книги из ГПНТБ / Лакомб, А. Энергия моря

Таким образом, циркуляция, первоначально верти­ кальная, в соответствии с принципом неразрывности морской среды переходит в очень медленное горизон­ тальное движение, часто называемое «термохалинной» циркуляцией, так как она возникает главным образом под влиянием температуры и солености, которые влияют на поверхностную плотность воды, находящейся в райо­ нах образования глубинных вод. Фактически это термо­ динамическая циркуляция, связанная с перемещением морской воды между «холодильниками» — районами обра­ зования глубинных вод и «нагревателем» — поверхност­ ным слоем в тропической и экваториальной зонах. Нагревание и охлаждение происходят практически при одном и том ж е давлении, вследствие чего к.п.д. океаниче­ ской «тепловой машины» очень мал: вырабатываемая механическая энергия расходуется на термохалинную циркуляцию. Энергия океана является в основном тепло­ вой и, в конечном счете, большая часть ее расходуется на то, чтобы привести в движение воздушные массы.

Поверхностная и подповерхностная циркуляция, вы­ зываемая действием ветра, связана с гораздо более зна­ чительной механической энергией (см. гл. III).

Термическая структура Мирового океана

Морские воды совершают сложные движения, кото­ рые состоят из постоянных долгопериодных и коротко­ периодных компонент, накладывающихся друг на друга. Поэтому распределение таких субстанциональных свойств, как температура и соленость, а также содержание рас­ творенного газа, химических веществ и т. д., зависят не только от обмена с атмосферой и космическим про­ странством, но и от течений. Движение моря и обус­ ловленный им перенос характерных особенностей частиц воды нарушают распределение тех свойств, которое имело бы место в состоянии покоя. Следовательно, эти

30

движения необходимо знать для проведения теоретиче­ ских и прикладных морских исследований. И наоборот, изучение распределения свойств морской воды дает нам сведения о движениях среды, и такие исследования на самом деле систематически осуществляются.

Таким" образом, анализируя распределение темпера­ туры в океанах и морях, можно получить картину их теплового баланса, в которой участвует, определенным образом видоизменяя ее, морская циркуляция. Разумеет­ ся, на поверхности это распределение, имеющее преиму­ щественно зональный характер (когда температура зави­ сит в основном от широты, а не от долготы рассматри­ ваемой точки), достаточно хорошо отражает тот эффект,’ которого можно ожидать от действия солнечной радиа­ ции на неподвижный океан (рис. 3). Наиболее теплые поверхностные океанические воды находятся в низких широтах. Однако существует явная асимметрия между западными и восточными берегами океанов. Эта асим­ метрия свидетельствует о том, что в океанах в отличие от атмосферы ощущается влияние более или менее чет­ кой меридиональной ориентации их границ, образуемых берегами. В интервале широт приблизительно между 10 и 40° вода в океане теплее на западе и холоднее на востоке. Это явление обусловлено, во-первых, самой фор­ мой океанов и, во-вторых, конфигурацией круговоротов вод на небольшой глубине: в северных частях Атланти­ ческого и Тихого океанов они движутся по часовой стрелке, а в симметричных им частях южного полуша­ рия — в обратном, антициклональном направлении. Теп­ лые воды экваториальных течений (рис. 4—5), увлекае­ мые к высоким широтам вдоль западных берегов океа­ нов, резко отличаются от относительно холодных (или охлажденных) вод у восточных берегов, движущихся от высоких широт к низким.

Анализ процесса взаимодействия между морем и ат­ мосферой показывает, что именно на поверхности температура воды достигает своих максимальных

31

и минимальных значений. Нижний предел температуры (около —1,9°) определяется появлением кристаллов льда в воде со средней для океана соленостью. Максимальные значения (около 28° в океанах и более 30° в некоторых морях, например, в Красном) встречаются в низких ши­ ротах.

Рис. 3. Средняя температура поверхности воды в Се­ верной Атлантике (февраль).

На глубинах, превышающих 50—200 м, в зависимо­ сти от района, температура воды в океане понижается, как правило, сначала быстро, а затем, с ростом глуби­ ны, все медленнее (рис. 6). В районах умеренных широт главный (основной) термоклин — с довольно нечеткой нижней границей — связан, по-видимому, с движением относительно глубоких вод. В экваториальных и тропи­ ческих районах термоклин, расположенный на сравни-

32

Рис. 4—5. Вверху: средний ветер над Северной Ат­ лантикой в феврале (изобары в мм ртутного

столба).

Внизу: поверхностная циркуляция в Северной Ат­ лантике в феврале.

3 'А. Л аком б

тельно небольшой глубине (50—200 м ), существует круглый год, четко разделяя слои воды. В умеренных и холодных областях летом образуется сезонный термо­ клин, который разрушается осенью, накладываясь на основной термоклин умеренных широт.

Рис. 6. Вертикальное распределение температуры воды в Атлантическом океане вдоль параллели

16° ю. ш.

Вертикальный разрез температуры по меридиану в западной части Атлантики свидетельствует о том, что глубины океана заполнены в основном водами с низкой температурой. Изотерма 5° проходит на небольшой глу­ бине под экватором (рис. 7). Разрез солености,

34

О

WOO

2000

Рис. 7. Меридиональные вертикальные разрезы температуры (вверху) и соле­ ности (внизу) в западной части Атлантического океана.

сделанный вдоль той же оси, обнаруживает аналогич­ ный ход кривых солености (изохалин). Это сходство по­ казывает, насколько плодотворным может быть анализ масс воды для изучения глубинной циркуляции

вокеане.

Вморях (особенно в почти полностью закрытых, со­ общающихся с океаном через проливы, дно которых

представляет собой «порог», более высокий, чем уро­ вень дна океана и моря), распределение температуры, если 1не говорить о сезонном термоклине, сильно отли­

чается от распределения в океане, так как порог препятствует водообмену на большой глубине. Так, на­ пример, Средиземное море, имеющее отрицательный вод­ ный баланс ввиду того, что испарение превышает при­ ход воды за счет осадков и речного стока (бассейн-«осо- лонитель»), должно иметь приток из Атлантического океана. Температура его глубинных вод (13—13,5° на глубине 1000—2500 м) гораздо выше, чем на тех же глубинах в Атлантическом океане, так как глубинные воды Средиземного моря образуются на поверхности именно при температуре 13—13,5°. Другими словами, как температура глубинных вод Средиземного моря, так и их соленость (38,4—38,5%0) обусловливаются зимними климатическими условиями в районах их формирова­ ния. Плотность воды в море значительно выше, чем в океане. Но так как количество соли в Средиземном море остается в среднем неизменным, то это значит, что приход ее с водой, поступающей из Атлантики, должен в среднем компенсироваться потерей за счет переноса такого же количества соли в меньшем объеме более соленой морской воды, уходящей в океан. Обмен в про­ ливе этих объемов воды, движущихся в противополож­ ных направлениях, позволяет поддерживать постоянство объема воды и содержания соли в Средиземном море. Более плотная морская вода уходит в океан на глубине

36

ностном слое. В Красном море, также бассейне-«ооолони- теле», наблюдается аналогичное положение. Температура его глубинных вод — около 21°, а соленость — 40,6%о.

Локальные изменения термической структуры вод, близких к поверхности моря

Рассмотрение механизма турбулентного обмена, эффекта барьеров плотности, вертикальных конвектив­ ных движений — все это позволяет представить себе, по

i

Рис. 8. Годовой ход вертикального распределе­ ния температуры (1) п плотности (2) в поверх­ ностном слое моря (схема).

крайней мере в общих чертах, каким образом могут про­ исходить локальные изменения термической структуры поверхностных слоев жидкости (рис. 8).

Изучение этих изменений удобно начинать с момента «высшей точки (пика) гидрологического лета» (в север­ ном полушарии она приходится на август). В этот пе­ риод локальное содержание тепла в море достигает максимума. В предшествующие недели высота солнца

87

над горизонтом и инсоляция были значительными, дни длинными, погода малооблачной и, следовательно, по­ ступление тепла за счет поглощения солнечной радиа­ ции превышало его потери. Но, как мы уже видели, тепло удерживается в основном в ограниченном слое вблизи от поверхности; однородность этого слоя обеспе­ чивается действием зыби, течений и вертикальной кон­ векции в ночное время, когда поверхность теряет зна­ чительное количество тепла. Под этим однородным слоем устанавливается термоклин — сезонный в умерен­ ных и высоких широтах и круглогодичный в тропической и экваториальной зонах.

После «летнего пика» инсоляция уменьшается, воз­ дух становится холоднее, а температура моря начинает превышать температуру воздуха, чт'о способствует испа­ рению и явным потерям тепла на турбулентную диффу­ зию. В результате возникают продолжительные верти­ кальные конвективные движения, вызванные повыше­ нием плотности поверхностных вод. Эти движения достигают термоклина и постепенно разрушают его (рис. 8). Сам термоклин, несмотря на барьер плотности, понемногу распространяется вниз за счет очень медлен­ ной диффузии тепла. По мере приближения и хода зимы сезонный термоклин «съедается» вплоть до уровня, где вода имеет плотность, равную той, которая установилась на поверхности в результате тепловых потерь и увеличе­ ния солености.

В момент «пика гидрологической зимы», в феврале, сезонный термоклин исчезает полностью (рис. 8). В хо­ лодных районах при отсутствии более глубоко располо­ женного главного термоклина в этот период может про­ исходить опускание вод и «вентиляция» глубин.

Механизм конвективных движений, вызываемых спо­ радической неустойчивостью плотности у поверхности, известен нам только в макромасштабе. Разумеется, по аналогии с тем, что происходит в атмосфере, где обла­ сти поднятия воздуха «отмечены» линиями облаков, по­

38

рожденных самим поднятием, в море также имеются чередующиеся линии конвергенции и дивергенции, ко­ торые иногда представлены полосами водорослей, раз­ деленными зонами, свободными от водорослей. Однако мы очень мало знаем о мелкомасштабной тепловой

радиационный баланс нижних слоев воздуха, содержа­ щих капельки воды и углекислый газ, тогда можно будет надеяться, что мы научимся давать краткосроч­ ные прогнозы термического состояния поверхностных слоев моря на основании краткосрочных же метеорологи­ ческих прогнозов.

На глубинах, превышающих 200 м, колебания терми­ ческой структуры морских и океанических вод во вре­ мени и пространстве гораздо менее значительны. Рас­ положенный над ними водный «матрац» вместе с тер­ моклином, если он существует, предохраняют их от влияния взаимодействия моря и атмосферы. Исключение из этого правила составляют воды некоторых районов, приводимые в движение мощными сезонными течения­ ми, изменяющими свое направление на протяжении года и достигающими больших глубин. Примером этого может служить зона Сомали в северо-западной части Ин­ дийского океана, где направление течения изменяется вместе с муссоном.

Классификация океанических вод по температуре

Оценка содержания тепла и соли в океане может быть сделана путем статистического анализа распреде­ ления температуры и солености воды. Такие исследова­ ния были проведены в 1958 г. тремя американскими учеными — Поллаком, Монтгомери и Кокрэйном на осно­ ве измерений, выполненных с многочисленных судов.

39