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

Pages:     | 1 || 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 2 ] --

По результатам расчетов [20] в Тихом океане характер полу­ суточных приливов представляется как результат суперпозиции двух стоячих колебаний. Первое простирается в меридиональном направлении и в нем выделяются три узловые зоны поперек океана на широте Австралии и Японии, а такж е между ними от побережья Мексики до о. Туамоту. В другой стоячей волне вы деля­ ются две узловые зоны. П ервая из них проходит с севера на юг вдоль побережья Америки, а вторая пересекает океан в его зап ад ­ ной части. Пересечение перечисленных узловых зон приводит к появлению шести амфидромических систем, но северо-западная и юго-восточная амфидромии оказались скомпенсированными противоположным вращением под действием ускорения Корио­ лиса и не проявляются на котидальной карте.

Положение амфидромических узлов в Индийском океане такж е трактуется как пересечение четырех узловых зон двух орМ2 Рис. 2.7. Котидали (сплошная линия) -и амплитуды (м) волны (штриховая) [25].

тогональных стоячих колебаний. Помимо трех (видимых на рис. 2.7) узлов, предполагается существование еще одного выро­ жденного, располагающ егося в Антарктиде.

В сравнительно узком и длинном Атлантическом океане при­ лив приводит к образованию стоячей волны, простирающейся с северо-запада на юго-восток с двумя узловыми зонами в к а ж ­ дом полушарии. Их пересечение с узловыми зонами трех зональ­ ных стоячих волн (одной в южном и двух в северном полушарии) привело к образованию трех (видимых на рис. 2.7) амфидромий..



Существование амфидром.ических систем для других гармоник полусуточного и суточного периода такж е трактуется как супер­ позиция соответствующих стоячих волн.

Численное моделирование приливов [20] позволило устано­ вить, что влияние одного океана на другой проявляется лиш ь в граничных зонах, а в их центральных районах приливы можно рассматривать как собственные. Однако, как видно из рис. 2.7, характер приливных колебаний уровня сильно зависит от конфи­ гурации океана.

По расчетам величина прилива в открытом океане в общем не превышает 1 м и только, при выходе волны на шельф происхо­ дит ее трансформация, приводящ ая в некоторых районах к мно­ гократному-возрастанию прилива.

Г.пя в а

ЭКВАТОРИАЛЬНЫЙ РЕГИОН

3.1. Г Е О Г Р А Ф И Ч Е С К О Е П О Л О Ж Е Н И Е И КЛИМ АТИЧЕСКИЕ Ф АКТОРЫ,

ВЛИ ЯЮ Щ И Е НА РЕЖ И М

–  –  –

где и э = и — (i)Y2/R3 + 2ю2 ; Яз — радиус Земли.

П риравнивание двух последних слагаемых в выражении д л я U с заменой 2 на Я дает Y = ^W R l. (3.2 При тех ж е исходных параметрах полуширина экваториаль­ ного региона при этом будет У « 225 км.

Таким образом, на основании различных соотношений, исполь­ зующих члены уравнения движения с ускорениями Кориолиса,, ширина экваториального региона примерно 400 км.

В метеорологии экваториальный пояс выделяют по характеру годовой изменчивости потока солнечной радиации. Поскольку этот поток является основной приходной составляющей тепловогобаланса океана, то такой принцип можно принимать во внимание и при выделении океанического экваториального региона.

Н а экваторе высота Солнца меняется с полугодовым периодом,, имея максимумы в дни весеннего и осеннего равноденствия и ми­ нимумы — в дни летнего и зимнего солнцестояния. Н а широте тро­ пика (23°27/) высота Солнца меняется с годовым периодом, до­ стигая максимума в день летнего солнцестояния.





В пределах жевсей тропической зоны имеют место обе гармоники. Границу эк­ ваториального региона можно определить как широту, на которой' амплитуды годовой и полугодовой гармоники равны. По чистоастрономическим характеристикам это условие имеет место на широте примерно 6° [9]. В более низких широтах преобладает полугодовой период изменения потока возможной солнечной р а ­ диации, и эту зону относят к экваториальной. В более высоких широтах преобладает годовой период изменчивости потока корот­ коволновой радиации.

Ш ирина экваториального пояса определялась такж е по ши­ роте исчезновения связи между наблюденными скоростью ветра и барическим градиентом [9]. Оказалось, что эта связь начинает появляться на широте около 5°.

Таким образом, по оценкам на основании астрономических и метеорологических параметров ширина экваториального региона оказывается в 2—3 раза больше, чем по уравнению движения ''в о д ы.

Помимо перечисленных параметров, при определении, положе­ ния и ширины экваториального региона необходимо принимать во внимание климатические и океанологические характеристики,, определяющие специфику гидрологического режима региона.

К ним нужно отнести положение экваториальной области пони­ женного. давления, среднее годовое положение оси которого сме­ щено примерно на 5° от экватора в северное полушарие. Вслед­ ствие этого пассаты и вызванные ими течения не вполне симмет­ ричны относительно экватора.

Сезонная изменчивость положения экваториальной зоны пони­ женного атмосферного давления, ветрового п о л я. и очень сильнозависящей от него системы экваториальных течений расширяет границы региона до 10° к северу и к югу от экватора.

55Основанием для такого расширения служит такж е необходи­ мость включения в регион специфических экваториальных проти­ вотечений. Если принять во внимание, что южная и северная струи противотечения располагаю тся в пределах экваториального региона, то его граница отодвигается до 8— 10° к югу и к северу от экватора. При этом площадь региона составляет примерно 16—20 % площади всего Мирового океана. Естественно, что при такой большой площади океанологическая роль экваториального региона значительна.

Экваториальный регион отличается от других рядом клим а­ тических особенностей, влияющих на гидрологический режим, в результате чего последний во всех океанах имеет общие (свое­ образны е) черты, отличающиеся от других регионов.

Почти на всем протяжении региона северной и южной гр а­ ницами являю тся водные пространства, достаточно далекие от материков, которые входят в экваториальный регион только на западны х и восточных границах океанов. Поэтому влияние м ате­ риков на климат региона проявляется в сравнительно небольшой

•прибрежной зоне. Исключением является район Индийского оке­ ан а, на который распространяется северо-восточный муссон с Ази­ атского материка.

Характерной чертой региона является постоянное существова­ ние в нем пониженного по сравнению с окружающими районами приземного атмосферного давления Р а. Эта экваториальная депрессия обусловлена общеклиматическими факторами и в з а ­ висимости от сезонных изменений атмосферного давления в умеренных широтах смещается в летнее полушарие почти до тропиков, особенно над материками, но в среднем за год ось де­ прессии располагается в северном полушарии на широте при­ мерно 5°.

В соответствии с сезонной миграцией зоны барической депрес­ сии происходит смещение пассатов относительно экватора. В ян­ варе северо-восточный пассат достигает экватора, а в июле юговосточный пассат распространяется в северное полушарие в сред­ нем до 10°.

В Индийском океане пассатная система ветров искаж ается муссоном. Зимой он имеет то же направление, что и северовосточный пассат, в результате чего происходит его усиление.

Летний юго-западный муссон существенно искаж ает пассатную систему ветров, а в период наибольшего развития, вообще преоб­ ладает над северо-восточным пассатом.

Вся система ветров экваториального региона, обладаю щ ая большой устойчивостью и регулярностью смены, приводит к устой­ чивому дрейфовому переносу вод во всем регионе, что отра­ ж ается на его гидрологическом режиме.

Поток солнечной радиации в течение года в регионе меняется незначительно. Если в декабре поток суммарной радиации со­ ставляет 55—65 кД ж /(см 2-мес), то к июню он только в Индий­ ском океане и западной части Тихого океана убывает до 45— 50 к Д ж /(с м 2-мес), а в остальной части региона существенно не меняется. С лабая изменчивость приходной статьи теплового б а ­ ланса океана определяет такую же слабую изменчивость и рас­ ходных статей баланса.

Вследствие достаточно большой однородности трансформиро­ ванного над океаном воздуха мало меняется во времени и в прост­ ранстве эффективное излучение океана. Все это приводит к боль­ шому постоянству радиационного баланса океана, составляющему 38—42 кД ж /(см 2-мес) [38].

Больш ая часть лучистого притока тепла в этом регионе в те­ чение всего года расходуется на испарение. Хотя насыщенность воздуха влагой в этой зоне больш ая и относительная влаж ность около 8 0 %, тем не менее дефицит влажности из-за высоких тем ­ ператур воды и воздуха значительный и за год с различных рай­ онов испаряется от 163 см до 194 см слоя воды при среднем зн а­ чении 175 см. Это требует в среднем затрат тепла 437 кД ж /(см 2Х X го д ), что составляет примерно 80 % радиационного баланса.

Но в пространстве и во времени затраты тепла на испарение ме­ няются гораздо сильнее, чем радиационный баланс.

Вследствие термической трансформации температура воздуха близка к температуре поверхности океана, турбулентный поток тепла в атмосферу небольшой, примерно 5 % радиационного б а­ ланса, и так же, как испарение, сильно меняется.

В целом затраты тепла на испарение и турбулентный тепло­ обмен с атмосферой оказываю тся меньше радиационного баланса,, поэтому во всем экваториальном регионе постоянно происходит отток излишка преобразованной в энтальпию поглощенной водой лучистой энергии от поверхности вглубь. В среднем, как это сле­ дует из приведенных оценок для перечисленных составляющих теплового баланса океана, в экваториальном регионе поток Ф0 составляет 15 %~ радиационного баланса. Но распределен он в ре­ гионе очень неравномерно. Наибольшие его значения отмечаются в восточной части Тихого и Атлантического океанов, в централь­ ной части Индийского океана (см. рис. 2.2). Поскольку непо­ средственных наблюдений Ф0 не производится и этот поток нахо­ дится как остаточный член теплового баланса поверхности оке­ ана, то его неравномерность в основном обусловлена неравно­ мерностью распределения испарения: где оно минимально, там максимален поток Ф0.

Климатической особенностью экваториального региона М иро­ вого океана является сходимость пассатных воздушных потоков, преобладание из-за этого восходящих движений воздуха и как следствие выпадение большого количества осадков в течение всего года. В среднем по всему региону за год вы падает слой осадков в 191 см. Это на 16 см больше, чем испаряется. Таким образом, экваториальный регион характеризуется избытком по­ ступающей пресной воды, влияющей на соленость поверхностных вод и уровень океана.

В пространственном отношении разность осадков и испарения распределена весьма неоднородно. Максимум 0 + Я = Д нахо­ дится в западной части Тихого океана и достигает здесь значе­ ний 240 см (см. рис. 2.3). К востоку At, уменьшается до 40 см, а в центральной части зоны этого океана даж е становится отри­ цательной.

К западу смещена область повышенных значений Д, дости­ гаю щ ая 120 см, и в Атлантическом океане. В Индийском океане повышенные значения Д?» 160 см находятся в восточной части региона. Это объясняется проникновением области максимума осадков из Тихого океана.

Таким образом, экваториальный регион Мирового океана вы ­ деляется специфическим ветровым режимом, круглогодичным по­ ступлением тепла в океан, преобладанием осадков над испаре­ нием и малой изменчивостью этих метеорологических элементов в течение года.

3.2. Т Е Р М О Х А Л И Н Н А Я С Т Р У К Т У Р А В О Д

Специфика полей температуры и солености в экваториальном регионе обусловлена тем, что преобладание осадков над испаре­ нием и постоянный поток тепла от поверхности вниз привели к образованию сравнительно тонкого слоя воды пониженной плот­ ности. Собственно экваториальная поверхностная водная масса формируется в процессе ее движения из вод, приносимых пасса­ тами из субтропических антициклонов, из поднимающихся в зонах дивергенции и- апвеллинга промежуточных вод и вод противотече­ ний. Поэтому пространственная ее структура оказывается неод­ нородной. В ней выделяется верхний квазиоднородный слой, тол­ щина которого h зависит как от интенсивности турбулентного пе­ ремешивания, пропорционального динамической скорости в воде v *, так и от потоков тепла и соли. Значение h может быть вы ра­ жено формулой (2.5), которая без учета обмена субстанциями с подстилающими водами представляется в виде h = (2р7fif) {! I U |7[yioIc + eSpS„ (О + Я )]}. (3.3) При тех потоках тепла Ф0, осадков О и испарения И, которые характерны для экваториального региона и приведены в преды­ дущей главе, толщина квазиоднородного слоя при скоростях ветра 3—5 м/с составляет 20— 100 м. Однородность распределе­ ния солености по вертикали позволяет приближенно оценить ее значение на основании уравнения баланса солей, полагая, что постоянное распреснение компенсируется притоком солей от ниже­ леж ащ их слоев воды ф2 и за счет горизонтальной макромас­ штабной диффузии солей срг 5 0(О + Я)У р = ф2Г + фг/г. (3.4) Поскольку соленость воды вдоль экваториального региона ме­ няется слабо, то адвекцию солей течениями можно в первом при­ ближении не учитывать. В уравнении баланса солей (3.4) учтено, что осадки, испарение и турбулентная диффузия солей от подстилающих слоев воды имеют место на всей ширине эквато­ риального региона 2 Y при ее единичной длине, а боковая диффу­ зия солей в эту зону происходит только по периферии квазиодно­ родного слоя толщиной h.

Д л я грубых оценок потоков солей можно принять:

ф2 = (pkJAz) (Sz — S0 );

фг = (Р^Г/Аг/) (Sr — S0), (3.5) где S z и Sr — соленость на расстоянии Az и Ду от границ квази­ однородного слоя зоны.

Подстановка выражений потоков солей в уравнение баланса (3.4) и его решение относительно So приводит к выражению S0= (Sz + S rK Azh/(kz А у У Ш + К Azhj(kz At/У) + A z (О + Я )/6г].

(3.6) Если использовать средние для экваториального региона от 5° с. ш. до 5° ю. ш. значения р (О + Щ = 4 2,2 г/(см 2-год), S z — = 35,15 % о на глубине 150 м и Sr=35,09%o на расстояниях А у ~ л;1,5-103 км от границ этой зоны, то при kz— \ см2/с и К = = 104 м2/с оказывается, что S0 ~ 34,7 % т. е. близка к солености, 0, определенной по наблюдениям.

Глубина 150 м для определения граничного значения соле­ ности вы брана потому, что примерно на этом горизонте соле­ ность достигает максимума. Расстояние Ду не должно быть малым, так как рассматривается макромасштабный турбулентный пере­ нос солености.

К сожалению, интенсивность турбулентного переноса солей как из глубины океана, так и по его горизонтали пока не опреде­ ляется с надлежащ ей точностью. Поэтому в данном случае в ка­ честве kz и К использованы их характерные для океана значения.

В связи с этим точность оценок So не может быть высокой.

Н а основании формулы (3.6) можно лишь рассматривать вклад различных факторов в формирование солености экватори­ ального квазистационарного слоя.

В связи с неоднородностью осадков, испарения и солености окружающих вод соленость квазиоднородного слоя на разных участках экваториального региона различна. Н аибольш ая она Jb Атлантическом океане и наименьшая — в Тихом. В среднем это : различие составляет 0,9 %о. Сезонный ход солености зависит в осi новном от изменчивости осадков и испарения. В целом для эква­ ториального региона он практически отсутствует.

З а пределами квазиоднородного слоя в галоклине до глубины 100—200 м соленость в результате адвекции несколько повыша­ ется, а затем понижается до значений солености промежуточных вод.

В противоположность солености температура воды в квазистащионарном слое наивысшая, так как основной поток тепла посту­ пает со стороны атмосферы. В связи с малыми сезонными ампли­ тудами температуры, не превышающими 1—2° С, и малой измен­ чивостью температуры поверхностного слоя вдоль региона, такж е :не превышающей 1—2°С, за исключением прибрежных восточных районов океанов, где из-за апвеллинга отмечается понижение температуры, можно считать, что экваториальная поверхностная вода находится в термически стационарном состоянии. Это озна­ чает, что существует равновесие между притоком и оттоком тепла, которое можно выразить уравнением теплового баланса.для объема воды толщиной h, шириной через весь экваториаль­ ный регион 2 Y и единичной длины

–  –  –

где Ау и А2 — расстояния от внешних границ квазиоднородного сл о я в экваториальном регионе по горизонтали и вертикали соот­ ветственно до участков с известной температурой Гг и Тг\ а т а та 0,062 К - 1— множитель показателя экспоненты в формуле Магшуса; г относительная влажность воздуха.

— Подстановка перечисленных выражений в уравнение тепло­ вого баланса и решение его относительно Г0 дает

–  –  –

Рис. 3.1. Характерное изменение тем ­ пературы и солености с глубиной в экваториальной зон е [36].

Анализ вы ражения (3.8) показывает, что То сравнительно мало меняется при изменении большинства параметров в довольно ши­ роких пределах. Так, например, при изменении ветра на 1 м/с в ту или другую сторону температура Т0 меняется на ± 0, 4 Ч В еще С.

меньшей степени влияет на 7V относительная влажность воздуха и совсем мало проявляется изменение интенсивности горизонталь­ ной макромасштабной турбулентности. Последнее зависит от м а­ лого вклада горизонтального макротурбулентного теплообмена в общий тепловой баланс экваториального региона.

Н аиболее сильно на температуру квазиоднородного слоя влияет поступление в него лучистого потока тепла и затраты тепла на испарение, зависящие от температуры воздуха. Сезон­ ный ход этих характеристик в экваториальном регионе очень не­ большой, а поэтому амплитуда изменчивости температуры квази­ однородного слоя в течение года в среднем не превышает 2°С.

Глубже квазиоднородного слоя температура воды быстро уменьш ается и к глубине 200—300 м, от которой скорость пони­ ж ения температуры убывает, она понижается примерно на 14 °С.

П оскольку до глубины 150—200 м происходит повышение соле­ ности, то в совокупности это приводит к образованию очень рез­ кого пикноклина (рис. 3.1), через который затруднено распрост­ ранение потоков тепла, солей и количества движения. Последнее влияет на характер циркуляции поверхностных вод в экватори­ альном регионе.

Характерным для легких поверхностных вод региона является то, что их положение ограничено не только пикноклином снизу, но и более плотными водами субтропических антициклонов по бо­ ковым границам региона (рис. S.2). Можно считать, что эквато­ риальные поверхностные воды как бы заключены в бассейн с жидкими стенками, состоящими из вод более высокой условной плотности, чем at — 24. В этом «желобе» происходит их движ е­ ние.

Рис. 3.2. И зменение солености и плотности воды с глубиной поперек экватори­ альной зоны [43].

Повышенная соленость вод в области пикноклина в настоящее время объясняется проникновением сюда вод, образовавш ихся в субтропических антициклонах. Вследствие интенсивного испаре­ ния происходит их осолонение, уплотнение и опускание до глу­ бины 100—200 м, где они перемещаются к экватору, формируя «жидкое» дно для поверхностных экваториальных вод.

Основная масса вод глубже пикноклина формируется за пре­ делами региона. В Атлантическом и Тихом океанах в экватори­ альный регион проникают антарктические промежуточные воды, минимум солености которых находится на глубине порядка 700 м.

В Тихом океане эти воды располагаю тся несколько глубже и в экваториальном регионе встречаются с субтропическими проме­ жуточными водами такж е пониженной солености (см. рис. 2.4).

Отличие имеется в экваториальном регионе Индийского океана, куда промежуточные воды пониженной солености не доходят, а весь регион занимаю т красноморско-аравийские воды, имеющие в ядре 5 = 35,3...34,9 %0 и 7 = 1 0...7°С [16].

Иногда выделяется промежуточная водная масса моря Б анда, которая от антарктической отличается в основном более гдубоким положением (от 0,8 до 1,4 км ). Она входит в юго-восточную часть региона и быстро трансформируется [16].

В такой же степени, как и соленость, температура промежу­ точных слоев воды сформировалась в очагах их образования, по­ этому глубже 200—300 м нет существенных отличий Т от ее зн а ­ чений в прилегающих тропических широтах.

Глубинные слод региона в Атлантическом и Тихом океанах занимаю т пришедшие с севера североатлантическая и североти­ хоокеанская водные массы. В Индийском океане под промежу­ точными водами располагается североиндийская водная масса.

Она образуется из высокосоленых и теплых вод Красного и се­ верной части Аравийского морей, к ним добавляю тся опускаю­ щ иеся промежуточные воды. Смесь этих вод сползает по матери­ ковому склону и распространяется на юг через всю экваториаль­ ную' зону океана. Соленость этой водной массы в ядре составляет 34,9 %о, а температура — около 3°С, т. е. она по этим характери­ стикам занимает промежуточное положение между глубинными североатлантическими и северотихоокеанскими водами.

В южной части Аравийского моря североиндийская водная масса опускается до дна, заполняя Аравийскую котловину. Аравийско-Индийский хребет препятствует дальнейш ему ее распрост­ ранению. В остальной части региона придонные слои заполнены антарктической придонной водной массой.

3.3. КРУП Н ОМ АСШ ТАБНА Я Ц И РК У Л Я Ц И Я В О Д

Вследствие особенностей положения региона и специфики вет­ рового и теплового воздействия атмосферы на океан, а такж е пре­ обладания осадков над испарением в экваториальном регионе Ми­ рового океана сформировалась присущая только ему система цир­ куляции вод. Если описания пассатных течений появились в XVII в., а в начале XIX в. стало известно об Экваториальном противо­ течении, то только экспедиционные исследования 50—60-х годов XX в. выявили сложную систему перемежающихся западных и во­ сточных течений в экваториальном регионе. В настоящее время до­ казано, что, помимо пассатных течений западного направления, з а ­ ходящих из субтропических антициклонических круговоротов в эк­ ваториальную область и простирающихся до глубины порядка 1 км, и М ежпассатного течения восточного направления, существуют еще, по крайней мере, две струи восточного течения, пронизывающих пассатные течения. Из рис. 3.3 видно, что на общем фоне зап ад ­ ного переноса выделяется несколько струй течений восточного на­ правления. П редлагается все их рассматривать как единую си­ стему экваториальных противотечений.

Во всех трех океанах прослеживается южная ветвь Экватори­ ального противотечения, располагаю щ аяся в разных океанах при­ мерно между 3 и 10° ю. ш. Хотя область наибольших скоростей, составляющих 40—60 см/с, находится на глубине от нескольких десятков метров до 300—400 м (Индийский океан), это течение прослеживается как на поверхности океанов, так и на глубинах в несколько сотен метров. Во всех трех океанах четко выражена срединная ветвь Экваториального противотечения, носящ ая назва

–  –  –

ние течения Ломоносова в Атлантическом океане, течения Кром­ в е л л а — в Тихом и течения Тареева или Индоокеанского противо­ течения— в Индийском. Последнее сравнительно слабое при се­ веро-восточном муссоне и сливается с муссонным течением при юго-западном муссоне. Срединная струя противотечения распола­ гается под тонким слоем западного дрейфового течения и про­ слеживается до глубины 300—400 м, но максимум скорости 100— 150 см/с смещен в верхнюю половину потока (рис. 3.4). Таким об­ разом, основной перенос воды срединной ветвью противотечения происходит в пределах пикноклина с резко выраженной устойчивой плотностной стратификацией, характеризую щ ейся числами Ричард­ сона порядка 10 (в течении Ломоносова Ri = 75).

Северная ветвь Экваториального противотечения часто назы ­ вается М ежпассатным противотечением, постоянно существует только в Атлантическом и Тихом океанах. Она располагается между пассатными течениями в полосе от 3 до 10° с. ш. и прости­ рается от поверхности до глубины 500—600 м в Атлантическом океане и д о 1000 м — в Тихом. М аксимум скорости находится вблизи поверхности океана, к глубине примерно 200 м скорость уменьшается в несколько раз.

Рис. 3.5. Система экваториальных противотечений в М ировом океане [43].

Ш ирина ветвей течения меняется на их протяжении и по сезо­ нам в зависимости от преобладания Северного или Южного П ас­ сатного течений, их интенсивности и других причин. Наиболее ши­ рокими являю тся северные ветви противотечения. Их ширина пре­ вышает 300 км. Ш ирина срединных подповерхностных течений 200—400 км. Ю жные ветви противотечений более слабые и иногда пропадающие, но ширина их такж е порядка 200—300 км (рис. 3.5).

Таким образом, каждую из ветвей Экваториального противо­ течения можно рассматривать как сравнительно тонкую и широкую ленту движущейся воды со средним отношением толщины к ши­ рине, равным 1 : 600. Д л я стрежня струй с максимальными скоро­ стями это отношение становится еще меньше, по крайней мере в 5 раз.

В связи с большой шириной потоков противотечений и их зн а­ чительными скоростями перенос вод в них очень большой (табл. 3.1).

Интенсивность противотечений в западной части океанов больше, чем в восточной, куда они приходят несколько ослабленными изза трансформации в результате обмена как импульсом, так и дру­ гими свойствами с окружающими водами. Теряется и часть пери­ ферийных вод в струях противотечений.

В настоящее время еще нет единой установившейся теории фор­ мирования и циркуляции вод в экваториальном регионе. Наиболее изучен западный перенос вод. Д о недавнего времени считалось, что он вызывается пассатными ветрами. Однако учет неоднород­ ности в распределении плотности воды и созданного ею градиента давления показывает очень большую роль последнего.

5 З а к а з № 427 65 Таблица 3.1 П ер ен о с в о д эк ватори ал ьны м и п р оти вотечени ям и в с р ед н ей части ок еан ов, 10б-м 3/ с [43]

–  –  –

+ (3.10) На основании средних значений скорости ветра и градиента плотности в приэкваториальной части антициклонических кругово­ ротов оказывается, что интегральный перенос вод на запад обус­ ловлен в основном градиентом давления, созданным повышением плотности воды с удалением от экватора, а такж е наклоном уровня океана от тропических широт к экватору. Оба этих слагаемых более чем на порядок величины превышают вклад напряжения ветра.

М еридиональная составляю щ ая скорости течения существенно меньше зональной из-за однородности, распределения плотности воды вдоль параллели и меньшего наклона уровня океана. П о­ этому в приэкваториальных широтах формируется устойчивый з а ­ падный перенос вод, называемых пассатными течениями и за счет наклона уровня океана проникающими глубже горизонтов, на ко­ торых исчезает градиент плотности, направленный от тропиков к экватору.

Влияние ветрового напряжения трения на перенос вод можно проследить на примере экваториального региона Индийского оке­ ана, в котором ярко проявляется сезонная смена направлений те­ чений, связанная с муссонной'сменой ветра. Зимний северо-восточ­ ный муссон совпадает с направлением северных пассатных ветров и приводит, к интенсивному западному переносу вод. При этом и характер- течений в верхних слоях океана таков же, как и в других океанах, но смещен из-за муссона к югу. Северное Пассатное те­ чение распространяется почти до экватора, а за ним до 5—8° ю. ш.

располагается Экваториальное противотечение.. Течение Тареева, как уже упоминалось, сравнительно слабое и местами смыкается с поверхностным противотечением.

При летнем юго-западном муссоне напряжение трения меняется на обратное и всю северную часть океана от экватора занимает восточный перенос вод, который определяется как муссонное тече­ ние. Считается, что южную его периферию можно рассматривать как Экваториальное противотечение (рис. 3.6). Глубина распрост­ ранения муссонного течения доходит до 200—400 м, поэтому его нельзя рассматривать как чисто дрейфовое.

Природа восточных течений, называемых противотечениями в свяйи с тем, что они направлены против основного западного переноса, еще до конца не выяснена. Выделяется несколько при­ чин, могущих привести к восточному переносу вод. К ним следует отнести подъем уровня в западных районах океанов, вызываемый ' нагоном пассатными течениями. Этот направленный вдоль парал ­ лели градиент уровня океана и связанный с ним градиент давления приводит к переносу вод к экватору с восточной составляющей.

Чем ближе к экватору, тем меньше f и уравновешивание градиента давления происходит за счет увеличения восточной составляющей скорости течения..

Дополнительное влияние на градиент давления оказывает по- ’ ступление в западные части экваториального региона океанов плот­ ной воды повышенной солености из субтропических антициклонов.

Наиболее ярко это явление имеет место в Атлантическом океане (рис. 3.7).- Вследствие интенсивного испарения и происходящего при этом осолонения плотность вод в антициклонах повышается до at= 25 и они опускаются до сезонного пикноклина.

Выход из антициклонического круговорота происходит в об­ ласти максимальной солености вдоль указанной изопикнической поверхности в направлении меньшего давления. Такой областью с пониженной плотностью вод в верхних слоях океана является экваториальная зона пониженного давления. В ее западные части и устремляются с севера и юга плотные воды, формирующие по­ верхностные противотечения [43]. Поскольку вдоль экватора гори­ зонтальная составляю щ ая ускорения Кориолиса равна нулю, то пе­ ренос вод здесь оказывается прямолинейным. Отклонения от него в виде меандрирования происходят в результате нестационарное™ атмосферных процессов, влияющих на течения, и макромасш таб­ ных волновых движений в океане. Несмотря на кажущую ся про­ стоту описанной картины действующих факторов, завершенной теории противотечений еще не существует, хотя принципиальные стороны явления удается описать.

В простейших теориях и моделях течений учитывается, как пра­ вило, ограниченное количество факторов, приводящих к возникно­ вению течения восточного направления.

В наиболее простом случае движение воды в экваториальном регионе, за исключением при­ экваториальной полосы примерно в 2° по каждую сторону от эк­ ватора, описывается уравнением, содержащим только члены с йерРис. 3.6. Схема поверхностных течений И ндийского океана [28] тикальным трением т, давлением в виде градиента уровня и ускорением Кориолиса. Решение такого уравнения известно и для слоя конечной глубины Н оно в комплексной форме имеет [7] вид

–  –  –

g H i ( рГ— Pi) g(Ps-Px) Ь т г + 'я г ) ' (ЗЛ9) Плотность воды нижнего слоя р2 больше рь и знаменатель вы­ ражения (3.19) положительный. Поэтому знак наклона поверх­ ности раздела слоев такой же, как хх. В данном случае ось х н а­ правлена на восток. Следовательно, в экваториальной зоне т* 0 и д,/дх.0, т. е. в восточных частях океанов происходит уменьшение толщины верхнего слоя воды. Это в качественном отношении такж е согласуется с данными наблюдений.

Следующим важным фактором, влияющим на характер течений в экваториальном регионе, являю тся адвективные слагаемые в уравнении движения. Приближенный их учет приводит к с л о ж ­ ным выражениям, несколько приближающим вычисленный про­ филь скорости течения к наблюденному, но все же не отобра­ жаю щ ему многоструйность экваториальных течений.

Характер циркуляции в экваториальном регионе осложняется развитием в ней крупномасштабных волновых движений, возника­ ющих из-за существенной роли адвективных членов, соизмеримых с (3-эффектом. Это приводит к появлению плоских волн, один из типов которых аналитически определил в 1939 г. Россби. Их вы ра­ ж ение он получил из уравнения для функции тока идеальной ж ид­ кости без учета вертикальных токов.

Более или менее реальной картина течений по результатам расчетов получается только в том случае, если в уравнениях дви­ ж ения принимаются во внимание все значимые члены. Но пока ре­ шение такой системы уравнений получается только численным спо­ собом с помощью ЭВМ.

Необходимость учета бароклинных эффектов заставляет вклю­ чать в математическую модель уравнения теплопроводности и диф ­ фузии солей. Перенос тепла и солей сильно зависит от интенсив­ ности турбулентного перемешивания, которое пока еще опреде­ ляется очень неточно. Поэтому даж е в полных математических моделях коэффициенты вертикальной и горизонтальной турбулент­ ности считаются постоянными и известными.

К настоящему времени выполнено довольно большое количество численных экспериментов по воспроизведению поля температурыи движения воды в экваториальном регионе с помощью математи­ ческих моделей разной сложности. Они приводят к заключению, что в основном Экваториальное противотечение обусловлено дейст­ вием сил градиента давления и инерционных сил. Там, где напря­ жение трения пассатного ветра оказывается более сильным, на по­ верхности развивается дрейфовое западное течение. С глубиной влияние напряжения трения ослабевает, а вклад градиента д авле­ ния сохраняется и приводит к образованию подповерхностного противотечения.

Меандриртшание струи противотечения с периодом порядка 10 сут. и смещением струи на 10 км связано с неоднородностью поля скорости и плотности в экваториальном регионе, так как при этом в жидкости возникают волны. По наблюдениям и в модель­ ных экспериментах с достаточно полными математическими мо­ делями такие волны выделяются. Они имеют как баротропную, та к и бароклинную природу и. крупномасштабные колебания отождествляются с волнами Россби и Кельвина длиной до не­.7* сколько сотен километров и периодом до месяца. Часть из них перемещается с востока на запад. В самом термоклине обна­ ружены волны инерционно-гравитационного характера, имеющие более короткие длины, чем отмеченные выше.

При движении элементарные объемы жидкости перемещаются не только в горизонтальной плоскости, но совершают довольно сложные циркуляции. В восточной части экваториального региона океанов преобладают восходящие движения, компенсирующие сгон воды пассатным течением, а в западной — опускание. Численные эксперименты показывают, что выделенный элементарный объем Рис. 3.8. Схема вертикальных перемещений вод в меридиональном сечении эква­ ториальной зоны [43].

Течения западного направления (3) направлены в рисунок, а восточного (В) — из рисунка.

воды по мере продвижения как в западном, так и в восточном на­ правлении делает несколько витков в горизонтальной плоскости поднимаясь вверх в первом случае и опускаясь во втором. На рис. 3.8 видно, что над поверхностным противотечением имеет ме­ сто подъем вод. Это зона экваториальной дивергенции вод. Еще более обширные зоны дивергенции расположены на границах эк­ ваториального региона, где ю ж ная и северная ветви противотече­ ний соприкасаются с пассатными течениями.

Конвергенция и опускание вод такж е происходит в зонах сопри­ косновения западных и восточных течений по экваториальной пери­ ферии последних на широте примерно 4— 5° по обе стороны от э к ­ ватора. Н а экваторе скорость восходящих, потоков порядка 10-3 см/с, а с удалением от него да уменьшается в 5— 10 раз [43].

Циркуляция более глубоких слоев вод изучена гораздо слабее и представление о ней получается в основном по полям скалярных гидрологических характеристик и рельефу динамических поверхно­ стей. Из распределения температуры и солености следует, что ан­ тарктические промежуточные воды в Атлантическом океане пере­ секают экватор, а ниже их на глубине более 1 км проходят,на юг сильно трансформированные; средиземноморские воды. В Индий­ ском и Тихом океанах промежуточные воды заходят в регион с се­ вера и юга рядом циркуляций. В последнее время в зоне соприкос­ новения этих вод начали выделять конвергенцию, прослеживаю­ щуюся до глубины 2 км [37]. И з-за малых контрастов гидрологи­ ческих элементов эта конвергенция не прослеживается так, как это имеет, например, место в антарктической конвергенции.

Судя по рельефу динамических поверхностей на глубине 3 и 4 км [4, 37], глубинные и придонные водные массы заходят и выходят из региона рядом циркуляций, сообразуясь с рельефом дна. Пока еще мало фактических наблюдений для установления закономерностей движения этих вод, что, в частности, затрудняет использование численных моделей для воспроизведения циркуля­ ции вод.

3.4. В О Л Н Ы И П Р И Л И В Ы

При рассмотрении климатических факторов, влияющих на гидрологический режим экваториального региона отмечалось, что это наиболее спокойная в ветровом отношении область Мирового океана. Скорость ветра здесь в большинстве случаев не превышает I 2 м/с, а направление ветра не меняется на больших расстояниях вдоль экваториальной барической ложбины. Исключение состав­ ляет экваториальный регион, в Индийском океане, на который рас­ пространяются муссоны. Здесь скорость ветра возрастает до 5 м/с и меняется его направление. Но в среднем скорость ветра оказы ва­ ется пониженной.

Больш ая устойчивость ветра во времени, большие глубины и большие водные пространства приводят к тому, что стационарное волнение является функцией только скорости ветра и его разгона.

Следовательно, для расчета средних характеристик волн могут быть использованы формулы (1.16), (1.17).

Средние значения высоты и периода ветровых волн, т. е. име­ ющие обеспеченность 50 %, равны соответственно 1 м и 4—6 с.

Н а повторяемость волн свыше 2 м приходится всего 20 % случаев.

Тем не менее в экваториальном регионе встречаются и высокие волны, хотя их повторяемость небольшая и локализованы они в от­ дельных участках региона. В среднем для всего региона повторя­ емость волн высотой более 6 м 5 %, обусловлена она в основном тропическими циклонами. Однако летом в Индийском океане на се­ верной периферии южноиндийского субтропического антициклона повторяемость таких волн увеличивается в 2—4 раза, т. е. до 20 %• Зимой такие штормовые волны с повторяемостью до 10—20 % встречаются в западной части Атлантического океана и на север­ ной периферии экваториального региона в Тихом океане.

Отсутствие твердых границ на большей части периферии эква­ ториального региона и свободный водообмен с тропическими реги­ онами Мирового океана создает благоприятные условия для про­ никновения в эту зону волн зыби. Причем в некоторые сезоны она бывает весьма интенсивной. Особенно сильная зыбь отмечается в январе—феврале в районе Тихого океана, куда она проникает из тропических широт. В это время повторяемость зыби в 5 и более баллов достигает 30—40 % случаев! Д о 20 % случаев доходит по­ вторяемость такой зыби в западной части Атлантического океана.

Сюда она такж е проникает из тропических широт северного полу­ шария.

В Индийском океане в период зимнего муссона расстояние от материка оказывается небольш им.и сильная зыбь не образуется.

Повторяемость зыби в 5 и более баллов оказывается менее 10%.

Но во время летнего муссона, когда преобладают ветры южных румбов, в его экваториальную зону из южного полушария прони­ кает сильная зыбь, повторяемость которой увеличивается до 20— 30 %. В других океанах в августе зыбь в 5 и более баллов повто­ ряется преимущественно не чаще 10 %.

Таким образом, несмотря на сравнительно слабое ветровое вол­ нение, в экваториальном регионе встречаются крупные волны зыби, пришедшие из более высоких широт.

Длинные приливные волны вызывают в экваториальном регионе за пределами шельфа колебания уровня с величиной, достигающей в среднем 1 м. Но в некоторых районах в сизигию они могут до­ стигать 2 м. Это имеет место в Атлантическом океане и в Тихом у М арш алловых островов. Тип прилива в экваториальном реги­ оне различный. В Атлантическом океане преобладает полусуточный прилив, в Индийском — неправильный полусуточный, а в Тихом встречаются все типы приливов — от полусуточных до суточных.

В экваториальной части двух последних океанов расположены амфидромии полусуточных и суточных приливов, не совпадающих по местоположению. Это приводит к сложному характеру суммарных приливных колебаний уровня океанов.

Естественно, что величина приливов в экваториальной зоне, как и в других районах Мирового океана, оказывается увеличенной в прибрежных районах. В каждом из океанов ее максимальные значения меняются в большом диапазоне в зависимости от харак­ тера береговой линии и морфометрии шельфа. Если у берегов Гви­ нейского залива они в основном менее 2 м, то на другом конце океана у берегов Бразилии более 3 м, а в устье р. Амазонки 5,7 м.

Но наибольшей изменчивостью как по типам, так и по величинам отличаются приливы у берегов Индонезии. И з-за многочисленности проливов приливы внутри архипелага носят индуцированный характер, и из-за взаимодействия волн их величины на неболь­ ших расстояниях меняются от 1 до 5 м.

ПОЛЯРНЫЙ РЕГИОН

4.1. Г Е О Г Р А Ф И Ч Е С К О Е П О Л О Ж Е Н И Е И М О Р Ф О М Е Т Р И Я

По географическому положению на Земле выделяются север­ ный и южный полярные районы, но из-за общности многих оке­ анологических процессов их можно объединить в один полярный регион. В настоящее время нет еще однозначного определения гра­ ниц такого региона, так как они могут определяться по нескольким признакам.

Границу полярных районов можно провести на основе чисто астрономического признака — по п о л я р н о м у к р у г у, проходящему по широте 66°33/ в северном и южном полушариях. Выше этой широты зимой некоторое время отсутствует приток лучистой энер­ гии Солнца, являю щ ейся основой приходной составляющей теп­ лового баланса Мирового океана. Несмотря на такое четкое оп­ ределение границы при этом не происходит обособления поляр­ ного региона по характеру гидрологического режима от осталь­ ной части Мирового океана.

Одной из присущих полярным районам характеристик гидроло­ гического режима является л е д я н о й п о к р о в, формирующийся еж е­ годно зимой. Но в некоторых районах, где теплые течения прохо­ дят у поверхности, лед может не образовываться, как это имеет место в юго-западной части Баренцева моря. В то же время в т а ­ ких морях, как Японское, Аральское, Азовское, лед образуется еж е­ годно, хотя эти моря расположены в южной половине умеренной зоны. Поэтому границу распространения льда такж е нельзя при­ нять за границу полярного региона.

В полярных районах с у м м а р н ы й г о д о в о й п о т о к т е п л а через по­ верхность океана отрицательный, т. е. направлен из океана в ат­ мосферу. В связи с этим средняя годовая температура поверхности океана ниже, чем на некоторой глубине. Но такая закономерность теплообмена с атмосферой распространяется и на значительную часть умеренных широт, особенно на районы теплых течений.

В полярных районах г о д о в ы е с у м м ы о с а д к о в превышают испа­ рение и это способствует распреснению поверхностного слоя воды.

О днако и этот показатель в обособленном виде не может служить признаком полярного региона, так как такая же закономерность влагообмена присуща и эваториальному региону.

Особенности тепло- и влагообмена с атмосферой, адвекции тепла и солей течениями приводят к специфическим вертикальным.

профилям температуры и солености в полярных районах. По д ан­ ным В. Н. Степанова [36], распространение вод с однород­ ными профилями Т и S не полностью совпадают между собой. Но в пределах региона однородность этих профилей должна соблю­ даться.

' Распространение присущих полярному региону водных ма'сс за ­ висит от их переноса течениями, как, например, это имеет место в северо-западной части Атлантического океана. Если они распро­ страняются до поверхности океана, то происходит существенное изменение присущих региону океанологических характеристик.

'Х арактерным примером служат атлантические воды на западной периферии Северного Ледовитого океана, вызывающие существен­ ное изменение ледового режима. Поэтому при определении границ региона нужно учитывать происхождение вод и постепенную по­ терю или сохранение первоначальных свойств.

При определении границ полярного региона следует принимать во внимание общность основных черт циркуляции вод, не только влияющей на распространение последних, но и зависящей как от их свойств, так и от присущего региону ветрового режима.

Несомненно, что при выделении региона приходится учитывать климатические характеристики, хотя они проявляются во многих чертах гидрологического режима.

Д л я выделения границ региона в ряде случаев удобно исполь­ зовать естественные морфометрические границы. Так, например, северная половина Берингова моря по ряду признаков должна быть отнесена к полярному региону, но для удобства рассмотре­ ния режима такого исторически сложившегося объекта, как Б е­ рингово море в целом, границу северного полярного района (арк­ тического субрегиона) можно провести по Берингову проливу.

На основании всех перечисленных факторов целесообразно по­ лагать арктический субрегион оконтуренным границами Северного Ледовитого океана, проходящими примерно по широте северного полярного круга, хотя в районе Норвежского моря она опускается по Ф ареро-Исландскому порогу до 61° с. ш.

Граница южного полярного района ( антарктического субреги­ она) проходит в более низких широтах. По однородности гидроло­ гических характеристик она может быть проведена по южной пери­ ферии антарктической конвергенции, располагающейся в среднем примерно на 55° ю. ш. С юга эта полярная область ограничена бе­ регами Антарктиды. В последнее время в океанологической литера­ туре эта часть Мирового океана часто называется Южным оке­ аном.

В указанных границах площадь северного субрегиона состав­ ляет около 15 млн. км2, а южного 36 млн. км2, т. е. более чем в 2 раза обширнее, чем северного.

Специфической морфометрической характеристикой арктичес­ кого субрегиона (Северного Ледовитого океана) является то, что он на значительном протяжении окружен материками и имеет ограниченную связь с остальной частью Мирового океана. С Тихим оке­ аном он сообщается через сравнительно узкий (ширина 82 км ) и мелкий (глубина 40—50 м) Берингов пролив. Граница, отде­ ляю щ ая Северный Ледовитый океан от Атлантического, проходит по порогам с глубинами в основном около 500 м. Эти пороги пре­ пятствуют глубинному водообмену между рассматриваемыми оке­ анами. Объем вод Северного Ледовитого океана составляет 16,7 млн. км3 при средней глубине 1,13 км, но рельеф дна очень не­ однороден. М атериковая отмель до изобаты 200 м занимает 37,4 % его площади, а ложе с глубинами более 3 км — всего 13,5 %• Оно такж е неоднородно и представляет собой ряд котловин, обо­ собленных в большей или меньшей степени друг от друга хребтами, затрудняющими водообмен между ними.

В Северном Ледовитом океане принято выделять североевропей­ скую часть океана, площадью 4,1 млн. км2, включающую Гренланд­ ское, Норвежское, Баренцево и Белое моря, и Арктический бассейн, включающий в себя остальную часть океана. При таком делении море Баффина относится к Атлантическому океану.

Северо-Европейский бассейн отделяется от Арктического поро­ гом Нансена с глубинами до 750 м и сравнительно мелководной зоной с глубинами менее 500 м, проходящей через острова Ш пиц­ берген, Зем ля Ф ранца-И осифа и Н овая Земля. Порог Нансена прорезан желобом Лены с глубинами более 3000 м (рис. 4.1).

В Гренландском и Норвежском морях бассейна находятся котло­ вины с глубинами более 3000 м.

Арктический бассейн разделяется хребтом Ломоносова с глуби­ нами 950— 1650 м на два суббассейна: Евразийский и Амеразийский. В Евразийском суббассейне наиболее крупные котловины — Нансена и Амундсена, разделенные хребтом Гаккеля. В Амеразийском суббассейне — обширная К анадская котловина и меньшая по размеру, но не по глубине, котловина М акарова, разделенные хреб­ том Альфа. Перечисленные котловины имеют глубины порядка 4 км, а хребты — порядка 1—2 км.

Характерной морфологической особенностью антарктического субрегиона является свободное сообщение с Мировым океаном по всей его северной границе. Этот субрегион представляет со­ бой кольцо вод вокруг Антарктиды. Поскольку зона антарктиче­ ской конвергенции испытывает большие сезонные смещения, то его площадь меняется. Средняя глубина Ю жного океана 3,5 км, т. е.

он более, чем в 3 раза глубже Северного, а объем его вод (126 млн. км3) почти в 8 раз превышает объем вод последнего.

Если для Северного Ледовитого океана присуще наличие широ­ кой шельфовой зоны, то в Южном — мелководная область вокруг материка сравнительно узкая (см. рис. 2.1). Ш ирина шельфа во­ круг Антарктиды в среднем 80 миль, а в районах морей Росса и Уэдделла возрастает до 550 миль. Отличительной особенностью антарктического шельфа является наклон от бровки к материку из-за давления огромной массы льда. Н а рельефе лож а океана отразилась тектоническая активность. Оно во многих местах пере­ сечено линиями разломов с излияниями в их районах -вулканиче­ ских материалов. Выделяются большие абиссальные котловины с глубинами до 5,5 км: Африканско-Антарктическая, АвстралоАнтарктическая, Беллинсгаузена и др. В них осадки слоем до 0,5 км не полностью скрывают вулканические неровности рельефа дна.

О

–  –  –

Большую площадь дна антарктического субрегиона занимают продолжения срединных океанических хребтов: Ю жно-Атланти­ ческого, Центрально-Индийского и протянувшегося в основном в широтном направлении — Африканско-Антарктического хребта.

Их происхождение связывается с разрывами в земной коре и из­ лияниями через них материала мантии. Хребет Скоша — подвод­ ное продолжение Анд, соединяющее эту горную систему с А нтарк­ тидой.

В системе поднятий дна выделяются океанические валы, кото­ рые вместе с хребтами образуют концентрические цепи поднятий дна с вершинами, отстоящими от поверхности океана на 1,8— 2,4 км. Это Австрало-Антарктическое поднятие, переходящее в Ю жно-Тихоокеанское и далее в Восточно-Тихоокеанское. Т акая изрезанность рельефа дна оказы вает сильное влияние на цирку­ ляцию глубинных и придонных вод.

4.2. К Л И М А ТИ Ч ЕС К И Е Ф АКТОРЫ, ВЛ И Я Ю Щ И Е НА РЕЖ И М

4.2.1. Арктический субрегион (Северный Ледовитый океан).

Многие особенности гидрологического режима Северного Л едо­ витого океана обусловлены тем, что располагаясь в высоких широ­ тах, он в среднем за год теряет в атмосферу больше тепла, чем по­ лучает. Дефицит этого тепла компенсируется адвекцией и теплотой кристаллизации при образовании льда. Являясь продуктом тепло­ обмена, лед сам влияет на него и на протекание ряда гидрологи­ ческих процессов в океане.

В среднем за год поток коротковолновой радиации, поступаю­ щей к поверхности океана в Арктике находится в пределах от 330 кД ж /см 2 у периферии региона до 250 кД ж /см 2 в западной ча­ сти Арктического бассейна. Но из-за высокой отражательной спо­ собности снежно-ледяного покрова, поглощается океаном лишь 20—30 % этого потока тепла. Поэтому радиационный баланс по­ верхности океана, хотя в целом за год и положительный, но на большей части площади не превосходит 20 кД ж /(см 2-год). Его не хватает, чтобы скомпенсировать потери тепла на испарение и тур­ булентный теплообмен с атмосферой.

Вторым по важности фактором, влияющим на состояние по­ верхности океана, является превышение притока пресных вод над испарением. В него ежегодно поступает 5140 км3 пресных матери­ ковых вод, что равноценно слою пресной воды на всей его поверх­ ности толщиной в 35,5 см. Основная доля пресных вод сосредото­ чена в пределах морей, особенно сибирских.

М асса воды, вы падаю щ ая в виде осадков, 5300 км3/год. Она уменьшается с ростом широты от 74 см/год на периферии океана до 19 см/год в его центральной части.

Из-за низкой температуры и малых значений насыщающей влажности воздуха испарение с поверхности Северного Ледовитого океана составляет 3200 км3/год. Осредненное по широтным поясам оно такж е убывает от периферии к центру (табл. 4.1).

Помимо влияния на формирование ледяного покрова положи­ тельный пресный баланс океана приводит к стоковой состав­ ляющей Течений, способствующих выносу из Северного Ледовитого океана льдов и поверхностных вод.

Очень важное влияние на циркуляцию поверхностных аркти­ ческих вод, дрейф льдов, а такж е на тепло- и влагообмен с атмо­ сферой, оказывает атмосферная циркуляция (рис. 4.2). Из рис. 4.2 видно, что ложбина исландского минимума протянулась вплоть до Таймыра. Вдоль нее над Норвежским течением проис­ ходит заток воздуха с Атлантического океана, а по ее северо-запад­ ной периферии — вынос арктического воздуха. Л ожбина от алеут­ ского минимума заметно слабее. Она сильнее вы ражена зимой, рас­ полагаясь над морем Бофорта и создавая условия для притока теплого и влажного воздуха со стороны Тихого океана. Располо­ ж енная над восточной частью Северного Ледовитого океана об­ ласть повышенного давления благоприятствует выносу поверхно­ стных вод и льдов из восточных морей советского сектора Арктики.

Среднее годовое поле атмосферного давления довольно размытое.

Поэтому средняя годовая скорость приземного ветра, 4—5 м/с.

Рис. 4.2. Среднее годовое давление на уровне моря, гП а [12].

Следующим важным фактором, влияющим на гидрологический режим всего Северного Ледовитого океана, является приток теплых и соленых вод из Атлантического океана и Берингова моря. Не

–  –  –

которое количество тепла выносят в океан реки. И з-за трудности измерения течений по всей жидкой границе субрегиона и малой длины ряда наблюдений пока еще не имеется единой точки зрения на объем поступающих в него вод и их температуру. По ориенти­ ровочным оценкам принимается, что температура и соленость ат­ лантических вод на границе Северного Ледовитого океана в сред­ нем соответственно 7,8 °С и 35,1 %0. У беринговоморских вод сред­ няя годовая температура 0,9 °С и соленость 32 %о.

Если отнести общий приток тепла ко всей поверхности океана, то окажется, что в среднем на 1 см2 поверхности за год приходится по разным оценкам от 27,6 до 33,8 кДж.

Еще в качестве одного источника тепла в Северном Ледовитом океане следует принимать теплоту кристаллизации воды при обра­ зовании льда. Поскольку не весь образовавшийся за холодный пе­ риод года лед тает летом, а часть его выносится в Атлантический океан, то теплота кристаллизации выделяется в Северном Л едо­ витом океане. По данным измерений и других косвенных оценок в среднем ежегодно через Датский пролив выносится в Атланти­ ческий океан 130 км3 льда, где он тает, поглощая тепло. Примерно в 3 раза меньше льда выносится через Девисов пролив. Приток льда через Берингов пролив небольшой и по величине находится в пределах ошибок определений выноса льда в Атлантический океан, поэтому во внимание не принимается. Н а основании оценок объема вынесенного льда оказывается, что в Северном Ледови- том океане за год выделяется при кристаллизации воды на 5,6 -1016 кД ж больше, чем затрачивается на таяние льда [12].

Суммирование адвекции тепла и теплоты кристаллизации дает общий приток тепла в Северный Ледовитый океан (4,44— 5,3 6 )-1018 кД ж/год. Если его распределить по всей площади океана, то окажется, что на 1 см2 в год поступает 29—36 кД ж тепла.

Значительная доля тепла атлантических вод расходуется в Северо-Европейском бассейне. В Арктический бассейн по разным оценкам поступает (103— 125) -1016 кД ж /год, а с учетом избыточной теплоты кристаллизации— (210—2 3 0 )-1016 кД ж/год. При равно­ мерном его распределении по всей поверхности бассейна на 1 см2 приходится примерно 21 кДж/год.

Остальные факторы, влияющие на водный и тепловой баланс Северного Ледовитого океана, нельзя считать в полной мере внеш­ ними, так как они зависят не только от характеристик посту­ пающего в регион воздуха, но и от состояния поверхности океана и его температуры. Движущ ийся над океаном воздух очень быстро трансформируется и вертикальные градиенты температуры и влажности в его приводном слое становятся малыми. Поэтому турбулентные потоки тепла и влаги такж е небольшие. Лишь над полыньями и разводьями зимой потоки тепла, пара и излучения становятся большими.

Проведенное осреднение потоков как лучистой энергии, так и турбулентного теплообмена по всему Северному Ледовитому оке­ 6 З а к а з № 427 ану и Арктическому бассейну и пересчитанное на единицу площади представлено в табл. 4.2.

Таблица 4.2

–  –  –

Особенностью этого полярного субрегиона является почти лучи­ стое равновесие, при котором сумма поглощ енной'коротковолно­ вой и длинноволновой радиации почти уравновешивается уходящим излучением. В таком случае радиационный баланс представляет со­ бой малую разность больших величин. При этом изменение потока длинноволновой радиации на 1—2 % меняет радиационный баланс на 100 % Турбулентный поток из воды Ф0 определен в данном случае как остаточный член уравнения теплового баланса поверхности океана (2.1).

4.2.2. Антарктический субрегион (Ю жный океан). В среднем, за • исключением морей Уэдделла и Росса, побережье Антарктиды ограничивает Южный океан на 70° ю. ш., т. е. этот полярный суб­ регион расположен в более низких широтах, чем арктический.

Поэтому на его поверхность поступает больше коротковолновой радиации. Но д аж е на одинаковых широтах поток прямой радиа­ ции в южном субрегионе на 7 % больше, чем в северном из-за на­ хождения Земли в период наибольшей длины южного полярного дня в перигелии. Однако вследствие большой облачности вклад прямой радиации в суммарную не превышает 10— 15 %. Из-за этого максимальные значения коротковолновой радиации, доходя­ щие летом до 85 кД ж /(см 2-мес), имеют место не в низких ши­ ротах субрегиона, а около материка, где облачность меньше.

Севернее южного полярного круга поток суммарной радиации меняется от 2— 5 кД ж /(см 2-мес) зимой до 55 кД ж /(см 2-мес) летом, слабо завися от широты. Вследствие более длительного покрытия льдом южных участков субрегиона по сравнению с более север­ ными поглощенная коротковолновая радиация сильнее меняется с широтой, чем суммарная.

Эффективное излучение в субрегионе 80— 100 кД ж /(см 2-год).

Поэтому область и продолжительность существования отрицатель­ ного радиационного баланса поверхности океана больше, чем для суммарной радиации. Зимой во всем субрегионе отрицательный радиационный баланс, меняющийся в июне от —4 кД ж /(см 2 • мес) на внешней границе области до —9 кД ж /(см 2 • мес) в прибрежной зоне. Летом радиационный баланс поверхности океана положитель­ ный, возрастающий от 10 кД ж /(см 2-мес) около материка до 35— 40 кД ж /(см 2-мес) у северной границы. Годовые же суммы ради­ ационного баланса во всем субрегионе положительные, меняются практически от 0 у побережья до 100 кД ж /(см 2-год) на внешней границе. Таким образом, в этом субрегионе, как и в северном, лучистый приток тепла испытывает большие изменения от отрица­ тельных значений зимой до положительных — летом. Это основ­ ная причина, приводящ ая к образованию льда.

Следующей важной особенностью климата антарктического суб­ региона, как и арктического, является п о л о ж и т е л ь н ы й п р е с н ы й б а л а н с. Однако соотношение составляющих этого баланса здесь иное. Отсутствует речной сток. Количество осадков из-за более низ­ коширотного положения океанического окружения и большой об­ лачности 50— 100 см, т. е. существенно больше, чем в Северном Л е­ довитом океане. Испарение ж е не превышает 30 см/год у внешней границы субрегиона. Поэтому в среднем по субрегиону пресный баланс превышает 50 см/год и он, как и арктический, является од­ ним из основных «поставщиков» воды в Мировой океан (табл. 4.3).

–  –  –

Спецификой климата антарктического субрегиона является осо­ бенность пространственного р а с п р е д е л е н и я а т м о с ф е р н о г о д а в л е н и я и п р е о б л а д а ю щ е г о н а п р а в л е н и я в е т р а. Вследствие зональной одно­ родности подстилающей поверхности осредненное поле давления слабо- меняется по долготе. В широтном направлении в течение всего года выделяется антарктическая зона пониженного давления.

В пределах Тихого океана центральная часть ее поднимается от 67° ю. ш. в районе моря Беллинсгаузена до 75° ю. ш. в море Росса.

В остальных секторах субрегиона она проходит между 60 и 68° ю. ш. В этой зоне выделяются 9 областей преимущественного стационирования циклонов. Они примерно равномерно распреде-— лены вдоль всего побережья материка.

Вследствие постоянного выхолаживания атмосферы над ледя­ ным покровом Антарктиды и повышения атмосферного давления 6* возникает стоковый ветер скоростью до 15 м/с, принимающий под действием ускорения Кориолиса юго-восточное направление.

Севернее от антарктической атмосферной депрессии преоб­ ладает ветер противоположного направления. Такие сходящиеся в зоне депрессии воздушные потоки, севернее ее преимущественно западных румбов, а южнее — восточных, создают специфику в дрейфе льдов и поверхностных вод.

Адвекция воздуха соответствующего происхождения и скорость его. термической трансформации определяют температуру воздуха и турбулентный поток тепла. В прибрежной зоне преобладает сток воздуха с материка, и вследствие адиабатического прогрева даж е зимой температура в среднем — 15... —20 °С. Летом она меняется от небольших положительных до небольших отрицательных зна­ чений.

Воздух, поступающий в субрегион севернее зоны депрессии, про­ ходит большие пространства над водой летом и льдом зимой. По­ этому его температура в приводном слое близка к температуре под­ стилающей поверхности и не является независимым параметром.

Быстрая тепловая трансформация воздуха обусловливает в сред­ нем малый турбулентный поток тепла, который составляет при­ мерно —20 кД ж /(см 2-год).

4.3. Т Е Р М О Х А Л И Н Н А Я С Т Р У К Т У Р А В О Д

Особенность термохалинных процессов в полярном регионе и обусловленная ими структура вод прежде всего связаны с преобла­ данием притока пресных вод над их расходом и большой сезонной амплитудой потока энтальпии на поверхности океана. Второй при­ чиной, приводящей к специфике термохалинного режима полярных регионов, является адвекция вод из смежных океанов, в основном зависящ ая от различия плотностной стратификации водных масс полярного региона и окружающих его океанов. Термохалинные и динамические процессы тесно связаны между собой и рассматри­ ваются они раздельно лишь ради удобства изложения.

4.3.1. Северный Ледовитый океан. Устойчивость плотностной стратификации верхнего слоя океана в зонах с положительным пресным балансом и сравнительно слабое перемешивание, завися­ щее в основном от дрейфового сдвига скорости течения под льдом, приводят к образованию сравнительно тонкого распресненного слоя, носящего название поверхностных арктических вод. Мини­ мальная глубина, его распространения может оцениваться по тол­ щине квазиоднородного слоя h. При существовании льда h удоб­ нее вы раж ать формулой 2р 1., I 2 гТ „2 (4.1) h = —— с (Фо + Фа) — es (фо -Ь Ф а) Скорость поверхностного течения Vo подо льдом равна ско­ рости дрейфа льда, а динамическая скорость связана с ней приб­ лиженно соотношением i2=c2v) при С 2 ~ 8 - 1 0 ~ 3.

Если ограничиться только оттоком солей, пропорциональным притоку пресной воды ф 0= —5 0р(О + Я ), то при характерном сред­ нем месячном значении v0= 2,5 см/с и годовом пресном балансе 50 см на основании формулы (4.1) толщина квазиоднородного слоя /г?«60 м. При учете притока океанического тепла кД ж /(см 2Х Х го д ), толщина h уменьшается до 50— 55 м.

Толщина квазиоднородного слоя не постоянна во времени и про­ странстве. Летом из-за таяния льда и поступления талой воды и осадков общим слоем до 1 м и более толщина квазиоднородного слоя уменьшается до 20—30 М Зимой же в результате осолонения.

при нарастании льда, конвективным перемешиванием охвачен слой в 50— 75 м. Он больше в атлантическом секторе Арктического бас­ сейна и меньше в тихоокеанском. Результаты наблюдений на дрей­ фующих станциях подтверждаю т существование в Арктическом бас­ сейне слоя в 25— 50 м толщиной с однородными по вертикали тем­ пературой и соленостью. Интенсивное таяние льдов в арктических морях и приток тепла уменьшают h до 20 м и менее.

Соленость- и температура поверхностных арктических вод, как любых поверхностных вод, в основном зависит от притока пресной воды, тепла и соле- и теплообмена с подстилающими слоями оке­ ана, а следовательно, от температуры и солености последних. Со­ леность верхнего слоя вод можно оценить, если связать поступле­ ние пресных вод Мп и поток солей от более глубоких вод ф2 урав-нением

–  –  –

Числовая оценка S 0 затруднительна из-за отсутствия какихлибо измерений коэффициента турбулентной диффузии. На основа­ нии косвенных оценок, исходящих из баланса адвекции и верти­ кальной диффузии тепла, значение k z ниже квазиоднородного слоя лежит в пределах 0,2— 1,1 см2/с. Поэтому д аж е при одном и том ж е значении пресного баланса соленость квазиоднородного слоя мо­ жет меняться на 2%0. Дополнительные вариации S 0 обусловлены изменчивостью в пространстве и времени пресного баланса М в и солености подстилающих вод. Н ад солеными атлантическими во­ дами с 5 2~35% о соленость поверхностных вод больше, чем над менее солеными беринговоморскими водами (S z 33 %0). Здесь S0 даж е несколько меньше 30 %о, а в Гренландском море So повы­ шается до 33 %0.

Распреснение поверхностной воды происходит в теплый период года, когда М п резко возрастает, a k z убывает. К концу лета соле­ ность этих вод убывает до 30—31 %о, а в арктических морях, где лед полностью тает и значение Мп достигает 1 м/мес, изменение 85.

солености составляет величину порядка 10 %о. Происходящее затем при образовании льда осолонение зависит от разности между со­ леностью воды и образующегося из него льда 5 Л, скорости роста толщины h льда и потока солей от подстилающих вод (^о) — / о __ о \.,,,.V d д% OS dt —' 0 dt + k z dz z = n ' \ ' Н а различных участках акватории осолонение вод в холодный период года в большей или меньшей степени компенсирует летнее распреснение, но в среднем по бассейну такой компенсации нет и часть распресненных вод вытекает из Северного Ледовитого океана в Атлантический и Берингово море.

З а пределами квазиоднородного слоя соленость воды быстро повышается до 33—34 %0 на глубине 150—200 м.

Температура поверхностных арктических вод, как и соленость, имеет сезонный ход. Зимой подо льдом температура воды в слое конвективного перемешивания близка к температуре замерзания и в районах пониженной солености она выше, чем в приатлантической части океана, где соленость выше. Летом подо льдом она повышается на 0,1—0,2°С в основном за счет поглощения лучи­ стого тепла в разводьях. Н улевая изотерма проходит в районе кромки льда, а на свободных от льда акваториях вода прогре­ вается до положительных значении.

По мере продвижения в сторону Атлантического океана поверх­ ностные воды постепенно трансформируются и в Северо-Европейский бассейн они поступают из Арктического бассейна в виде Во­ сточно-Гренландского течения. Частично аналогичные воды фор­ мируются в западной части Гренландского м о р я и в море Б а ф ­ фина.

Большую роль в гидрологическом режиме Северного Ледови­ того океана играют поступающие в него теплые атлантические воды. Они входят широкой полосой через границу с Атлантическим океаном, но в Датском проливе северная струя течения Ирмингера проходит вокруг северной части Исландии и не проникает глубоко в Северо-Европейский бассейн, а сливается с водами ю жнонорвеж­ ского циклонического круговорота и частично выходит из него че­ рез западную часть Фареро-Исландского пролива.

Некоторая часть теплых вод с отвлечением течения Ирмингера проникает до Девисова пролива, в котором они очень быстро транс­ формируются. В море Баффина прослойка теплых вод на глубинах от 200 м до 1000. м имеет максимальную температуру около 1 °С.

' В Фареро-Ш етландском проливе атлантические воды, проходя­ щие на север через его восточную часть, такж е в основном возвра­ щаются обратно в Атлантический океан через западную часть Ф ареро-Ш етландского пролива.

Норвежское течение, переносящее основную часть атлантиче­ ских вод через весь Северо-Европейский бассейн в Арктический бассейн, формируется за счет вод, проходящих через Фареро-Ш етландский пролив (рис. 4.3). Температура этих вод в проливе ме­ няется от 10— 14 °С у поверхности до 0°С на глубине 600—800 м.

Последняя является минимальной температурой поступающих в бассейн атлантических вод. Соленость понижается от 35—35,2 %о около поверхности до 34,9 %0 в нижней части слоя (рис. 4.4). СезонРис. 4.3. Схема водообм ена Северо-Европейского бассейна с Арк­ тическим бассейном и Атлантиче­ ским океаном [22].

1, 2 — теплые и холодные поверхностные течения; 3 — место опускания струй течений; 4, 5 — теплые и холодные глу­ бинные течения.

Рис. 4.4..Температура и соле­ ность атлантических вод в ФареJT2 NJ ф+~5 ро-Шетландском проливе [26].

ный ход температуры поступающей воды у поверхности океана со­ ставляет около 5°С и постепенно затухает к глубине 100—200 м.

Атлантические воды в виде Норвежского течения и ответвлений от него, выносящих теплые воды в северный и южный циклониче­ ские круговороты, где они смешиваются с холодными арктическими водами, занимаю т большую часть площади Северо-Европейского бассейна! В Норвежском течении они простираются до глубины в 1 км, в циклонических круговоротах их толщина уменьшается до 300 м, а в ряде мест еще больше.

Вследствие большой площади соприкосновения с холодной, вы­ сокоширотной атмосферой происходит интенсивная отдача тепла в воздух как в результате испарения воды, так и в результате непо­ средственного турбулентного теплообмена. В среднем за год за счет испарения вода теряет 160 кД ж /см 2 и за счет турбулентного теплообмена — примерно 120 кД ж /см 2. Если учесть, что из-за в це­ лом за год положительного радиационного баланса, составляющего в среднем 50 кД ж /(см 2-год ), происходит некоторая компенсация теплопотерь, то все же атлантические воды теряют за год 230 кД ж /см 2.

Соленость атлантических вод по мере их продвижения к северу из-за небольшого пресного баланса и смешения с распресненными.арктическими поверхностными водами незначительно понижается (перед входом в Арктический бассейн примерно до 35 %о). В ниж­ ней части слоя соленость этих вод практически не изменяется (около 34,9 %о).

Атлантические воды в Арктическом бассейне выделяются по изотерме 0°С. Это можно связать с наинизшей температурой, ко­ торую они имеют на входе в Северный Ледовитый океан. По соле­ ности эти воды выделить труднее, так как они резко отличаются только от поверхностных распресненных вод. Наблюдения пока­ зал и, что прослойка вод с положительными температурами отмеча­ ется во всем Арктическом бассейне. У входа в него толщина слоя атлантических, вод составляет 0,8 км. Уже здесь они находятся в погруженном состоянии под поверхностными арктическими во­ дами, но пока еще сверху температура 0°С отмечается на глубине

•около 50 м.

По мере продвижения на восток атлантические воды постепенно трансформируются за счет тепло- и солеобмена с окружающими водами. Наиболее заметна тепловая трансформация, в результате которой температура от максимума' в 3,5 °С на входе в бассейн понижается до 0,4 °С в канадской части бассейна (рис. 4.5). При этом наиболее быстрое понижение температуры происходит на начальном отрезке пути. Такой характер трансформации н а­ ходится в соответствии с закономерностями, рассмотренными в курсе «Физика океана». Поскольку отношение толщины к ши­ рине основного потока атлантических вод примерно 1/600, то ос­ новная теплоотдача у него происходит вверх и вниз посредством турбулентности.

Подсчет изменения энтальпии по данным об изменении темпе­ ратуры воды и ее объема показывает, что в атлантической части 'бассейна до хребта Ломоносова атлантические воды теряют при­ мерно 70 % энтальпии, определенной относительно ее уровня при !0°С. Из этого потока энтальпии около 0,4 идет в глубинные слои.

Наиболее заметное изменение солености атлантических вод про­ исходит в результате оттока солей в поверхностные арктические воды. Это достаточно ясно проявляется на разрезе (рис. 4.5).

Небольшое уменьшение солености воды не компенсирует увели­ чения плотности из-за понижения температуры, поэтому слой ат­ лантических вод по мере продвижения к востоку постепенно опус­ кается и верхняя граница слоя в тихоокеанской части региона п р о х о д и т на г л у б и н е б о л е е 300 м. Н и ж н я я г р а н и ц а это го с л о я р а с ­ п о л а г а е т с я п р и м е р н о н а той ж е гл у б и н е, к а к и у в х о д а в А р к т и ­ ческий б ассейн, т. е. на 0,9— 1,0 км. Л и ш ь в р а й о н е х р е б т а Л о м о н о ­ с о в а она, п о д н и м а е т с я д о г о р и з о н т а 0,7 км.

–  –  –

Рис. 5.2. Эпюры дрейфового (1) и градиентного (2) течений для различных соотношений глу­ бины и толщины слоя трения.

х 2 p k u Tl x y h -, f / g ) { d t, l d x ) - l u 2', По оси

–  –  –

777\У/ Л \

–  –  –

еще более сильно, чем в Балтийском море. Весной, после таяния:

льда, по всему морю образуется тонкий очень распресненный слой воды. Толщина его может быть описана формулой (8.15), гдев пресный баланс Ми должны включаться воды от таяния льда и относиться он должен к интервалу времени порядка месяца. Та­ кой большой приток пресной воды и тепла, а также слабые ветры весной приводят к образованию квазиоднородного слоя толщинойв 5— 10 м. В нем только таяние льда вызывает понижение соле­ ности примерно на 2—3 % Для этой оценки может использоваться:

0.

формула (7.9). Дополнительное влияние оказывает интенсивный речной сток. В результате соленость верхнего квазиоднородного* слоя оказывается пониженной, но в разных районах по-разному..

В заливах с максимальным речным стоком 520% о (Двинский:

залив), а в районах с минимальным речным стоком соленость, понижается до 26 % Наиболее высокая соленость в районе Во­ 0.

ронки, где поступают баренцевоморские воды, соленость которых выше 30 % В Горле они приливным течением перемешиваются до* о.

вертикальной гомохалинности с S ~ 29—30 % Эти довольно соле­ о.

ные воды заполняют все море с глубины порядка 50 м (рис. 8.21)..

Постепенно к лету в результате перемешивания и поступления солей из глубины происходит увеличение толщины верхнего слоя моря до 10—20 м и солености до 25—26 % хотя в заливах с интен­ 0, 213;

сивным речным стоком S остается ниже 20 %. Галоклин распро­ страняется до глубины порядка 20—40 м, ниже которого соленость воды довольно однородная.

Р и с. 8.21. С оленость и тем п е р ат у р а воды в Б ел ом м оре на р а зр е зе от Г орла до О н еж ского за л и в а. Август.

Температура воды, как в Черном и Балтийском морях, зависит не только от поступающего потока тепла', но и от толщины слоев с пониженной устойчивостью. В теплый период года наиболее ощу­ тимо прогревается верхний квазиоднородный слой моря. В Бас­ сейне его средняя месячная температура в августе достигает 12— 13 °С, а в заливах на 2—3° выше. Под этим слоем образуется1 термоклин, по положению совпадающий в основных чертах с галоклином. -7 Температура верхнего слоя моря, как и соленость, очень!

неоднородна из-за разной толщины распресненного слоя воды.. \ Наиболее она низка на участках интенсивного перемешивания — в Горле и в Соловецком проходе между Бассейном и Онежским за- | ливом. I В холодный период года в Горле из-за перемешивания и тепло­ отдачи в атмосферу температура воды понижается до отрицатель­ ных значений (до — 1,4°С) и вследствие высокой солености она оказывается плотной, в результате чего она в Бассейне заполняет' 1 котловины, выжимая ранее поступившие сюда и несколько транс- j формированные за счет тепло- и солеобмена воды, которые- [ оказываются менее плотными. Такое постоянное обновление глу­ бинных вод обеспечивает их насыщенность кислородом, состав­ ляющее 70—80 %.

Большая плотность глубинных вод препятствует развитию зим­ ней конвекции, которая распространяется всего до глубины 30— 40 м, так как уплотнение верхнего слоя воды происходит в основ­ ном в результате понижения температуры.

Повышение солености при образовании льда толщиной Ah ока­ зывается небольшим. Оно может быть оценено по формуле (7.10).

В Белом море AS оказывается менее 0,5 % Основное осолоне­ оние воды в слое конвективного перемешивания до 27—28 % проис­ ходит за счет вовлечения в конвекцию нижележащих соленых вод.

По происхождению и специфике распределения температуры и солености в Белом море можно выделить несколько водных масс.

1. Поверхностная беломорская водная масса. Распространяется до глубины проникновения зимней конвекции. Она имеет понижен­ ную соленость от 25 °/00 летом до 28 % зимой, а в зонах непосред­ ственного влияния рек — еще более низкую. Характеризуется боль­ шой амплитудой сезонных колебаний температуры, достигающих:

в среднем 15 °С.

2. Баренцевоморская водная масса. Выделяется по высокой солености (S ~ 3 3 % o ). Она входит в Воронку, а в пределах Горла претерпевает сильную трансформацию, входя составной частьюв другие воды.

3. Воды Горла (зимние и летние). Образуются при смешении баренцевоморских вод с беломорскими. Зимой они охлаждаютсядо температуры порядка — 1 °С и имеют соленость примерно 30 %, оТакие плотные воды заполняют все котловины моря. Летом эта:

смесь вод имеет Положительную температуру до 8°С и соленостьПлотность ее оказывается выше, чем у поверхностных;

0.

вод и располагается она между этой водной массой и зимними:

водами Горла.

Совершенно иной характер имеет термохалинная структура1 Средиземного моря в связи с его отрицательным пресным балан­ сом и интенсивным летним прогревом воД| подробно! изложенная' 215в работе [24]. Поступающие через Гибралтарский пролив атлан­ тические воды имеют соленость летом около 36,3 % а зимой о, 36,5 % Она примерно на 1,5 °/00 ниже, чем у подстилающих их вод о.

.на глубине около 200 м. Хотя-температура атлантических вод ле­ том ниже на 2—3 °С, чем у окружающих вод в крайней западной части моря, их плотность на поверхности относительно небольшая ( 0 ( ~ 2 6 летом и 'Ot~ 27 зимой), в то время как у подстилающих вод на глубине 150 м сг* — 28,5. Поэтому атлантические воды дви­ ^ жутся у поверхности моря, а не в глубине, как в ранее рассмот­ ренных морях. Они испытывают интенсивную трансформацию в результате воздействия атмосферы и потока лучистой энергии.

Поскольку ширина потока атлантических вод 200—300 км, а тол­ щина только 0,15—0,20 км, то он представляется в виде тонкой лленки, движущейся по плотным водам и слабо с ними переме­ шивающейся.

Большой приток тепла летом вызывает интенсивный прогрев верхнего 100— 150-метрового слоя воды (рис. 8.22), а испарение вызывает его осолонение, которое становится тем сильнее, чем.дальше атлантическая вода продвигается к востоку. Но из-за прогрева повышение солености не вызывает неустойчивости плот­ ностной стратификации и не происходит конвективного перемеши­ вания.^ Поэтому под поверхностным максимумом солености в ниж­ нем слое атлантических вод имеется минимум солености, связан­ ный с ее начальным значением.

В северо-восточных районах моря, куда атлантические воды не попадают, такого подповерхностного минимума нет.1 По мере продвижения на восток атлантические воды осолоняются до 39 % но плотность их остается ниже подстилающих 0, их вод. Д аж е зимой при понижении их температуры на 10 °С (с 23 до 13 °С на западе и с 27 до 16 °С на востоке) конвекция не проникает в западной части моря глубже 100 м и в восточной глубже 200 м.

Атлантические воды полностью теряют свои первоначальные свойства в восточной части моря, где они переходят в северную ветвь общециклонического потока.

В северо-восточной части моря соленость поверхностных вод летом в результате интенсивного испарения достигает 39,25 % о.

При понижении температуры в холодный период года воды уплот­ няются до (Tt~29 и опускаются до глубины в 300 м. Нисходящее “движение имеет также место в локальном антициклоническом круговороте южнее о. Крит и на периферии циклонического круго­ ворота в восточном бассейне/ Все это приводит к постоянному (образованию высокосоленых и довольно теплых вод, которые под слоем поверхностных вод движутся на запад\ (см. рис. 8.22). По месту своего образования эти воды назы^ваются левантийскими,,а по положению — промежуточными. По мере продвижения на за­ пад они сравнительно слабо трансформируются. Их соленость уменьшается всего на 0,5 % а температура убывает на 3 °С, но о, плотность их остается почти неизменной аг~29,1. Такой характер Р и с. 8.22. Т е м п е р а ту р а и соленость в оды л ето м в д о л ь С реди зем н ого м о р я на р а з ­ ре зе о т Г и б р а л та р ск о го п рол и ва д о п о б ер е ж ь я Л и в а н а [24].

Ш триховкой показана область формирования левантийских вод; 1, 2 — направление движения?

атлантических (/) и левантийских (.2) вод.

трансформации левантийских вод дает основание считать, что юсновной их обмен теплом и солями происходит с глубинными,..а не с поверхностными водами, так как в противном случае соле­ ность бы изменилась сильнее.

^Глубже 400— 700 м соленость и температура вод с глубиной почти не меняются, составляя в среднем 38,5 % и 13— 14 °С.

В отличие от Черного моря эти глубинные воды непрерывно обновт?

ляются, о чем свидетельствует высокое содержание кислорода (5 мл/л).ГПроведенные в работе [24] расчеты глубины проникш вения зимней конвекции показали, что на многих участках север­ ной ветви циркуляции зимняя конвекция распространяется до дна^ Это область, расположенная севернее широты о. Корсика в запад­ ном бассейне, Адриатическое и Эгейское моря — в центральном бассейне, а также в центральных частях циклонических кругово­ ротов, где плотностная устойчивость вод понижена из-за восхо­ дящих токов./Из этих областей [глубинные воды растекаются по всему морю. Но глубинный водообмен между западной и восточ­ ной частями моря отсутствует из-за Тунисского порога. Это

-определяет различие в температуре и солености глубинных вод.этих частей моря.

Таким образом, в Средиземном море выделяются три основные водные массы: атлантическая, левантийская и глубинная. Помимо них в Адриатическом и Эгейском морях выделяются водные массы местного происхождения, существенно меньшие по объему, чем основные. Из них только постоянно образующиеся глубинные воды играют большую роль в формировании основной глубинной водной массы.

8.7. Л Е Д Я Н О Й П О К Р О В Наличие верхнего распресненного слоя в морях с положитель­ ным пресным балансом благоприятствует их быстрому охлажде­ нию в холодный период года и замерзанию. Естественно, что раньше всех замерзает наиболее северное Белое море, в котором вода за лето прогревается слабее, чем в других средиземных морях.

Период охлаждения до температуры замерзания 0 зависит не только от летнего прогрева моря, толщины прогретого слоя и интенсивности осенней отдачи тепла в атмосферу, но и от ха­ рактера конвекции и адвекции теплых вод. В центральной и се­ веро-западной частях моря, где соленость к осени выше 24,7 °/сю, ^конвективное перемешивание происходит непрерывно: в начале в результате уплотнения воды при понижении температуры, а за­ тем за счет осолонения при образовании льда. Поэтому постоян­ ный подток глубинного тепла растягивает процесс выхолаживания моря и температура, близкая к 0, может сохраняться длительное время. Выпадающий снег создает распреснение и вода бы­ стро замерзает. В этом отличие замерзания морских вод упомяну­ тых районов от солоноватых заливов. Они с севера начинают замерзать уже в конце октября. Наиболее поздно, в январе, начи­ нают замерзать Горло и Воронка. Такое позднее замерзание вы­ звано притоком баренцевоморских вод, которые быстро выхола­ живаются из-за их сравнительно малой толщины.

Образовавшийся лед покрывает все море и основная часть егодрейфует, так как под влиянием приливных колебаний уровня при­ пай занимает малую площадь, примерно равную 10 % всей;

площади льдов. Припай образуется в среднем раньше плавучих, льдов в открытой части моря, так как температура воздуха вблизи, берега всегда ниже, чем вдали от него, вследствие влияния холод­ ного материка, а подток тепла ко льду от воды на мелководьепрактически отсутствует, поэтому припайный лед бывает толще­ плавучего. Он чисто термического происхождения и изменение еготолщины вполне может быть описано известной формулой из «Фи­ зики океана», предполагающей линейность профиля температуры по вертикали во льду и снеге ((,) _ _ +у (_. + + j _ (8.16) н A&L л,у (в TJ d t,

•где Тс — температура поверхности снега на льду.

Из этой формулы видно, что толщина льда очень сильно зави­ сит от слоя снега на нем и температуры воздуха, которая близка к температуре поверхности снега. При средних значениях h c и Тс лед может нарасти до 60—80 см-, но в малоснежные суровые зимы максимальная толщина припая может достигать 150 см [8].

В среднем толщина плавучего льда составляет 35—40 см, но она не однородна по морю. Наименьшую толщину лед имеет в Во­ ронке и Горле, а также в прилегающей к нему части Бассейна.

Это связано не только с более поздним образованием льда в -этих районах, но и с постоянным его выносом в Баренцево море. Еже­ годно выносится более 13 км3 льда как под действием ветра, так и преобладающего поверхностного выносного течения, причем по­ следнее выносит примерно в 2,5 раза льдов больше, чем ветровой дрейф. Такой вынос превышает 20 % всего объема льда в мореи он приводит к тому, что в северо-восточной части моря перед Горлом преобладает пониженная концентрация льдов (N 1 ), так как она связана с их дивергенцией, что отражается уравне­ нием (4.14). Здесь появляется много трещин и разводий, быстрозатягивающихся при низких температурах воздуха тонким льдом.

В связи с этим в примыкающей к Горлу части моря средняя тол­ щина льда меньше, чем в его западных и южных районах.

Таяние льда начинается в мае. При этом из-за выноса льда и появления участков открытой воды в проливе и вблизи от него в Бассейне происходит быстрое очищение этой части моря. Такой характер таяния льда описывается не только стаиванием с поверх­ ности, которое отражается уравнением теплового баланса (4.9), нои уравнением (4.14), характеризующим стаивание льдин.

21»

Суммарный эффект поверхностного и бокового таяния приводит к быстрому исчезновению льда. Речные воды во время паводка также благоприятствуют взлому припая и освобождению заливов от льда. В результате за май—июнь море очищается от льдов, преобладающая масса которого тает.

Ледовые условия в Балтийском море существенно легче, чем в Белом. Это связано с более мягкой зимой вследствие более южного положения моря и близости к Атлантическому океану, с которого преобладают зимой переносы относительно теплых воз­ душных масс. Условия же замерзания моря благоприятные из-за малой солености воды, при которой сначала достигается темпера­ тура наибольшей плотности, а затем замерзания.

Из-за вытянутости по меридиану более чем на 1000 км клима­ тические условия северной и южной частей моря различные и на

•севере Ботнического залива замерзание наступает уже в первой половине ноября. Отсюда фронт замерзания вдоль береговой черты продвигается к югу, одновременно выдвигаясь в мористые области. В 80 % всех зим замерзают только Ботнический, Финский и Рижский заливы, а также мелководные шхеры восточных бере­ гов Скандинавии. Открытое же море остается свободным от льда, так как накопленного летом запаса тепла в перемешиваемом вет­ ром и конвекцией слое, толщиной порядка 50 м, достаточно для компенсации зимних потерь тепла.

В связи с тем что зимняя температура воздуха не очень низкая, ее изменение от года к году существенно влияет на сроки замер­ зания. Поэтому среднее квадратическое отклонение сроков замер­ зания в Балтийском море увеличивается от 18 сут на севере до 30 сут. Такая большая дисперсия в сроках замерзания присуща всем морям с относительно мягкой зимой. С этим обстоятельством связана и степень замерзания Балтийского моря. Центральная его часть замерзает лишь в очень суровые зимы, которые случаются несколько раз за столетие. Такие условия были в 1939/40, 1941/42 и 1946/47 гг., а в среднем граница льда в открытом море не опускается южнее 59° ю. ш.

Рост толщины льда вполне может быть описан формулой (8.16).

Наибольших значений за счет термического роста она достигает :в первой половине марта. На севере Ботнического залива толщина неподвижного льда может нарости до 1 м, на востоке Финского залива до 60 см. Толщина дрейфующих льдов обычно не превы­ шает 40—60 см. Она меньше, чем толщина припая, по тем же при­ чинам, что и в Белом море.

С марта начинается таяние льда и весь он вытаивает без вы­ носа через проливы. Общие закономерности таяния льда такие же, как в Белом море.

В среднем продолжительность существования ледяного покрова составляет от 6— 7 мес на севере Ботнического залива, 5 мес в за­ падной части Финского и в Рижском заливах, а в самом море не €олее 3 мес.

Ежегодно лед образуется в таком теплом море, как Азовское.

:220 При рассмотрении термохалинных процессов отмечалось, что из-за малой глубины моря температура его воды меняется в широком диапазоне. Дополнительное влияние оказывает малая соленость воды, при которой температура наибольшей плотности достигается раньше температуры замерзания, поэтому температура поверхно­ сти моря уже в декабре переходит через 0 и в северной части моря появляется лед. Затем фронт замерзания продвигается вдоль бере­ гов к югу. Но в связи с южным положением моря и континентальностью его климата зимой происходят большие изменения его теп­ лообмена с атмосферой от положительных до отрицательных, влия­ ющие на степень замерзания моря. В мягкие зимы замерзает только северная прибрежная полоса, а в суровые — почти все море. Общие закономерности формирования ледяного покрова такие же, как в Балтийском море, но длительность существования ледяного покрова в среднем составляет 2 мес. Наибольшей тол­ щины в 20—40 см он достигает в феврале, но с повторяемостью 2 % бывает толщиной в 80 см.^ Преобладающий зимой ветер вызывает дрейф льда на запад и юго-запад к судоходным трассам, где он создает препятствия для навигации.

Близки к рассмотренным ледовые условия в северо-западной части Черного моря. Здесь припай шириной в несколько километ­ ров вдоль береговой полосы существует в течение 2 мес и толщина его достигает 40—50 см, но его протяженность сильно меняется от года К году. В мягкие зимы замерзают только лиманы и бухты, а в суровые — граница льда простирается до берегов Румынии, а в исключительных случаях — до Босфора. Вдали от берегов за­ падной части моря лед бывает только в холодные зимы и толщина его не более 10— 15 см.

Этот ледяной покров неустойчивый и при отжимном ветре вы­ носится в мористые области, где тает.

Таяние льдов в прибрежной полосе северо-западной части моря наступает в среднем, как и в Азовском море, в марте и уже во вто­ рой половине месяца лед исчезает. В более южных районах он исчезает раньше.

Таким образом, ледовые условия в каждом из морей разно­ образны. Естественно, в первую очередь они обусловлены сезон­ ным теплообменом с атмосферой и притоком солнечной энергии, но важную роль играет специфика летнего прогрева моря и спо­ собность его накапливать тепло с последующим расходом зимой.

Последнее в основном и приводит к замерзанию мелких районов морей и отсутствию устойчивого ледяного покрова в глубоких.

Глава М ОРЯ, ОМ Ы ВАЮ Щ ИЕ

Д А Л Ь Н И Й ВОСТОК СССР

9.1. М О Р Ф О М Е Т Р И Я Три дальневосточных моря — Берингово, Охотское и Японское, обладают рядом общих черт происхождения, морфометрии, кли­ мата, а вследствие этого и гидрологического режима. Это позво­ ляет объединить эти моря в одну группу. Все они относятся к ка­ тегории окраинных морей. Каждое из них географически четко выделяется, так как протяженность жидкой границы небольшая.

LHa севере граница Берингова моря проходит по северной пери­ ферии Берингова пролива примерно на 66° с. шу От Тихого океана это море отделяется Алеутскими и Командорскими островами.

Охотское море от Тихого океана отделяется п-овом Камчатка и Курильскими островами^а от Японского моря — островами Саха­ лин и Хоккайдо.

Японское море отделено от Тихого океана Японскими остро­ вами, и его южная граница проходит по южной периферии Корей­ ского пролива около 32,6° с. ш. (рис.. 9.1).

Таким образом, эти моря вытянулись вдоль Азиатского мате­ рика с севера на юг на 30°: Берингово море — от 66 до 51,4° с. ш., Охотское— от 62,7 до 43,7° с. ш. и Японское — от 52,3 до 32,6° с. ш.

Хотя основная площадь морей лежит на разных широтах, но некоторые их части расположены в одних и тех ж е широтных зо­ нах. Д аж е северная часть Японского моря и южная Берингова моря находятся в одной широтной зоне, но из-за различной уда­ ленности от материка и различий во влиянии океана характери­ стики их режима совершенно различны.

[Географическое положение морей таково, что Охотское море наиболее глубоко вдается в материк и в его режиме должна силь­ нее проявляться континентальность. Берингово море лежит на границе двух океанов. При этом нужно учесть, что полуострова Чукотский и Аляска довольно узкие, поэтому океаническое влия­ ние на режим этого моря должно быть сильным?) Моря расположены на периферии Евразийской и Тихоокеан­ ской плит земной коры, движущихся навстречу друг другу.

В зоне конвергенции плит всегда наиболее сильны вертикальные смещения земной коры, приводящие к трансгрессии и регрессии моря. Поэтому донный рельеф морей очень неоднородный, а их очертания за время существования менялись. Наиболее древними н D О к о с_ о fd e о н о X О Я оU C РЗ сч к о •© си о а О н являются глубоководные котловины, из них Беринговоморская существовала уже в кембрийский период, естественно, не в совре­ менных очертаниях: Другие котловины в пределах 200— 300 млн. лет как появлялись, так и осушались, но уже в неогене котловина Охотского моря существовала. Основное очертание мо­ рей сформировалось после первого оледенения, когда вдоль Азии возникли островные дуги и вдоль них глубокие провалы земной коры. В настоящее время этот район остается районом активной тектонической деятельности, сопровождаемой извержением вулка­ нов и землетрясениями, при которых некоторые черты рельефа меняются.

Это самые большие моря у побережья нашей страны (табл. 9.1). Характерной морфометрической особенностью морей Т аб л и ц а 9.1

–  –  –

Берингова и Охотского является обширный шельф, на долю кото­ рого приходится более 40 % площади каждого из них.

В Беринговом море материковая отмель с преобладающими глубинами менее 100 м занимает всю его северо-восточную часть, препятствуя проникновению в нее глубинных вод. Более трети площади моря занимают Алеутская и Командорская котловины с глубинами более 3 км. Они разделены хребтом Ширшова, пони­ жающимся к югу и обрывающимся у Алеутской гряды. Здесь глу­ бина достигает 4,5 км, допуская возможность обмена глубинными и придонными водами котловин. На материковый склон в этом море приходится всего 17% площади и его крутизна в. основном находится в пределах 0,5—3,0°.

В Охотском море материковая отмель более равномерно рас­ пределена вдоль берегов материка, чем в Беринговом. Третью часть площади занимает материковый склон. В целом дно моря имеет общий наклон к его юго-восточной глубоководной периферии, где расположена Курильская котловина с глубинами, превышаю­ щими 3 км. Впадина Дерюгина, находящаяся на широте север­ ного Сахалина, существенно меньше первой котловины и глубина ее менее 2 км. Между этими понижениями дна находятся два относительно небольших поднятия: возвышенность Института Океанологии и возвышенность Академии Наук СССР. В связи с большой материковой отмелью и большой глубоководной частью моря Берингово и Охотское относят к морям смешанного матери­ ково-океанического типа.

В Японском море на шельф приходится лишь немного более четверти его площади с наибольшим распространением на севере.

Рельеф дна моря довольно пересеченный. К его срединной части происходит общее понижение дна, с южной стороны которого расположена возвышенность Ямото, с отдельными глубинами менее 300 м. Есть также несколько возвышенностей меньшего размера в южной части моря.

Материковый склон На большом протяжении вдоль материка и островов Японии узкий и крутой.

Итак, общей чертой рельефа дна всех дальневосточных морей следует считать существование глубоких котловин, отделенных от Тихого океана дугами островов. Характер и интенсивность обмена водами с океаном зависит от размера и глубины проливов между островами.

В Алеутско-Командорской гряде 47 проливов общей площадью примерно, в 735 км2, но большинство их мелководны с глубинами в основном до 100 м. В восточной части гряды, в прол. Амухта глубина доходит до 500 м. Далее к западу в самом южном про­ ливе Амчитка глубина около 1300 м. Еще западнее между группой островов Ближние и Командорскими в самом широком проливе имеется желоб с глубинами до 3600 м. Самые большие глубины, доходящие до 4420 м, обнаружены в проливе между Командор­ скими островами и п-овом Камчатка [26]. С Чукотским морем Берингово связано мелководным Беринговым проливом глубиной порядка 40 м и шириной в узкой части 85 км. Таким образом северная мелководная часть моря сообщается с океаном через мелководные проливы, а у глубоководной есть связь с Тихим океаном через глубокие проливы.

Столь же благоприятны условия водообмена Охотского моря с Тихим океаном. В гряде Курильских островов более 30 проли­ вов с суммарной шириной 500 км, из которых наиболее широкие и глубокие проливы Буссоль и Крузенштерна. В первом глубина составляет 2318 м и во втором— 1920 м. В еще двух крупных про­ ливах Фриза и Четвертом Курильском глубины около 900 м и 600 м соответственно. Из общей площади сечения на первый пролив приходится 43,3 %, на второй — 24,4 %, на третий — 9,2 °/о и на четвертый — 8,1 % [26]. Хотя глубины этих проливов боль­ шие, но дно даж е с.амого глубокого из них на 1,5 км выше, чем дно Курильской котловины, и поэтому условия для обмена водами, находящимися глубже 2,3 км, ограничены.

Охотское море с Японским связано мелководными проливами Лаперуза и Невельского. Первый пролив шириной 44 км имеет глубины менее 75 м, а у второго, шириной около 7 км, глубины не превышают 14 м.

В противоположность- первым двум морям Японское море с Ти­ хим океаном соединяются только одним Сангарским проливом, 15 З ак аз № 427 225 ширина которого в узкой западной части всего 19 км, а глубина 130 м. Наибольшим является обширный Корейский пролив, вклю­ чаемый в Японское море и связывающий его с Восточно-Китай­ ским и Желтым. Его наименьшая ширина в средней части пролива 160 км, а глубина 125 м. Очень мелководный с глубинами 2—3 м Симоносекский пролив какого-либо существенного влияния на во­ дообмен и режим моря не оказывает.

Малые глубины в проливах изолируют глубокие слои Японского моря от сопредельных бассейнов, поэтому характер его водообмена с морями существенно отличается от того, который имеет место в Беринговом и Охотском морях.

9.2. 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

Расположенные на периферии самого большого океана и у са­ мого большого материка в области умеренных и высоких широт моря подвержены в большей или меньшей степени муссонным перемещениям воздуха со всеми вытекающими последствиями.

Это основная общая черта воздействия атмосферы на моря.

На движение воздуха и его характер над морями влияют три основных барических образования: алеутский минимум, североти­ хоокеанский максимум и сибирский зимний антициклон. Они фор­ мируются ежегодно и в зависимости от сезона локализуются в по­ стоянных районах, создавая генеральную систему ветров. Наибо­ лее контрастно эта система барических образований выражена в холодный период года (рис. 9.2 а). Центр алеутского минимума локализуется в восточной части Алеутской тряды, а сам он про­ стирается на всю северную часть Тихого океана, отодвигая северо­ тихоокеанский максимум к берегам Калифорнии, поэтому на рас­ сматриваемые моря последний не влияет.

На Азиатском материке в это время развивается область высо­ кого давления, которая совместно с. алеутским минимумом приво­ дит к устойчивому северо-западному ветру над Японским и южной частью Охотского морей. Повторяемость этого ветра от 40 до 60 %.

Далее к северу Охотского моря преобладающий ветер стано­ вится более северного направления, а в западной части Берингова моря переходит к северо-восточному. Лишь в самой юго-восточной периферии Берингова моря ветер имеет юго-западное и южное на­ правление. Из-за больших градиентов давления скорость ветра высокая, возрастающая до 7— 12 м/с в северо-западной части Бе­ рингова моря и до 12— 15 м/с в Японском море.

В теплое время года барическая ситуация меняется коренным образом. Пропадают сибирский максимум и алеутский минимум, а северотихоокеанский максимум смещается к северу и усили­ вается (рис. 9.2 6). Вокруг него происходит антициклоническое вращение воздуха, захватывающее по своей западной и северо-западной периферии районы рассматриваемых морей, в результате чего в них преобладает южный и юго-западный ветер, но устойчи­ вость его несколько меньше, чем зимнего. По скорости он также слабее, в среднем составляя 4— 7 м/с.

Сезонная изменчивость скорости и направления ветра, которая наблюдается повсеместно, за исключением юго-восточной части 120 ISO 120 /5 0 180

–  –  –

Берингова моря, где круглый год преобладают южные ветры, влияет на все динамические процессы в верхнем слое морей.

Дополнительное влияние на перемешивание верхнего слоя мо­ рей и теплообмен с атмосферой оказывают обусловленные цикло­ нами и тайфунами штормовые ветры. Наблюдаются они чаще в холодный период года. В Беринговом море ветер скоростью бо­ лее 15 м/с повторяется от 6 сут в месяц в северной части до 8 сут в месяц — в южной. В восточной части Охотского моря 20 % всей повторяемости ветров — штормовые. К побережью материка их повторяемость убывает до 5— 10 %. Примерно такова ж е повто­ ряемость штормовых условий в Японском море (5— 10% ).

15* 227 Летом повторяемость штормовых условий обычно не превы­ шает 5 %. Большое влияние на тепловой и пресноводный баланс морей оказывают, как известно, свойства приносимого воздуха.

В дальневосточных морях они существенно различаются в зави­ симости от направления переноса: с материка или с океана.

В первом случае во время зимнего муссона преобладает приход с материка холодного слабо насыщенного влагой воздуха. Относи­ тельная влажность воздуха на побережье составляет 60 %.

Летом на моря чаще поступает сформировавшийся над океаном влажный воздух с большой облачностью, которая повсеместно над Японским морем в среднем составляет 6 баллов, а в южной части Охотского и Берингова морей возрастает до 8—9 баллов.

Сезонность в переносе воздуха материкового и океанического происхождения и его пространственное распределение влияет на основные составляющие пресного баланса — на осадки и испаре­ ние. В соответствии с насыщенностью воздуха влагой и облач­ ностью максимум осадков во всех морях приходится на теплый период года. Это увеличивает плотиостную устойчивость верхнего слоя морей и ослабляет их прогрев. В пространственном отноше­ нии больше осадков получают те районы морей, которые ближе расположены к Тихому океану. В них распределение выпадающих осадков по сезонам более равномерное, чем в западных и северозападных районах морей. Естественно также, что наиболее южное Японское море получает больше осадков, чем остальные, а мини­ мум осадков приходится на Охотское море, которое глубже остальных вдается в материк и обладает большей «континентальностью» климата.

Д аж е в каждом из морей на их южные районы выпадает осад­ ков в 3—4 раза больше, чем на северные.

Абсолютные значения слоя выпадающих осадков известны с небольшой точностью из-за малого количества пунктов наблю­ дений.

Следующей приходной статьей пресного баланса является ма­ териковый сток. Во всех морях он небольшой и его влияние рас­ пространяется в основном на устьевые участки. В Беринговом море речной сток сосредоточен в его северной части, а в Охотском — 65 % стока приходится на Амур. Только ради сопоставления реч­ ного стока по морям с учетом их площадей в табл. 9.2 приведены значения стока в виде слоя пресной воды (см).

Т аб л и ц а 9.2 С оставляю щ и е пресн оводного б а л а н с а [17]

–  –  –

Б ерингово О хотское Я понское Зимой в прибрежной зоне относительная влажность поступаю­ щего на моря воздуха повышается с юга на север от 50 до 70 %.

При этом Aq = qa—q0 достигает значений 2 - Г0_3 и уменьшается по мере удаления от берега.

При наличии льда температура его поверхности и воздуха низкие и их разность небольшая, вследствие чего Aq мало. По­ этому испарение со льда небольшое.

При ветре со стороны океана относительная, влажность воздуха летом превышает 0,9, а температура воздуха равна или даже пре­ вышает температуру поверхности морей, особенно Берингова, по­ этому испарение существенно меньше, чем зимой, а в случае по­ ступления особенно влажного и теплого воздуха происходит кон­ денсация с образованием туманов.

Пресный баланс во всех морях положительный; причем только в наиболее глубоко вдающемся в материк Охотском море испаре­ ние равно осадкам и избыток пресной воды вызван речным сто­ ком. Во всех остальных морях осадки превышают испарение, и поэтому пресная вода более равномерно распределена по их акватории, чем в Охотском море.

Из метеорологических факторов, влияющих на тепловое состоя­ ние морей, основное место отводится радиационному балансу.

Вследствие большой протяженности морей по широте поступаю­ щая на них суммарная радиация меняется в больших пределах как в пространстве, так и во времени. В теплый период года она уменьшается от Японского моря до Берингова. Так, например, в июле суммарная радиация в Японском море в среднем 62 кД ж /(см 2-мес), в Охотском 52 кД ж /(см 2• мес) и в Беринговом 36 кД ж /(см 2-мес) [38]. Примерно в такой же степени умень­ шается к северу радиационный баланс морей.

Менее существенно уменьшается с юга на север поток суммар­ ной радиации и баланс в холодный период года. В январе только на самом юге Японского моря радиационный баланс положитель­ ный и равен примерно 6 кД ж /(см 2-мес). Но уже в его северной части он становится отрицательным. В Охотском море он убывает до — 3 кД ж /(см 2-мес), а в Беринговом до —7 кД ж /(см2-мес).

При рассмотрении значений радиационного баланса морей нужно иметь в виду, что непосредственные систематические его измерения проводятся только на береговых пунктах. Приведенные выше данные получены посредством расчетов. По мере совершен­ ствования методики расчетов и исходной информации количествен­ ные результаты могут меняться, но общий характер распределе­ ния радиационного баланса по морям и его изменение во времени сохраняется.

Затраты тепла на испарение с поверхности морей обычно опре­ деляются умножением толщины слоя испаряющейся влаги на удельную теплоту испарения LH= 2,5 кДж/см3. Этот поток в такой же степени ориентировочный, как и испарение (табл. 9.3).

В такой же, если не в большей степени следует считать ориен­ тировочными значения1турбулентного теплообмена между морями Таблица 9.3 С о ставляю щ и е т еп л ов ого б а л а н с а м орей, к Д ж / ( с м 2-г о д )

–  –  –

и атмосферой. Этот поток сильно зависит от того, как быстро происходит взаимная тепловая трансформация соприкасающихся слоев воздуха и воды. Наибольшая разность температур этих сред О— Т0 бывает в холодный период года, когда еще моря не покры­ ваются льдом. В гл. 1 было показано, что по мере удаления от берега -в— Т0 быстро убывает. Перед замерзанием морей разность температур воды и воздуха вдоль побережья материка может пре­ вышать 10 °С. При образовании льда эти контрасты убывают, но за кромкой льда снова увеличиваются до 6°С. Естественно, что при таких контрастах температуры и высоких скоростях ветра, которые бывают над дальневосточными морями в этот период года, турбулентный поток в атмосферу большой. Он быстро убы­ вает по мере удаления от материка, но тем не менее его значения зимой в западных районах морей на открытых участках воды могут составлять 20—25 кД ж /(см 2-мес).

Летом преобладает поступление на моря воздуха с океана с малыми контрастами температуры между ним и водной поверх­ ностью, поэтому турбулентный поток тепла хотя и направлен.

в основном к поверхности морей, но существенно меньше, чем зимой.

В результате в целом за год турбулентный поток тепла на­ правлен от поверхности морей вверх (см. табл. 9.3). Его сумма с затратами тепла на испарение превышает приток лучистой энер­ гии, т. е. в среднем за год моря отдают тепло в атмосферу. В теп­ лый сезон, который длится в Японском море с марта по сентябрь, т. е. 7 мес, в Охотском море 5—6 мес и в Беринговом 3—4 мес, суммарный теплообмен морей с атмосферой положительный и они получают тепло. В остальное время — отдают его. Из-за. большой широтной протяженности морей продолжительность периода полу­ чения и отдачи ими тепла в северном и южных районах разли­ чаются на 1—2 мес.

9.3. вод ц и ркуляц ия В движении вод дальневосточных морей есть много общих черт, хотя различия в морфометрии приводят к формированию их суще­ ственных особенностей.

1Вследствие суммарного действия глобального распределения атмосферного давления, поля ветра, потоков тепла и воды, в Тихом океане к Азиатскому материку происходит наклон изобарических поверхностей с соответствующим переносом вод.! Однако этот пе­ ренос происходит из различных участков циркуляционной системы вод северной части Тихого океана. В Японское море поступают в основном воды западной ветви теплого Куросио, проходящей через Восточно-Китайское море и добавляющей его воды.* В Бе­ рингово море поступают преимущественно воды Аляскинского течения, формирующегося из северной ветви Северо-Тихоокеанского течения.! В Охотское же море заходят в основном воды, пере­ носимые с севера Курильским течением (Ойясио).

Следующие различия в характере поступления тихоокеанской воды заключается в том, что из-за мелководности проливов в Японское море поступают только поверхностные воды, а в остальные моря и глубинные. Ежегодно через Корейский про­ лив в Японское море, поступает от 55 до 60 тыс. км3 теплой воды, составляя в среднем 57,4 тыс. км3/год. В течение года струя этих вод в виде Цусимского течения также меняется. Наиболее она интенсивна в конце лета—начале осени, когда под действием юговосточного муссона происходит усиление западной ветви Куросио и нагон вод в Восточно-Китайское море. В этот период приток вод увеличивается до 8 тыс. км3/мес. В конце зимы приток вод через этот пролив уменьшается до 1,5 тыс. км3/мес.

Небольшой объем тихоокеанских вод в Японское море входит через Сангарский пролив. Но это воды Курильского течения, отли­ чающиеся от первых по своим свойствам. В среднем за год в море поступает порядка 4 тыс. км3/год поверхностных вод в слое, не превышающем 130 м. Однако выделить струю этого течения трудно из-за сильного приливного эффекта, дважды в сутки пре­ рывающего заток тихоокеанских вод и заполняющего все сечение пролива вытекающими из моря водами.

Поступление тихоокеанских вод в Охотское море происходит через проливы Курильской гряды, и движение вод в них двусто­ роннее. Поэтому можно лишь выделять проливы по преобладанию в них поступления или выноса из моря вод. В северных проливах, включая пролив Крузенштерна, преобладает поступление тихо­ океанской воды, в том числе глубинной, втекающей в разрыв Ку­ рильской гряды в районе упомянутого пролива. Далее в средней части гряды, включая пролив Буссоль, нет какого-либо преобла­ дающего направления переноса воды и двусторонняя схема перено­ сов имеет место не только в верхних, но и в глубинных слоях проливов.

В южной части проливов гряды преобладает вынос вод из Охотского моря. Количественно объем тихоокеанской воды, посту­ пающей через проливы Курильской гряды, точно не определен.



Pages:     | 1 || 3 | 4 |
Похожие работы:

«КОНЦЕПЦИЯ ОБЩЕСТВЕННОГО БЫТИЯ – ПУТЕВОДНАЯ НИТЬ АРИАДНЫ В ЖИЗНИ КАЖДОГО ИЗ НАС (Часть II темы "О теории становления и развития общества") Харитонов Владимир Андреевич д-р воен. наук, профессор, 111250, Россия, г. Москва, Лефортовский вал,...»

«ЭВОЛЮЦИЯ РАСТЕНИЯ Д ОПОЛНЕ НИ Е К ИГРЕ Сложно представить себе жизнь на нашей планете без растений! Они служат животным пищей и убежищами, врагами и покровителями. В процессе эволюции растения "изобретают" для защиты токсины и колючки, а животные — антидоты к этим токсинам и специализированные органы питания. Они образуют сложные с...»

«СОДЕРЖАНИЕ: 1. Общие положения.2. Субъекты страхования.3. Объект страхования.4. Страховой риск. Страховой случай.5. Исключения.6. Возмещаемые убытки и расходы.7. Страховая сумма.8. Франшиза.9. Срок страхования.10. Порядок определения страхового тарифа, страховой премии (страхового взноса). 11. Договор страхования по...»

«Вип. 18, 2012 УДК 595.798 (477.72:477.75)+ 595.42:591.69-57 Л. Ю. Русина, Л. А. Фирман, Е. С. Орлова СВЯЗЬ РЕПРОДУКТИВНЫХ СТРАТЕГИЙ САМЦОВ POLISTES DOMINULA (CHRIST) (HYMENOPTERA, VESPIDAE) С КЛЕЩЕВОЙ ИНВАЗИЕЙ SP...»

«.АК.АДЕМИЯ Н.АУК СССР УР.АЛЬСКИА НАУЧНЫЯ ЦЕНТР ПРОДУКТИВНОСТЬ И РАЦИОНАЛЬНОЕ ИСПОЛЬЗОВАНИЕ РАСТИТЕЛЬНОСТИ УРАЛА СВЕР ДЛОВСК 1980 УДК 581.6; 581.9 Продуктнвност1о и рацнонаn~оное исnоn1оэование раститеn1оности Ypa...»

«О. М. Герасимов ОТГОЛОСКИ ПЕРВОЙ МИРОВОЙ. Статья посвящена песням, записанным в концентрационных лагерях кайзеровской Германии, в которых содержались военнопленные российской царской армии, в том числе и представители народа мари. Исследование проводилось в фон...»

«УДК 519.6+612 МОДЕЛИРОВАНИЕ ЭНЕРГЕТИЧЕСКОЙ МЕГАСИСТЕМЫ ЧЕЛОВЕКА Р.Д. Григорян2, Е.Г. Лябах1, П.Н. Лиссов2, И.И. Дериев2, Т.В. Аксенова2 Международный научно-учебный центр информационных технологий и систем НАН Украины и МОН Украины Институт программных систем Н...»

«УТВЕРЖДАЮ УТВЕРЖДАЮ Председатель Министр спорта Региональной Общественной Самарской области организации "Самарская областная федерация футбола" Д.А.Шляхтин _Д.С.Герасимов ""_2015 года "18" марта 2015 года ПОЛОЖЕНИЕ о проведении официальн...»

«Государственная дума Российской империи III созыва 1 Государственная дума Российской империи III созыва Государственная дума Российской империи III созыва План зала заседаний Государственной думы Российской империи III созыва Парламент Государственная дума Российской империи Страна  Российская империя Ср...»

«CrossLingua’ 2014 27—30.05.14 Crimea, Simferopol—Alushta ТЕОРИЯ РАЦИОНАЛЬНОГО ВЫБОРА Александр Андреевич Любенко студент 5 курса специальность "политология" философский факультет кафедра политических наук и международных отношений Таврический национальный университет им. В.И. Вернадского Симферополь, Респ...»

«УДК 550.384,33:551.79 В. Г. Бахмутов, Д. В. Главацкий Определение границы Матуяма–Брюнес по результатам палеомагнитных исследований разреза Роксоланы (западное Причерноморье) (Представлено академиком НАН Украины В. И. Старостен...»

«Сертифицировано однажды признано везде Почему стоит пользоваться услугами аккредитованного органа по сертификации? Сертификация систем менеджмента третьей стороной часто является специальным требованием относительно осуществления деятельности на мировом рынке. Это может послужить доказательство...»

«"Синдицированные кредиты банков." Бородин Н.И. Научный руководитель: С. В. Биленкевич, старший преподаватель ФГБОУ ВПО "ОмГАУ им. П.А. Столыпина" Г.Омск,Россия Syndicated loans from banks. Borodin N.I. rvisor: S. C...»

«УДК 663.2/.3 ББК 36.87 Л14 Лагутина, Т. В. Вино, наливки, настойки и самогон в домашних Л14 условиях / Т. В. Лагутина. — М. : РИПОЛ классик, 2009. — 256 с. : ил. ISBN 978-5-386-01408-7 Искусство виноделия сродни волшебству, в результате которого получается напиток, вобравший в себя и настроение делавшего его челов...»

«1 Оглавление Введение.. 4 1 Общие положения по организации производственной практике. 4 2 Цель и задачи производственной практики. 6 3 Способы и формы проведения производственной практики. 8 4 Перечень планируемых результатов обучения при прохождении п...»

«Тема 7. ОФОРМЛЕНИЕ ТАРЫ И УПАКОВКИ СРЕДСТВАМИ ПОЛИГРАФИИ 7.1 Синтез цвета Цвет является важным визуальным элементом дизайна упаковки. Существует два близких понятия – окраска и цвет. Под окра...»

«УДК 623.41 ХАРАКТЕРИСТИКИ ЗРИТЕЛЬНОЙ ИНФОРМАЦИИ, ПОЛУЧАЕМОЙ АВИАЦИОННЫМ НАБЛЮДАТЕЛЕМ Иванов Е.В., Боков М.М., Гришаев М.Е. Военный учебно-научный центр Военно-воздушных сил "Военно-воздушная академия имени профессора Н.Е.Жуковского и Ю.А. Гагарина", Воронеж, Россия (394064, Воро...»

«Приложение 1 к приказу департамента образования мэрии города Ярославля от 01.11.2016 № 01-05/821 Жюри муниципального конкурса программ по обеспечению условий профессионального самоопределения обучающихся 1. Ивано...»

«ш э ^ ш и м * 1шп ЯФЗПЬР-впкоъъръ цлшл-ыгмиь зьаытк ИЗВЕСТИЯ АКАДЕМИИ НАУК АРМЯНСКОЙ ССР 4шашгш1|ш1]шБ д^шпъздшА&^г № II, 1955 Общественные науки В. В о с к а н я н, В. Г р и г о р я н Степан Чалабян Коммунистическая партия Советского Союза воспитала многомиллионную армию мужественных борцов за Советскую власть. К...»

«УТВЕРЖДЕНО приказом Генерального директора ЗАО "Страховая группа "УралСиб" Закрытое акционерное общество от 02.03.2012 № 37 "Страховая группа "УралСиб" Регистрационный номер: 088 ПРАВИЛА добровольного страхования ответственности нотариусов МОСКВА 2012 СОДЕРЖАН...»

«Документация о запросе предложений № 4-15 в отношении поставки премиального чая в подарочной упаковке 2015 год ОГЛАВЛЕНИЕ ОБЩИЕ УСЛОВИЯ ПРОВЕДЕНИЯ ЗАПРОСА ПРЕДЛОЖЕНИЙ РАЗДЕЛ I. ОБЩИЕ СВЕДЕНИЯ 1. ПОРЯДОК ПРОВЕДЕНИЯ ЗАПРОСА ПРЕДЛОЖЕНИЙ 2. ПОРЯДОК ЗАКЛЮЧЕНИЯ И ИСПОЛНЕНИЯ ДОГОВОРА 3. ИНФОРМАЦИОННАЯ КАРТА ЗАПРОСА ПРЕДЛОЖЕН...»

«февраль 2013 г. 1 Международная корейская ассоциация "Единство" ЕДИНСТВО 2/148 ежемесячный февраль общественно-политический 2013 журнал февраль 2013 г.В номере: День Звезды Полководец Ким Чен Ир всегда с нами ЕДИНСТВО Ким Чен Ир и дни его рождения ежемесячный В Мангендэском революционном училище общественно-полити...»

«Подарок президенту. Предисловие Юрий Фельштинский, Владимир Прибыловский. Корпорация. Россия и КГБ во времена президента Путина В октябре 2006 г. в подъезде своего дома была убита Анна Политковская, изве...»

«Пути с Посланием Граля МЕЖДУНАРОДНОЕ ДВИЖЕНИЕ ГРАЛЯ Пути с Посланием Граля МЕЖДУНАРОДНОЕ ДВИЖЕНИЕ ГРАЛЯ Пути с Посланием Граля Издание 1, 2011 г. Все права сохраняются © 2011 Международное Движение Граля, Фомперберг Почтовый адрес и контактные адреса: Marktstrae 19 • 6130 Schwaz, sterreich Т...»








 
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.