WWW.DOC.KNIGI-X.RU
БЕСПЛАТНАЯ  ИНТЕРНЕТ  БИБЛИОТЕКА - Различные документы
 

Pages:   || 2 | 3 | 4 |

«’Ю. П. Доронин Р Е Г И О Н А Л Ь Н А Я О К Е А Н О Л О Г И Я ДОПУЩЕНО МИНИСТЕРСТВОМ ВЫСШЕГО И СРЕДНЕГО СПЕЦИАЛЬНОГО ОБРАЗОВАНИЯ СССР В КАЧЕСТВЕ ...»

-- [ Страница 1 ] --

’Ю. П. Доронин

Р Е Г И О Н А Л Ь Н А Я

О К Е А Н О Л О Г И Я

ДОПУЩЕНО

МИНИСТЕРСТВОМ ВЫСШЕГО

И СРЕДНЕГО СПЕЦИАЛЬНОГО ОБРАЗОВАНИЯ СССР

В КАЧЕСТВЕ УЧЕБНИКА Д Л Я СТУДЕНТОВ ВУЗОВ,

ОБУЧАЮЩИХСЯ ПО СПЕЦИАЛЬНОСТИ

«ОКЕАНОЛОГИЯ»

ЛЕНИ НГРАД ГИДРОМ ЕТЕОИЗДАТ 1986 УДК 551.46(075.8) Рецензенты: Одесский гидрометеорологический институт (проф. В. Ф. Сухо­ вей); Государственный океанографический институт (канд.

геогр. наук В. Н. Бортник) Изложены основные факторы, обусловливающие специфику гидрологиче­ ского режима. По общности морфометрии, влияющих факторов и гидрологиче­ ского режима выделены основные океанические регионы и группы морей. Для каждого региона и морей, в основном омывающих территорию СССР, приве­ дены основные морфометрические характеристики, изложены климатические факторы, влияющие на режим, рассмотрены гидрологические процессы и основ­ ные черты формируемой ими циркуляции вод, приливов, волн, термохалинной структуры вод и ледяного покрова.

Предназначена в качестве учебника для студентов, специализирующихся в области океанологии.

The book by Yu. P. Doronin “Regional O ceanology” presents the main factors conditioning the specific features of hydrological regime. The main oceanic regions and groups of seas are defined on the basis of the generality of their morpho­ metry, influencing factors and hydrological regime. For each of the regions and the seas, w ashing m ainly the territory of the USSR, there have been given the main morphological characteristics and the climatic factors effecting the regime;



also examined are the essential features of the water circulation they form, of the tides, waves, thermohaline water structure and ice cover.

The book is aimed as a teaching aid for students specializing in the sphere of oceanology.

ЛеИИНГ^с^й.'.ИЙ 1r-,T ГГ),, -чТе о р о ж ) Г К '.е с к н й ин-т ‘^ библиотека л -д 185196 Мало' - ичс _ий- "РГидрометеоиздат, 1986 г.

Д 069(02)-86-------- 43’86

ПРЕДИСЛОВИЕ

Региональная океанология характеризует специфику режима различных областей Мирового океана и его морей, его зависимость от региональных морфометрических, климатических и других осо­ бенностей бассейна. Особое место этой дисциплине отводится в связи с усиливающимися антропогенными воздействиями на моря, интенсификацией хозяйственного использования различных ресур­ сов океанов и морей. Развитие данной дисциплины определяется не. только потребностями народного хозяйства во все более деталь­ ной информации о гидрологическом режиме бассейна, но и тем, что режим составляет основу, на которой развиваю тся методы про­ гнозов состояния морей и океанских регионов.

При изложении м атериала основной упор сделан на объясне­ ние причин региональных особенностей протекающих гидрологиче­ ских процессов и вызываемых ими пространственно-временных рас­ пределений соответствующих элементов. Принималось во внима­ ние, что студенты уже изучили дисциплины «Общая океанология», «Физика океана» и часть разделов «Динамики океана». Поэтому основная географическая характеристика регионов и математиче­ ское описание основных процессов даны очень кратко. Лишь в тех случаях, когда в перечисленных дисциплинах те или иные общие ' гидрологические процессы не рассматривались или региональные особенности бассейна существенно изменяют абстрагированное представление о процессе, приходилось более подробно излагать некоторые общие вопросы теории. Это нашло отражение в изло­ жении общих вопросов динамики вод в шельфовой зоне, трансфор­ мации речных вод в море, проникновении морских вод в эстуарий рек и т. д.





Большое место в книге отведено гидрологической характери­ стике морей, омывающих территорию СССР, или полностью1 вхо­ " дящих в нее. Все они объединены в несколько групп по опреде­ ленным региональным признакам. При этом в группу средиземных морей включено собственно Средиземное море как типовое, хотя и обладаю щ ее отрицательным пресным балансом. Н а фоне этого хорошо изученного моря рельефнее проявляются основные черты режима таких морей, как- Белое, Балтийское, Чернйе, позволяю­ щие отнести их в эту группу. - Невозможно дать весь графический материал, который должен сопровождать курс такого рода. Предполагается, что при изучении дисциплины «Региональная океанология» по настоящей книге будут широко использоваться атласы всех океанов.

Основой настоящего учебника послужили лекции, читавшиеся автором в Ленинградском гидрометеорологическом институте.' Л ек­ ции и рукопись неоднократно обсуждались на океанологическом факультете ЛГМ И. Автор по возможности учел все критические замечания и глубоко признателен за высказанные полезные советы, способствовавшие совершенствованию структуры и содержания рукописи. - ВВЕДЕНИЕ Предмет и задачи курса. Мировой океан, покрывающий 7 4 % поверхности земного шара, простирается через все широтные зоны, его глубины меняются в большем диапазоне чем рельеф суши, конфигурация и размеры отдельных его морей, а такж е их связь с океаном разнообразны. Уже только одно это приводит к тому, что пространственно-временное распределение гидрологиче­ ских характеристик в различных регионах Мирового океана ока­ зывается часто специфическим, непохожим на среднюю по всему океану картину. Оказывается, что и многие гидрологические про­ цессы в различных регионах протекают по-разному. Несомненно, что все это наклады вает отпечаток на растительный и животный мир региона, влияет на характер его грунтов. Те общие закономер­ ности термохалинных и динамических процессов, которые рассм ат­ ривались в курсах «Физика океана» и «Динамика океана», в кон­ кретных условиях и при конкретных граничных условиях создают своеобразную в количественном, а то и в качественном отношении картину полей различных гидрологических характеристик и их из­ менчивости. Д аж е соотношение химических элементов в морской воде некоторых морей может меняться в зависимости от особен­ ностей водообмена с окружающей средой и других физических и химических процессов.

Все или почти все процессы, протекающие в Мировом океане, в той или иной степени взаимосвязаны. Поэтому особенности поло­ ж ения'региона, его морфометрия, характер действующих внешних факторов, влияющих хотя бы на какой-то один или несколько про­ цессов, особенно термодинамических, могут создать специфическую гидрологическую картину водоема.

Предметом настоящего курса явл яется' освещение этой специ­ фической картины той или иной части Мирового океана, рассмот­ рение особенностей взаимосвязи протекающих в регионе процессов и изучение возможностей определения устойчивого изменения по­ лей гидрологических характеристик под влиянием внешних факто­ ров. Таким образом, региональная океанология имеет дело не с конкретными полями гидрологических й гидрохимических х ар ак ­ теристик на какой-то момент времени, а с их средними значе­ ниями за более или менее длительный период времени, зависящий от требуемой точности. Такж е рассматриваю тся типичные, т. е.

наиболее часто повторяющиеся процессы, приводящие к формиро­ ванию присущей данному региону картины гидрологических полей, фауны и флоры, составу грунтов. Естественно, что представление только одних средних значений характеристик не может дать пол­ ной картины региона, поэтому часто даются и другие статистиче­ ские моменты, особенно для гидрологических полей, являющихся наиболее изменчивыми.

Чтобы из множества фактических состояний гидрологических полей и формирующих их процессов выделить преобладающие, ис­ пользуется понятие гидрологического режима. Он характери­ зуется совокупностью статистических моментов, отражаю щих пространственно-временное распределение гидрологических характери­ стик в конкретном регионе Мирового океана, а такж е процессов, обусловливающих это распределение.

Под,-гидрологическим состоянием региона понимается картина, даваем ая единичной по времени выборкой данных. Вследствие большого числа факторов, влияющих на состояние океана или моря, вследствие пространственно-временной изменчивости многих факторов и их взаимосвязи, а такж е из-за зависимости характера ряда гидрологических процессов от предшествующего состояния вод региона трудно ожидать тождественности двух гидрологиче­ ских состояний.

Региональная океанология изучает гидрологический режим региона, включая химический состав вод, с которым тесно связан животный и растительный мир, а такж е состав грунтов.

Дифференциация наук об океане и его регионах, обусловленная в первую очередь потребностями человечества, привела к развитию всех основных разделов океанологии. Уменьшение биологических ресурсов океана заставило перейти к воспроизводству промыш­ ленно важных биологических ресурсов, дало толчок к детальному изучению зависимости растительного и животного мира океана.от гидрологических факторов к поиску новых промысловых районов, основываясь на необходимых характеристиках гидрологического режима.

Добыча полезных ископаемых как из недр под толщей вод, так и со дна океанов и морей связана с определенным гидрологическим обеспечением работ, с использованием режимных сведений о тече­ ниях, волнении, льде и т. д.

Распределение газов и некоторых химических элементов в водах тех или иных регионов Мирового океана непосредственно зависит от их гидрологического режима.

Развернувш иеся в последние 10—20 лет исследования запасов энергии океана с целью ее извлечения и использования такж е бази­ руются на режимных сведениях о соответствующих гидрологиче­ ских характеристиках. Ни один технический проект размещения морского порта, таких сооружений, как мол, волнолом, защитных сооружений берегов, судоходных каналов не обходится без предва­ рительного изучения гидрологического режима региона. Интенсивное развитие подводного флота потребовало режимных сведе­ ний о распределении плотности воды, о глубинных течениях, о внут­ ренних волнах, об акустической картине.

Особенно большое внимание изучению гидрологического ре­ ж им а морей и его зависимости от внешних факторов стало уде­ ляться в связи с антропогенными воздействиями на море. П режде чем искусственно изменять какой-либо внешний фактор, будь то морфометрический в виде плотин или проливов, будь то состав­ ляющие водного баланса или термическое воздействие, чаще всего проявляющееся через'1изменение альбедо или притока и стока тепла, необходимо оценить отдаленные последствия такого меро­ приятия. В первую очередь они должны быть выражены в измене­ ниях режима моря. По сути, определение таких изменений можно трактовать как сверхдолгосрочный прогноз одной или нескольких гидрологических характеристик. Но д аж е краткосрочный гидроло­ гический прогноз базируется в той или иной степени на режимной информации, и часто он составляется в виде аномалий, т. е. откло­ нений от- режимных данных.

Таким образом, характеристика гидрологического режима региона является необходимой для всех океанологических наук.

Поэтому освещению гидрологического режима соответствующего региона, его зависимости от внешних факторов, возможности опре­ деления причинно-следственных связей и их выражению в м ате­ матической форме будет отведен основной объем книги.

В задачу курса входит определение основных характеристик гидрологического режима соответствующего региона, изучение и объяснение причин,, обусловливающих специфику режима, н а­ хождение способов оценки зависимости характеристик гидрологи­ ческого режима региона как от внешних факторов, так и взаимо­ связанных внутренних термохалинных и динамических процессов.

В связи с бурным развитием химии, биологии и геологии океана и выделением этих разделов океанологии в самостоятельные дис­ циплины в данном учебнике они не излагаются.

Связь региональной океанологии с другими океанологическими науками. Поскольку основным разделом региональной океаноло­ гии является гидрологический режим региона, то его изучение базируется в первую очередь на тех сведениях о регионе, которые даются в курсе «Общая океанология». Это географическое положе­ ние региона, его морфометрические характеристики, сведения о свойствах вод и климатических факторах, о связях с Мировым океаном. В региональной океанологии широко используются ре­ зультаты исследований в области физики океана. Если в физи­ ческой дисциплине изучается то или иное физическое явление или процесс при наиболее типичных условиях, во многих случаях весьма абстрагированных и часто без учета взаимной связи с другими процессами, то в задачу региональной океанологии входит изуче­ ние характера протекающего процесса в конкретных условиях с рассмотрением его взаимосвязи с другими процессами. Так, на­ пример, прогрев моря и формирующееся при этом поле темпера­ туры воды хотя и описывается одним законом, но происходит по-разному в зависимости от плотностной стратификации вод, си­ стемы течений и их интенсивности, прозрачности вод и ряда других факторов, которые в различных регионах могут существенно ме­ няться. Существенно меняются в зависимости от конфигурации берегов, размеров бассейна, рельефа дна и глубин, наличия и размера проливов, все или практически все динамические про­ цессы, т. е. течения, волны, приливы, сейши и т. д.

Если в физике океана физические процессы, абстрагированные от конкретных географических условий, то в задачу региональной океанологии входит приложение физических закономерностей к конкретным географическим условиям для получения целостной картины взаимодействующих процессов и обусловленного их дей­ ствием пространственно-временного распределения гидрологиче­ ских характеристик.

В региональной океанологии используются знания по химии морских вод, так как от солености зависит характер многих про­ текаю щих гидрологических процессов. Важ на такж е роль состава и концентрации газов в морской воде.

Невозможно объяснить термохалинное и динамическое состоя­ ние вод региона без привлечения сведений о метеорологических процессах над ним, об обмене теплом, влагой и импульсом с атмо­ сферой, о потоках лучистой энергии. Поэтому региональная океанология тесно связана с рядом метеорологических дисциплин и в первую очередь с климатологией.

Региональные особенности гидрологического режима Мирового океана очень сильно зависят от рельефа морского дна, размеров и конфигурации котловин, заполненных морской водой. Движения земной коры в предшествовавшие геологические эпохи привели к тому, что не все части Мирового океана образовались одно­ временно, не везде одинаково формировались водные массы. Н еко­ торые области испытывали периодические подъемы и опускания, осушения и затопления. В результате водные массы, особенно глу­ бинные, образовывались либо из «коренных» вод Мирового океана, либо из поверхностных вод, сильно трансформированных, как, н а ­ пример, в Балтийском море, а то вообще формировались из мест­ ных вод, как в Аральском море. Все это свидетельствует о необ­ ходимости учета в региональной океанологии геологических осо­ бенностей региона. Таким образом, связь с геологией океана оче­ видна.

В настоящее время продолжается формирование рельефа дна и берегов океана. Это особенно нужно принимать во внимание при планировании антропогенных мероприятий в различных регио­ нах морей.

В текущем веке развернулись интенсивные работы по поиску полезных ископаемых на дне океанов и морей. Если при поиске нефти в первую очередь нужно учитывать историю формирования соответствующего водного объекта, то образование на дне кон­ креций до сих пор остается загадкой и возможно они представляют собой продукт сложного взаимодействия гидрологических, хими­ ческих и биологических процессов в соответствующие геологиче­ ские эпохи.

Особенно тесна связь дисциплины с теми разделами геологии океана, которые изучают динамику берегов. Переформирование последних зависит как от характера слагающих их пород, так и от движения морских вод. Это обстоятельство приходится учитывать при проектировании различных сооружений на берегах и шельфе.

Составной частью океанологии вообще и региональной океано­ логии в частности является биология океана. Такая связь не фор­ мальна. Она исходит из того, что морская вода представляет со­ бой среду обитания морских организмов. Следовательно, свойства воды, характер ее движения определяет видовой состав и числен­ ность организмов. Эта связь не односторонняя. Морские организмы влияют на прозрачность и поглощение водой лучистой энергии.

Большое количество мельчайших организмов в антарктических льдах уменьшает их альбедо, что приводит к более быстрому, чем в Арктике их таянию.' Морские организмы влияют на газовый состав морских вод.

Примером может служить Черное море, в котором в результате деятельности бактерий по восстановлению сульфатов углеродом органических веществ создается на глубине более 150 м большая концентрация сероводорода. Многие виды грунтов океанов и морей имеют органическое происхождение. Эти осадочные грунты со­ здают специфический характер дна, влияя на гидрологические про­ цессы.

В настоящее время региональная океанология перестала быть только описательной наукой. Все шире и шире она использует математический аппарат для получения количественных показате­ лей режима. В первую очередь используются методы математиче­ ской статистики для обработки рядов наблюдений. Кроме этого, начинают применяться методы математической физики при моде­ лировании различных гидрологических процессов для получения более полной картины гидрологического режима.

Моделирование, по сути, является единственным методом при оценках возможных изменений режима в случае антропогенных или каких-либо других изменениях внешних факторов или морфо­ логических характеристик региона.

В настоящее время начинают составляться математические мо­ дели не только гидрологического режима или отдельных его сто­ рон, но и значительно более сложные модели экологии региона.

Например, уже используется на практике экологическая модель Азовского моря.

Наконец, региональная океанология представляет собой свое­ образный раздел географии нашей планеты. Развитие исследова­ ний того или иного региона Мирового океана тесно связано с по­ требностями человечества в нем с его экономическими возможно­ стями. Поэтому в «Основных направлениях экономического и со­ циального развития СССР на 1986— 1990 годы и на период до 2000 года» указано на необходимость комплексного исследования Мирового океана в целях наиболее полного использования его ресурсов.

Глава ОСНОВНЫЕ ФАКТОРЫ,

ОБУСЛОВЛИВАЮЩИЕ

СПЕЦИФИКУ

ГИДРОЛОГИЧЕСКОГО РЕЖИМА

1.1. Г Е О Г Р А Ф И Ч Е С К О Е ПОЛОЖ ЕНИЕ И М О РФ О М ЕТРИ Я РЕГИ О Н А

Географическое положение и морфометрия бассейна, его обо­ собленность от Мирового океана следует рассматривать как внеш­ ние факторы, которые влияют на региональные особенности ре­ ж има, но сами от него не зависят. От географического положения бассейна зависит интенсивность приливных сил и ускорения Корио­ лиса, а такж е некоторые климатические характеристики, поэтому описание региона всегда начинают излагать с географического положения и морфометрии.

Географическое положение региона. Поступление в тот или иной регион лучистой энергии, являющейся основной приходной статьей теплового баланса, в основном определяется географиче­ ской широтой региона. Наблюдения свидетельствуют о том, что годо­ вой радиационный баланс поверхности Мирового океана всюду положительный и имеет примерно широтный ход с максимумом 5-102 кД ж /(см 2-год) у экватора. К полюсам он постепенно убы­ вает почти до нуля, а в некоторых районах Антарктиды даж е до отрицательных значений.

Поглощенный водой поток лучистой энергии влияет на мно­ гие океанические процессы, начиная от формирования поля тем­ пературы и до бароклинной циркуляции вод. В свою очередь от температуры воды и особенностей циркуляции зависят состав рас­ творенных газов и их концентрация, перенос питательных веществ, интенсивность биологических процессов и богатство растительной и животной жизни в регионе.

От географического, положения зависит характер поступающих в регион воздушных масс: будут ли они теплые или холодные, сухие или влажные, будут ли приносить осадки или нет. Известно, что значительная доля поглощаемой океаном лучистой энергии расходуется на испарение. Следовательно, при поступлении сухого воздуха происходит меньший прогрев воды, чем при поступлении влажного. Кроме того, в результате более интенсивного испарения происходит большее осолонение поверхностных вод со всеми д аль­ нейшими последствиями. Например, специфика гидрологического ре­ жима дальневосточных морей во многом обусловлена характером поступающих воздушных масс во время зимнего и летнего муссонов.

От географического положения региона зависит характер атмо­ сферной циркуляции над ним, а следовательно, и специфика вет­ ровой циркуляции вод.

Следует такж е иметь в виду зависимость ускорения Кориолиса от географической широты.

Уже только из этого перечисления видно, что с географическим положением региона связаны важнейшие, действующие на его гидрологический режим факторы. Поэтому при рассмотрении ре­ гиональных особенностей Мирового океана в первую очередь обра­ щается внимание на географическое положение той или иной его части.

Морфометрия бассейна. Особенности многих океанических про­ цессов и сформированные ими поля зависят от морфометрических характеристик бассейна. В большинстве случаев из-за турбулент­ ного и конвективного перемешивания в теплообмене с атмосферой может участвовать большой слой воды. Чем он больше, тем меньше (из-за большой объемной теплоемкости) изменяется его температура. В мелководных ж е морях, таких, как Азовское и Аральское, толщина деятельного слоя (даж е при его распростране­ нии до дна) оказывается малой, и поэтому годовые колебания температуры воды в этих морях больше, чем в соседних более.глу­ боких морях Черном и Каспийском. От средней глубины моря з а ­ висят и другие океанические процессы, такие, как волны, сгонно­ нагонные явления, течения и т. д. Поэтому основной морфометри­ ческой характеристикой бассейна следует считать его среднюю глубину.

К другим морфометрическим характеристикам можно отнести площадь бассейна и объем вод. По площади можно судить о. воз­ можной неоднородности воздействующих на бассейн атмосферныхфакторов, о разгонах волн, о возможных значениях собственных колебаний вод в бассейне, о влиянии берегов на циркуляцию вод.

Соотношение объема вод в бассейне с составляющими водного баланса позволяет судить об их влиянии на обновление вод. Объем вод, средние значения температуры и солености дают представ­ ление об общем запасе тепла и солей в бассейне, что позволяет судить о возможных их изменениях под влиянием внешних ф акто­ ров, о степени теплового влияния бассейна на атмосферу.

Очень важной морфометрической характеристикой бассейна является рельеф дна и очертание берегов: А. С. Саркисян [30] показал, что уравнение, характеризующее изменение уровня моря, содержит члены, зависящие от глубины и уровня / ( Я, ), от глубины и плотности / ( Я, р) и ряд других членов, в которые входят производные от глубины Я. Это означает, что уровень моря зависит от неоднородности рельефа дна.

Естественно, что изменения уровня моря влияют и на течения.

От рельефа дна зависит и вертикальная составляющ ая скорости воды до. У самого дна ее часто представляют в виде функции от вектора- горизонтальной скорости течения V и уклона дна VH wH= V у Я, а выше w определяется через дивергенцию скорости течения, зави ­ сящую от рельефа.

Рельеф дна через циркуляцию влияет и на другие океанические процессы: на адвекцию тепла и солей, на перенос биогенных эле­ ментов и газов, на интенсивность биологических процессов в ре­ гионе.

Очертание берегов сказывается в первую очередь на динамике вод. Берег изменяет направление течения и влияет на сгонно-на­ гонные явления, особенно хорошо выраженные в заливах, губах и других узкостях. Очень часто в прибрежной зоне формируются восходящие и л и нисходящие движения вод, от которых зависит перенос питательных веществ и скопление рыбы.

Совокупное влияние рельефа и конфигурации берегов приводит к особенностям трансформации волн и приливов в прибрежной зоне, создавая на некоторых ее участках благоприятные условия для использования их энергии в хозяйственных целях.

При изучении гидрологического режима моря необходимо учи­ тывать его связь с Мировым океаном. Иногда ее вы раж аю т через коэффициент обособленности С, под которым понимается отноше­ ние минимального сечения всех проливов ЦПщ, к среднему сече­ нию моря Пм- Среднее сечение можно приближенно оценить как отношение объема вод моря vM к 1/4 его периметра /м, т. е. 4vm//mТогда С = /„ S n np/(4vM.

) (1.1) Д л я таких изолированных от Мирового океана морей, как Аральское и Каспийское, С = 0. Д л я не имеющего берегов Саргассова моря С = я.

Помимо коэффициента обособленности, взаимосвязь бассейна с Мировым океаном может быть вы раж ена через время обновле­ ния вод At (отношение объема вод бассейна vM к приходной или расходной. части водного баланса М ). Эта условная характери­ стика не отраж ает фактическое время обновления вод бассейна, так как в его.-глубоководных частях воды могут не участвовать в обмене или участвовать слабо. Например, при объеме Белого моря 5600 км3 и притоке воды через Горло 2000 км3/год совер­ шенно не следует, что все воды моря обновляются за A t = ==5600/2000=2,8 года. В каких-то районах моря воды обновляются ежегодно., в других застаиваю тся на более длительный срок. Но общее представление об интенсивности водообмена в регионе эта характеристика дает.

М орфометрйя проливов оказывает существенное влияние не только на объем вод, протекающих через них и участвующих в водообмене бассейна с соседними, но и на характеристику вод.

Действительно, даж е при одном и том ж е сечении пролива и объеме проходящих через него вод при малой глубине пролива участвуют в водообмене чаще только поверхностные воды. Через глубокий ж е прблив проходят как поверхностные, так и более глу­ бокие воды.

От морфометрии пролива зависит и характер движения вод.

В мелководном широком проливе при разнонаправленном 'движ е­ нии вод потоки чаще разделяю тся по горизонтали, прижимаясь в зависимости от ускорения Кориолиса к тому или другому берегу.

Примером такого распределения потоков могут служить преобла­ дающие течения в Горле Белого моря. Воды Баренцева моря при­ жимаются к западному берегу Горла, а воды Белого моря — к восточному. Если пролив узкий, то плотные воды текут в придон­ ной части, а менее плотные движутся над ними. Таков, например, характер течений в проливах Босфор и Гибралтар.

Описанный характер распределения вод в проливах часто может изменяться под воздействием других факторов. В частности, ветер, создавая нагон или сгон, может сильно изменить систему течений в проливах. Например, при сильном и устойчивом южном ветре в прол. Босфор усиливается поток вод М раморного моря.

Они могут занимать значительную часть сечения пролива, отжимая черноморские воды к западному берегу. При сильных северных ветрах в проливе преобладают черноморские воды, а воды М ра­ морного моря занимают небольшую придонную область.

Приливообразующая сила, зависящ ая (как показано в курсе «Динамика океана») от расстояния между Землей и вызывающим прилив небесным телом, его массы, географического положения выбранного объема воды, относится к числу внешних сил, дей­ ствующих на элементарный объем воды в какой-то точке океана.

Вместо самой приливообразующей силы чаще используется ее по­ тенциал Q, через который вы раж ается статический прилив в бассейне площадью П e = 2 /g -(l/g II)J 'fQ ffl, (1.2) п где g — ускорение свободного падения.

И з-за зависимости от положения бассейна и его площади ста­ тический прилив обладает региональными особенностями. В еще большей степени от морфометрии бассейна зависят характеристики фактического прилива.

1.2. К Л И М А Т И Ч Е С К И Е Ф А К Т О Р Ы, В Л И Я Ю Щ И Е НА Р Е Ж И М

В разряд' климатических факторов, влияющих на режим океани­ ческого региона или моря, следует включить радиационный баланс, атмосферное давление и ветер, осадки и зависящий от них м ате­ риковый сток, турбулентный теплообмен с атмосферой и испарение.

Большинство из них нельзя рассматривать только как внешние по отношению к гидрологическому режиму, так как они сами в той или иной степени зависят от него.

Материковый сток практически не зависит от режима водоема, а оказывает на него сильное влияние. Пресная вода, менее плот­ ная, чем морская, распластывается при выходе из устья по поверх­ ности бассейна, занимая те или иные его области в зависимости от системы течений и ветров и постепенно трансформируясь. Влияние речных вод наиболее заметно проявляется в повышении на устье­ вом взморье уровня, который зависит от объема стока. Вследствие повышения уровня формируется стоковое течение, включающее пресные воды в циркуляционную систему бассейна. При большом речном стоке (например, в Карском море, в которое ежегодно по­ ступает в среднем 1300 км3 пресных вод) стоковое течение стано­ вится довольно заметным. В пересчете на площадь моря этот сток составляет 1,5-метровый слой воды. Такой или даж е меньшей толщины слой пресной воды влияет на перенос практически всех субстанций между поверхностью бассейна и его глубинными слоями, и это более важно, чем просто повышение уровня моря.

И з-за большой вертикальной устойчивости на нижней границе распресненных вод происходит уменьшение коэффициента турбу­ лентности, уменьшаются вертикальные турбулентные потоки тепла и солей. Таким образом, распресненный поверхностный слой играет роль своеобразного изолятора для подстилающих его вод, прини­ мающего на себя основное воздействие атмосферы со всеми выте­ кающими отсюда последствиями.

Атмосферные осадки в большей степени, чем материковый сток, зависят от режима бассейна, так как при его большой площади и интенсивном испарении возрастает доля осадков местного проис­ хождения. Суммарная роль осадков и стока в изменении уровня ц вы ражается уравнением пресного баланса p d U d t = dM/ dt + И, (1.3) где М — суммарная масса речных вод и осадков, приходящихся на единицу площади; р — плотность воды; И — скорость испарения ( # 0 ) или конденсации ( # 0 ).

Атмосферное давление и ветер являю тся основными факторами, вызывающими многие виды движений вод, по крайней мере в верхних слоях океанов и морей. Входящий в уравнение движения во д ы. горизонтальный градиент давления VP слагается из гра­ диентов атмосферного давления на уровне моря VPa, градиентов уровня и плотности с соответствующими множителями Z VP = VPa + gpvs + g \ Vpdz. (1.4) о Это выражение характеризует влияние атмосферного давления на' градиент давления воды.

Влияние ветра на течения вы раж ается обычно через напряжение трения х = cvpa |Vj V. (1.5)

• Обычно считается, что атмосферное давление и ветер не зави­ сят от гидрологического режима, но в том случае, когда бассейн имеет большие размеры, такие, например, как океан или его значи­ тельная часть, то Р а и ветер могут сами зависеть от тепло- и влагообмена океана с атмосферой. Хорошо известно влияние океана в экваториальной и тропической зонах на формирование пассатной циркуляции атмосферы, на образование исландского и алеутского минимумов, азорского и гавайского максимумов и т. д. Но неболь­ шие бассейны, размером с море, не влияют существенным обра­ зом на атмосферное давление и ветер. Возникаю щая бризовая циркуляция не бывает интенсивной и распространяется только на прибрежные районы морей.

Коэффициент трения cv такж е зависит от состояния морской по­ верхности, и с увеличением ветрового волнения он возрастает.

Таким образом, определяемое через ветер или градиент атмосфер­ ного давления напряжение трения нельзя считать чисто внешним фактором. Однако искажение профиля скорости ветра волнами и плавучестью проявляется в пределах нескольких десятков мет­ ров над морской поверхностью, поэтому при использовании геострофического ветра он с тем ж е приближением, что и атмосфер­ ное давление, полагается внешним фактором.

Важнейшим фактором, определяющим многие стороны гидро­ логического режима бассейна и в то ж е время зависящим от его состояния, является радиационный баланс Б Б = Q (1 — А) “Ь /а / 0 (1.6) где Q — суммарная радиация; А — альбедо; / а и / 0 — длинновол­ новое излучение атмосферы и океана.

В выражении радиационного баланса только суммарная рад и а­ ция явно не зависит от режима бассейна. Но уже при влиянии водоема на восходящие токи в атмосфере и конвективную облач­ ность, сильно меняющую поток коротковолновой радиации, нельзя рассматривать Q как чисто внешний фактор. Не является чисто внешним и длинноволновое излучение атмосферы, на которое суще­ ственно влияет температура и влажность воздуха в пределах ниж ­ него километрового слоя атмосферы.

Это находит свое отражение в том, что часто в эмпирических формулах / а вы раж аю т в виде функции от абсолютной температуры 0 и упругости водяных п а­ ров е у подстилающей (в данном случае водной) поверхности:

1л =ав*а(а + б ^ Т ), (1.7) где ст — постоянная Стефана—Больцмана.

Температура воздуха в приводном слое атмосферы из-за транс­ формации д аж е в прибрежной полосе очень мало отличается от температуры поверхностного слоя воды, а влажность воздуха близка к насыщающей. Все это приводит к тому, ч т о. излучение атмосферы зависит от термического режима бассейна. Естественно, что чем больше размеры бассейна, тем сильнее эта зависимость.

Помимо тепла и влаги, океаны и моря выносят в пограничный слой атмосферы большое количество солей, такж е влияющих на лучистые потоки, поступающие на водную поверхность.

14.

Длинноволновое излучение океанов и морей непосредственно зависит от абсолютной температуры их поверхности 0 О / 0 = а©о. (1.8) Альбедо А водной или снежно-ледяной поверхности такж е является свойством этой поверхности.

Перечисленное свидетельствует о существенной зависимости радиационного баланса от состояния водной поверхности бассейна, особенно теплового.

Турбулентный обмен с атмосферой теплом Фа и паром И в еще большей степени зависит от температуры водной поверхности.

Термическая трансформация воздуха ДФ над водной поверхностью с температурой Т0 в простейшем случае установившегося режима с некоторым среднием коэффициентом температуропроводности k описывается выражением

–  –  –

где qc и q0 — удельная влажность воздуха над подстилающими поверхностями суши и моря; у т и у д — средние вертикальные гра­ диенты ’ и, над сушей; k q — коэффициент вертикального турбу­ б 7 лентного переноса влаги.

1. ГИДРОЛОГИЧЕСКИЕ ПРОЦЕССЫ, ФОРМИРУЮЩИЕ РЕЖИМ,

.3

ИХ ВЗАИМОСВЯЗЬ И ЗАВИСИМОСТЬ ОТ ВНЕШНИХ ФАКТОРОВ

Все гидрологические процессы, протекающие в океанах и морях, оказываются в той или иной степени взаимосвязанными. Поэтому рассмотрение их вклада в режим удобнее проводить, д авая сначала характеристику таких процессов и вызываемых ими явлений, кото­ рые в наибольшей степени зависят от внешних факторов и в наи­ меньшей от состояния вод бассейна и процессов, происходящих в них. Этим условиям отвечают приливы, сейши, волны. Их регио­ нальные особенности в основном определяются внешними ф акто­ рами и очень слабо зависят от распределения температуры, соле­ ности, непериодических течений, т. е. от структуры и циркуляции вод бассейна. В большинстве случаев при рассмотрении колеба­ тельных движений вод в океанах и морях жидкость считают идеальной. В то же время приливы, сгонно-нагонные явления, сейши, волны могут оказывать существенное влияние на переме­ шивание вод, на распределение температуры, солености, состояние льда и т. д.

Приливы очень сильно зависят от региональных особенностей водоема. Поэтому в приливном явлении принято выделять соб­ ственный прилив и индуцированный. Первый из них представляет реакцию бассейна с его региональной морфометрией на действие приливообразующей силы, а второй характеризует поведение при­ ливных волн, зашедших из сопредельных водоемов в бассейн.

Характер движения собственной и индуцированной волн с их трансформацией под влиянием дна и берегов, взаимным налож е­ нием, резонансом и излучением, т. е. уходом волны в соседние водоемы, создает обычно весьма сложную картину колебаний уровня и течений.

В общем виде приливное движение воды описывается системой уравнений, в которых вектор скорости V после интегрирования от поверхности до дна переходит в вектор полного потока М:

–  –  –

М — матрица коэффициентов, определяемая ускорегде к = нием Кориолиса f; тн— донное трение; К — коэффициент горизон­ тальной турбулентности; V2 — оператор Л апласа по горизонталь­ ным координатам; V — оператор горизонтального градиента.

В еще большей степени, чем уравнение (1.11), зависит от мор­ фометрических характеристик бассейна краевое условие. Оно обычно вы раж ается через гидравлический импеданс и представ­ ляется ф-ормулой (1.13) Коэффициент отражения г может меняться от полного ( г = 1 ) до нулевого ( г = 0 ) в зависимости от характера шельфа и дисси­ пации на нем приливной энергии. Таким образом, влияние физикогеографических условий бассейна на характер приливных явлений в нем проявляется сложным образом.

Очень важной характеристикой режима являю тся непериоди­ ческие колебания уровня воды в бассейне. К ак и приливы, они практически не зависят от других элементов гидрологического режима, хотя сами оказываю т на многие из них существенное влияние, в частности через интенсивное перемешивание. К ак из­ вестно из курса «Динамика океана», весь класс этих явлений по природе действующих на воду сил подразделяется на анемобарические, сейсмические и инерционные колебания уровня. Все они за^ висят только от внешних сил и морфометрических особенностей бассейна.

Анемобарические колебания уровня, как и приливы, описы­ ваются через полные потоки (1.14)

- тя ) + KV2М.

Внешними силами, вызывающими движение вод, являю тся атмосферное давление Р а и напряжение трения ветра то. Но вы­ сота нагона в значительной степени определяется морфометриче­ скими характеристиками бассейна, что особенно ясно следует из уравнения неразрывности (1.12). Уменьшение площади сечения бассейна по пути движения воды, отсутствие или ограничение стока воды вызывает конвергенцию и повышение уровня моря.

Сильно влияет на изменение уровня, особенно в мелководных районах, характер дна через донное трение тн и адвективные члены. Поэтому все методы расчета таких сгонно-нагонных явле­ ний носят, по сути, региональный характер.

В еще большей степени проявляется роль региональных мор­ фометрических характеристик бассейна в колебаниях уровня при распространении волн цунами, описываемых тем ж е уравне­ нием (1.14), но при Р а= 0 и То=0. Поскольку волна цунами длин­ ная, то скорость ее распространения непосредственно связана с глубиной, пропорционально д /# + - Это приводит к тому, что фронт волны искривляется в зависимости от рельефа дна. Как и с приливной волной, с волной цунами на шельфе происходят явления рефракции, отражения, концентрации энергии, особенности которых специфичны для каждого региона из-за многообразия и неповторяемости морфометрии шельфа океанов и морей.

По сути, характер свободных колебаний воды в бассейне в форме сейши тот же, что и при явлениях цунами, поэтому и урав­ нение сейш то же, что и для цунами. Но на практике из-за малости адвективных членов и бокового трения оно записывается в более простом виде (1.15) dM/dt + кМ. + g (Н + ) VS + *н1Р = 0.

Естественно, что оно дополняется уравнением неразрывно­ сти (1.12).

При описании поверхностных волн как элемента гидрологиче­ ского режима можно отметить более слабую их зависимость, чем I Ленинградский 2 З ак аз № 427 17 Гвдрометерро*гогич:с~.:нй ин-т длинных волн, от сил инерции, трения, ускорения Кориолиса.'В ре­ зультате применяемое для описания монохроматической волны уравнение движения имеет простой вид, и его решение для уста­ новившегося волнения зависит только от глубины. П равда, реаль­ ные волны из-за их взаимодействия меж ду собой и ветром имеют более сложную структуру и описываются как вероятностный про­ цесс, но в качестве аргумента фигурирует только ветер или его давление. Однако давно уже известно по данным наблюдений, что вероятностные характеристики волнения зависят от разгона X, связанного не только с полем ветра, но и с размерами бассейна.

Эмпирические формулы типа:

g h B 2 = a ( g X ! U 2r ;

/U (1.16) gxB 2 = b (g X / U T /U (1-17) показывают зависимость предельной средней высоты волн hB и среднего периода хв от разгона X и скорости ветра U. Ясно, что при размерах моря, меньших, чем разгон, определяемый по полю приземного атмосферного давления, волны на нем не смогут разви­ ваться до возможных предельных размеров.

Таков ж е характер зависимости элементов волн отглубины в мелководном море, только вместо; X вправую часть фор­ мул (1.16), (1.17) входит Н. При этом экспериментальные п ара­ метры а, Ь, п и т- имеют другие числовые значения.

В отличие от перечисленных динамических процессов, на кото­ рые состояние вод бассейна практически не влияет, циркуляция воды в океанах и морях зависит как от внешних действующих ф ак­ торов, региональных характеристик бассейна, так и от плотност­ ной. стратификации вод. В свою очередь циркуляция вод влияет на перераспределение водных масс с соответствующим перераспреде­ лением плотности, т. е. в данном случае происходит взаимодействие процессов, формирующих динамическую и термохалинную стороны режима..

Региональные характеристики бассейна в уравнении движения наиболее заметны при его записи в интегральной форме, например через интегральную функцию тока я|з

–  –  –

- fe.-,„)]}+ k[vm. - ( | Н ^ - 4 1 щ где to и %н — напряжение трения на поверхности и у дна; индексы х и у обозначают проекцию на соответствующую ось.

Из уравнения (1.18) видно, что интегральная циркуляция зави­ сит от таких региональных характеристик, как глубина, рельеф дна, поля плотности воды и напряжения трения. В связи с тем, что в уравнение входят производные функции тока по горизонталь­ ным координатам, возникает необходимость использовать условия на границах бассейна, которые, естественно имеют региональный характер.

- Взаимосвязь динамических и термохалинных процессов не позволяет однозначно выявить их приоритет. В зависимости от региональных особенностей бассейна преобладающую роль могут играть как динамические, так и термохалинные факторы. Например, в Аральском и Азовском морях циркуляция вод обусловлена в ос­ новном динамическими факторами, а в Белом и Балтийском морях велика роль плотностной циркуляции.

И нтегральная функция тока дает представление об общем переносе вод и по ее распределению могут определяться горизон­ тальные градиенты уровня, необходимые для того, чтобы охаракте­ ризовать течения на разных горизонтах. Следовательно, региональ­ ные морфометрические характеристики бассейна влияют на ско­ рость течения д аж е в его верхнем слое.

Особую важность в формировании режима морского бассейна имеют вертикальные упорядоченные движения. Они обеспечивают перенос тепла, соли, газов, биогенных веществ и других характе­ ристик между поверхностью и глубинными слоями океанов и мо­ рей. В зонах восходящих токов, подводящих в верхние слои бас­ сейна питательные соли, наиболее интенсивно развиваю тся р а з­ личные мельчайшие организмы и сосредоточена рыба. Поэтому при изучении гидрологического режима обязательно обращ ается внимание на характер вертикальной циркуляции вод. И з-за м ало­ сти вертикальной скорости движения вод в океанах и морях она пока не может быть измерена, а может быть только вычислена по уравнению неразрывности, в которое входят производные состав­ ляющих скоростей течения по горизонтальным координатам. З ави ­ симость последних от региональных особенностей бассейна уже рассматривалась. Следовательно, пространственное распределение и численное значение вертикальной скорости в той ж е степени обу­ словлены региональными характеристиками бассейна.

Очень большое участие в формировании многих режимных осо­ бенностей бассейна принимает перемешивание, являющееся в а ж ­ нейшим фактором, зависящим от динамических и термохалинных процессов в водоеме, а такж е от ветра, потоков тепла и влаги ме­ ж ду атмосферой и водной поверхностью.

Перемешивание, как и вертикальные упорядоченные движения, влияет на профиль скорости течения, на распространение потоков тепла, солей, газов и т. д. В значительной степени благодаря ему формируются однородные водные массы, присущие тому или дру­ гому региону Мирового океана.

К ак известно из курса «Физика океана», выделяются два типа перемешивания: турбулентное, иногда называемое фрикционным, и конвективное. Интенсивность первого связана с градиентами скорости течений и волнением, а его распространение по вертикали — еще и с плотностной устойчивостью. Из постоянных ф ак­ торов, имеющих региональный характер, непосредственно на тур­ булентное перемешивание влияет ветер, а косвенно, через течение,, 'все рассмотренные ранее.

Конвективное перемешивание порождается различными причи­ нами. В умеренных широтах океанов и морей в осенне-зимний пе­ риод бывает хорошо выражена термическая конвекция, играющая чрезвычайно большую роль в их режиме. В тропической зоне в ре­ зультате интенсивного испарения развивается соленостная конвек­ ция. В полярных районах до образования льда преобладает терми­ ческая конвекция, а после — соленостная. Из-за региональных условий 'могут иметь место отклонения от описанного распростра­ нения видов конвекции. Конвективное перемешивание может такж е возникать при адвекции более плотных вод, как это имеет место в районах поступления средиземноморских вод в Атлантический океан, а такж е при смешении вод с разной температурой. В райо­ нах поступления тепла из недр Земли придонные слои воды подо­ греваются, их плотность уменьшается, и может возникнуть при­ донная конвекция, играющая большую роль в перемешивании при­ донных слоев воды.

Независимо от вида конвекции характеристики вод в слое пере­ мешивания удается описывать одной системой уравнений дТh/dt = (Ф0 + Фд + Фг)/ср; j dShjdt = (р„ + щ 4- фг)/р;

(1.19) аре __1 =0 дг z h где Ф и ф — потоки тепла и солей соответственно на поверхности, глубине h и адвективные (обозначенные индексом г); ре — потен­ циальная плотность воды.

Региональные особенности бассейна влияют на вид и интен­ сивность конвективного перемешивания через потоки тепла и солей, а такж е через плотностную стратификацию вод.

Протекание термохалинных процессов и формирование термохалинной составляющей режима в еще большей степени зависят от региональных особенностей бассейна, чем от перечисленных выше явлений. Это объясняется тем, что, помимо тепло- и влаго­ обмена с атмосферой, на термохалинные особенности режима влияют, по сути, все динамические процессы, сами зависящие от региональных характеристик. Наиболее отчетливо это видно из уравнений балансов тепла и солей. Первое из них для региона за какой-то промежуток времени получается интегрированием урав­ нения теплопроводности по всему бассейну площадью П Я П) __ Я(П)

–  –  –

Внешними факторами, влияющими на баланс солей в бассейне, являются морфометрические характеристики бассейна, фигури­ рующие в уравнении (1.21), и осадки О. Испарение с поверхности бассейна не может рассматриваться в качестве внешнего фактора.

При образовании льда вместо испарения И в уравнении (1.21) будет фигурировать- поток солей, выделяемый при нарастании льда.

Морской лед является важнейшим региональным гидрологи­ ческим образованием. Из курса «Физика океана» известно, что он формируется на тех акваториях Мирового океана, где запаса тепла в верхних слоях оказывается недостаточно, чтобы скомпенсировать зимние потери тепла в атмосферу. Теплообмен бассейна с атмо­ сферой, толщина слоя воды, участвующего в теплообмене и запастепла в нем определяются многими региональными особенностями.

На рост толщины льда оказывают влияние и такие процессы,, носящие региональный характер, как осадки в виде снега, соле­ ность воды, конвекция, течения. Поэтому при определении тол­ щины ледяного покрова учитывают не только скорость его роста,., но и движение, входящее в первое слагаемое уравнения балансатепла (1.22) Сами характеристики льда: теплота кристаллизации LK, тепло­ проводность Л л и плотность рл зависят от скорости роста льда и солености воды, из которой он образуется. Скорость движения льда, входящая в индивидуальную производную, зависит не толькоот скорости ветра над регионом, но и от течений, и от морфометрии берегов.

2И Поток тепла из воды к нижней поверхности льда опреде­ л яется большим комплексом гидрологических процессов в бассейне я имеет сугубо региональный характер.

Л ед в свою очередь сильно влияет на гидрологические процессы в регионе. Достаточно отметить, что он прекращ ает поверхностное.волнение, уменьшает приливы и сгонно-нагонные явления, влияет на скорость течения, перераспределяет потоки тепла и т. д.

Все рассмотренные в данном разделе факторы и уравнения,

•описывающие различные потоки и процессы, составляют математи­ ческую модель, с помощью которой в принципе можно описать

•совокупность динамических и термохалинных процессов в регионе.

В результате всех этих процессов создается специфическая гене­ ральная картина распределения гидрологических характеристик и их изменений в бассейне, составляющ ая понятие гидрологиче­ ского режима бассейна.

П ока еще нет возможности получить полное решение всей мате­ матической модели и дать на этой основе какое-то ограниченное число критериев, характеризующих режим, поэтому часто харак­ теризуются только поля гидрологических характеристик по данным наблюдений. В последнее время они дополняются результатами расчетов по некоторым блокам модели. В дальнейшем при описа­ нии режима характерных регионов Мирового океана и морей, омы­ вающих нашу страну, будут использоваться как данные наблю де­ ний, так и результаты расчетов.

Я.4. П Р И Н Ц И П Ы Р А Й О Н И Р О В А Н И Я М И Р О В О Г О О К Е А Н А

Мировой океан, покрывающий почти 3/4 поверхности нашей планеты и простирающийся через все широтные зоны, чрезвычайно разнообразен по своим свойствам. Поэтому для удобства его изу­ чения, выделения общих сторон его режима, природы или других его свойств проводится районирование Мирового океана по тем :или иным признакам.

Первым районированием можно считать деление Мирового океана по географическим признакам на отдельные океаны.

О днако Атлантический, Тихий, да и Индийский океаны прости­ раются от полярного круга до экватора, и в разных их частях гидрологический режим, животный и растительный мир, грунты и другие свойства чрезвычайно разнообразны. Большей однород­ ностью обладаю т Северный Ледовитый и Ю жный океаны, располо­ ж енные в сравнительно узком диапазоне широт. Такое деление удобно лишь для характеристики географического положения вы­ деленных регионов.

В связи с довольно четко выраженной зависимостью притока.лучистой энергии в океан от широты и обусловленной ею широтной зональностью ряда гидрологических характеристик, в первую оче­ редь температуры воды, в океанологии принято районировать Мировой океан по широтным зонам, тем более что от теплового состояния воды зависит многообразие видов и численность живот­ ного и растительного мира. По этим признакам Д. В. Богдановым, проведено районирование верхнего слоя Мирового океана по при­ родным зонам. Под ними понимались области до глубины в не­ сколько сотен метров с характерными особенностями распределе­ ния температуры и солености воды, течениями, гидрохимическими, биологическими и геологическими показателями. Этим природным зонам присущи свои климатические, ледовые и другие условия..

Всего им было выделено 11 зон: экваториальная и по 5 почти сим­ метричных зон в каждом полушарии. Это тропические, субтропи­ ческие, умеренные, субполярные и полярные.

Имеются и другие районирования как более, так и менее дета­ лизированные, в том числе с выделением зональной секторности.

Подробный анализ их приведен у В. И. Лымарева [19]. В част­ ности, сам он в верхнем слое океана кроме экваториальной, кото­ рую называет зоной межпассатных течений, выделяет в каждом полушарии по 4 зоны (пассатных течений, умеренные, субполярные, и полярные).

В. Н. Степанов в качестве основы типизации использовал вер­ тикальные профили температуры и солености воды [36]. О к аза­ лось, что по температуре кроме объединенной экваториально-тро­ пической зоны, простирающейся примерно от 40 до 45° ю. ш.

с уме­ ренно-тропическим типом стратификации, в каждом полушарии можно выделить еще по два типа термической стратификации вод:

субполярный и полярный. Но по характеру вертикального профиля солености у него получилось уже 8 типов стратификаций, в общем не совпадающих по положению с термическими типами.

Н а основе особенностей циркуляции вод, климата, животногои растительного мира провел районирование Мирового океана Шотт, выделивший 39 районов.

Только по однотипности характера течений районировал М иро­ вой океан Дитрих.

Известны попытки районирования по грунтам в океанах (О. К. Л еонтьев), по морфологическим особенностям рельефадна (Н. Н. Зубов и А. В. Эверлинг), по водным массам и т. д.

В частности, А. М. Муромцев считал, что самостоятельностью гид­ рологического режима обладаю т только океаны, которые и яв­ ляются основными районами Мирового океана. Д ал ее следуют более мелкие подчиненные по режиму регионы: части океанов,, моря, части морей, заливы, бухты, проливы.

Приведенный перечень некоторых принции-ов районирования' Мирового океана свидетельствует о разнообразии тех основ, на;

которых базировалось районирование. Это совершенно естественно, так как исследователь проводит классификацию процессов или яв­ лений с целью выявления их общности в тех отношениях, которые его интересуют. Применительно к типизации регионов Мировогоокеана могут выделяться любые гидрологические признаки, био­ логические, морфологические и т. д. Д л я обеспечения потребностей региональной океанологии требуется выделение, регионов по общ­ 2»

ности гидрологического режима с учетом общности биологических и геологических характеристик. Однако удовлетворение этих тре­ бований привело бы к большому количеству регионов, отличаю­ щихся только количественными показателями. Чтобы выявить наиболее существенные черты регионов следует в первую очередь обратить внимание на наиболее крупные различия внешних ф ак­ торов регионов как морфометрических, так и действующих внеш­ них сил, приводящих к коренным качественным различиям в ре­ жиме крупных регионов.

К наиболее крупному региону Мирового океана следует отнести его открытую часть в пределах умеренных и тропических широт.

В ней в наименее.искаженном виде проявляется действие приливо­ образующих сил, существенна роль ускорения Кориолиса, относи­ тельно слабо изменяет многие процессы, по крайней мере в верх­ них слоях океана, морфометрия. И з-за больших пространств и теплоемкости океаны в существенной степени формируют теплои влагообмен с атмосферой, обусловливают движение действую­ щего на него воздуха.

Во всех региональных классификациях Мирового океана выде­ ляется его экваториальная область. В первую очередь она характе­ ризуется слабой ролью ускорения Кориолиса. Постоянная конвер­ генция воздушных и водных потоков в ней приводит к существен­ ной специфике гидрологического и метеорологического режимов, запасов биологических ресурсов и связанных с ними грунтов дна.

Также во всех классификациях выделяются полярные районы большей или меньшей площади. Их главной отличительной чертой является существование ледяного покрова, чрезвычайно суще­ ственно влияющего на все динамические, термохалинные и другие процессы.

Большими региональными особенностями обладает шельфовая область Мирового океана. Берег формирует прибрежный погранич­ ный слой, который отличается спецификой циркуляции вод. Посте­ пенное уменьшение глубины по мере приближения к берегу такж е влияет на все типы движений вод и термохалинную их структуру, т. е., региональные особенности шельфовой зоны обусловлены в первую очередь морфометрией бассейна. Естественно, что до­ полнительно действуют и другие внешние факторы. Поэтому коли­ чественные показатели режима шельфового региона в различных широтных зонах будут различными.

По сравнению с прилегающими областями океана, шельфовая область выделяется более богатой фауной и флорой, отличается и характером грунтов..

Следующей специфической в региональном отношении областью следует считать устья рек и устьевые взморья. Эти. районы чрезвы­ чайно важны в практическом отношении. В них, как правило, боль­ шое сосредоточение транспортных перевозок, в устьях рек часто расположены портовые и другие технические сооружения, реки выносят много питательных веществ и их устья богаты в биологи­ ческом отношении. Это области смешения пресных и морских вод с довольно резко выраженным галоклином, затрудняющим распро­ странение различных субстанций между поверхностными распресненными и подстилающими солеными водами. Заходящ ие в устья рек морские воды формируют галоклин, часто распространяющийся вверх по реке на десятки, а то и сотни километров. Существование двухслойности в плотностной стратификации, стокового течения и обычно малые глубины, при которых особенно заметно переме­ щение наносов, влияют на все динамические и термохалинные про­ цессы в зоне совместного сосуществования морских и речных вод.

Многообразен режим морей Мирового океана. По характеру их зависимости от режима прилегающих частей океана все моря можно разделить на три группы: внутренние, средиземные и океа­ нические.

Под внутренними морями понимают полностью изолированные от непосредственного водообмена с океаном моря-озера (Каспий­ ское, Аральское, М ертвое). Естественно, что они обладаю т свое­ образным режимом. Д аж е химический состав вод в них отличается от океанического.

Характерной чертой средиземных морей (Балтийское, Белое, Средиземное, Черное и др.) является их положение внутри или между материками с ограниченным водообменом с океаном. Гидро­ логический режим таких морей своеобразный и отличается от режима соседних районов океана.

В' океанической группе морей часто выделяют несколько более мелких подгрупп. Если море со всех сторон окружено океаниче­ скими водами или островами в океане, то его называю т внутрен­ ним океаническим морем (Саргассово, Филиппинское, Б ан да).

В том случае, когда одной из границ моря является материк, а само оно в основном занимает океанический склон или ложе, море принято называть окраинным океаническим (Карибское, Норвежское, Японское м оря). Если ж е море расположено в основном в пределах материковой отмели, то его называю т окраинным мате­ риковым (Баренцево, Карское, Лаптевых моря).

Все океанические моря имеют хорошую связь с океаном и их гидрологический режим в сильной степени подвержен влиянию океана.

Д анная классификация, как и лю бая другая, является услов­ ной и служит лишь для облегчения описания общих для каждого региона сторон гидрологического режима. Естественно, если в ос­ нову классификации заклады вать другие признаки, например хими­ ческие, биологические или геологические, то регионы могут быть другими.

УМЕРЕННО-ТРОПИЧЕСКИЙ

РЕГИОН

2.1. М О Р Ф О М Е Т Р И Я И К Л И М А Т И Ч Е С К И Е Ф А К Т О Р Ы,

В Л И Я Ю Щ И Е НА Р Е Ж И М

К умеренно-тропическому региону Мирового океана следует отнести основную его часть, за исключением полярных областей, экваториальной и шельфовой зон, а такж е морей. Это позволяет выделить в нем в наиболее четком виде глобальные процессы и формируемую ими основную структуру термохалинных и динами­ ческих полей. Они оказываются не искаженными влиянием мел­ ководья и берегов, в течениях преобладает геострофическая со­ ставляю щ ая. Такие процессы наиболее близко отвечают абстра­ гированным представлениям о них, изложенным в курсах «Физика океана» и «Динамика океана».

При таком выделении региона в него входит примерно 60 % всей площ ади Мирового океана при средней глубине около 4 км.

В северном полушарии, в регион включаются области Атлантиче­ ского и Тихого океанов, расположенные за пределами экватори­ ального региона, а в южном — области Атлантического, Тихого и Индийского океанов, расположенные между границами экватори­ ального и полярного регионов.

Несмотря на значительную среднюю глубину региона во всех трех его океанах имеются как большие поднятия, так и глубокие котловины, обусловливающие неровности рельефа дна, которые влияют на гидрологические процессы, по крайней мере глубин­ ных слоев. Характерной чертой рельефа дна является наличие крупных хребтов, преимущественно вытянутых в меридиональном направлении (рис. 2.1). К наиболее значительным из них можно отнести Северо-Атлантический и Ю жно-Атлантический хребты, Аравийско-Индийский хребет и его продолжение Западно-И ндий­ ский и Центрально-Индийский хребты, Восточно-Индийский хре­ бет, а в Тихом океане — Гавайский хребет и его продолжение че­ рез острова Центральные Полинезийские и Туамоту. В южном полушарии выделяется Восточно-Тихоокеанское поднятие. П о­ мимо отмеченных имеются менее крупные хребты и поднятия.

Основные хребты делят океаны на части, в каждой из которых имеются котловины с глубинами более 5 км. К наиболее обшир­ ным из них относятся Северо-Американская, Бразильская и Ар­ гентинская котловины в западной части Атлантического океана и Канарская* Ангольская и Капская котловины — в восточной.

В Индийском океане выделяется 7 крупных котловин: М адагас­ карская, М озамбикская, Агульяс, Ц ентральная, Крозе, ЗападноАвстралийская и Ю жно-Австралийская.

З ап ад н ая часть Тихого океана в северном полушарии вся глу­ бокая и в ней довольно условно выделяется Северо-Западная кот­ ловина, переходящ ая в Центральную, а южнее экваториальной зоны располож ена обширная Ю жно-Тихоокеанская котловина.

Основную долю площади восточной части океана занимает Се­ веро-Восточная котловина.

В отличие от других океанов рельеф дна западной периферии Тихого океана чрезвычайно пересеченный. Здесь многочисленные поднятия, образующие гряды островов, послужили естественными границами морей. Около поднятий расположены глубоководные впадины.

Д л я таких больших акваторий, как умеренно-тропический ре­ гион, только приливообразующие силы и ускорение Кориолиса не зависят от гидрологического режима региона. Все остальные факторы, вклю чая суммарную радиацию, осадки, атмосферное давление, в той или иной степени прямо или косвенно' зависят от температуры поверхности океана, которая в первую очередь яв­ ляется функцией теплообмена с атмосферой. Поэтому' рассмотре­ ние климатических факторов необходимо начинать с характери ­ стики теплового баланса.

В связи с большой пространственной протяженностью региона в нем имеет место сильная изменчивость основной приходной со­ ставляющей баланса — суммарной радиации. В целом она в наи­ меньшей степени зависит от теплового состояния океана. Однако, если учесть, что температура поверхности океана через упругость насыщения водяных паров, влияет на интенсивность испарения, а последнее на облачность, то оказывается, что д аж е суммарная радиация Q не является внешним фактором. Конечно, облач­ ность в большей степени определяется крупномасштабными атмо­ сферными процессами, а не только локальным испарением. Но ее зависимость от испарившейся влаги не вызывает сомнений.

Влияние облачности приводит к тому, что зональный характер хода среднего годового потока суммарной радиации над океанами несколько нарушается. М аксимальное его значение, достигающее 830 кД ж /(см 2-год), отмечено не на экваторе, а несколько южнее (до 10° ю. ш.), где меньше облачность. К высоким широтам ре­ гиона Q постепенно уменьшается, примерно вдвое. Особенно большое изменение Q от экватора к высоким широтам происходит зимой, когда приток коротковолновой радиации уменьшается от 67 к Д ж /(с м 2-мес) в экваториальной зоне практически до нуля у полярных границ региона. Летом эта разница исчезает из-за того, что в высоких широтах увеличивается продолжительность светлого времени суток.

Эффективное излучение поверхности океана Fu сильнее, чем суммарная радиация, зависит от его температуры, но изменчи­ вость Fn по широте оказывается меньшей, чем Q. Это связано с тем, что изменение как излучения океанической поверхности, так и противоизлучения атмосферы в зависимости от температуры океана происходит в одну и ту же сторону. Это ясно видно из формул (1.7) и- (1.8). Поэтому радиационный баланс океана Б в общем имеет такой же широтный и сезонный ход, как и сум­ марная радиация, и его при рассмотрении теплового состояния океана считают часто внешним фактором.

Из табл. 2.1 видно, что среднее годовое значение радиацион­ ного баланса повсюду положительное. Это означает, что основ­ ной поток тепла приносит в океан солнечное излучение. Больш ая часть этого тепла, или даж е все тепло, расходуется на компенса­ цию затрат тепла на испарение.

Таблица 2.1 С р ед н и е п о ш иротны м зо н а м М и р ового о к еа н а зн ачен ия сост ав л я ю щ и х т еп л о в о го б а л а н са, к Д ж / ( с м 2- г о д )

–  –  –

10-0° К 40-30° С 60-50°

–  –  –

— 78 7 — 116 —4 81 — 127 О

–  –  –

Л О О С С

–  –  –

Рис. 2.1. Основные формы рельефа дна Мирового океана [36].

А тл ан ти ч ески й о кеан. К отловины : / — Л а б р а д о р с к а я, I I — Н ь ю ф ау н д л е н д с к а я, I I I — С евероА м е р и к ан с к ая, I V — Г в и а н с к а я, I / — Б р а з и л ь с к а я, VI — А рген ти н ская, "VII — Ю ж н о-А н тиль­ с к а я, VI I I — З а п а д н о -Е в р о п е й ск ая, I X — И б е р и й с к ая, X — К а н а р с к а я, X I — З ел ен ого М ы са, X I I — С ьер р а-Л ео н е, X I I I — Г в и н ей ская, X I V — А н го л ьская, X V — К а п с к а я, X V I — А ф р и кан ­ с ко -А н тар кти ч еск ая ; хр ебты : У— Р е й к ья н е с, 2 — С еверо-А тлан ти чески й, 3 — Ю ж н о-А тл анти ­ ческий, 4 — К итовы й, 5 — А ф ри кан ско -А н тар кти чески й, б — Ю ж но-А нтильский.

И нд и й ск и й о кеан. К отловины : / — р а в и й с к а я, I I — С о м ал и й ск ая, I I I — М а д а г а с к а р с к а я,

-А J V — М о за м б и к ск ая, V — А гу л ьяс, VI — Ц е н т р а л ь н а я, VI I — К розе, VI I I — З а п а д н о -А в с т р а ­ л и й с к а я, I X — Ю ж н о -А в стр ал и й ск ая, X — А в стр ал о -А н тар кти ч еская; хребты : 1 — М ал ьд и в ­ ский, 2 — А рави й ско -И н ди й ски й, 3 — М аскар ен ски й, 4 — М ад а га с к а р с к и й, 5 — З а п а д н о -И н д и й ­ ский, 6 — В осточно-И н ди йски й, 7 — З а п ад н о -А встр ал и й ски й, 8 — Ц ен трал ьн ои н ди й ски й, 9 — К ергелен, 1 0 — А встр ал о -А н тар кти ч еско е поднятие.

Гихий о кеан. К отловины : / — Ф ил и пп ин ская, I I — З а п а д н о -К а р о л и н с к а я, I I I — Восточно*Кар о л и н с к а я, I V — Ф и д ж и й с к а я, V — Т а с м а н о в а, VI — С ев е р о -З а п а д н а я, VI I — С еверо-В осточ­ н а я, VI I I — Ц е н т р а л ь н а я, I X — В о сто ч н ая, X — Ю ж н а я, X I — П е р у ан с к ая, Я /7 — Б е л л и н с га у ­ зе н а ; хребты : I — С ев ер о -З а п а д н ы й, 2 — Г авай ски й, 3 — В осточно-Т ихоокеан ское п одн яти е, 4 — Ю ж н о -Т их о о кеанско е поднятие.

Испарение И не является внешним к океану процессом. М асса испарившейся влаги зависит как от температуры поверхности океана, так и от влажности воздуха. Поэтому испарение в сред­ нем растет не только от высоких широт к низким, но и имеет по­ вышенные значения в западной части океанов, куда поступает с западным ведущим потоком более сухой воздух с материков.

Однако, несмотря на длительное нахождение над океаном и посто­ янное получение от него влаги, воздух д аж е в приводном слое на больших пространствах не достигает насыщенного состояния из-за постоянного оттока влаги вверх. В антициклонах понижению влажности способствуют нисходящие потоки сухого воздуха, в результате чего в этих областях испарение оказывается повы­ шенным..

Т акая зависимость испарения от температуры океана и термо­ гидродинамического состояния атмосферы определяет его как внутренний процесс при взаимодействии атмосферы и океана. П о­ этому значение испарения должно определяться совместно с тем­ пературой океана и основными параметрами состояния атмо­ сферы. Это делается пока в достаточно сложных математических моделях, описывающих совместное поведение атмосферы и ’океана.

В настоящем случае испарение и затраты тепла на него будут полагаться известными, полученными в результате расчетов по наблюденным значениям температуры поверхности океана, в л а ж ­ ности воздуха и скорости ветра. В силу указанных выше причин пространственное распределение годовых значений теплоты испа­ рения имеет широтный ход только при осреднении по широтным поясам (см. табл. 2.1).

Турбулентный теплообмен Фа между атмосферой и океаном, как и испарение, формируется в процессе взаимодействия между этими средами, приспосабливаясь к их тепловому состоянию и влияя на него. В северном полушарии он несколько возрастает с широтой из-за роста площади материков, с которых на океан поступает воздух, имеющий существенно отличную от воды тем ­ пературу. В южном полушарии некоторое увеличение Фа имеет место в зоне субтропических антициклонов.

Н а температуру океанов влияет не какой-либо один из пере­ численных потоков, а их сумма, определяю щ ая результирующий поток тепла между поверхностью и нижележащ ими слоями воды Ф0.

Ф0 = + Фи + Фа. (2.1) Из рис. 2.2 и табл. 2.1 видно, что на большей площади океаны отдают свое тепло в атмосферу. Особенно интенсивно это тепло отдается в зонах теплых течений. Так, в районах Гольфстрима и Куросио теплоотдача превышает 250 кД ж /(см 2-год). Накопление же тепла происходит в основном в экваториальной зоне.

Осадки, выпадающие на поверхность океанов, такж е в прин­ ципе не являю тся полностью внешними факторами, так как при

–  –  –

0Л О О О)

–  –  –

С О О

–  –  –

О О С С

–  –  –

где 8s = 8 -1 0 -4 ( % о ) - 1 ; 8т = 2-1СН К-1 коэффициенты соленостного сж атия и термического расширения воды.

В выражении (2.3) не учтено слагаемое, характеризующ ее различие температур выпадающих осадков и поверхности.океана из-за его малости.

И з результатов расчета Фмо (табл. 2.2) видно, что только, в экваториальной зоне и в умеренных широтах южного полуш а­ рия совместное действие теплообмена с атмосферой и пресного баланса способствует увеличению устойчивости плотностной стра­ тификации поверхностных слоев океанов. В остальных широтных поясах тепло- и влагообмен с атмосферой вызывает уменьшение плотностной устойчивости вод верхнего слоя океана, особенно з а ­ метное в зоне субтропических антициклонов.

Приземное атмосферное давление и связанный с ним ветер относятся к основным климатическим факторам, влияющим на динамику вод. Их характерной особенностью является существо­ вание над большей частью региона квазистационарных антици­ клонов с малыми скоростями ветра. В умеренных, широтах эти барические образования граничат с квазистационарными облас­ тями пониженного давления. Зона их раздела отличается повы­ шенной устойчивостью западных ветров и высокими их скорос­ тями. Эта особенность ветрового режима в первую очередь влияет на поверхностные течения и волны, в связи с чем положение отме­ ченных барических образований и ветер у поверхности океана бу­ дут охарактеризованы при рассмотрении течений.

2.2. ТЕРМОХАЛИННАЯ СТРУКТУРА ВОД

Термохалинная структура вод бассейна определяется дейст­ вием многих факторов. В качестве внешних или частично внешних факторов, помимо морфометрических, обычно выступают теплои влагообмен с атмосферой, а такж е динамика вод. В общем они между собой взаимосвязаны, но в таких больших бассейнах, как океаны, роль бароклинной составляющей циркуляции вод по срав­ нению с ветровой возрастает, особенно за пределами экмановского слоя. Поэтому целесообразно начинать рассмотрение гидро­ логических характеристик с термохалинной структуры.

Соленость представляет собой наиболее консервативную гид­ рологическую характеристику, слабо меняющуюся в сезонном ходе. Она формировалась в течение миллионов лет, и в резуль­ тате водообмена между океанами произошло более или менее р ав­ номерное распределение как солевого состава, так и концентра­ зз 3 З а к а з № 427 ции солей в водах Мирового океана. Об этом свидетельствует со­ леность глубинных вод. В Атлантическом океане она колеблется от 34,65 до 34,95 %0, в Индийском - от 34,65 до 34,75 %0 и в Ти­ х о м — от 34,65 до 34,75 %0 [36]. В еще меньших пределах меня­ ется соленость придонных вод в этих океанах. М аксимального значения 34,9 % она достигает на севере Атлантического океана,, о а минимального 34,65 % — на юге Индийского океана. Но в верх­ о них слоях океанов соленость существенно меняется в первую оче­ редь под влиянием влагообмена с атмосферой.

В уравнении баланса соли (1.21) показана аналитическая связь солености с потоком соли ф0. Наиболее заметно она прояв­ ляется, если уравнение баланса составляется не на всю глубину океана, а только на его верхний слой h, толщина которого зависит от глубины распространения сезонных изменений как солености, так и температуры. Часто такой слой называю т «деятельным» по аналогии с таковыми на суше. Он обычно бывает равным зимнему слою конвективного перемешивания или немного больше его за счет диффузии. В данном регионе он составляет примерно 0,2— 0,3 км. В области антициклонической циркуляции и з-за'н и сход я­ щих движений h увеличивается до 0,4 км, а в районах диверген­ ций восходящие движения поднимают границу слоя до 0,2 км.

Сопоставление значений потока солей ф0, приведенных в табл. 2.2, с отклонениями солености поверхностных вод океанов по широтным поясам Д5 от средней для поверхности Мирового океана (за исключением полярных областей) 3 = 34,89 %о пока­ зало, что только от 50 до 40° с. ш. знаки ф0 и AS не совпадают.

По-видимому, учет стока речных вод и адвекции распресненных вод из Северного Ледовитого океана должен был бы увеличить долю пресных вод и изменить знак ф0. Во всех остальных зонах превышение притока пресной воды над испарением приводит к понижению солености поверхностных вод океанов, а обратное соотношение — к повышению солености.

М аксимальные значения потоков солей за счет испарения от­ мечаются в зонах субтропических антициклонов, где они приво­ дят к максимальной солености поверхностных вод. Отчетливо вы­ ражен экваториальный минимум солености, обусловленный пас­ сатными дождями и смещенный по максимуму осадков в север­ ное полушарие. Второй минимум солености из-за преобладания осадков над испарением находится в высоких широтах обоих по­ лушарий.

В такой ж е степени зависит изменение солености поверхност­ ных вод отдельных океанов от осолонения или распреснения, обусловленного водообменом с атмосферой (рис. 2.3).

Наибольший приток солей за счет преобладания испарения над осадками отмечен в северной тропической зоне Атлантиче­ ского океана. Здесь ж е наблю дается наиболее высокая соленость поверхностного слоя вод, превышающая в центральной части суб­ тропического антициклонического круговорота 37 %о. Поверхност­ ный слой вод этого океана имеет более высокую среднюю солез* Рис. 2.3. Средняя годовая соленость (°/оо) поверхности океана (/) и годовая разность (см) осадков и испарения (2).

ность по сравнению с Индийским и Тихим океанами в первую оче­ редь из-за повышенного испарения. В Тихом океане из-за пони­ женных значений ф0 средняя соленость поверхностного слоя вод наименьшая. Причем наибольшее понижение S 0 имеет место в се­ верной части Тихого океана, хотя поток ф0 здесь не имеет к а ­ кого-либо минимума по сравнению с южной частью океана. Это различие в солености можно объяснить влиянием речного стока.

В северную часть Тихого океана стекает ежегодно 9 990 км3 реч­ ных вод, в то время как в южную — только 3 130 км3. В переводе на единицу площади это соответствует слою воды в 14,1 см для северной части океана и лишь 3,1 см — для южной. Учет речного стока должен уменьшить ф0 на 0,49 г/(см 2-год) в первом случае и на 0,11 г/(см 2-год) — во втором.

Н а пространственное распределение солености поверхностного слоя вод сильнее, чем на среднее зональное, влияет перенос тече­ ниями вод с соответствующим запасом солей. Это наиболее отчет­ ливо видно по конфигурации изогалин в районе Гольфстрима и Северо-Атлантического течения, Бразильского и Фолклендского течений, в районах распространения речного стока и т.д. (см.

рис. 2.3).

В полном соответствии с сезонным ходом ф0 и изменчивостью течений и речного стока находится сезонная изменчивость соле­ ности. Но в общем она небольшая и в среднем не превышает 0,5 %о. Лишь в районах сильно меняющихся течений и речного стока крупных рек изменения солености достигают нескольких промилле. В основном они находятся в шельфовой зоне. Поэтому в среднем в широтных зонах минимальные значения солености, располагаю тся ближе к материкам, а максимальные — к средин­ ным областям океанов. Но течения могут изменять такое поло­ жение. В частности, Бразильское течение смещает область по­ вышенной солености к берегам Южной Америки.

Температура воды, как и соленость, формировалась в течение тысячелетий. Это достаточно хорошо продемонстрировали числен­ ные расчеты, использовавшие полное уравнение теплопровод­ ности. Естественно, что в истории Земли происходило взаимное приспособление всех характеристик климата планеты и режима океанов, в том числе суммарного теплообмена Ф0 и температуры воды.

Чтобы проследить влияние теплообмена с атмосферой на температуру океана, целесообразно уравнение баланса тепла со­ ставить не для всего объема региона, а только для его верхнего слоя толщиной /г:

\-%-dz = \ ( W W D dz + (k-*T ~ Tm) r + V J c p. (2.4) При осреднении уравнения (2.4) за год левая его часть ста­ новится равной нулю. При этом суммарный теплообмен с атмо­ сферой балансируется горизонтальным макротурбулентным и ад ­ вективным потоками тепла, а такж е теплообменом с нижележащими слоями воды. Обычно второе слагаемое правой части у рав­ нения (2.4) меньше первого и поэтому часто приведенные на рис. 2.2 потоки Ф0 отождествляют с горизонтальным потоком тепла. При этом избыток тепла Ф0 в экваториальной зоне дейст­ вительно в основном переносится вихрями и течениями в более высойие широты, где оно расходуется на компенсацию разности между потоком энтальпии в атмосферу и радиационным балансом океана.

В связи с тем, что знак первого слагаемого в среднем про­ тивоположен знаку последнего, т. е. происходит некоторое пере­ распределение тепла вихрями и течениями в сторону уменьшения контрастов температуры, то поле средней по слою h температуры оказы вается более гладким, чем поле Ф0. Это видно и по полю средней за год температуры поверхности океана (см. рис. 2.2). л При среднем уменьшении температуры воды с ростом широты хорошо ^прослеживается перераспределение тепла крупными т е -/ чениями. В связи с тем, что у западных берегов океанов преоб­ ладаю т переносы поверхностных вод в высокие широты, а у во­ сточных • • в низкие, то в "'западных'" областях океанов темпера­ тура поверхностного слоя воды выше, чем в восточных. Эти ши­ ротные аномалии температуры воды наибольших значений дости­ гают" в Северо-Атлантическом течении, (более 9°С ), в Бенгаль­ ском и Перуанском течениях (—8 °С) [36].

Амплитуда сезонных колебаний температуры верхнего слоя океана находится в непосредственной связи с амплитудой сезон­ ной изменчивости суммарного теплообмена океана с атмосферой и толщины слоя h. Летом прогрев сосредоточен в пределах верх­ него квазиоднородного слоя. Его толщина h обычно определяется из. уравнения баланса механических и архимедовых сил. Первые представляются комбинацией сил, часто вы раж аемых через ско­ рость ветра U, а вторые зависят от потока массы Фм на границах слоя [41]. Приближенно формулу для оценки h можно предста­ вить в виде 2 \3 5} 2р _ _ 2 Рз 61 С/13 h i\U (2 г ф 0 е — s s4o — Ф ык ’ g g I Фмо + ФмА где % ~ 10-8 — безразмерный параметр, зависящий от коэффи­ циента трения и диссипации энергии турбулентности; Фмо и Фмл—значения потока массы на верхней и нижней границах ква­ зиоднородного слоя.

Более полное выражение для h дано в работе [10], но и фор­ мула (2.5) описывает основную зависимость h от главных ф акто­ ров в районах без сильных течений. Результаты расчетов h, Т и S по перечисленным выражениям вполне-удовлетворительно согла­ суются с наблюдениями.

Летом из-за повышенного притока тепла (Ф0 0) и понижен­ ной скорости ветра толщина квазиоднородного слоя в большин­ стве районов не превышает 20—30 м. Д а ж е в пределах субтропи­ ческих антициклонов, где испарение превышает осадки и второе слагаемое знаменателя в уравнении (2.5) составляет 20—40 % от первого и не на много увеличивает к. Этот слой в наибольшей степени прогревается летом, хотя часть тепла уходит из него в подстилающие слои воды.

В холодный период года из-за понижения температуры поверх­ ности океана практически во всей северной или южной частях ре­ гиона развивается конвективное перемешивание, увеличивающее толщину квазиоднородного слоя в несколько раз.

В принципе она вычисляется по уравнениям (1.19), но в том случае, когда тем ­ пература и соленость воды ниже горизонта распространения кон­ векции меняются линейно с глубиной пропорционально градиен­ там Гт и Гв и плотность является линейной функцией от Т и S, решение этих уравнений [7], имеет вид:

–  –  –

ho — толщина верхнего квазиоднородного слоя к началу конвек­ тивного перемешивания (^ = 0).

В высоких широтах региона конвекция развивается в основ­ ном за счет теплопотерь в атмосферу. При этом Ф0 0 и по аб­ солютному значению превышает другие потоки тепла. В низких широтах велика роль уплотнения поверхностных вод в резуль­ тате осолонения при испарении. В субтропических антициклонах на широтах 10—30° отношение 8зф0/( е тФ0/с) на значительных площ адях превышает 0,8.

Увеличение h приводит к более медленному, чем весной и ле­ том, изменению температуры. Это хорошо видно и по уравнению (2.4).

В связи с описанным характером термических процессов наи­ большая амплитуда сезонных колебаний температуры имеет место в слое, равном толщине летнего квазиоднородного слоя. Они наинизшие в тропической зоне и возрастаю т в умеренной зоне. В се­ верном полушарии максимальная амплитуда средней широтной температуры воды (9— 10 °С) примерно на 45° с. ш., а в южном максимум амплитуды (5—6°С) на 30—40° ю. ш.

В связи с преобладанием западного воздушного переноса и муссонности наибольшая сезонная изменчивость температуры воды, достигающ ая 15— 20 °С, имеет место у западных берегов океанов, а пониженный сезонный ход температуры отмечается у во­ сточных берегов.

К более высоким широтам от указанных областей экстрему­ мов, из-за уменьшения изменчивости Ф0, амплитуды сезонного хода температуры воды постепенно уменьшаются.

Перечисленные специфические значения солености и темпера­ туры воды на больших пространствах океанов послужили основа­ нием для выделения поверхностных водных масс. Основные их типы описаны в учебнике «Общая океанология». В зависимости от детализации классификации выделяют большее или меньшее количество водных масс. Так, например, основная для данного региона т р о п и ч е с к а я в о д н а я м а с с а, характеризую щ аяся повышен?

ной температурой и промежуточной соленостью делится в зави­ симости от вертикальных градиентов этих элементов на средин­ ные, северные, южные, восточные и собственно тропические массы [37]. В низких широтах тропическая водная масса граничит с э к ­ в а т о р и а л ь н о й, а в высоких — с с у б т р о п и ч е с к о й. Естественно, что из-за ее большой протяженности диапазон изменений ее темпера­ туры составляет примерно 10 °С (от 18 до 25 °С), а соленость •ме­ няется в пределах от 34,5 до 35,5 % оВ пределах субтропических антициклонов сформировались с у б т р о п и ч е с к и е в о д н ы е м а с с ы, названные в «Общей океанологии»

центральными водными массами. Это наиболее соленые воды с соленостью в Атлантическом океане, превышающей 37 %0, и д и а­ пазоном изменений температуры более 10 °С из-за большой протя­ женности водной массы по широте (см. рис. 2.3).

В более высоких широтах, где преобладает дивергенция вод и положительный пресный баланс, образуются п о в е р х н о с т н ы е в о д ы у м е р е н н ы х ш и р о т. И х чаще называю т субполярными (суб­ антарктические и субарктические). В них, как и в тропических, выделяю т несколько более ограниченно распространенных вод.

Все они отличаются несколько пониженной соленостью, меняю­ щейся в пределах от 34 до 35 %0 и большим сезонным ходом тем­ пературы.

Под поверхностными водами основные пространства региона заняты промежуточными водами пониженной солености. Эти воды формируются на южной и северной перифериях региона. Особенно интенсивно они образуются в зоне антарктической конвергенции.

Здесь происходит смешение вод, расположенных по ее разные сто­ роны. Интенсификации смешения способствует трансфронталь­ ный вихревой перенос вод [16]. Конвергирующие воды в преде­ л ах всей толщи зоны уплотняются и опускаются, продолжая при этом смешиваться. Соленость ядра смеси на глубине около 0,5 км составляет примерно 34,2%0 и температура 3—5°С. К северу об­ разовавш иеся воды распространяются под поверхностными в виде слоя промежуточных вод пониженной солености, заходя в А тлан­ тическом и Тихом океанах в северное полушарие до широты 15— 20°. Язык этих вод, называемых а н т а р к т и ч е с к и м и п р о м е ж у т о ч ­ н ы м и (А П В ), хорошо прослеживается (рис. 2.4) по изогалине 34,6—34,7%о с минимальным значением солености в ядре 34,2 °/с.. ю В пределах этих границ толщина слоя оценивается в 1 км.

Температура опускающихся вод не успевает выровняться с температурой окружающих вод за счет теплообмена, поэтому вертикальный температурный градиент в зоне конвергенции А т лант ический океан

–  –  –

Рис. 2.4. Соленость воды по меридиональному р азр езу Атлантического, Тихого и И ндийского океанов по средним широтным значениям [36].

меньше, чем за ее пределами. Это отражено в вертикальном на­ клоне изотерм (рис. 2.5). Тем не менее отсутствие больших сгу­ щений как изотерм, так и изогалин на периферии АПВ свидетель­ ствует о достаточно интенсивном турбулентном перемешивании ее с окружающими водами, возможно вихрями синоптического масштаба.

В северном полушарии океаны между собой не соединяются и в них нет такой ярко выраженной зоны конвергенции, как в ю ж ­ ном. Конвергенция и смешение вод разной температуры и солек т л а н т и ч е с к и й океан

–  –  –

Рис. 2.5. Температура воды по меридиональному сечению Атлантического, Тихого и И ндийского океанов по средним широтным значениям [36].

ности происходит на северной периферии субтропических антициклонических круговоротов при соприкосновении с водами цикло­ нических круговоротов. В Тихом океане смешение происходит примерно по 45° с. ш. в области субполярного фронта. Здесь сме­ шиваются воды, имеющие на поверхности соленость 33,5 и 34,5 %0 соответственно и температуру от 5 до 15 °С зимой и от 15 до 20 °С летом. В результате смещения условная плотность вод повыша­ ется до at « 26. Ю жнее фронта такую плотность имеют воды.

' лишь на глубине примерно 400 м. Дополнительное уплотнение вод вызывается зимним. охлаждением. Поэтому поверхностные воды в зоне фронта опускаются на глубину, в среднем составляю ­ щую 0,6—0,7 км и продвигаются к югу в виде распресненной про­ слойки с соленостью, повышающейся, от 33,9 до 34,5 °/сю и темпе­, ратурой, возрастающей от 4 до 10 °С. По району происхождения вода называется с у б а р к т и ч е с к о й п р о м е ж у т о ч н о й в о д н о й м а с с о й (СбАПВ) и занимает она основную часть площади северотихо­ океанской части региона, В Атлантическом океане симметрия в термохалинной струк­ туре промежуточных вод нарушается из-за проникновения на се­ веро-восток теплых и соленых вод Северо-Атлантического тече­ ния. Формирующаяся в области субполярного фронта распресненная и холодная водная масса, назы ваем ая с е в е р о а т л а н т и ч е с к о й п р о м е ж у т о ч н о й, попадает в область высокосоленых вод и быстро, трансформируется. Она занимает очень небольшую площадь ю ж­ нее субарктического фронта и на меридиональном разрезе прак­ тически не прослеживается.

Естественно, что таких вод нет в Индийском океане из-за его ограниченности широтой северного тропика.

В североатлантической части региона в области субтропиче­ ского антициклона его промежуточный слой с глубинами от 0,9 км до 1,4 км сформирован с р е д и з е м н о м о р с к и м и в о д а м и повышенной солености и температуры. Очень быстро по выходе из Гибралтар­ ского пролива их соленость и температура понижаются до 36,0 % о и 10 °С. Д алее они так ж е быстро трансформируются, но тем не менее прослеживаются на большой площади.

Примерно такая ж е вода поступает.из Красного моря в север­ ную часть Индийского океана. Н а выходе она смешивается с во­ дами Аденского залива и, опускаясь, распространяется в слое от 0,5 км до 1,2 км. По отношению к окружающим водам она имеет более высокую соленость, поэтому называется к р а с н о м о р с к о ­ а ра в и й ск ой п р о м е ж уто ч н о й вод ной м ассой повы ш енной сол ености.

Детально промежуточные воды рассмотрены в монографии [16]. Общим для региона является то, что все эти воды формиру­ ются на его периферии.

f ' Такж е на периферии региона формируются глубинные воды, в Атлантическом океане представленные с е в е р о а т л а н т и ч е с к о й водной массой. В курсе «Общая океанология» уже отмечалось, 4T0j)Ha образуется зимой из смешивающихся поверхностных вод­ ных масс, переносимых Северо-Атлантическим и Восточно-Грен­ ландским течениями. Более поздние исследования расширяют область ее образования вплоть до северной периферии североат­ лантической антициклонической циркуляции. П редполагается такж е, что некоторый вклад в нее дают средиземноморские про­ межуточные воды [37]. Обширная площадь образования этой водной массы и разнородность исходныхj s o a и процессов ее формированйя обуишЕгош дсшотплго бшпзшую H3MeH4HBocTb~eF^Mnep.aтуры (2—4°С ) и солености (35,1- -34,7 %о). Это наиболее соленые глубинные воды. Они распространяются до глубины 3,5 4 км, тГё." толщина их слоя около 2 км, и занимаю т весь глубинный слой не только атлантической ласти региона, но считается, что они проникают в южные районы Индийского и Тихого океанов.

Северную половину Тихого океана занимает с е в е р о т и х о о к е а н с к а я :

глубинная водная масса. Характер ее формирования примерно" тот же, что и североатлантических глубинных вод, но из-за мень­ шей солености исходных вод ее соленость равна 34,6^—34,7 %0, причем экстремум солености выделяется. Температура этой вод­ ной массы находится в пределах 1—2°С.

Иногда в южном полушарии региона выделяют ю ж н о о к е а н и ­ ч е с к у ю глубинную водную массу, которую считают смесью глу­ бинных североатлантических, красноморских и антарктических вод [36]. Она такж е имеет максимум солености.

Основную часть придонного слоя региона, верхней границей которого считается глубина 4 км, занимает а н т а р к т и ч е с к а я при­ донная водная масса, образую щ аяся в южном полярном регионе, распространяю щ аяся из него во всех трех океанах в северное по­ луш арие и достигающ ая в Атлантическом и Тихом океанах ум е­ ренных широт. Ее соленость (34,7 %о) почти не меняется в преде­ лах региона. Температура менее однородна: она постепенно повышается с юга на север. В Атлантическом океане ее потен­ циальная температура увеличивается примерно от —0,5 до 2°С, а в Тихом и Индийском океанах — от 0 до 1,2 °С. По-видимому, такая неоднородность поля температуры связана с их трансфор­ мацией посредством теплообмена с глубинными водами.

В придонные слои северной периферии Атлантического и Ти­ хого океанов поступают п р и д о н н ы е с е в е р о а т л а н т и ч е с к и е и с е в е ­ р о т и х о о к е а н с к и е водные массы. Они образуются зимой на север­ ной периферии циклонических круговоротов и спускаются к югу в первом океане примерно до 40° с. ш., а во втором — до 35° с. ш.

Их температура (1,2—2,0°С) выше, чем у антарктических при­ донных вод, а у североатлантических и соленость выше (34,9 °/оо).

Таким образом, основной объем вод региона формируется либо на его периферии, либо вообще за его пределами и распростра­ няется в центральные области региона. Это озна!чает, что для со­ хранения баланса массы поверхностные воды должны преиму­ щественно вытекать из региона.

2.3. КРУПНОМАСШТАБНАЯ ЦИРКУЛЯЦИЯ ВОД

Наблюдения показывают, что. скорость и направление течения представляют собой наиболее изменчивые гидрологические харак­ теристики. Д аж е крупные течения не представляют собой устой­ чивых струй. Они непрерывно меандрируют с образованием вих­ рей, размерами в сотни километров, отрывающихся от основной струи и существующих по несколько месяцев. Отмечено, что вихри разного размера возникают не только из меандров фрон­ тальных струйных течений, но и в открытом океане. Пока еще не имеется соответствующего объема наблюдений для получения к а ­ ких-либо обобщенных представлений о повторяемости и движении вихрей и об их влиянии на крупномасштабную циркуляцию вод в океанах. Известно, что энергия вихрей соизмерима с энергией осредненных течений.

О роли вихрей в океанической циркуляции можно судить по вычисленной в работе [47] средней Э и вихревой Эв кинетической энергии течений, приходящейся на единицу массы:

Э = (и + и2)/2;

' Э в = (и'г + v'2 )]2, где и и v — средние многолетние значения зональной и меридио­ нальной составляющих скоростей течений в пятиградусных квад­ ратах, а и ' и v ' — отклонения проекций скоростей от неосредненных их значений.

Вычисления показали, что вихревая кинетическая энергия превышает среднюю. В пределах таких крупных течений как Гольфстрим, Куросио, Сомалийское Э на единицу массы дости­ гает 500 см2/с2, в то время как Эв в этих районах составляет (1— 2) • 103 см2/с2. Примерно таково ж е соотношение между Э и Эв в экваториальной системе течений. Средняя кинетическая энергия других течений на единицу массы, как правило, меньше 200 а л 2!с2, а Э в находится в пределах 600—800 см2/с2. В приведенные при­ меры не входят значения 3 и 5 В Антарктического циркумполяр­ ного течения, по которому нет необходимой для их расчета ин­ формации.

В наиболее полном виде картина циркуляции вод в Мировом океане представлена в работе [4] как по данным наблюдений, так и результатам расчетов. В первом случае в основном исполь­ зовались сведения о дрейфе и сносе судов, а такж е немногочис­ ленные инструментальные измерения течений. Во втором случае циркуляция вод вычислялась по более или менее упрощенным уравнениям движения. Кроме этих методов представление о цир­ куляции вод составлялось на основе наблюдений за различными более или менее консервативными гидрологическими характери­ стиками, из которых больше всего сведений имеется о солености.

Дополнительно привлекались данные о распределении темпера­ туры.

В настоящее время нет еще установившейся точки зрения на основные факторы, вызывающие движение вод верхней сферы океанов. Многие исследователи считают основной движущей си­ лой вод верхних слоев океана в первую очередь ветер, а затем неоднородность нагрева и испарения [4]. В последние годы полу­ чены результаты численных расчетов, на основании которых при­ оритет в формировании циркуляции океанов отдается тепло- и влагообмену с атмосферой, а ветер усиливает или ослабляет термохалинную циркуляцию [30].

Чтобы легче определить роль факторов, вызывающих перенос вод в пределах верхней сферы толщиной h, следует уравнение движения проинтегрировать по вертикали от средней поверхности океана до глубины h h 5 - § f (pv) + P (V • V ) V 4- 2p (w x V) — div тг] dz = r z (h) — h хг (0) — h V+ pg'O — g \ j (h — z )s jp d z, — ( Pa (2.7 ) о где v — вектор скорости течения; тг — тензор горизонтальных им­ пульсов напряжений; хг — поток количества движения вдоль вер­ тикальной оси.

Н а основании средних значений скорости ветра над океанами, денивеляции уровня океана и плотности вод в пределах слоя h оказывается, что член тг (0) по крайней мере на порядок меньше каждого из двух последних слагаемых. Поэтому есть основание считать природу течений верхней сферы океанов в основном баро­ клинной. Ветровая циркуляция оказывается наиболее заметной только в пределах экмановского слоя трения. Поскольку система­ тизированы наблюдения лишь за поверхностными течениями, то и сопоставляться с ними могут результаты расчетов циркуляции верхних горизонтов океана, в которых велик вклад ветровой со­ ставляющей. Вычисленная циркуляция промежуточных и более глубоких слоев океана может пока проверяться чисто качественно по полям температуры и солености.

К настоящему времени имеется очень немного расчетов цир­ куляции океана- с одновременным вычислением полей темпера­ туры и солености, т.е. с учетом, подстройки поля плотности воды, которая в основном обусловливает глубинные течения. М алочис­ ленность таких экспериментов вы звана не только требованиями очень большой мощности ЭВМ, длительностью вычислений из-за медленной подстройки полей плотности и течений, но и накопле­ нием ошибок, возникающих из-за приближенного характера чис­ ленных решений. Пока еще в этих экспериментах не воспроизво­ дится вихревой перенос, роль которого отмечалась выше. Поэтому такое моделирование пока воспроизводит лишь самые крупные черты циркуляции океана, представляя ее в довольно сглаж ен­ ном виде.

Гораздо чаще для воспроизведения циркуляции используются диагностические модели, в которых поле плотности полагается известным. При этом в большинстве случаев течения полагаются установившимися и в уравнениях типа (2.7) не принимаются во внимание нестационарный и адвективный члены. Это вполне обоснованно, так как течения в данном регионе квазигеострофинны. Поэтому при описании таких течений за пределами верх­ него слоя океана можно пользоваться динамическим рельефом со­ ответствующих поверхностей. Основные представления о цирку­ ляции вод Мирового океана пока на этом и основаны. 'Естест­ венно, что поверхностные течения из-за дрейфовой составляющей могут не совпадать с вычисленными таким способом (рис. 2.6).

Приведенные на рис. 2.6 данные наблюдений достаточно ясно показывают существование в районах квазистационарных атм о­ сферных антициклонов антициклонических круговоротов вод, а в районах квазистационарного пониженного атмосферного д а в ­ ления отмечены циклонические круговороты вод. Это субтропи­ ческие антициклонические циркуляции: североатлантическая, ю ж ­ ноатлантическая, северотихоокеанская и южнотихоокеанская, ю ж ­ ноиндийская. В их центральных частях уровень почти на 1 м выше, чем на периферии. Слабее выражены квазистационарные циклонические циркуляции в районах исландского и алеутского минимумов. Все круговороты асимметричны. Течения в их зап ад ­ ных частях сильнее, чем в восточных. Особенно хорошо эта з а ­ падная интенсификация течений заметна в субтропических анти­ циклонах. Природа ее чаще всего связывается с ^-эффектом.

I— В Атлантическом и Тихом океанах хорошо вы раж ена пассатная циркуляция вод. В Индийском океане она затуш евывается муссонной циркуляцией. Зимой в период преобладания северовосточных ветров с Азиатского материка происходит усиление з а ­ падного переноса вод севернее экватора. Этот поток аналогичен Северному Пассатному течению. Но в летний период при преоб­ ладании юго-западных ветров движение вод севернее экватора меняется на обратное, т. е. на восточное. Т акая зависимость пе­ ремещения вод от направленности ветра свидетельствует о ее [ дрейфовой природе.

Оценка не только порядков величин членов уравнения (2.6), но и результатов расчетов по нему показала, что поверхностная циркуляция вод примерно на 80 % обусловлена действием ветра, но уж е в нижних слоях поверхностных вод вклад плотностной со­ ставляющей увеличивается до 70 % [37]. Поэтому перечисленные циркуляционные системы вызваны не только действием ветра, хотя его роль в переносе вод очень велика. Об этом свидетель­ ствует то, что в среднем скорость поверхностного течения в 2— 3 р аза больше, чем за пределами экмановского слоя.

Во всех циркуляционных системах средняя скорость течения увеличивается от центра, где она не превышает 5 см/с, к. пери­ ферии. Интенсивные струи этой периферийной циркуляции, про­ никающие д аж е за пределы поверхностных водных масс, вы деля­ ются как постоянные течения. В приэкваториальной периферии всех субтропических антициклонов выделяются Ю жные и Север­ ные Пассатные течения, простирающиеся на глубину более 1 км.

Уже по толщине слоя эти течения нельзя причислить к чисто вет­ ровым. Подробнее они будут рассмотрены при описании эквато­ риального региона, где их роль особенно велика.

Ol S 081 ОL б I—' Основная масса переносимых пассатами вод у восточных берегов континентов создает подъем уровня и расходится в север­ ном и южном направлениях (см. рис. 2.6). Дополнительное влия­ ние на такое отклонение потоков вод оказывает ветер западных периферий субтропических антициклонов. В результате формиру­ ются такие сильные течения, как Гольфстрим и Бразильское в Атлантическом океане, Сомалийское и М озамбикское в Индий­ ском океане, Куросио и более слабое Восточно-Австралийское в Тихом океане. И х часто называю т западными пограничными течениями. Их средняя скорость у поверхности составляет 25— 50 см/с при высокой устойчивости, превышающей 50—75% [37].

Наиболее мощным является Гольфстрим в результате слияния Флоридского и Антильского течений, после которого расход до­ стигает 100 Св, и оно по скоростям хорошо прослеживается до глубины 1— 1,5 км, а по температуре — еще глубже, вплоть до 3 км. Т акая интенсивность течения вы звана тем, что ему дают начало не только воды Северного Пассатного течения, но и часть вод Ю жного Пассатного течения, переносу которых на север Гви­ анским течением благоприятствуют очертания берега Южной 'I Америки.

Куросио переносит в 2 раза меньше вод, чем Гольфстрим, а остальные — в 3— 5 раз меньше.

В умеренных широтах эти течения вливаются в - поток вод высокоширотной периферии антициклонических циркуляций. Это Северо-Атлантическое и Северо-Тихоокеанское течения, явл я­ ющиеся одновременно периферией исландской и алеутской цикло­ нических циркуляций, а такж е южноокеанические течения. Они более «распластанные», скорость их у поверхности уменьшается до 10—20 см/с, а у южноокеанических — даж е до 5— 10 см/с.

Уменьшается и их устойчивость до 25 % и менее. Часть вод севе­ роокеанических течений выносится в высокие широты, а южно­ океанских— вливается в Антарктическое циркумполярное течение (АЦТ),, создавая таким образом условия для поступления бо­ лее глубинных водных масс в данный регион.

С востока антициклонические циркуляции замыкаю тся пото­ ками воды, движущимися в сторону низких широт. Их принято называть восточными пограничными течениями. В Атлантическом океане их составляют Канарское и Бенгельское течения, в И н­ дийском — Западно-Австралийское, в Тихом — Калифорнийское и Перуанское. Они более слабые, чем западные пограничные те­ чения. В них скорость у поверхности в среднем не более 20 см/с и устойчивость течений колеблется в пределах 25—75 % [37].

Перенос вод такж е не превышает 20 Св в каждом.

Наиболее мощное в регионе Антарктическое циркумполяр­ ное течение с расходом порядка 150 Св может рассматриваться как дальняя периферия всех трех южных антициклонических цир­ куляций и циклонических циркуляций в южном полярном ре­ гионе. Воды этих систем питают АЦТ. Кроме того, понижение уровня океана к югу, хорошо заметное на рис. 2.6, вызывает з а ­ падный перенос вод. В результате образуется довольно устойчи­ вое (25—50 %) восточное кольцевое течение шириной 1000— 1500 км со скоростями поверхности океана 20—30 см/с. Часть вод АЦТ возвращ ается в субтропические циркуляции через восточные пограничные течения.

Все перечисленные крупные циркуляционные системы наибо­ лее устойчивы в пределах распространения поверхностных вод­ ных масс. Уже в слое промежуточных вод они существенно осла­ бевают. Динамическая топография свидетельствует о том, что к глубине 1 км только АЦТ сохраняет свое положение, хотя ско­ рость его уменьшается до 5—10 см/с, субтропические антициклонические круговороты разделяю тся на более мелкие слабые цир­ куляции с заметной меридиональной составляющей, а субполяр­ ные циклонические системы практически не прослеживаются.

Если рельеф дна в движении поверхнос'тных вод затуш евы ва­ ется ветровыми и термохалинными эффектами, то на глубине 1 км проявляется тенденция к усилению антициклоничности цир­ куляции над котловинами и циклоничности — над хребтами [4].

В целом количество замкнутых циркуляций в промежуточном слое океана больше, чем в поверхностном. Их совокупным дейст­ вием обусловлено распространение промежуточных водных масс, описанных в предыдущем параграфе.

Данных по циркуляции глубинных и придонных вод, входя­ щих в нижнюю сферу существенно меньше, чем для верхней сферы, включающей в себя поверхностные и промежуточные воды.

В основном картина движения вод здесь составлена по характеру распределения температуры и солености, послуживших основой и для карт динамической топографии. Общим в циркуляции верх­ ней и нижней сфер океанов остается только Антарктическое цир­ кумполярное течение, которое проникает до дна и меняет свое направление, сообразуясь с характером рельефа. Д л я этой сферы, как и для верхней, такж е характерным является существование круговоротов вод, но они не так четко выражены, как в верхней сфере, меньше по размерам, и в них в среднем прослеживается некоторая вытянутость в меридиональном направлении.

Рельеф дна изменяет вид циркуляции, возникающий под влия­ нием термохалинных факторов. Это изменение, особенно для при­ донных вод, существенно. Так, североатлантические и антарктиче­ ские придонные воды из областей своего формирования движутся к экватору через систему котловин. При этом вследствие влияния ускорения Кориолиса прослеж ивается тенденция к усилению те­ чений в западных частях океанов, что дает основание их рассм ат­ ривать как западные пограничные глубинные течения.

Циркуляции верхней и нижней сфер океанов не разобщенные.

Они взаимосвязаны через системы вертикальных токов. В первую очередь, это вертикальная конвекция в районах формирования глубинных и придонных вод, затем нисходящие токи в зонах суб­ тропических конвергенций, вертикальные потоки соответствую­ щих направлений в круговоротах вод, обширный подъем вод в воеЗ а к а з N° 427 49 точных пограничных течениях, и т.д. Однако все представления о вертикальных движениях воды в океанах имеют в основном лишь качественный характер, так как все количественные оценки вертикальных скоростей сопряжены с очень большими ошибками.

2.4. В О Л Н Ы И П Р И Л И В Ы В О Т К Р Ы Т О М О К Е А Н Е

Систематические наблюдения за волнением в открытом оке­ ане не проводятся и реж имная характеристика этого гидрологи­ ческого элемента дается по результатам расчетов с использова­ нием формул типа (1.16), (1.17). В качестве исходной информа­ ции при этом используется скорость ветра и длина его разгона, так как другие региональные черты либо вообще не влияют (на­ пример, диапазон больших глубин), либо влияют очень слабо (на­ пример, стратификация океана и атмосферы).

Вследствие сезонной изменчивости скорости ветра летом в каждом полушарии преобладает слабое волнение, в котором вклад волн в 5 и более баллов менее 10.%. Это означает, что волны 50 % -ной обеспеченности высотой примерно в 2,5 м для т а ­ ких скоростей ветра в это время будут иметь на самом деле 5 % ную обеспеченность. Но ближе к полярным широтам даж е летом вероятность такого волнения увеличивается в 3 раза.

Зимой ж е вероятность волнения в 5 и более баллов су­ щественно увеличивается и у тропиков она составляет 20 %, а к полярным широтам возрастает до 40 %, При этом высота волн 5 % -ной обеспеченности вырастает примерно до 2,9—3,4 м. Есте­ ственно, что могут иметь место и более крупные волны. Их веро­ ятность определяется из общих статистических закономерностей, приведенных в учебнике [7] для открытого океана.

Приливы в открытом океане представляют собой более слож ­ ное и зависимое от очертаний океана явление, чем ветровые волны. Известно, что если бы океан покрывал Землю сплошным слоем и был бы лишен инерции, то изменение его уровня под дей­ ствием приливообразующих сил составило бы в сизигию около 80 см, т. е. равнялось бы величине статического прилива. Од­ нако приливное движение воды в океане зависит от региональных очертаний материков и их поглощательно-отражательных свойств.

В результате отклонения в ту или иную сторону движущейся при­ ливной волны, ее трансформации в зависимости от поглощения и отражения на шельфе, изменения скорости движения волны над различными глубинами, а такж е в результате сложения прилив­ ных волн создается сложная картина течений и колебаний уровня, далекая от статического прилива.

Сосредоточение пунктов наблюдений за приливами, на бере­ гах континентов привело к тому, что фактическая информация о приливах в открытом океане очень скудная. Поэтому представ­ ление о характере распространения приливной волны основыва­ ется в основном на результатах расчетов. Полнота получающейся при этом картины приливов и ее достоверность зависят, естест­ венно, от степени учета воздействующих на прилив факторов. П о­ этому результаты расчетов различных авторов не полностью со­ гласуются между собой. О бщ ая картина колебаний уровня океана оказы вается весьма сложной как во времени, так и в простран­ стве. В ней выделяются основные гармоники, каж д ая из которых формирует свое собственное поле колебаний уровня и течений.

В среднем преобладает полусуточная гармоника. В Атлантиче­ ском океане отношение суточных составляющих к полусуточным г) = (/Ci + Oi) / (Л12 + 5г) в среднем составляет 0,1—0,25.

В Индийском и Тихом океанах это отношение несколько больше 0,5 [26]. „ В отдельных районах Мирового океана тип прилива может существенно отличаться от средних характеристик. Вследствие преобладания полусуточных и суточных гармоник прилива харак­ тер распространения колебаний уровня представляется обычно картам и отдельных этих гармоник.

Н а приливной карте полусуточной волны М 2 (рис. 2.7) пред­ ставлены вычисленные значения некоторых характеристик при­ лива. Характер котидалей для других гармоник полусуточного прилива в основных чертах совпадает с их картиной для М 2, од­ нако положение и количество амфидромий несколько меняется.

Величина же прилива гармоники S 2 меньше, чем М2, по крайней мере в 2—3 раза.

В пространственном расположении котидалей суточных гар­ моник такж е много общих черт, но от картины котидалей полу­ суточных гармоник оно отличается существенно.

Существование во всех океанах амфидромических точек сви­ детельствует о том, что формируется не одна приливная волна, а несколько стоячих волн с различным направлением колебаний.

Н а пересечении узловых линий интерферирующих стоячих волн колебания уровня практически отсутствуют, а характер вращ е­ ния гребня волны вокруг амфидромической точки определяется разностью интерферирующих волн.



Pages:   || 2 | 3 | 4 |
Похожие работы:

«МУЛЬТИВАРКА YMC-507WX / YMC 507BX YMC-507BR / YMC 507GX YMC-506WX / YMC-506BX / YMC-506BR / YMC-506GX Інструкція по експлуатації Перед початком експлуатації виробу уважно прочитайте цю інструкцію. Збережіть цю інструкцію multivarka.com.ua До уваги Користувача ! При належному дотриманні умов і правил експлуатації ко...»

«УДК 543.422.25:678.762.2 Вестник СПбГУ. Сер. 4. Т. 3 (61). 2016. Вып. 2 Р. Р. Давлетбаев, Н. Махиянов ОПРЕДЕЛЕНИЕ МОЛЕКУЛЯРНЫХ ХАРАКТЕРИСТИК цис-БУТАДИЕНОВЫХ КАУЧУКОВ С ПОМОЩЬЮ СПЕКТРОСКОПИИ ЯМР Публичное акционерное о...»

«№ 21, август-сентябрь, 2013 Усть-Ленский заповедник газеиа № 21, авгйси-сениякзь, 2013 Эиедизжнная ежееесячная Это интересно У всего есть параметры – ширина, глубина, высота и т.д. Также любой объект и предм...»

«АГО ФЕРЕНЦ Центральноазиатская интеграция: проблема распределения водных ресурсов Диссертация на соискание учёной степени кандидата географических наук Научный руководитель доктор географических наук, Хайду Золтан Республика Венгрия Печ, 2007 СОДЕРЖА...»

«Динамика аффективных политических установок студенчества РГСУ (первая половина 2013 г.) И.Н. Мощенко, И.Ф. Бугаян, М.И. Иванова В конце 2012 и середине 2013 года было проведено два пилотажных анкетирования среди студенчества РГСУ. Всего было опрошено 348 студент...»

«90-летию Центрального Дома Ученых Российской Академии наук посвящается "ТО ПЯТОЕ ВРЕМЯ ГОДА." СБОРНИК ПРОИЗВЕДЕНИЙ ПОЭТОВ И ПРОЗАИКОВ ЛИТЕРАТУРНОГО ОБЪЕДИНЕНИЯ ЦДУ РАН ЛИНОР МОСКВА 2012 СОДЕРЖАНИЕ УДК 82-1 ББК 84 (2Рос=Рус)6-5 Т 50 Под редакцией к....»

«ГОСУДАРСТВЕННЫЙ ТАТАРСТАН КОМИТЕТ РЕСПУБЛИКАСЫНЫ РЕСПУБЛИКИ ТАТАРСТАН ТАРИФЛАР БУЕНЧА ДЛТ ПО ТАРИФАМ КОМИТЕТЫ от 12 сентября 2014 г. № 29-ПР г. Казань УТВЕРЖДАЮ Председатель Государственного комитета Республики Татарстан по тарифам М.Р.Зарипов ПРОТОКОЛ...»

«Ввод начальных остатков, учет уставного капитала В данной лекции мы рассмотрим ввод начальных остатков, сформируем операции по учету уставного капитала. Цель лекции: научиться вводить начальные остатки п...»

«ЧАСТНОЕ УЧРЕЖДЕНИЕ ОБРАЗОВАНИЯ МИНСКИЙ ИНСТИТУТ УПРАВЛЕНИЯ УТВЕРЖДАЮ Ректор Минского института управления Н.В. Суша ""_ 2010 г. Регистрационный № УД-/р. ЗАЩИТА ПРАВ ПОТРЕБИТЕЛЕЙ Учебная программа для специальности...»

«1. КАНАЛИРОВАНИЕ и "ЭФФЕКТ ТЕНЕЙ" Когда заряженные частицы падают на слабоупорядоченный твердый объект, их рассеяние происходит более или менее хаотично, поскольку они сталкиваются с отдельными атомами. Однако, когда мишень представляет собой кристалл и узкий сфокусированный пучок частиц падает на него под определ...»

«Wialon Hosting Данное руководство содержит подробные инструкции по использованию системы спутникового мониторинга Wialon Hosting.1. Базовые понятия 2. Требования к рабочему месту 3. Система мониторинга 3.1 Wialon: быстрый старт 3.2 Интерфейс пользователя 3.3 Инструменты 3.4 Настройки пользователя 3.5 Мониторинг 3.6 Треки 3...»

«Протокол №23/2014 заседания Совета Некоммерческого партнерства "Саморегулируемая организация "Гильдия Строителей Урала" Основание созыва Совета решение Президента Партнерства Некоммерческого партнерства "Саморегулируемая организация "Гильдия Строителей Урала" (далее – Партнерство...»

«ЗАО ГЕОСТРОЙИЗЫСКАНИЯ Генеральный дистрибьютор компаний TOPCON и SOKKIA 107023, Москва, ул.Малая Семеновская, д.9, стр.6 (495) 921-22-08, www.gsi.ru Для тахеометров Sokkia серий CX, 50RX, 30RK,...»

«1 ЧАСТНОЕ ОБРАЗОВАТЕЛЬНОЕ УЧРЕЖДЕНИЕ ВЫСШЕГО ПРОФЕССИОНАЛЬНОГО ОБРАЗОВАНИЯ "АКАДЕМИЯ СОЦИАЛЬНОГО ОБРАЗОВАНИЯ" ОДОБРЕНО УТВЕРЖДЕНО Решением Ученого совета приказом ректора протокол № 9 от 26.05.2014 № 08/07 от 26.05.2014 Рабочая программа дисциплины Б.3.В.ОД.10 Инновационный м...»

«Обзор Print. de, Printdaily.ru и др. за 6-20. 6. 2016г. Следующая Друпа пройдет в Дюссельдорфе с 23.6 по 3.7.2020г вместо 2019года Выставочный комитет выставки Друпа пошел навстречу фирмамэкспонентам, и согласился отменить ранее принятое свое решение о трехлетнем в дальнейшем цикле проведения выставок Друпа(выставкаочень дорогое...»

«MANAS Journal of Engineering MJEN Volume 3 (Issue 2) (2015) Pages 69-78 Универсальный смешанный метод описательной статистики и построения гистограммы Gulnar Suleymanova Krgzistan Trkiye Manas niversitesi, Matematik Anabilim Dal, Bikek, Krgzistan,, gulnara31...»

«–‡ PHOTOMOD 4.4 р„р‡‡ PHOTOMOD DTM РУКОВОДСТВО ПОЛЬЗОВАТЕЛЯ Ракурс, Москва, 2009 1. Модуль PHOTOMOD DTM 2. Установка и запуск программы PHOTOMOD DTM 2.1. Запуск модуля PHOTOMOD DTM в режиме "без проекта" 3. Основные окна программы PHOTOMOD DTM 3.1. 2D Окно 3.1.1. Изменение масштаба изображения 3.1.2. Настройка яркости и контраста 3.1.3. "Прол...»

«ЗарУБежнЫЙ оПЫТ ГоСУдарСТВенноГо УПраВЛениЯ V и МеждУнароднЫе оТноШениЯ М.Е. ДЕЙЧ, к.н.гос.упр., доцент кафедры УДК 351:330.131.5(477) общего и административного менеджмента Донецкий государственный университет упр...»

«База нормативной документации: www.complexdoc.ru Гражданский кодекс Российской Федерации часть первая от 30 ноября 1994 г. N 51-ФЗ, часть вторая от 26 января 1996 г. N 14-ФЗ, часть третья от 26 ноября 2001 г. N 146-ФЗ и часть че...»

«Д. 9. Ч. 1. Переписка начальника Моздокской линии генерал-майора Ф.И. Фабрициана. 1779 г. Л. 1–2431 Почта О работе почты. Л.35 О создании почтовых станций между крепостями Андреевской и Мариинской Л.219об. – 226об. Кабардинское восстание 1779 г. В...»

«Программа коррекционной работы с учащимися МБОУ СОШ №5 Пояснительная записка Программа коррекционной работы разработана в соответствии с требованиями Закона "Об образовании", Федерального государственного образовательного стандарта начального общего обра...»

«Руководство пользователя пакета программного обеспечения для управления сканирующим зондовым микроскопом и обработки изображений ФемтоСкан Онлайн Версия 2.3.89 А. С. Фил...»

«Приморский район http://www.rprim.spb.ru/ Место нахождения. Карта Приморского района Аллея Котельникова Аллея получила название 2 ноября 1973 года в честь Глеба Евгеньевича Котельникова — изобретателя ранцевого парашюта. Название связано с тем, что на Комендантском аэродроме 24 сентября 1910...»

«YYSQ – www.yysq.org www.elmler.net ntellektual-Elektron Kitabxanann tqdimatnda “Gnc elektron elm” N 72 (232014) Sdi Sadiyev Balkan trklrinin dbiyyat Elmi-filoloji monoqrafiya www.kitabxana.net – Milli Virtual-Elektron Kitabxanann e-nri www.elmler.net Virtual nternet Resurs Mrkzi www.elmler.net Virtual nternet Resurs Mrkzinin tqdimatnda “Gnc elektron el...»

«Министерство образования и науки Российской Федерации Федеральное государственное бюджетное образовательное учреждение высшего профессионального образования "Тамбовский государственный университет имени Г.Р.Державина" "Утверждено" Решением Ученого совета ФГБОУ ВПО "Тамбовский государственный университет имени...»

«Межрегиональная общественная организация "Северная природоохранная коалиция" (МРОО "СПОК") ИНН 1001043129 ОГРН 1031002191692 185035, Россия, Республика Карелия, г. Петрозаводск, ул. М. Горького, д. 21в, тел./факс (8-8142) 76-91-15, e-mail: ngospok@gmail.com, http://spok-karelia.ru УТВЕРЖДАЮ Председатель Пр...»

«Права человека Борьба против пыток Изложение фактов № 4 (Rev.1) Никто не должен подвергаться пыткам или жестоким, бесчеловечным или унижающим его достоинство обращению и наказанию. ВСЕОБЩАЯ ДЕКЛАРАЦИЯ ПРАВ ЧЕЛОВЕКА (1948 год, статья 5) МЕЖДУНАРОДНЫЙ ПАКТ О ГРАЖДАНСКИХ И ПО...»

«1 Реферат Выпускная квалификационная работа содержит 89 с., 14 рис., 18 табл., 13 источников. В ВКР объектом разработки является деталь типа "Вал". Цель работы – приобретение навыков и умений в применении знаний по дисциплине "Техн...»

«СПЕЦПРИБОР Сертификат соответствия ТР о пожарной безопасности № С-RU.ПБ25.В.02144 ОКП 43 7111 ИЗВЕЩАТЕЛЬ ПОЖАРНЫЙ ТЕПЛОВОЙ ЛИНЕЙНЫЙ ИП104 "Гранат термокабель" ( GTSW ) РУКОВОДСТВО ПО ЭКСПЛУАТАЦИИ ПАСПОРТ СПР.425212.005 РЭ Казань 2016 СПР.425212.005 РЭ 1 НАЗНАЧЕН...»








 
2017 www.doc.knigi-x.ru - «Бесплатная электронная библиотека - различные документы»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.