземноморської води в прилеглій частині Атлантики має солоність 36,5% 0 і температуру 11 ° С. Цей шар володіє високою щільністю і тому занурюється до глибин порядку 1000 м. На цьому рівні він поширюється, піддаючись безперервному перемішуванню, але його ядро все-таки можна розпізнати серед інших водних мас більшій частині Атлантичного океану.

У відкритому океані Центральні водні маси утворюються на широтах приблизно від 25 ° до 40 °, а потім занурюються уздовж похилих ізопікн і займають верхню частину головного термоклину. У Північній Атлантиці така водна маса характеризується TS кривої з вихідним значенням 19 ° С і 36,7% і кінцевим значенням 8 ° С і 35,1%. У більш високих широтах формуються проміжні водні маси, які характеризуються низькою солоністю, а також низькою температурою. Найбільш широко поширена Антарктична проміжна водна маса. Вона має температуру від 2 ° до 7 ° С і солоність від 34,1 до 34,6% 0 і після занурення приблизно на 50 ° пд. ш. до глибин 800-1000 м поширюється в північному напрямку. Найбільш глибокі водні маси формуються у високих широтах, де вода взимку охолоджується до дуже низьких температур, часто до точки замерзання, так що солоність визначається процесом замерзання. Антарктична придонна водна маса має температуру - 0,4 ° С та солоністю 34,66% 0 і поширюється в північному напрямку на глибинах більше 3000 м. Північно-Атлантична глибинна придонна водна маса, яка утворюється в Норвезькому і Гренландському морях і при перетіканні через Шотландської-Гренландський поріг відчуває помітну трансформацію, поширюється на південь і перекриває антарктичну придонну водну масу в екваторіальній і південній частинах Атлантичного океану.

Концепція водних мас відіграла велику роль при описі процесів циркуляції в океанах. Течії в глибинах океанів водночас і дуже повільні, і дуже мінливі, щоб їх можна було вивчати за допомогою безпосереднього спостереження. Але TS аналіз допомагає виділити ядра водних мас і визначити напрямки їх розповсюдження. Однак, щоб встановити швидкість, з якою вони переміщуються, необхідні інші дані, такі, як швидкість перемішування і швидкість зміни неконсервативних властивостей. Але їх зазвичай отримати не вдається.

2.3 Ламінарна і турбулентні течії

Руху в атмосфері і в океані можна класифікувати різними способами. Один з них - поділ руху на ламінарного й турбулентного. При ламінарному протягом частинки рідини рухаються впорядковано, лінії струму паралельні. Турбулентних течій хаотично, і траєкторії окремих частинок перетинаються. У однорідної по щільності рідини перехід від ламінарного режиму до турбулентному відбувається, коли швидкість сягає певної критичної величини, пропорційної в'язкості і обернено пропорційній щільності і відстані до кордону течії. В океані і атмосфері течії в більшості випадків турбулентні. При цьому ефективна в'язкість, або турбулентні тертя, в таких течіях звичайно на кілька порядків більше молекулярної в'язкості і залежить від природи турбулентності та її інтенсивності. У природі спостерігаються два випадки ламінарного режиму. Один-це течія в дуже тонкому шарі, що прилягає до гладкої кордоні, другий - рух в шарах значною вертикальної стійкості (якими є, наприклад, шар інверсії в атмосфері і термоклином в океані), де флуктуації вертикальної швидкості малі. Вертикальний зсув швидкості в таких випадках набагато більше, ніж у турбулентних течіях.

2.4 Масштаби руху

Ще один спосіб класифікації рухів в атмосфері і океані заснований на їх поділі по просторових і часових масштабах, а також на виділенні періодичних і неперіодичних складових руху.

Найбільшим просторово-тимчасовим масштабами відповідають такі стаціонарні системи, як пасати в атмосфері або Гольфстрім в океані. Хоча рух в них і відчуває флуктуації, ці системи можна розглядати як більш-менш постійні елементи циркуляції, що мають просторовий масштаб порядку декількох тисяч кілометрів.

Наступне місце займають процеси з сезонною циклічністю. Серед них слід особливо відзначити мусони і обумовлені ними - і теж міняють свій напрямок - течії Індійського океану. Просторовий масштаб цих процесів також порядку декількох тисяч кілометрів, проте їх відрізняє виражена періодичність.

Процеси з тимчасовим масштабом у кілька днів або тижнів, як правило, нерегулярні і мають просторові масштаби до тисячі кілометрів. До них відносяться варіації вітру, пов'язані з переносом різних повітряних мас і викликають зміни погоди в таких районах, як Британські острови, а також аналогічні і часто пов'язані з першими коливання океанських течій.

Розглядаючи руху з тимчасовим масштабом від декількох годин до одного-двох днів, ми зустрічаємося з великою різноманітністю процесів, серед яких є і явно періодичні. Це може бути добова періодичність, пов'язана з добовим ходом сонячної радіації (вона характерна, наприклад, для бризу - вітру, що дме вдень з моря на сушу, а вночі з суші на море); це може бути добова і півдобовий періодичність, характерна для припливів; це може бути періодичність, пов'язана з переміщенням циклонів та іншими атмосферними збуреннями. Просторовий масштаб цього типу рухів від 50 км (для бризів) до 2000 км (для баричних депресій на середніх широтах).

Тимчасовим масштабами, вимірюваним секундами, рідше хвилинами, відповідають регулярні руху - хвилі. Найбільш поширені вітрові хвилі на поверхні океану, що мають просторовий масштаб близько 100 м. В океані і в атмосфері зустрічаються і більш довгі хвилі, як, наприклад, Підвітряні хвилі. Нерегулярні руху з такими тимчасовими масштабами відповідають турбулентним флуктуаціями, що проявляється, наприклад, у вигляді поривів вітру.

Рух, що спостерігається в якомусь районі океану або атмосфери, може бути охарактеризований векторної сумою швидкостей, кожна з яких відповідає певному масштабом руху. Наприклад, виміряна в якийсь момент часу швидкість може бути представлена у вигляді де і позначає турбулентні пульсації швидкості.

Для характеристики руху можна використовувати опис сил, що беруть участь у його створенні. Цей підхід у поєднанні з методом поділу за масштабами буде використаний у наступних розділах при описі різних форм руху. Тут же зручно розглянути різні сили, дія яких може викликати горизонтальні руху в океані і атмосфері або вплинути на них.

Сили можна розділити на три категорії: зовнішні, внутрішні та вторинні. Джерела зовнішніх сил лежать поза рідкого середовища. У цю категорію потрапляє гравітаційне тяжіння Сонця і Місяця, що викликає приливні руху, а також сила тертя вітру. Внутрішні сили пов'язані з розподілом маси або щільності в рідкому середовищі. Нерівномірний розподіл щільності обумовлено нерівномірним нагрівом океану і атмосфери, і породжує горизонтальні градієнти тиску всередині рідкого середовища. Під вторинними ми розуміємо сили, що діють на рідину тільки тоді, коли вона перебуває в стані руху щодо земної поверхні. Найбільш очевидною є сила тертя, завжди спрямована проти руху. Якщо різні шари рідини рухаються з різними швидкостями, тертя між цими шарами, обумовлене в'язкістю, призводить до уповільнення більш швидко рухаються шарів і прискоренню менш швидко рухомих шарів. Якщо протягом направлено уздовж поверхні, то в шарі, що примикає до кордону, сила тертя прямо протилежна напрямку потоку. Незважаючи на те що тертя грає зазвичай незначну роль в атмосферних і океанських рухах, воно призвело б до затухання цих рухів, якщо б їх не підтримували зовнішні сили. Таким чином, рух не могло б залишатися рівномірним, якби інші сили були відсутні. Дві інші вторинні сили - це фіктивні сили. Вони пов'язані з вибором системи координат, щодо якої розглядається рух. Це сила Коріоліса (про яку ми вже говорили) і відцентрова сила, що з'являється при русі тіла по колу.

2.5 Відцентрова сила

Тіло, що рухається з постійною швидкістю по колу, весь час змінює напрямок свого руху і, отже, відчуває прискорення. Це прискорення направлено до миттєвого центру кривизни траєкторії і називається доцентрові прискоренням. Отже, щоб залишатися на колі, тіло повинно відчувати дію деякої сили, спрямованої до центру кола. Як показано в елементарних підручниках по динаміці, величина цієї сили дорівнює mu 2 / r, або mw 2 r, де r - маса тіла, m-швидкість руху тіла по колу, r-радіус кола, а w - кутова швидкість обертання тіла (зазвичай вимірюється в радіанах в секунду). Наприклад, для пасажира, що їде в поїзді по криволінійній траєкторії, рух здається рівномірним. Він бачить, що переміщається щодо поверхні з постійною швидкістю. Проте пасажир відчуває дію деякої сили, спрямованої від центру кола, - відцентрової сили, і він протидіє цій силі, нахиляючись до центру кола. Тоді доцентрова сила виявляється рівною горизонтальної складової реакції опори-сидіння чи статі поїзда. Іншими словами, для збереження свого удаваного стану рівномірного руху пасажиру необхідно, щоб доцентрова сила була рівна за величиною і протилежна за напрямком відцентрової силі.

Література

1. Будико М.І. Глобальна екологія. - М., 1987

2. Дювін П. Танг М. Біосфера і місце в ній людини. М, 1998

3. Ісаченко А.Г. Географія сьогодні. - М., 1999

4. Одум Ю. Основи екології. - М., 1995

5. Рябчиков А.М. Структура і динаміка геосфери. - М., 1972