книги из ГПНТБ / Монин А.С. Изменчивость мирового океана
.pdfИтак, рассмотренная модель меандрирования объединяет в опре деленном смысле модели бароклинной неустойчивости и стацио нарных топографических меандров. В работе Робинсона и Гэдгил [29] (см. также [22]) показано, что такая модель позволяет каче ственно описать ряд важных особенностей процесса меандрирова ния (изменение длины волны со временем, влияние начальных на правлений и кривизны струи, эффект изменения V со временем, тен денция к образованию отдельных вихрей и т. д.). Все это важно как для планирования и интерпретации наблюдений, так и для ана лиза более точной нелинейной модели.
ЛИТЕРАТУРА
1.B u r g e r А. P. Scale consideration of planetary motions of the atmosphere.— „Tellus", 1958, vol. 10, No. 2, p. 195—205.
2. |
P h i l l i p s |
N. A. Geostrophic |
motion.—..Reviews of Geophysics", |
1963, |
vol. 1, |
||||||||||
|
No. 2, p. 123—176. |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|||
3. |
R o s s b y |
C. G. On the mutual |
adjustment of pressure |
and |
velocity |
distribu |
|||||||||
|
tions in certain simple current systems, |
II.—„J. Mar. Res.", |
1937—1938, vol. 1, |
||||||||||||
|
No. 3, p. 239—263. |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|||
4. |
P г a n d 11 |
L. Beitrage zur Mechanik |
der Atmosphare.— Berichte |
Assoc. Me |
|||||||||||
|
teor. Union Geod. Geophys. Edinburgh, |
1936, p. 1—32. |
|
|
|
|
|
|
|
||||||
5. |
С h a r n e у |
J . G. and S t e r n |
M. E . On the stability |
of internal baroclinic |
|||||||||||
|
jets in a rotating atmosphere.—„J. Atm. Sci.", 1962, vol. 19, No. 2, |
p. |
159— |
||||||||||||
|
172. |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
6. |
P e d l o s k y |
J . The stability |
of |
currents in the atmosphere |
and |
the |
ocean. |
||||||||
|
Part I.—„J. Atm. Sci.", 1964, |
vol. 21, No. 2, p. 201—219. |
|
|
|
|
|
|
|||||||
7. |
K o s h l y a k o v |
M. N. and G r a c h e v |
Y. M. Mesoscale |
currents |
at |
a hydro- |
|||||||||
|
physical |
polygon in the |
tropical Atlantic.—„Deep-Sea |
Res.", |
1973, |
vol. 20, |
|||||||||
|
No. 6, p. 507—526. |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|||
8. |
B r e t h e r t o n |
F. P. and |
K a r w e i t |
M. Midocean |
mesoscale |
modelling.— |
|||||||||
|
In: Proc. Symp. Numer. Modell. Ocean |
Circul, U . S . A . |
Nat. Acad. |
Press., 1973. |
9.L о г e n z E . Available potential energy and the maintenance of the general circulation—„Tellus", 1955, vol. 7, No. 2, p. 157—167.
10. |
P h i l l i p s |
N. A. Models for weather prediction.— In: ..Annual |
Review of |
|||
|
Fluid |
Mechanics", Palo Alto, Calif, 1970, vol. 2, p. 251—292. |
|
|
||
11. |
В ы ш е в В. И., И в а н о в Ю. А. Временные спектры некоторых |
характери |
||||
|
стик |
атмосферы над океаном.— «Изв. АН СССР. Физика |
атм. и океана», |
|||
|
1969, |
т. 5, № 1, с. 17—28. |
|
|
|
|
12. |
C h a r n e y |
J . G. The dynamics of long |
waves in a baroclinic westerly cur |
|||
|
rent—„J. Meteorology", 1947, vol. 4, No. 5, p. 135—162. |
|
|
|||
13. |
P e d l o s k y |
J . The stability of currents |
in the atmosphere |
and |
the ocean. |
|
|
Part |
П.—„J. Atm. Sci.", 1964, vol. 21, No. |
4, p. 342—353. |
|
|
14.Т а р е е в Б. А. Неустойчивые волны Россби и нестационарность океанских течений.— «Изв. АН СССР. Физика атм. и океана», 1965, т. 1, № 4, с. 426— 438.
15. |
О г 1 a n s k i I. The influence of bottom topography on |
the |
stability of jets |
|||
|
in a baroclinic fluid.—„J. Atm. Sci.", 1969, vol. 26, No. 6, p. |
1216—1232. |
||||
16. |
А б р а м о в |
А. А., Т а р е е в Б. А., У л ь я н о в а В. И. Бароклинная неустой |
||||
|
чивость в |
двуслойной фронтальной модели Кочина на бэта-плоскости.— |
||||
|
«Изв. АН |
СССР. Физика атм. и океана», 1972, т. 8, № 2, |
с. |
131—141. |
||
17. |
А б р а м о в |
А. А., Т а р е е в Б. А., У л ь я н о в а В. И. Неустойчивость двух |
||||
|
слойного геострофического течения с антисимметричным |
профилем скорости |
||||
|
в верхнем |
слое.— «Изв. АН СССР. Физика атм. и океана», |
1972, т. 8, № 10, |
|||
|
с. 1017—1028. |
|
|
|
|
|
18. |
P e d l o s k y |
J . Finite-amplitude baroclinic waves.—„J. Atm. Sci.", 1970, vol. 27, |
||||
|
No. 1, p. 15—30. |
|
|
|
|
|
19. |
P e d l o s k y |
J . Finite-amplitude |
baroclinic waves with |
small |
dissipation.— |
|
|
„J. Atm. Sci.", 1971, vol. 28, No. |
4, p. 587—597. |
|
|
|
180
20. |
P e d 1 о s к у J . Limit cycles |
and unstable baroclinic |
waves.—„J. Atm. |
Sci.", |
||||||||||||
|
1972, vol. 29, No. 1, p. 53—63. |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
||||
21. |
P e d l o s k y |
J . Finite-amplitude baroclinic wave packets.—„J. Atm. Sci.", |
1972, |
|||||||||||||
|
vol. 29, No. 4, p. 680—686. |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
||||
22. |
R o b i n s o n |
A. R. The |
Gulf |
Stream.—-„PhiI. Trans. Roy. Soc. London", |
1971, |
|||||||||||
|
A 270, No. 1206, |
p. 351—370. |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|||
23. |
I c h i y e |
T. On |
the variation |
of |
oceanic |
circulation |
(V).—„Geophys. |
Mag.", |
||||||||
|
1955, vol. 26, No. 4, p. 283—342. |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|||||
24. |
I c h i y e |
T. On the mechanism of |
a cold water |
domain |
on the northern |
boun |
||||||||||
|
dary of the Kuroshio.—„Oceanogr. Mag.", 1956, vol. 8, No. 1, p. 43—52. |
|
||||||||||||||
25. |
W a r r e n |
B. A. Topographical influences |
on |
the path |
of |
the Gulf-stream.— |
||||||||||
|
.Jellus", |
1963, vol. 15, No. 2, |
p. |
167—183. |
|
|
|
|
|
|
|
|
||||
26. |
R o b i n s o n |
A. R. and |
N i i l e r |
P. P. The theory |
of |
free |
inertial |
currents. |
||||||||
|
I Path and structure.—„Tellus", 1967, vol. 19, No. 2, |
p. |
269—291. |
|
|
|
||||||||||
27. |
N i i l e r P. P. and R o b i n s o n |
A. R. The theory of |
free |
inertical |
jets, |
II. |
||||||||||
|
A numerical |
experiment |
for |
the |
path of |
the |
Gulf |
Stream.—„Tellus", |
1967, |
|||||||
|
vol. 19, No. 4, p. 601—619. |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
||||
28. |
R o b i n s o n |
A. R., T a f t B. A. A |
numerical |
experiment for the path |
of |
the |
||||||||||
|
Kuroshio.—„J. Mar. Res.", 1972, vol. 30, No. 1, p. 65—101. |
|
|
|
|
|||||||||||
29. |
R о b i n s о n |
A. R. and |
G a d g i 1 |
S. Time-dependent |
topographic |
meander |
||||||||||
|
ing.—..Geophys. Fl. Dyn.", 1970, vol. |
1, No. 4, p. 411—438. |
|
|
|
|
6
Г Л А В А
СЕЗОННЫЕ КОЛЕБАНИЯ
Сезонная изменчивость океанологических полей созда ется годовым ходом солнечной радиации и состояния атмосферы (т. е. прежде всего ветра, температуры воздуха и атмосферных осадков). Эта изменчивость изучена лучше, чем другие виды из менчивости океанологических полей, но все же из-за общей бед ности данных измерений в океане (охарактеризованной в главе 2) достаточно полной картины сезонной изменчивости Мирового оке ана еще не построено.'
Из различных океанологических полей наиболее доступно для глобального обобщения данных по сезонной изменчивости поле тем пературы поверхности океана. Попытка такого обобщения была
предпринята |
Панфиловой [1], выделившей пять |
типов |
годового |
|||
хода |
температуры: |
1) экваториально-тропический |
тип |
с очень |
||
слабо |
выраженными |
сезонными колебаниями; |
2) тропический тип |
|||
с отчетливым |
годовым ходом с размахом 4—6° |
С, в северном полу |
шарии с максимумом температуры в августе—сентябре и миниму мом в феврале—марте, а в южном полушарии с максимумом в марте—апреле и минимумом в июле—августе, с медленным ве сенним прогревом и быстрым осенним охлаждением вод; 3) тип
умеренных широт с наибольшими размахами |
годового |
хода (до |
•8° С, почти постоянной температурой в течение |
зимы, в |
северном |
полушарии с максимумом в августе и минимумом в марте—апреле, а в южном полушарии — соответственно в феврале и августе, при чем весенний прогрев и осеннее охлаждение занимают одинаковое время; 4) антарктико-субантарктический тип с размахом годового хода 2—3°С, почти постоянной температурой зимой (июнь—ок тябрь) и летом (январь—март) и переходными сезонами одинако вой продолжительности; 5) североиндоокеанский тип с максимумом температуры в апреле—мае и вторичным максимумом в октябре— ноябре, минимумом в январе—феврале (устойчивый зимний мус сон) и вторичным минимумом в августе (устойчивый летний мус сон) и размахом полугодовых колебаний температуры 2—4° С.
182
Карта распространения указанных типов сезонных колебаний
температуры |
показана на рис. 6.1, а типовые кривые годового хо |
д а — на рис. |
6.2. Эти данные выражают прежде всего тенденцию |
к широтной |
зональности типов сезонной изменчивости темпера |
туры, создаваемую широтной зональностью сезонных изменений потока солнечного тепла — ростом их амплитуды от экватора к по люсам, с той лишь особенностью, что амплитуда годового хода температуры воды оказывается максимальной не в -приполярных
районах (где температура |
|
не поднимается |
высоко, |
но и не может |
||||
160 |
120 |
80 |
0 |
80 |
160 |
160 |
120 |
80 |
160 |
120 |
80 |
0 |
8 0 |
160 |
160 |
120 |
80 |
Рис. 6.1. Районирование Мирового океана по типам сезонных колебаний темпе ратуры поверхности воды (по Панфиловой [1]).
падать ниже нуля), а в умеренных широтах. Исключением из та кой простой широтной закономерности является муссонный тип 5 сезонной изменчивости температуры поверхности воды в северной части Индийского океана.
Указанная типизация сезонной изменчивости температуры, ко нечно, схематична; реальная изменчивость более сложна как из-за локальных явлений, так и вследствие междугодичных колебаний. Например, корабль погоды «Экстра» в северо-западной части Ти
хого |
океана |
(в |
зоне сезонной изменчивости типа 3) |
зарегистриро |
|||||
вал |
в |
1948 |
г. |
размах |
годового хода |
температуры |
воды 14° С,, |
||
а в |
1950 г. даже 18° С; |
в |
районе Большой |
Ньюфаундлендской |
|||||
банки |
в Атлантике (также |
зона типа 3) |
этот |
размах |
в отдельные |
годы достигает 10—15°С, в шельфовых водах Гольфстрима сред ний многолетний размах годового хода равен 13° С.
Сезонные колебания температуры благодаря вертикальному пе ремешиванию вод заметны обычно до глубин 200—300 м; они
183
охватывают верхний перемешанный слой океана и верхний (сезон ный) термоклин. На рис. 6.3, заимствованном из работы [2], приве дены два типичных примера сезонных изменений поля темпера туры в верхних слоях океана — в районе Бермудских островов
т°с |
ПС |
|
15 |
/ \
J I I I I ' I I I I I I
16 |
|
|
|
|
|
25г- |
1U |
|
|
|
|
|
|
12 |
|
|
|
|
|
|
10 |
|
|
|
|
|
|
28\ |
|
|
|
|
|
|
26 |
|
|
|
|
|
|
24 |
|
|
|
|
|
|
22 |
|
|
|
|
|
|
20 | I |
|
|
|
|
|
-1 I I I I I I I I 1 1_ |
I I |
L _ l I |
I |
I l _ l |
I |
I I I |
|
// |
IV |
VI |
VIII |
X |
XII |
II |
ЗОг-
25 h
Рис. 6.2. Типовые кривые годового хода температуры поверхности воды (по Панфиловой [1]).
/: |
а — 5° |
ю. |
ш., 96° |
в. |
д.; |
6 — 5° ю. |
ш., |
145° з. д.: |
в —2° с. |
ш., 30° |
з. |
д.; |
||||
2(1): а —38° |
с. |
ш., |
139° з. |
д.; |
6 — 26° с. |
ш., |
17° з. |
д.; |
2(2): |
а —3° |
ю. |
ш., |
||||
7° |
з. д.; |
б —2° |
ю. ш., |
|
106° |
3. д.; |
3(1): |
а —54° с. ш., |
45° |
з. д,; |
б — 5П° с. |
ш., |
||||
136° з. д.; 3 (2): |
а — 29° |
ю. ш., 27° з. д.; |
б — 31° ю. ш., 177° в. д.; 4: |
а — 55° ю. ш., |
||||||||||||
|
|
77° |
з. |
д.; 5: а —17° с. ш., 66° в. д.; |
6 — 12° с. ш., 58° в. д. |
|
|
в Атлантике и в месте стоянки корабля логоды «Папа» в Тихом океане (50° с. ш., 145° з. д.). Они показывают, что летний прогрев (в ЭТИХ примерах наибольший в июле—сентябре) охватывает лишь
184
сравнительно тонкий верхний перемешанный слой океана, ограни ченный снизу резким термоклином; начинающееся осенью охлаж дение поверхностных вод благодаря возникающей конвекции уси ливает перемешивание, толщина перемешанного слоя растет, и тер^ моклин начинает размываться сверху; этот процесс нарастает
Рис. 6.3. Сезонный ход |
температуры (°F) (по |
Тернеру |
и Краусу [2]). |
|
|||
а — в районе Бермудских островов, б — в северной части |
Тихого |
океана. |
|
||||
в течение всей зимы, и в конце ее (февраль—март) |
весь верхний |
||||||
термоклин |
размывается |
и превращается |
в перемешанный |
слой. |
|||
Такой режим |
сезонных |
колебаний термоклина свойствен высоким |
|||||
и умеренным |
широтам, |
в тропиках же верхний |
термоклин, |
хотя |
|||
и нерезко |
выраженный, |
сохраняется в течение всего года, причем |
|||||
конвективный |
вклад в перемешивание выше термоклина вносится |
||||||
изменениями солености поверхностных вод за счет испарения. |
|
185
Филюшкин [3] построил графики сезонных колебаний глубин •верхней ( # о ) и нижней ( # i ) границ сезонного термоклина и сред-
дТ
него вертикального градиента температуры |
в нем для ряда |
Рис. 6.4. |
Сезонные |
изменения |
положения |
верхней |
границы сезонного термоклина |
(#а), нижней |
его гра |
||
ницы (Hi) |
и среднего вертикального градиента dT/dz |
|||
|
(по Филюшкину [3]). |
|
||
а — на станции «Папа» |
(50° с. ш., 145° з. д.); б —в квадрате |
|||
45° с. ш., |
130° з. д.; |
в — на станции «Exlra» —(30° с. ш., |
153° в. д.); г —в квадрате 20° с. ш., 155° з. д.
пунктов в северной части Тихого океана (рис. 6.4). Графики на рис. 6.4 а, б, в относятся к умеренным широтам с хорошо выражен ными сезонными колебаниями термоклина — глубина его верхней границы здесь меняется в течение года на 60—120 м; график на
186
/ дТ |
|
рис. 6.4 г относится к тропикам, где термоклин размыт у |
менее |
0,1° С/м) и изменяется в течение года довольно нерегулярно. |
|
Теории формирования сезонного термоклина посвящался ряд работ (см., на пример, [4, 5J). Физическое содержание этой теории сводится к описанию радиа ционного прогрева и вертикального перемешивания динамической и конвектив
ной" природы |
в верхнем |
слое |
океана. В |
недавних |
работах Китайгородского |
и |
||||||||||||||||||||
Миропольского [6, 7] была построена теоретическая |
модель, |
использующая |
|
пред |
||||||||||||||||||||||
положение о самоподобии профиля температуры T(z, t) в сезонном |
термоклине, |
|||||||||||||||||||||||||
удовлетворительно подтверждаемое рядом экспериментальных данных: |
|
|
|
|
||||||||||||||||||||||
|
|
|
|
|
|
|
T,(f)-T(z, |
|
Q |
|
г z-H0(t) |
|
1 |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
||||
где индекс s относится к поверхности |
океана, |
а индексы |
«0» и «1» — к |
верхней |
||||||||||||||||||||||
и |
нижней |
границам |
|
сезонного |
термоклина, |
причем в |
простейшей |
модели |
# i |
|||||||||||||||||
н |
Ti считаются постоянными. При этом |
уравнение |
переноса |
тепла, |
проинтегри |
|||||||||||||||||||||
рованное по верхнему |
перемешанному слою и по термоклину, |
дает соотношения: |
||||||||||||||||||||||||
|
|
|
|
дН0 |
|
|
1 - a Hi — Н0 |
dTs |
_ |
|
q0 |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
||||||
|
|
|
• |
dt |
+ |
|
а |
|
Т , - ^ |
dt |
- |
|
acp?(Ts-Ti) |
|
' |
|
|
|
^ |
|
|
|||||
где a=J" |
/ (т))^1 —постоянная, |
по эмпирическим |
данным |
близкая |
к 0,73; |
qs |
и |
|||||||||||||||||||
qa |
|
о |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
ср |
|
|
|
|
|
|
|
— значения |
вертикального |
турбулентного |
потока |
тепла; |
— удельная |
тепло |
||||||||||||||||||||
емкость. |
|
|
|
T,(t) |
|
q,(t), из |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
H0{t) |
|
qt(t)\. |
||||||||
|
Задав |
функции |
|
и |
(6.2) |
можно |
определить |
и |
||||||||||||||||||
такие расчеты |
выполнялись в работе [6]. В работе [7] рекомендуется определять |
|||||||||||||||||||||||||
q, из проинтегрированного по верхнему перемешанному слою |
приближенного |
|||||||||||||||||||||||||
уравнения баланса энергии турбулентности. |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|||||||||||||
|
|
|
|
|
|
1 я * |
dt |
|
_ |
ЛШ. + |
( 1 |
_ Ь ) |
< |
= о, |
|
|
|
(б.з> |
|
|||||||
|
|
|
|
|
|
2 |
0 |
|
|
СрР |
|
|
|
"Я |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
||
где b — отношение |
скорости |
диссипации |
турбулентной энергии |
к скорости |
сои 3 |
|||||||||||||||||||||
ее |
продукции |
за счет |
поверхностных волн и дрейфовых |
течений; «* — скорость |
||||||||||||||||||||||
трения |
на поверхности воды; |
а — коэффициент термического |
расширения |
|
воды |
|||||||||||||||||||||
(ag — параметр плавучести); |
|
с — некоторая |
эмпирическая |
постоянная. |
|
|
|
|
||||||||||||||||||
|
Произведенные |
|
в [7] при помощи |
уравнений |
(6.2), |
(6.3) |
расчеты |
парамет |
||||||||||||||||||
ров сезонного |
термоклина по данным Та и и * корабля погоды |
«Папа» |
оказались |
|||||||||||||||||||||||
в удовлетворительном согласии с материалами наблюдений |
(кроме, |
пожалуй, |
||||||||||||||||||||||||
зимних |
месяцев, для которых |
|
в уравнении энергии |
желательно |
учесть |
нестацио |
||||||||||||||||||||
нарность |
турбулентности). |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|||||||
|
В некоторых |
|
районах |
океана |
сезонные |
колебания |
температуры |
могут наблюдаться и значительно глубже сезонного термоклина благодаря сезонной изменчивости теплых и холодных течений,, а также подъемов и опусканий вод. Некоторые примеры приведены
на рис. 6.5. Они показывают, что в |
зонах интенсивных |
течений |
{1а — Куросио, 16 — Калифорнийское |
течение) размах |
годичных |
колебаний температуры может достигать 2—3° С даже на глубинах 500—600 м, тогда как вне этих зон (Пб, Ша, б) на таких глубинах сезонные колебания температуры уже незаметны; в Восточно-Авст ралийском течении (IVa) сезонные колебания температуры отме чаются до глубин свыше 1000 м.
1S7
Соленость океанских вод — более консервативная их характе ристика, и ее сезонные колебания (создаваемые главным образом годовым ходом испарения и осадков, а также в высоких широтах льдообразования и таяния льдов, а в прибрежных районах речного стока) выражены гораздо слабее. Размах сезонных колебаний со лености поверхностных вод имеет порядок 0,2—0,3°/оо, и лишь в от дельных районах океана он может быть значительно больше
с) .
0 |
4 |
0 |
4 |
8 |
0 |
4 |
8 |
12 |
16 |
0 |
4 |
8 Т°С |
200 |
с |
|
|
|
|
|
|
400 ( |
II |
|
III |
|
|
|
|
600 |
|
|
|
|
|
|
|
м |
|
|
|
|
|
|
|
Рис. 6.5. Размах |
годовых колебаний |
температуры |
воды на |
||||
|
различных горизонтах |
(по Панфиловой |
[1]). |
|
|||
а — северо-западная |
часть |
Тихого |
океана |
(/ — 20° с. |
ш., |
120" в. д.; |
|
/ / — 25° |
с. ш., 130° в. д.; |
/ / / — 40° |
с. ш., |
150° в. д.; |
IV — 35° ю. ш., |
155° в. д.); б— северо-восточная |
часть Тихого |
океана (/ — 25° с. ш., |
115° з. д.; / / — 30° с. ш., 120° з. д.; |
/ / / — 50° с. ш., |
145° з. д.; IV — 20° с. ш., |
155" з. д.). |
|
(в районе Большой Ньюфаундлендской банки — более 0,7%0, в Ка лифорнийском течении — до 1%0, в Бенгальском заливе и австралоазиатских морях—1—3%о, в течении Куросио — 2,7%0, в проливе Скагеррак — 5%0).
Вследствие вертикального перемешивания и сезонной изменчи вости течений и вертикальных движений вод сезонные колебания солености наблюдаются не только в поверхностных, но и в глубин ных водах. Два примера (субарктические и тропические воды се веро-западной части Тихого океана), заимствованные из работы Панфиловой [1], показаны на рис. 6.6 а, б. В этих примерах наи больший размах сезонных колебаний солености (1,0—1,2%0) наб людался в поверхностных водах, где максимум солености отме чался зимой и минимум — летом. Наименьшие сезонные колеба
ния |
наблюдались |
в субарктических водах |
на глубинах |
50—100 м |
и в |
тропических |
на глубинах 100—200 м; |
глубже они |
возрастали |
188
и достигали наибольшего размаха (0,3—0,4%0) на глубинах 400— 500 м, где в этих колебаниях, особенно в субарктических водах, заметно проявлялся полугодовой период, а еще глубже колебания затухали и прослеживались лишь до глубин 800—1000 м. Однако
Рис. 6.6. Годовой ход солености вод северо-западной части Тихогс океана по отдельным горизонтам (по Панфиловой [1]).
а — субарктические воды (50° с. ш., 160° в. д.); б — тропические воды$Я (20° с. ш„ 120° в. д.). Цифры около кривых — глубина горизонта в метрах.^';
примеров такого рода пока еще слишком мало, чтобы можно было сформулировать какие-либо общие закономерности сезонных коле баний солености в глубинных водах.
Сезонные колебания течений порождаются, по-видимому, пре жде всего годовым ходом скорости ветра, в умеренных и высоких широтах имеющей максимальные величины зимой и минимальные летом (а в тропиках, особенно в Индийском океане, содержащей
18Э