Реверберация и предреверберация звука в океане

После прекращения действия источника звука в море в течение определенного интервала времени в некоторой области пространства продолжает существовать акустическое поле, интенсивность которого убывает во времени. Это реверберация звука. Порождается реверберация неровностями дна и поверх­ности, неоднородностями, как то: скопления пузырьков воздуха из-за волн, пузырьками газов при гниении, мелкомасштабными температурными неоднородностями, взвешенными частицами. Различают объемную, поверхностную, донную реверберации, в зависимости от степени влияния тех или иных факторов. Морские организмы, вызывающие реверберацию, образуют звукорассеивающие слои, которые могут иметь значительную протяженность, зависящую от биологической продуктивности. За время реверберации принимается время уменьшения интенсивности звука в 106 раз. Реверберация мешает работать гидроакустикам.

Сравнительно недавно открыто явление, противоположное реверберации — предреверберация. Это явление заключается в том, что при распространении звука в звуковом канале на боль­ших расстояниях от источника звука перед приходом отдельных составляющих звуковых колебаний появляется звуковой фон, ко­торый опережает по времени приход основного сигнала. Уровень его не спадает с течением времени, а нарастает и достигает мак­симального значения в конце перед приходом основного сигнала. Причины этого явления — отражение и рассеяние сигнала на внутренних волнах, рассеяние от поверхностных волн, рассеяние и дифракция на больших градиентах С_зв, рассеяние на неодно-родностях морской среды. Теория этого явления в отличие от реверберации не разработана до конца.

Глава 12

Структура и состав атмосферы. Внешние факторы

Состав и структура

Атмосфера представляет собой газовую оболочку (сферу) Земли. Слово «атмосфера» происходит от греческого слова «ат-мо», что означает пар или газ. Эта газовая оболочка играет важ­нейшую роль в существовании человечества и биосферы в целом. Существует несколько различных классификаций структуры ат­мосферы, названий областей, на которые разделяют атмосферу. Классификации могут строиться по различным признакам, на­пример, по составу атмосферы, в частности, по преобладающим компонентам, ионному составу, а также по температурному хо­ду. Зависимость температуры от высоты определяет различные «сферы» уже внутри самой атмосферы.

Начиная от поверхности Земли температура атмосферы с вы­сотой уменьшается, причем с примерно постоянным градиентом около 6,5 °С на километр. Ближайшая к Земле область атмо­сферы, где наблюдается такое линейное спадание температуры с высотой, называется тропосферой. Уменьшение температуры с высотой происходит до высоты примерно в 10 км, далее темпера­тура начинает возрастать. Область, где температурный ход ме­няет направление, называется тропопаузой. Высота тропопаузы зависит от многих факторов, прежде всего, от географической широты, сезона и солнечной активности. На полюсе высота тро­попаузы находится в пределах 8 10 км, на экваторе — 16-18 км. Выше, в области стратосферы, температура растет примерно до высоты 50 км. Область, где температура перестает расти, на высоте около 50 км, называется стратопаузой. Выше располо­жена мезосфера, где температура снова убывает. Эта область простирается до высоты около 80-100 км, где находится мезо-пауза - самая холодная зона земной атмосферы. За мезопаузой находится термосфера, в которой температура растет г высотой и достигает 800-1000 К (в годы высокой солнечной активности может достигать 1500-2000 К и более).

Гл. 12. Структура и состав атмосферы. Внешние факторы 251

Сатурне — водород и его соединения. Вблизи поверхности Вене­ры, Земли и Марса давление атмосферы находится примерно в отношении 100 : 1 : 0,01, а температура равна 750, 300 и 250 К соответственно.

Рассмотрим распределение по высоте основных газов атмо­сферы. В области гомосферы общая концентрация меняется с высотой, но состав остается практически постоянным, т. е. все газы синхронно меняются по единой барометрической фор­муле, что иллюстрирует рис. 12.2, а. В гетеросфере начина­ет происходить физически очевидное изменение состава. На рис. 12.2, б сплошной кривой изображена в логарифмическом масштабе зависимость концентрации воздуха от высоты, а раз­личными штриховыми кривыми изображены концентрации азо­та, кислорода, атомарного кислорода, аргона и гелия. Поскольку кислород тяжелее, его концентрация убывает несколько быстрее концентрации азота. На высоте около 120 км концентрация ато­марного кислорода начинает превышать концентрацию молеку­лярного кислорода, а на высоте около 200 км и концентрацию азота. Иными словами, каждый газ меняется по своей отдель­ной формуле. Интересно, что атомарный кислород имеет даже локальный максимум концентрации, что связано с процесса­ми ионизации, диссоциации, рекомбинации и соответствующего дрейфа. Таким образом, выше 80-100 км тяжелые газы «закан­чиваются» быстрее, и относительная концентрация более легких газов возрастает. На больших высотах (рис. 12.2, в) преобладают атомарный кислород (200-600 км), гелий (600-1300 км), водород (выше 1300-1500 км). Приведенные кривые с рис. 12.2 представ­ляют собой так называемые модели атмосферы: рис. 12.2, б— мо­дель CIRA (COSPAR International Reference Atmosphere, 1972), рис. 12.2, б — та же модель распределения концентрации основ­ных газов в термосфере на больших высотах при температуре экзосферы 800 К. Подобные модели неплохо описывают «усред­ненную» высотную структуру атмосферы, при этом концентра­ции газов зависят от температуры, особенно в термосфере, где температура определяется уровнем солнечной активности [8].

Сведения о распределении температуры, плотности и дав­ления в атмосфере важно для многих военных и гражданских целей. Вариации плотности атмосферы действуют на поправку при стрельбе на дальние расстояния, на торможение летательных аппаратов и продолжительность жизни спутников. В частности, повышение интенсивности УФ излучения при высокой солнечной активности разогревает и расширяет верхнюю атмосферу. Воз­растание плотности атмосферы на высоте спутника увеличивает

____ Гл. 12. Структура и состав атмосферы. Внешние факторы_________ 253

торможение спутника и в конечном итоге меняет его орбиту. Например, в 1970-х гг. космическая станция «Скайлэб» после всплеска солнечной активности преждевременно произвела сни­жение и сгорела в нижних слоях атмосферы.

Существует довольно много моделей атмосферы, одна из ко­торых приведена на рис. 12.2. Многие организации, универси­теты создавали свои модели атмосферы, часть из них принята за стандарты при ряде технических расчетов. Пример стандарт­ной модели атмосферы СССР [9] приведен на рис. 12.3. Такие оцифрованные модели достаточно хорошо передают «усреднен­ную» вертикальную структуру атмосферы, в частности темпе­ратурный ход, вертикальный профиль давления и плотности. Сложнее обстоит ситуация с моделированием верхней атмосфе­ры. Она хуже поддается модельному описанию, поскольку на­ряду с нейтральным газом здесь присутствует магнитоактивная плазма, которая весьма сложно реагирует на изменение внешних условий.

Солнечное излучение

Основным фактором, воздействующим и влияющим на ат­мосферу и на Землю вообще, является, безусловно, Солнце. Ат­мосфера, ее структура и состав во многом зависят от солнечного электромагнитного излучения как основного внешнего источника энергии. Существенно влияют на атмосферу и корпускулярные потоки солнечного ветра, солнечных и галактических космиче­ских лучей. Заметно влияют на атмосферу и другие внешние факторы, такие как гравитационные воздействия Солнца и Лу­ны, магнитные, электрические поля Земли и т.д.

Здесь целесообразно привести некоторую информацию о Солнце, которая будет существенна в дальнейшем [137]. Солнце относится к классу карликовых спектральных звезд класса G. Радиус Солнца около 0,7 млн км, масса т ss 10³⁰ кг. В Солнце сосредоточено 99,866% массы солнечной системы. Отношение массы Солнца к массе Земли равно 333 000. Средняя плотность Солнца составляет рз 1,4 г/см³, светимость и 4 • 10²⁶ Вт. Это огромная мощность. Для сравнения: энергия мегатонной бомбы равна 4 • 10¹⁵ Дж. Таким образом, мощность Солнца эквивалентна 10¹¹ мегатонных бомб каждую секунду. Основной источник энергии Солнца — термоядерные реакции, т. е. реакции, в которых участвуют ядра водорода, гелия и т. д. Например, термоядерные реакции углеродного цикла. Известно, что спектр излучения Солнца близок к спектру излучения абсолютно черного тела. Тонкий поверхностный (всего «350 км)

9 В И Трухин и др

Гл. 12. Структура и состав атмосферы. Внешние факторы 255

сложной структурой. Здесь температура порядка 10 000 К. Выше, на расстояниях в несколько солнечных радиусов, прости­рается внутренняя корона Солнца. Температура короны около полутора миллиона градусов.

Рассмотрим кратко основные законы теплового излучения, определяющие спектральную плотность излучения Солнца. За­кон Кирхгофа утверждает, что отношение испускательной и поглощательной способности тела не зависит от природы те­ла и равно испускательной способности абсолютно черного те­ла. Напомним, что испускательная способность — это поток энергии, излучаемый единицей поверхности. Поглощательная способность определяется отношением поглощенного потока к падающему. Чисто термодинамическими методами Кирхгоф в конце XIX века доказал этот закон. И как это ни парадоксаль­но звучит, излучение Солнца близко к излучению абсолютно черного тела. Термин «абсолютно черное тело» означает, что всякое падающее на тело излучение им полностью поглоща­ется. Соотношение для спектральной плотности равновесного излучения абсолютно черного тела было получено Планком в начале XX века. Плотность равновесного излучения, как функ­ция частоты нарастает как кубическая функция при малых частотах, далее имеется максимум, затем функция спадает по экспоненте. Таким образом, излучающее тело имеет максимум плотности излучения на некоторой частоте, причем положение максимума зависит от температуры: чем большую температуру будет иметь тело, тем большую частоту будет иметь максимум излучения. Формулу можно переписать через длину волны, тогда длина волны А_т, для которой спектральная плотность излуче­ния максимальна, обратно пропорциональна температуре. При этом константа пропорциональности с точностью до числового сомножителя порядка единицы равна произведению постоянной Планка на скорость света, деленному на постоянную Больцмана:

Отсюда получается, что Земля, которая находится при тем­пературе Т ~ 300 К, излучает с максимумом спектральной плот­ности на длине волны А_т и 10~⁵ м (инфракрасное излучение). Солнце при температуре Т = 6000 К имеет спектральный макси­мум на длине волны А_т и 0,5 • 10⁶ м (оранжевая область спек­тра). Таким образом, определяя спектральный максимум излу­чения тела, можно определить температуру равновесно излуча­ющего тела, собственно говоря, так и была впервые определена

Гл 12. Структура и состав атмосферы. Внешние факторы

углекислого газа в современной атмосфере составляет малую часть того углекислого газа, который в прошлом был поглощен из атмосферы и израсходован на формирование карбонатных пород. В связи с этим Аррениус заключил, что концентрация углекислого газа в атмосфере могла изменяться в широких пределах, что оказывало существенное влияние на климат, достаточное для возникновения и исчезновения оледенений. Аррениус подчеркивал связь концентрации углекислого газа с переменным уровнем вулканической активности. Он предпола­гал, что в эоцене и миоцене имело место усиление вулканической деятельности, сопровождавшееся ростом концентрации СО2 и повышением средней температуры воздуха. Одновременно с этим увеличивалась продуктивность фотосинтеза. По мнению Аррениуса, средняя температура воздуха в эоцене из-за усиления парникового эффекта была выше современной на 8-9 °С. Аррениус считал, что интенсивное развитие растительного покрова на континентах в каменноугольном периоде объяснялось повышением концентрации углекислого газа в атмосфере и привело к увеличению массы атмосферного кислорода. Отметим, что эти заключения Аррениуса совпадают с современными результатами, показывающими оценки средней температуры воздуха для эоцена выше современной температуры на8,5°С [19].

274 Гл. Ц. Основы динамики атмосферы. Погода и климат

несколько циклонических спиралей с разными направлениями вращения в Северном и Южном полушариях.

Рассмотрим систему глобальной циркуляции атмосферы. Схема глобальной циркуляции была приведена в гл. 9. Сильнее всего наша планета нагревается в районе экватора, здесь больше падает и поглощается солнечной энергии на единицу площади. Там же идет сильное испарение, образование облаков и туч, большое количество осадков, и теплый воздух поднимается вверх. Таким образом, образуется глобальная ячейка циркуляции (ячейка Хэдли (Гадлея)): теплый воздух поднимается от экватора и опускается где-то в области 30-х широт. Отсюда следует, что в районе 30-х широт находится область высокого давления — область субтропических циклонов. Соответственно ветры от 30-х широт дуют по направлению к экватору, где находится область низкого давления — экваториальная ложбина и внутритропические зоны конвергенции. В районе 60-х широт также образуется область низкого давления, и между 30-ми и 60-ми широтами формируется еще одна ячейка глобальной циркуляции (ячейка Ферреля). Наконец между 60-й широтой и полюсом формируется полярная ячейка глобальной циркуляции с областью высокого давления на полюсе (полярный антициклон).

Система глобальной циркуляции атмосферы хорошо объяс­няется в рамках геострофического приближения (см. рис. 9.1). Ветры, которые дуют из области 30-х широт к экватору, от­клоняются вправо (в Северном полушарии) и приобретают пре­обладающее северо-восточное направление — это так называе­мые северо-восточные пассаты. В Южном полушарии пассаты имеют юго-восточное направление. В целом пассаты, дующие из областей высокого давления 30-х широт к экватору, имеют общее восточное направление. Ветры, которые дуют из области высокого давления 30-х широт к области низкого давления 60-х широт, имеют общее западное направление, это так называемый западный перенос. Полярные ветры имеют восточное направ­ление.

Отметим некоторые дополнительные особенности системы глобальной циркуляции атмосферы. Как сказано выше, в Север­ном полушарии между 30 и 60° преобладают западные ветры, а в Южном полушарии эти ветры заметно сильнее. Это свя­зано с тем, что в 40-х широтах мы имеем фактически единый океан, не прерываемый континентами, только с узкой полосой суши в Южной Америке. Здесь над океаном ветры испытывают заметно меньшее торможение, разгоняются и образуют область

Гл. 14- Основы динамики атмосферы. Погода и климат 275

знаменитых «ревущих сороковых» широт, весьма опасных для мореплавателей. Кстати, и циклоны в Южной Атлантике почти не зарождаются. Есть еще любопытные исторические названия. В пору покорения Нового Света (конец XV-XVI в.) район макси­мума давления Северного полушария — 30-е широты получили название «конских» широт, потому, что очень часто в районе этих широт корабли попадали в штиль. А длительное стояние в штиль сокращало запасы воды и приводило к тому, что лошадей приходилось выбрасывать за борт, и их в ту пору много плавало в этих широтах.

Рассмотренная выше схема глобальной циркуляции атмосфе­ры предполагает усреднение по достаточно большим периодам времени. Конечно, ежечасные и ежедневные реальные карты ветров заметно отличаются от схемы глобальной циркуляции в силу многих других локальных и региональных факторов.

Уравнения движения. Локальные эффекты

Рассмотрим далее основные закономерности динамики ат­мосферы на основе уравнения движения для частицы воздуха. Как обычно, выбираем достаточно малую частицу по сравне­нию с внешними масштабами задачи, но достаточно большую по сравнению с размерами молекул, чтобы ее можно было считать частицей сплошной среды. В названных пределах выбор объема при разбиении сплошной среды на частицы не должен играть роли, поэтому уравнение движения целесообразно нормировать на объем элементарной частицы и перейти к распределениям объемной плотности сил и плотности ускорения среды. Тогда уравнение движения будет иметь вид

Гл. Ц. Основы динамики атмосферы. Погода и климат 277

что крупномасштабные процессы в атмосфере квазидвумерны и квазигеострофичны.

Подобные крупномасштабные движения воздушных масс хо­рошо видны на космических снимках. В область циклона с по­ниженным давлением стягиваются воздушные массы, поэтому спиралевидные облачные структуры с закручиванием против часовой стрелки являются естественными трассерами циклонов. Из области антициклона с повышенным давлением наблюдается также движение воздушных масс, но с вращением уже по часовой стрелке. Кстати, типичная энергия циклонов (не тропических) — это 10¹⁷ Дж. Для сравнения энергия мегатонной атомной бом­бы 4 • 10¹⁵ Дж, т. е. циклон эквивалентен десяткам и сотням мегатонных бомб. Однако эта энергия распределена по большому пространству и вызывает лишь сравнительно медленное движе­ние воздушных масс.

В особую группу выделяют сильные тропические циклоны, энергия которых достигает 10 Дж. Мощные тропические цик­лоны традиционно именуют ураганами (английское название — hurricane) в Атлантике и тайфунами на Тихом океане. Скорость ветра в ураганах и тайфунах достигает 20-40 м/с и более, что приводит к существенным разрушениям, наводнениям, цунами и другим стихийным бедствиям. Нашествиям тропических цик­лонов подвержены в основном Атлантическое побережье США, Карибский регион, Юго-Восточная Азия, Индонезия, Австра­лия. Достаточно редко тайфуны заходят к нам, на дальневосточ­ное побережье России. Поскольку мощные тропические циклоны представляют большую опасность, существуют различные служ­бы наблюдения за ними, которые классифицируют их (ураганам и тайфунам присваиваются имена), определяют и прогнозиру­ют траектории их движения. Космический снимок тропического циклона приведен на рис. 14.3.

Наряду с глобальной циркуляцией атмосферы существуют движения воздуха, связанные с локальными пространственными и временными факторами. Природа локальных ветров также имеет простое физическое объяснение. Первый пример таких ло­кальных ветров и перемещений воздушных масс — это так назы­ваемые морской и береговой бризы (рис. 14.4, а). Когда наступает день и ярко светит солнце, суша практически сразу прогревается, значительно быстрее воды. Причина в том, что теплоемкость воды гораздо больше, чем теплоемкость существующих грунтов, кроме того, вода прогревается на значительную глубину, поэтому

280 Гл. Ц. Основы динамики атмосферы. Погода и климат

Рассмотрим так называемые горно-долинные ветры (рис. 14.4, в). Здесь ситуация отличается от предыдущих при­меров тем, что происходят неадиабатические процессы. Выше был рассмотрен фён, когда воздушные массы адиабатически поднимаются в гору, охлаждаются и с осадками теряют запас влаги, а при спуске с горы происходит адиабатический нагрев воздуха. В случае достаточно больших вершин и протяженных склонов гор происходит длительный подъем воздуха, который может прогреваться на склоне. Такой подъем с внешним нагревом будет, конечно, неадиабатическим. Тогда при прогреве воздуха на склоне долинный ветер, дующий из долины на гору, становится теплым. И наоборот, горный ветер достаточно долго втекает по склону гор в долину, и существуют условия для его радиационного охлаждения (ясное небо), — он теряет энергию на ИК излучение и заметно охлаждается.

Подобные холодные ветры с гор имеют различные местные названия. Такое явление наблюдается на Черноморском побере­жье в Крыму и в районе Новороссийска и называется бора. По­добный ветер на средиземноморском побережье имеет название мистраль.

В целом динамика атмосферы определяется как процесса­ми глобальной циркуляции, так и локальными явлениями типа рассмотренных выше бризов, муссонов, горно-долинных ветров и т.д.