Земля – это сплюснутый элипсоид, элипсоид вращения с экваториальным радиусом равным Re=6,378,1349 км (West,1982), который немного больше полярного радиуса, равного Rp=6,356,7497 км. Эта разница образуется за счёт вращения Земли. Расстояние на земле измеряется в различных единицах, наиболее распространёнными являются градусы широты и долготы, метры, мили и морские мили. Широта – это угол между вертикалью на местности и экваториальной плоскостью. Меридиан – это линия пересечения плоскости перпендикулярной экваториальной плоскости на земной поверхности и проходящая через ось вращения Земли. Долгота – это угол между нулевым меридианом и любым другим, где нулевым является меридиан проходящий через Королевскую Гринвичскую Обсерваторию в Англии. Таким образом долгота измеряется на восток и запад от Гринвича.

За исключением экватора градус широты на земной поверхности по длинне отличается от градуса долготы. Широта измеряется вдоль окружности большого круга с радиусом R, где R – средний радиус Земли. Долгота измеряется вдоль кругов с радиусом Rcos(j ), где j – широта. Таким образом 1 градус широты равен 111 км, а один градус долготы = 111cos(j ) км. При работе всегда нужно помнить что Земля не сфера и широта тоже немного изменяется с удалением от экватора, но значения приведённые здесь вполне достаточны для наших целей.

Так как расстояние в градусах долготы не постоянно, океанографы измеряют расстояние на картах используя градусы широты.

И морские мили и метры исторически связаны с размерами Земли. В 1670 году викарий церкви Святого Павла в Лионе Габриэль Моутон предложил десятичную систему измерений, основанную на одной минуте дуги большого круга Земли. Это привело в конечном счёте к созданию метрической системы, основанной на другой единице длинны – метре, который первоначально предполагался равным одной миллионной расстояния от экватора до полюса вдоль Парижского меридиана. Хотя от взаимосвязи морских миль и метров с размерами Земли вскоре отказались, ввиду её непрактичности, приближённые значения до сих пор используют. Например длинна окружности проходящей через полюс Земли приблизительно равна 2pRe=40,075 км. Следовательно одна десятитысячная четверти этого круга (квадранта) равна 1,0019 м. Рассуждая подобным образом в случае с морской милей, получим что она должна быть равна 2pRe/(360*60) = 1.855 км. Это очень близко к официальному определении МЕЖДУНАРОДНОЙ МОРСКОЙ МИЛИ: 1 мм = 1,852 км.

3.1 Океаны и моря

Согласно Международному Гидрографическому Стандарту на нашей планете только три океана.

Атлантический Океан (рис 3,1) простирается на север от Антарктики и включает всё Арктическое Море (СЛО), Европейское Средиземноморье и Американское Средиземноморье (Карибское море). Границей между Атлантическим и Индийским океанами является меридиан Мыса Игольный (20° E). Граница между Атлантическим и Тихим Океанами – линия между Мысом Горн и Северо Шетландскими островами. На севере Арктические моря являются частью Атлантического океана, а Беренгов пролив – границей между Атлантикой и Тихим Океаном.

Рисунок 3.1 Атлантический Океан в равноплощадной проэкции. Глубины в метрах, взяты из ETOPO 30. Изобата 200 метров показывает границу континетального щельфа.

Рисунок 3.2 Тихий Океан в равноплощадной проэкции. Глубины в метрах, взяты из ETOPO 30. Изобата 200 метров показывает границу континетального щельфа.

Индийский Океан простирается от Антарктики до Евразийского континента, включая в себя Красное Море и Персидский Залив. Некоторые авторы используют название Южный Океан для вод вокруг Антарктиды.

Рисунок 3.2 Индийский Океан в равноплощадной проэкции. Глубины в метрах, взяты из ETOPO 30. Изобата 200 метров показывает границу континетального щельфа.

Существует много типов морей. Мы упомянем о двух:

• Средиземные Mоря большей частью окружены сушей. Согласно этому определению Арктическое и Карибское моря – средиземные, Арктическое Средиземное и Карибское Средиземное.
• Окраинные Mоря определяются только изрезанностью побережья.

3.2 Размеры океанов

Горизонтальные размеры океанов изменяются от 1500 км – минимальной ширины Атлантики, до 13000 км – простирания Атлантики с севера на юг и ширины Тихого Океана. При этом типичные глубины составляют 3–4 км. Таким образом горизонтальные размеры океанских бассейнов в 1000 раз больше чем вертикальные. Масштабы Тихого океана можно представить себе с помощью обычного листа бумаги 8,5*11 дюймов (А4), при этом ширина океана в 10 000 км будет соответствовать 10 дюймам – ширине листа, а 3х километровая глубина 0,003 дюймам – типичной толщине листа бумаги.

Из за того что океаны такие тонкие, графики их поперечного сечения для удобства использования должны иметь сильно преувеличенный вертикальный масштаб. Обычно у таких графиков вертикальный масштаб в 200 раз больше чем горизонтальный (Рис. 3,4). Это преувеличение искажает наши представления об океане. Края океанических бассейнов (континентальные склоны) не крутые обрывы как показано на рисунке 3.4 (41W 12 E). Они скорее являются пологими склонами, понижающимися на 1 метр по вертикали на каждые 20 метров по горизонтали.

Малое отношение глубин океанических бассейнов к их ширине имеет свои последствия для динамики. Вертикальные скорости должны быть гораздо слабее чем горизонтальные. Даже при масштабах движения в несколько сотен километров вертикальные скорости должны составлять порядка 1% от горизонтальных. Мы используем эту информацию позже для того чтобы упростить уравнение движения.

На первый взгляд относительно малые значения вертикальных скоростей должны мало влиять на динамику, но всё меняется когда мы начинаем принимать во внимание турбулентность. Трёхмерная турбулентность сильно отличается от двухмерной. В двухмерной турбулентности вихревые линии всегда должны быть вертикальны и здесь может быть только небольшое растяжение вихря. В трёхмерной же турбулентности растяжение вихря играет фундаментальную роль.

Рисунок 3.4 Профиль Северной Атлантики вдоль 25°S демонстрирующий континетальный шельф Южной Америки, подводную гору около 35°W, срединный Атлантический Хребет около 14°W, Хребет Вальвис около 6°E и узкий континетальный шельф Южной Африки. Верхний: Вертикальное увеличение масштаба 180:1. Нижний: Вертикальное увеличение масштаба 30:1. Если нарисовать график в действительной пропорции, то он будет тоньше чем линия обозначающая поверхность моря на нижнем графике рисунка.

3.3 Элементы рельефа

Земная кора делится на два типа : регионы с тонкой, около 10 км корой – океаны, и регионы с толстой около 40 км корой – континенты. Блоки земной коры плавают в более плотном материале мантии и средняя высота их поверхности относительно уровня моря имет два различных значения: континенты в среднем возвышаются на 840 м, а дно океанов погружено на 3 432 м (Рис 3,5)

Рисунок 3.5 Слева: Гистограмма превышений суши и глубины дна океана в процентном отношении к площади Земли. Видно явное различие между континентами и морским дном. Справа: Гипсографическая кривая. Кривые посчитаны по данным ETOPO 30.

Объём воды в океанах превышает объём океанических бассейнов и часть воды распространяется (разливается) над опущенными частями континентов. Эти мелководные моря называются континентальными шельфами. Некоторые, такие как Северо Китайское море, больше 1000 км шириной. Большинство из них относительно мелководны, с типичными глубинами 50–100м. Наиболее важными являются Восточно Китайское Море, Берингово Море, Северное Море, Большая Багамская Банка, Шельф Патагонии, Арафурское Море и залив Карпентария а также Сибирский Шельф. Мелководные моря помогают рассеиванию (дессипации) приливов, они часто являются зонами высокой продуктивности и входят в особую экономическую зону близлежащих стран.

Земная кора разделена на большие плиты которые движутся относительно друг друга. Новая кора создаётся в срединно океанических хребтах, а старая исчезает в глубоководных желобах. Относительное движение литосферных плит создаёт большое количество элементов морского дна. Эти элементы, изображённые на рисунке 3,6, включают в себя срединно океанические хребты, глубоководные желоба, островные дуги, бассейны и подводные горы.

Рисунок 3.6 Схематический профиль океана демонстрирующий основные элементы морского дна. Обратите внимание на то что уклоны сильно преувеличены.

Названия элементов рельефа морского дна были оговорены Международной Гидрографической комиссией и следующие определения взяты из Dietrich et. al.(1980).

Бассейн

Каньон

Континентальный Шельф

Континентальный Склон

Хребет

Подводная Гора

Разлом

Глубоководный Желоб

Подводные элементы оказывают важное влияние на циркуляцию океанов. Хребты в районе разломов (рифтовых долин) разделяют глубинные воды океанов на отдельные бассейны. Вода находящаяся глубже разлома не может перемещаться из одного бассейна в другой. Десятки тысяч изолированных пиков – подводных гор, разбросаны по дну океана. Они преграждают путь течениям и вызывают турбулентность, которая приводит к вертикальному перемешиванию вод.

Рисунок 3.7 Пример континентального шельфа, шельф у побережья Монтерея в Калифорнии, здесь можно видеть каньон Монтерей и другие. Каньоны часто встречаются на шельфе и обычно простираются через весь шельф и континентальный склон. Права на рисунок принадлежат Monterey Bay Aquarium Research Institute (MBARI).

Рисунок 3.8 Пример подводной горы – гайот Вилд. Гайот – это морская гора с плоской вершиной, а плоская она из за волнового воздействия происходившего пока гора находилась над уровнем моря. Так как морская гора зависит от тектоники плит, то она понемногу погружается. Глубины были посчитаны на основе данных эхолокации вдоль маршрутов судна (тонкие прямые линии), дополненными данными гидролокатора бокового обзора. Глубина в сотнях метров.

Рисунок 3.9 Пример глубоководного жёлоба – Алеутский Желоб; островная дуга, Алеутские Острова и континентальный шельф, Берингово море. Островная дуга состоит из вулканов образовавшихся когда океаническая кора погружаясь в желоб, плавилась, и поднималась к поверхности. Наверху Карта Алеутского региона на севере Тихого Океана. Внизу профиль через регион.

3.4 Измерения глубин океана

Глубина океана может быть измерена двумя способами 1) эхолокатором установленном на судне, или 2) спутниковыми альтиметрами.

Эхолокаторы.

Большинство карт океана созданы на основе измерений сделанных эхолокаторами. Этот прибор посылает звуковой импульс частотой 10–30 кГц и принимает сигнал отражённый от морского дна. Временной интервал между посылом импульса и приходом эха, умноженный на скорость звука, даёт удвоенную глубину океана. Первое трансатлантическое эхолотирование было выполнено американским эсминцем «Стюарт» в 1922 году. Первые систематические промеры были выполнены германским исследовательским судном «Метеор» во время его экспедиции в северную Атлантику 1925–1927 годов. Теперь океанографические и военные суда во время плавания практически непрерывно производят эхолотирование. Милионы миль вдольпутевых данных записанных на бумагу были оцифрованы для того чтобы создать базы данных на основе которых и делаются батиметрические карты. Распределение судовых маршрутов по поверхности океана неравномерно. В южном полушарии они пролегают довольно далеко друг от друга, даже возле Австралии, а в уже хорошо картированных районах, таких как Северная Атлантика, довольно близко.

Измерения глубин эхолотированием широко используются, но у этого метода есть свои ошибки.

1. Скорость звука изменяется на ±4% в разных районах океана. Используя таблицы средних скоростей звука можно уменьшить ошибку измерений до ±1%. Смотри параграф 3,6 для большей информации о звуке в океане.
2. От малых глубин эхо может прийти не точно под корабль, а на его борт. Это может вызвать небольшие ошибки в холмистых районах.
3. Местоположение корабля плохо определялось до появления в шестидесятых спутниковой навигации. Ошибки могли составлять десятки километров особенно в облачных регионах где невозможны астрономические наблюдения.
4. Иногда скопления зоопланктона и косяки рыбы в неглубоких райнонах вызывали ошибки, приводившие к появлению на некоторых батиметрических картах ложных подводных гор. Эта ошибка устраняется путём повторного исследования спорных мест.
5. Некоторые районы океана (размером до 500 километров) ни разу не были и.сследованы эхолокаторами. Это создаёт значительные пробелы в наших знаниях об океанских глубинах

Рисунок 3.10 Слева: Эхолокаторы измеряют глубину океана посылая звуковой импульс и измеряя время затраченное им чтобы отразится от поверхности и вернутся обратно. Справа: Время записывается с помощью иглы оставляющей след на медленно движещемся рулоне бумаги. (From Dietrich, et al. 1980)

Рисунок 3.11 Расположение данных эхолотирования использованных для картирования океана около Австралии. Заметте что имеются большие пространства где нет данных.

Спутниковая Альтиметрия

Пробелы в наших знаниях о глубинах океана между маршрутами судов теперь заполнены данными спутниковой альтиметрии. Альтиметры измеряют (профилируют) форму морской поверхности, а форма морской поверхности очень похожа на форму морского дна. Чтобы понять почему это происходит, мы вначале должны обсудить то как гравитация влияет на уровень моря.

Избыток мыссы на дне океана, например масса горы, увеличивает местную гравитацию, поскольку масса горы больше массы воды которую она замещает, ведь камень в три раза плотнее воды. Избыток массы увеличивает местную гравитацию, которая притягивает воду к подводной горе. Это изменяет форму морской поверхности (Рис 3,12).

Давайте рассмотрим это более подробно. В первом приближении поверхность моря – частный случай уровенной поверхности называемой геоидом (смотри блок ниже). По определению уровенная поверхность везде перпендикулярна силе тяжести. В частности она должна быть перепендикулярна отвесной линии в данном конкретном месте (которая определяется путём подвешивания какой нибудь массы (грузика) на верёвке). Таким образом отвесная линия перпендикулярна локальной уровенной поверхности и используется (в особенности геодезистами и топографами) для того чтобы определить её положение.

Избыток массы подводной горы притягивает грузик отвеса, заставляя линию отвеса немного отклонятся от центра масс Земли в сторону горы. Так как поверхность моря должна быть перепендикулярна силе тяжести, над подводной горой будет находиться небольшая вспученность как показано на рисунке. Если бы её не было, поверхность моря не была бы перпендикулярна силе тяжести. Обычные подводные горы вызывают вспученности высотой 1–20 м на расстоянии 100–200 км. Конечно это очень мало и засечь с корабля такие изменения невозможно, однако альтиметром это сделать довольно просто. Глубоководные желоба вызывают дефицит масс и создают понижения морской поверхности.

Взаимосвязь между формой морской поверхности и глубиной не очень строгая. Она зависит от расчленённости дна и возраста его элементов. Если подводная гора как бы колышится на поверхности дна, словно лёд на воде, то гравитационный сигнал будет слабее чем если бы она покоилась на дне, как лёд лежащий на столе. В результате взаимосвязь силы тяжести и рельефа дна изменяется от места к месту.

Глубина измеряемая эхолотами используется для того чтобы определить эту взаимосвязь. Затем с помощью альтиметрии проводится интерполяция между измерениями эхолотов. Используя этот способ можно расчитать глубины океана с точностью до ± 100 метров.

Системы спутниковой альтиметрии

Теперь посмотрим каким образом альтиметры измеряют форму земной поверхности. Системы спутниковой альтиметрии включают в себя радар для измерения высоты спутника над земной поверхностью и систему слежения для определения высоты спутника в геоцентрической системе координат. Система измеряет превышение уровня моря относительно центра масс Земли (Рис 3,13). Таким образом получается форма морской поверхности.

В космосе находится много альтиметрических спутников. Все они обладают достаточной точностью для того чтобы изучать морской геоид и влияние на него элементов подводного рельефа. Обычно она варьирует от нескольких метров для прибора спутника GEOSAT до ±0,05м для прибора спутника TOPEX/POSEIDON. Наиболее используемые спутники это Seasat (1978), GEOSAT (1985–1988), ERS-1 (1991–1996), ERS-2(1995-), и TOPEX/POSEIDON (1992-). У спутников Seasat, ERS-1 и ERS-2, также есть инструменты для измерения ветра, волнения и других параметров. TOPEX/POSEIDON и GEOSAT – преимущественно альтиметрические спутники.

Рисунок 3.13 Спутниковый альтиметр измеряет высоту спутника над уровнем моря. При вычитании этого значения из высоты орбиты спутника получим уровень моря относительно центра Земли. Форма поверхности изменяется под воздействием вариаций силы тяжести, которые вызывают индуляции геоида, и под воздействием океанаских течений, которые приводят к образованию океанической топографии, отклонениям поверхности моря от геоида. Референц элипсоид – наиболее близкая сглаженная апроксимация геоида.

Спутниковые альтиметрические карты дна.

3.5 Батиметрические карты и базы данных

Данные эхолотирования были оцифрованы, нанесены на карты, по ним построили изолинии и создали батиметрические карты. В дальнейшем их обработали для создания цифровых баз данных, которые теперь широко распространены на CD-ROM. Эти данные были дополнены данными альтиметрических спутников для того чтобы создать карты морского дна с пространственным разрешением 3км.

Британский Океанографический Центр Данных (The British Oceanographic Data Centre), опубликовал Электронный Атлас «Генеральная Батиметрическая Карта Океанов» (General Bathymetric Chart of the Oceans (GEBCO)) по поручению Межправительственной Океанографической Комиссии ЮНЕСКО (Intergovernmental Oceanographic Commission of UNESCO) и Международной Гидрографической Организации (International Hydrographic Organization). Атлас содержит в основном изобаты, линию берега и путевые линии взятые из пятого выпуска Генеральной Батиметрической Карты Океанов изданной в масштобе 1:10 000 000. Исходные изолинии были нарисованы от руки основываясь на оцифрованных данных эхолотирования.

Американский Национальный Центр Геофизических Данных выпустил CD-ROM Топографическая Основа (Terrain Base) содержащий значения (глубин) интерполированных на пятимильной сетке. Большинство материалов были изначально собраны U.S. Defense Mapping Agency, U.S. Navy Oceanographic Office, и U.S. National Ocean Service. Несмотря на то что значения на этой карте нанесены на пятимильную сетку, данные использованные при её изготовлении часто имеют гораздо большее пространственное разрешение, особенно в Южном Океане, где расстояния между маршрутами кораблей в некоторых регионах может достигать 500 км. На этом же CD находятся сглаженные значения полученные на основе тех же данных, но интерполированные на 30 мильной сетке.

Американский Национальный Центр Геофизических Данных также выпустил батиметрический атлас океанов основанный на измерениях высоты поверхности моря сделанных спутником GEOSAT (смотри главу 10 где обсуждается спутниковая альтиметрия). Пространственное разрешение этой карты 3–4км а точность глубины ±100 м (Smith and Sandwell, 1994). Эта карта более детальна чем ETOPO-5 так как спутниковые данные перекрывают регионы между маршрутами судов (рис 3,14). Данные со спутников ERS-1 и ERS-2 также использовались чтобы получить похожие карты, особенно в широтах недоступных для GEOSATа.

Рисунок 3.14 Карта глубин океана с разрешением 3 км созданная по данным спутниковых альтиметрических наблюдений поверхности моря. (По Smith and Sandwell).

3.6 Звук в океане

Звук обеспечивает единственный приемлемый способ передачи информации на большие расстояния в океане, и это единственный сигнал который можно использовать для того чтобы узнать что находится на нескольких десятках метров под дном океана. Звук используется для измерения параметров морского дна, глубины океана, температуры и течений.

Скорость звука в воде зависит от температуры, солёности и давления (Рис 3,10). Одна из формул для скорости звука, хорошо работающая до глубины 1000 м, имеет вид:
C = 1449.2 + 4.6 T – 0.055 T2 + 0.00029 T3 + (1.34 – 0.01 T) (S – 35) + 0.016 Z (3.1)
где C – скорость в м/с, T – температура в градусах цельсия, S – солёность в практических единицах солёности (practical salinity units) и Z – глубина в метрах. Точность этой формулы примерно 0,1 м/с (Dushaw, et al. 1993). Существуют и другие формулы для скорости звука, например формула Вильсона Wilson (1960) котроую широко использовал военный флот США.

В обычных условиях скорость звука мало меняется, от 1450 до 1550 м/с. Исполльзуя формулу 3,1 мы можем расчитать скорость звука при небольших изменениях температуры глубины и солёности часто встречающихся в океане. В обычной океанской воде скорость звука изменяется на 40 м/с при увеличении температуры на 10 градусов цельсия, на 16 м/с при увеличении глубины на 1000 м и на 1,5 м/с при увеличении солёности на 1%????. Таким образом основные причины изменения скорости звука это температура и глубина (давление). Изменения солёности слишком малы и не оказывают существенного влияния.

Если изобразить на графике скорость звука как функцию глубины, то мы увидим что её минимум приходится примерно на 1000 метров. Глубина минимальной скорости звука существует почти во всех морях кроме очень высокоширотных. Эта глубина называется звуковым каналом. Он есть во всех океанах, а в высоких широтах выходит на поверхность.

Звуковой канал очень важен. Рефракция в нём позволяет звуку распространяться на огромные расстояния. Звуковые лучи которые начинают выходить из канала отражаются обратно к его центру. Лучи распространяющиеся вверх под небольшими углами к горизонтали отражаются книзу, а лучи распространяющиеся вниз под небольшими углами к горизонтали отклоняются кверху (рис 3,16). Глубина канала изменяется от 10 до 1200 м в зависимости от географического района.

Рисунок 3,15 Процессы создающие звуковой канал в океане. Слева Температура Т и солёность S измеренные во время рейса судна Hakuho Maru № KH-87–1, станция JT, 28 января 1987 на широте 33°52.90´ N и долготе 141°55.80´E в северной части Тихого Океана. В центре: Изменение скорости звука в зависимости от изменений температуры солёности и глубины. Справа: Звуковой канал на глубине около 1 км, определяемяй как область минимальной скорости звука на графике зависимости скорости звука от глубины. (Данные из JPOTS Editorial Panel, 1991).

Поглощение (абсорбция) звука

Поглащение звука на единицу глубины зависит от интенсивности звука – I

I = Io exp(k x)

Типичные значения k (в децибелах на километр) составляют: 0,08 дБ/км при 1000 Гц; и 50 дБ/км при 100 000 Гц. Децибелы считаются таким образом; дБ = 10 log(I / Io?). Где Io – первоначальная мощьность звука, I – мощность звука после поглощения.

Нарпимер на расстоячнии 1 км сигнал с частотой 1000 Гц ослабнет всего на 1,8%:I = 0.982 Io. На том же расстоянии сигнал с частотой 100 000 Гц уменьшится на I = 10–5 Io. Таким образом сигнал частотой 30 000 Гц, обычно используемый при эхолотировании морского дна совсем немного ослабевает проходя от поверхности до дна и обратно.

Очень низкочастотные сигналы (менее 500 Гц) в звуковом канале, были зафиксированы на расстоянии мегаметров. В 1960 звук частотой 15 Гц от взрывов в звуковом канале у Австралийского города Перт был слышен в звуковом канале около Бермудских островов, он прошёл почти пол мира. Дальнейшие эксперименты показали что сигнал частотой 57 Гц посланный в звуковом канале около острова Херд (75°E, 53°S) может быть зафиксирован на Бермудах в Атлантике и в Калифорнии, находящейся в Тихом океане (Munk et al. 1994).

Рисунок 3.16 Звуковые лучи в океане для источника вблизи оси звукового канала. (Взято из Munk et al. 1995).

3.7 Основные Концепции

1. Если уменьшить ширину океана до 8 дюймов, его глубина будет соответствовать толщине листа бумаги. Поэтому поля скорости в океане близки к двухмерным. Вертикальные скорости гораздо меньше горизонтальных.
2. Официально на планете только 3 океана.
3. Объём воды превышает вместительность океанических бассейнов, и океаны переливаются на континенты создавая континентальный шельф.
4. Глубина океанов картируется с помощью эхолокаторов, которые измеряют время затрачиваемое звуком на то чтобы пройти от поверхности до дна и обратно. Глубины измеряемые эхолокаторами закреплёнными на судах используются для создания карт морского дна. Для некоторых регионов эти карты имеют маленькое пространственное разрешение, так как там редко появляются корабли и лежат они в стороне от основных транспортных марщрутов.
5. Глубина океана также измеряется спутниковыми альтиметрическими системами, которые профилируют форму поверхности моря. На поверхность моря оказывают влияния изменения силы тяжести, вызванные элементами подводного рельефа. У современных карт, основанных на спутниковых альтиметрических измерениях и данных эхолотирования, ошибка по глубине составляет ±100м а пространственное разрешение ±3 км.
6. Обычно скорость звука в океане составляет 1480 м/с. Скорость зависит в основном от температуры, меньше от давления и совсем мало от солёности. Изменение скорости звука как функции температуры и глубины создают горизонтальный звуковой канал в океане. Звук в канале может путешествовать на огромные расстояния; и сигнал частотой менее 500 Гц может обойти пол мира.