Безопасность группового мореплавания. Международно-правовые аспекты

Земля излучает коротковолновую и длинноволновую радиацию в космическое пространство. Если коротковолновая радиация лишь в малом количестве поглощается атмосферой, длинноволновое излучение Земли поглощается атмосферой намного интенсивнее, что ведет к нагреванию атмосферы. Однако нагревание атмосферы происходит главным образом за счет теплообмена с подстилающей поверхностью, т. е. с собственно поверхностью Земли. Нагреваясь, атмосфера также излучает. Особенно сильно излучают нижние слои атмосферы, в которых воздух содержит много водяного пара, являющегося основной излучающей и поглощающей составной частью воздуха.[136 - Дремлюг В. В., Шифрин Л. С. Указ. соч. С. 18–30.]

Большая часть атмосферной радиации (70 %) приходит к земной поверхности, ее называют встречным излучением. Земная поверхность поглощает встречное излучение атмосферы почти целиком (на 90–99 %), и оно является важным источником тепла в дополнение к поглощаемой солнечной радиации. Встречное излучение возрастает с увеличением облачности. Наибольшее встречное излучение у экватора, где атмосфера наиболее нагрета и богата водяным паром. К полярным широтам оно убывает примерно вдвое.

Встречное излучение всегда меньше земного. Поэтому ночью при отсутствии солнечной радиации земная поверхность теряет тепло за счет разности между собственным и встречным излучением. Эту разность называют эффективное излучение. Разность между поглощенной радиацией и эффективным излучением называется радиационным балансом земной поверхности. Радиационный баланс переходит от отрицательных значений к положительным примерно через час после восхода Солнца и вновь к отрицательным значениям примерно за час до захода Солнца.

Большая часть солнечной энергии поглощается не атмосферой, а земной поверхностью. Вследствие молекулярной теплопроводности воздух, непосредственно соприкасающийся с подстилающей поверхностью, обменивается с ней теплом. Разнообразие рельефа местности создает неодинаковые условия нагревания. Распределение поверхностной температуры океана также весьма неоднородно и характеризуется многочисленными языками и вкраплениями теплой и холодной воды. Соприкасающийся с термически неоднородной поверхностью воздух оказывается нагретым неодинаково. В результате более теплые объемы, как менее плотные, начинаются подниматься вверх, а соседние, менее нагретые, опускаются вниз. Такое перемещение воздуха за счет различий плотности носит турбулентный характер и происходит тем интенсивнее, чем больше вертикальный градиент температуры.

Турбулентность, вызываемая температурными условиями, называется термической турбулентностью или конвекцией.

Динамическая турбулентность, обусловленная различными скоростями ветра в смежных слоях воздуха, и термическая турбулентность приводят к сильному перемешиванию воздуха, особенно в вертикальном направлении, а следовательно, к передаче тепла. Турбулентная теплопроводность в тысячи, в десятки тысяч раз больше молекулярной.

При больших значениях вертикального изменения температуры (около 1 градуса на 100 м и более) в атмосфере возникают мощные восходящие движения воздуха в виде потоков или струй со скоростью от нескольких метров в секунду до 20 и более метров в секунду. Одновременно происходят и нисходящие движения воздуха, менее интенсивные, но захватывающие большие площади. Такая термическая турбулентность называется упорядоченной конвекцией. Над сушей упорядоченная конвекция наблюдается в дневные часы при интенсивном прогреве подстилающей поверхности. Над морем конвективные условия являются преобладающими, так как обычно поверхность воды теплее воздуха.

Большое влияние на термический режим атмосферы оказывают фазовые превращения воды (конденсация водяного пара, испарение капель и кристаллов воды и пр.), а также адвекция – перенос воздуха воздушными течениями большого масштаба по горизонтали.

Тепловой баланс для системы Земля – атмосфера рассчитывается в средних значениях за большие промежутки времени по всей поверхности планеты. В соответствии с законом сохранения энергии он должен быть равен нулю.

Из 100 % солнечной радиации, поступающей в атмосферу, 70 приходится на прямую радиацию, из которых 23 отражается от облаков, 20 поглощается воздухом, 27 падает на земную поверхность, причем поглощается ею 25 и отражается от нее 2 %. На рассеянную радиацию приходится 30 %, из которых 8 уходит в мировое пространство и 22 доходит до земной поверхности (20 % поглощается и 2 % уходит в мировое пространство). Таким образом, с верхней границы атмосферы в мировое пространство уходит 23+8+4=35 % радиации. Эту величину – 35 % – называют альбедо Земли.

Атмосфера излучает 157 % энергии, из которых 102 направлены к земной поверхности, а 55 % уходит в мировое пространство.

Земная поверхность путем собственного длинноволнового излучения теряет 117 %, из которых 10 уходит в мировое пространство, а 107 % поглощается атмосферой. Кроме того, 23 % тепла расходуется на испарение воды и 7 % теряется при теплообмене с атмосферой. Иначе говоря, как на верхней границе атмосферы, так и в самой атмосфере и на земной поверхности существует равенство притока и отдачи тепла.[137 - Там же. С. 31–32.]

Вместе с тем температура воздуха может изменяться не только под влиянием рассмотренных факторов (потоки лучистой энергии, теплопроводность, конвекции и пр.), но и в результате изменения атмосферного давления. Давление с высотой уменьшается, поэтому объем поднимающегося более теплого воздуха расширяется. Если расширение воздуха идет без притока энергии извне, то единственным источником, из которого может черпаться энергия, является внутренняя энергия самого расширяющегося воздуха. Так как внутренняя энергия газа пропорциональна его температуре, то уменьшение энергии ведет к понижению температуры.

Охлаждение воздуха при расширении и нагревание при сжатии, происходящее без притока и отдачи тепла, называют адиабатическим охлаждением или адиабатическим нагреванием. Строго адиабатических процессов в атмосфере не может быть, так как никакая масса воздуха не может быть совсем изолирована от теплового влияния окружающей среды. Однако если атмосферный процесс протекает достаточно быстро или поднимается (опускается) достаточно большой объем воздуха, то теплообмен мал и изменение состояния с достаточным приближением можно считать диабатическим. Вблизи земной поверхности процессы большей частью неадиабатичны, так как воздух получает или отдает тепло подстилающей поверхности. В свободной атмосфере процессы в основном адиабатичны, поскольку воздух удален от земной поверхности, являющейся основным источником тепла.

Как показывают вычисления, температура воздуха изменяется примерно на один градус при подъеме или опускании массы воздуха на каждые 100 м. Эта величина называется сухоадиабатическим градиентом температуры. Адиабатический процесс, происходящий внутри поднимающегося (опускающегося) насыщенного воздуха, называется влажноадиабатическим. Величина понижения (повышения) температуры на каждые 100 м поднимающейся (опускающейся) влажной насыщенной массы воздуха называется влажноадиабатическим градиентом температуры. Его величина колеблется от 3 до 9 десятых градуса на 100 м высоты.

Существенным фактором, влияющим на условия мореплавания, является распределение температуры в атмосфере. Поскольку температура воды обычно выше температуры воздуха, над морем вблизи водной поверхности почти всегда существует тонкий слой воздуха, характеризующийся сверхадиабатическим градиентом температуры (больше 1 градуса на 100 м высоты). Толщина этого слоя увеличивается с ростом разности температур. Так, при скорости ветра 6 м/сек и разности температур на поверхности моря и на уровне 5 м над морем, равной 0,5 градуса, толщина этого слоя 6 м, а при разности температур 2 градуса – около 20 м. Этот слой характеризуется интенсивной термической турбулентностью.

При определенных условиях над сушей и морем возникают слои инверсии, которые имеют большое значение для хода различных атмосферных процессов. Температурные инверсии являются задерживающими слоями, гасящими вертикальное движение воздуха. Они играют большую роль в процессах распространения электромагнитных и звуковых волн в атмосфере.

Температурные инверсии могут развиваться в приземном слое атмосферы (приземные инверсии) и в свободной атмосфере. Над океанами инверсионные условия в приводном слое встречаются значительно реже, чем над сушей. В свободной атмосфере инверсии встречаются одинаково часто как над сушей, так и над морем.

Радиационные инверсии в нижнем слое воздуха наблюдаются в основном на суше и над морскими районами, сплошь покрытыми льдами. Эти инверсии возникают в результате охлаждения подстилающей поверхности за счет длинноволнового излучения. Особенно сильные приземные инверсии возникают при ясном небе и слабом ветре. Вместе с охлаждением земной поверхности происходит понижение температуры и в прилегающем к ней слое воздуха. Подобные условия встречаются летом только в ночное время, а зимой они могут сохраняться и днем. Мощность суточных инверсий колеблется от 5–10 м до сотен метров. Зимние инверсии по высоте достигают 2–3 км. Радиационные инверсии часто сопровождаются туманами, носящими название радиационных.

Адвективные инверсии образуются как над сушей, так и над морем, когда теплая воздушная масса перемещается на холодную подстилающую поверхность. По своей интенсивности эти инверсии уступают радиационным, и их мощность редко достигает нескольких сотен метров. Характерным примером таких инверсий являются инверсии, образующиеся при перемещении теплого воздуха на холодное течение (например, Лабрадорское, Ойя-Сио) или с открытых морских районов на районы, покрытые льдом (у границы льдов). Часто эти инверсии сопровождаются адвективными туманами.

Суточный и годовой ход радиации, падающей на земную поверхность, приводит к тому, что и температура этой поверхности имеет суточные и годовые колебания. Вслед за этими изменениями происходит изменение температуры приземных слоев атмосферы. Наибольшие колебания температуры наблюдаются в самых нижних слоях тропосферы. По мере удаления от земной поверхности происходит уменьшение амплитуд колебаний температуры и запаздывание фаз этих колебаний.

Над сушей суточный ход температуры воздуха напоминает синусоиду с минимумом около времени восхода Солнца и максимумом около 14–15 часов местного времени.

Суточный ход температуры воздуха над морем обусловливается конвективными и турбулентными процессами и, следовательно, зависит от суточного хода температуры поверхности моря. Суточные колебания температуры в воде распространяются на глубину порядка десятков метров, а в почве – менее чем на 1 м. Годовые колебания температуры в воде распространяются на глубину сотен метров, а в почве – только на 10–20 м. Вместе с тем амплитуда суточных колебаний температуры поверхности воды в 10–100 раз меньше, чем поверхностных слоев почвы, и поэтому амплитуда суточных колебаний температуры воздуха над океаном также небольшая. Наименьшие амплитуды суточного хода температуры воздуха приходятся на зиму (0,2 градуса на широте 64 градуса), наибольшая – на лето (1,5 градуса на широте 36 градусов).

Годовой ход температуры воздуха над морем в среднем параллелен годовому ходу температуры поверхности моря. Отклонения наблюдаются лишь в первые летние месяцы, когда под воздействием солнечной радиации температура воздуха повышается несколько быстрее, чем температура поверхностного слоя моря. Максимум температуры наблюдается в августе, минимум – в марте (в северном полушарии), т. е. имеет место запаздывание времени наступления экстремальных температур на 1–2 месяца по сравнению с континентами. Вследствие этого весна над океаном оказывается холоднее осени, на суше – наоборот.

Амплитуда годового хода температуры воздуха примерно на 15 % больше амплитуды годового хода температуры поверхности воды. Максимум амплитуд наблюдается в широте 30–40 градусов, где амплитуда примерно равна 6–10 градусам Цельсия. По направлению к экватору от этого района годовая температура уменьшается и достигает на экваторе 1–2 градуса, однако в средних широтах западных районов океанов в результате влияния континентов и холодных воздушных масс она возрастает до 10–20 градусов Цельсия.[138 - См. подр.: Шапаев В. М. Гидрометеорологические условия и мореплавание. М., 1975. С. 11–76.]

Для наглядного представления о распределении температур на земной поверхности строят карты изотерм, т. е. линий равных температур. Изотермы на картах не совпадают с широтными кругами. В одних местах изотермы отклоняются к высоким широтам, образуя языки тепла, а в других – к низким, образуя языки холода. Главная причина отклонения изотерм от зонального положения – это неравномерное распределение суши и моря с их неодинаковыми условиями нагревания. Другая причина – распределение теплых и холодных океанических течений. Некоторое влияние на положение изотерм оказывают и горные хребты, являющиеся препятствием для проникновения теплых и холодных воздушных масс в широтном или меридиональном направлении.

В южном полушарии изотермы идут плавно и почти в широтном направлении. Это объясняется относительной однородностью подстилающей поверхности этой части земного шара (преобладают океаны). В северном же полушарии на температурный режим атмосферы оказывает сильное влияние распределение материков и океанов с их мощными течениями (Гольфстрим, Куро-Сио и пр.). Над поверхностью этих течений происходит нагрев воздуха. Частые вторжения холодного воздуха из Арктики зимой на северо-восток Азии и Северной Америки и его радиационное выхолаживание приводят к сильному понижению температуры, поэтому январские изотермы в северном полушарии над океанами искривляются к северу, а над континентами – к югу. В северо-восточной части Азии январские изотермы имеют замкнутый очаг холода.

В среднем северное полушарие более теплое, чем южное. Средняя годовая температура северного полушария равна +15,2 градуса Цельсия, а южного – +13,2 градуса. Термический экватор, под которым подразумевается параллель с наиболее высокой средней температурой воздуха, в январе совпадает с географическим экватором (средняя температура около + 26 градусов), в июле смещается на 20–25 градусов северной широты (средняя температура около +28 градусов) и в среднем годовом лежит на 10 градусов северной широты. Такое распределение температур объясняется тем, что в северном полушарии площадь поверхности суши значительно больше, чем в южном, а также и влиянием Антарктиды.

Систематические наблюдения за температурой воздуха позволяют выявить тенденции в изменении погоды, столь важные для безопасности мореплавания. Правильный суточный ход температуры воздуха – признак сохранения хорошей погоды, нарушение суточного хода – признак приближения плохой погоды. Резкое понижение температуры днем после ненастной погоды – признак близкого улучшения погоды, повышение температуры воздуха вечером предвещает ухудшение погоды.

Температура воздуха, являясь одним из главнейших метеорологических элементов, оказывает существенное влияние на деятельность флота. При низких отрицательных температурах происходит образование льда на поверхности моря. Все моря России в холодное время в той или иной степени покрываются льдом. Льды затрудняют плавание судов, и в ряде случаев суда нуждаются в помощи ледоколов. Кроме того, при низких температурах значительно увеличивается вязкость смазочных материалов и поэтому в зимнее время необходимо переходить на специальные зимние смазки.

Температура и влажность оказывают влияние на перевозимые грузы. Но особенно опасным является обледенение судов, происходящее обычно в условиях низких температур и сильном ветре. Образующийся на бортах, открытых палубах, надстройках, рангоуте и такелаже лед увеличивает парусность, значительно повышает положение центра тяжести судна и уменьшает остойчивость последнего. В отдельных случаях обледенение приводит к опрокидыванию судна. При обледенении затрудняется и становится опасной работа на палубе. Освобождаются ото льда на судне механическими, термическими и химическими способами. Наибольшую опасность обледенение представляет для малых судов.

Обледенение происходит вследствие замерзания на частях судна брызг морской воды, срываемых с гребней волн, и брызг, образующихся при ударе волн о судно, замерзания морской воды, попадающей на палубу, замерзания капель тумана (в частности, при парении моря) или дождя. Нарастание льда происходит, когда температура поверхности частей судна ниже температуры замерзания воды.

Скорость замерзания капель и тончайших слоев воды на поверхностях частей судна зависит от солености воды, температуры воздуха и воды и скорости ветра. Наблюдения показывают, что обледенение судна происходит при температуре воздуха от –2 до – 25 градусов Цельсия, температуре воды от +8 до –1,8 градуса Цельсия и при силе ветра не менее 5–6 баллов. С увеличением скорости ветра интенсивность обледенения нарастает.

Большинство случаев сильного обледенения (толщина льда больше 6 см) наблюдается при ветре силой более 6 баллов. Ливневые снегопады, смешиваясь со сплошным потоком брызг морской воды, увеличивают льдообразование до 20 % по сравнению с обледенением без снегопада.

Образовавшиеся в результате намерзания на горизонтальных и вертикальных поверхностях переохлажденных капель дождя, мороси и тумана однородные наслоения прозрачного или мутного льда называют гололедом. Гололед чаще образуется при слабых морозах: от 0 до –3 градусов, реже при –7 градусах Цельсия.

Ввиду особой опасности льдообразования на судах за обледенением необходимо вести тщательное наблюдение, в процессе которого оценивается толщина льда, скорость нарастания льда, а при брызговом обледенении – число забрызгиваний в 1 минуту. Обо всех случаях обледенения необходимо сообщать судовладельцу и, безусловно, принимать немедленные меры по предотвращению или уменьшению обледенения (смена курса и скорости судна, уход под защиту берега, в бухты, порты, борьба с обледенением силами экипажа и пр.).

Важным метеорологическим фактором, влияющим на безопасность мореплавания, являются атмосферные процессы, в которых участвует вода. Всем известно о круговороте воды в природе, об испарении как источнике воды в атмосфере. В результате испарения воды с поверхности океанов и материков в атмосферу поступает пар. Подсчитано, что в среднем за год со всей поверхности Земли испаряется 52 трлн т воды, из которых 45 трлн т приходится на долю испарения с поверхности океанов и 7 трлн т – с поверхности суши. Ветром пар переносится на большие расстояния в горизонтальном направлении, а благодаря конвекции и турбулентности он распространяется по всей толще тропосферы. Водяной пар в атмосфере конденсируется и выпадает в виде осадков на земную поверхность. Общее количество воды, выпадающей из атмосферы в виде осадков за год, примерно в 40 раз больше, чем общее содержание воды в атмосфере. Количество воды, которое имеется в атмосфере, составляет примерно 0,001 % мировых запасов воды, причем основная часть ее в атмосфере (95 %) находится в виде пара и лишь 5 % массы воды приходится на долю облачных частиц (капель воды и кристаллов льда).

Испарение обычно характеризуется массой испарившейся жидкости. Эта величина, рассчитанная на единицу поверхности за единицу времени, дает скорость испарения, которая увеличивается с повышением температуры благодаря упругости насыщения и, следовательно, дефицита влажности. Поскольку испарение идет при большой затрате тепла, то оно больше в теплых районах, чем в холодных, в теплое время суток, чем в холодное. Ветер способствует удалению молекул водяного пара из слоя воздуха, прилегающего к поверхности воды. Очевидно, что чем больше скорость ветра, тем больше и испарение.

Максимально возможное (не лимитируемое запасами воды) испарение в данной местности при существующих в ней атмосферных условиях называется испаряемостью. Фактическое испарение может быть либо равным, либо меньшим испаряемости. Например, в пустынях испаряемость велика, а испарение может быть близко к нулю. В Сахаре испаряемость в год равна 4000 мм, в районе Ташкента – 2000 мм в год; фактическое испарение в этих районах ничтожно мало. В океане испарение равно испаряемости. С океанической поверхности испаряется в среднем за сутки в экваториальной зоне 3–4 мм, а в умеренных широтах 1–2 мм. В среднем для всего земного шара испарение примерно равно 100 см в год.

Суточный ход абсолютной влажности над морями и океанами, на побережье и над материками зимой параллелен суточному ходу температуры. Наибольшие значения приходятся на 14–15 часов, наименьшие – на время, близкое к восходу Солнца. Наибольшая влажность в июле, наименьшая – в январе.

Когда водяной пар в атмосфере достигает насыщения, начинается процесс конденсации (образование капель воды) или процесс сублимации (непосредственное образование кристаллов льда из водяного пара).

Конденсация и сублимация водяного пара происходят как в атмосфере, так и на земной поверхности и расположенных на ней предметах. Конденсация начинается, когда температура понизится до точки росы. Если точка росы ниже 0 градусов, то может произойти не только конденсация, но и сублимация. Однако в атмосфере сублимация происходит только лишь при температурах ниже –40 градусов. При более высокой температуре пар в атмосфере конденсируется, образуя переохлажденные капли. При наличии охлажденных ниже точки росы поверхностей водяной пар конденсируется на них (на палубе, шлюпках, надстройках и пр.). Так образуются роса и жидкий налет. Если температура этих поверхностей ниже точки замерзания, то осаждающийся водяной пар сублимируется, образуя иней и твердый налет.

Обычно в атмосфере в том или ином количестве во взвешенном состоянии находятся аэрозоли – мельчайшие твердые и жидкие частички, на которых и происходит конденсация водяного пара. Эти частички называются ядрами конденсации. В чистом воздухе, лишенном всяких примесей, конденсация не происходит.

Ядрами конденсации над океанами обычно являются частички солей, которые попадают в воздух в больших количествах при испарении брызг морской воды в воздухе, а также частички распыления почвы и продукты горения.

Ядра конденсации очень малы: их размеры составляют десятые и сотые доли микрона; изредка встречаются и более крупные – свыше одного микрона. Вследствие своей малости они переносятся ветром на большие расстояния. Адсорбируя на своей поверхности молекулы водяного пара, капли чаще всего плавают в атмосфере в виде мельчайших капель раствора солей и кислот. При повышении относительной влажности они начинают расти, а при значениях относительной влажности около 100 % превращаются в капли облаков и туманов.

Число ядер конденсации в 1 куб. см воздуха у земной поверхности над океаном составляет несколько тысяч, над сушей – от десятков тысяч в сельской местности до сотен тысяч и миллионов в больших городах. С высотой число ядер быстро убывает. Однако облачные капли возникают не на всех, а только на наиболее крупных ядрах. В нижней части тропосферы число капель в облаках – несколько сотен на 1 куб. см. В верхней тропосфере содержание ядер конденсации мало? – по одному на 1 куб. см. Столь же мало? и число капель в облаках.

Систематические наблюдения за влажностью позволяют судоводителю выявить некоторые признаки изменения погоды. Так, быстрое возрастание упругости водяного пара вместе с понижением температуры и давления свидетельствует о приближении циклона или грозы. Постепенный рост упругости водяного пара с одновременным ростом относительной влажности и понижением температуры предупреждает о возможности возникновения тумана. При плавании в тумане всегда необходимо знать степень его устойчивости, как долго он продержится. Высокая относительная влажность с незначительным суточным ходом и умеренная температура воздуха без тенденции к повышению свидетельствуют об усилении тумана и его устойчивости. Наоборот, уменьшение относительной влажности и повышение температуры – признаки ослабления тумана и наступления ясной погоды.

Влажность воздуха влияет на работу судовых дизельных установок. Повышение влажности воздуха ведет к уменьшению содержания сухого воздуха и кислорода в цилиндрах двигателя, что вызывает ухудшение сгорания топлива, а следовательно, к уменьшению коэффициента полезного действия двигателя, индикаторного давления и мощности, т. е. ухудшает мореходные качества судна, его безопасность.

Влажность воздуха очень существенно влияет на сохранность груза на судне. Каждый груз имеет свои гигроскопические свойства. Например, металлы негигроскопичны и влажность для них опасна лишь в качестве стимулятора ржавления. Однако такие грузы, как бумага, джут, мука, зерно, табак, какао, сахар и другие товары и продукты обладают высокой гигроскопичностью. Например, сахар, впитывая влагу, не только портится, но и заметно увеличивает свой вес. Кроме того, появление из-за влажности сырости в трюме благоприятствует развитию плесневых грибков и других микроорганизмов, наносящих вред перевозимым грузам.

При рейсах из холодных районов в теплые (из высоких широт в низкие), особенно зимой, судно попадает в районы с теплым влажным воздухом. Температура перевозимых грузов вследствие их тепловой инерции меняется постепенно. В течение некоторого времени грузы сохраняют температуру, которую они имели в пункте отправления. Если теплый и влажный воздух проникает в трюм и температура поверхности грузов ниже точки росы притекающего воздуха, то на этой поверхности образуется пленка воды. Она растет тем интенсивнее, чем сильнее проветривается трюм и чем быстрее следует судно, ибо при этом уменьшается время, в течение которого температура груза могла бы прийти в соответствие с новыми окружающими условиями. Сухой холодный груз может быстро увлажниться при разгрузке его в теплой зоне.