книги из ГПНТБ / Монин А.С. Изменчивость мирового океана

Для промысловой океанологии существенны также и другие океанологические факторы: световое поле в море, течения, волне­ ние, концентрация растворенного кислорода. В научных учрежде­ ниях рыбной промышленности накоплены обширные материалы о влиянии океанологических факторов на размножение, развитие, миграции и пищевую базу различных промысловых рыб в ряде ак­ ваторий Мирового океана, в какой-то мере позволяющие использо­ вать прогнозы изменчивости океана для планирования рыболовства и оперативного управления рыболовными флотилиями. Однако пол­ ноценное рыбопромысловое использование прогнозов изменчивости океана (когда они будут обеспечены методикой и войдут в опера­

тивную практику) потребует

создания математических мо­ делей рыбного промысла, содержащих, во-первых, ко­ личественное описание со­ става (прежде всего возраст­ ного) , эволюции (в том числе размножения, роста, болез­ ней, потерь по естественным причинам и в результате про­ мысла) и поведения (пре­ жде всего миграций) инте­ ресующих промысел популя­ ций рыб в конкретных аква­ ториях; во-вторых, аналогич­ ное описание их кормовой базы; в-третьих, фактические данные о влияющих на по­ пуляцию океанологических факторах в прошлое и на­

стоящее время и прогностические данные на будущее; в-четвертых, планово-экономические показатели и критерии, без учета которых хозяйственное использование любых прогнозов не может быть пол­ ноценным [13]. Такие математические модели, с оперативным вво­ дом в них новых фактических данных и океанологических прогно­ зов, дадут научную основу для управления морским рыбным промыслом и для его перехода на уровень планового рыбного хо­ зяйства на океанах; эти же модели будут полезными для изысканий путей управления биологической продуктивностью океана. Ряд об­

пуляциях. Математическим основам моделирования популяций вод­ ных животных посвящена монография Меншуткина [15].

Остановимся, наконец, на проблеме долгосрочного прогнозиро­ вания погоды, в которой крупномасштабная изменчивость Мирового океана должна играть решающую роль, так как основной источник долгосрочных аномалий погоды следует искать в воздействии оке­ ана на атмосферу [16, 17] (в атмосфере, рассматриваемой изолиро-

10

ванно от внешних воздействий, по-видимому, нет активных меха­ низмов с постоянными времени порядка месяцев, характерными для долгосрочных аномалий погоды; поток солнечного тепла практиче­ ски не испытывает нерегулярных колебаний, и источники долгопе­ риодных нерегулярностей остается искать во взаимодействии атмо­ сферы с подстилающей поверхностью, т. е. главным образом с океаном).

лентного (контактного) теплообмена. Скорость этого питания опре­

Некоторые данные показывают, что значительный, если не ос­ новной, вклад в воздействие океана на атмосферу осуществляется в районах штормов (см., например, [18]), которые вместе с дру­ гими, менее резкими краткосрочными синоптическими атмосфер­ ными процессами образуют механизм приспособления статистиче­ ского режима крупномасштабных атмосферных движений к тепло­ вому состоянию океана (вследствие большой тепловой инерции последнего, эволюционирующей во времени гораздо медленнее, чем состояние атмосферы). Распределение по атмосфере тепла, посту­ пающего с океанов, регулируется прежде всего облачностью — в ней выделяется скрытая теплота при конденсации водяных паров и за­ держиваются лучистые и турбулентные потоки тепла. Регулируя также поступление солнечного тепла на поверхность океана, облач­ ность осуществляет обратную связь в процессах воздействия океана на атмосферу и тем самым может придавать этим процессам коле­ бательный характер [19].

Таким образом, для долгосрочного прогнозирования погоды нужно знать наперед эволюцию поля температуры поверхности океана Tw, для прогнозирования же изменчивости этого поля нужен

местно, на основе общей численной модели атмосферы и океана, что и представляется нам единственно возможной научной перспективой

11

5. Некоторые результаты гидрофизического эксперимента на полигоне в тропи­ ческой Атлантике.— «Изв. АН СССР. Физика атм. и океана», 1971, т. 7, № 5, с. 511—528. Авт. Л. М. Б р е х о в с к и х, Г. Н. И в а и о в - Ф р а н ц к е - вич, М. Н. К о ш л я к о в, К. Н. Ф е д о р о в , Л. М. Ф о м и н, А. Д. Я м -

п о л ь с к и й .

6.Б е р е н б е й м Д. Я. Промысловая океанология как наука.— В кн.: Промыс­ ловая ихтиология и океанология. Сер. I, вып. 2. М., ЦНИИТЭИ рыбного хозяйства, 1970, с. 4—5.

\7 . уХела И., Л е в а с т у Т. Промысловая океанография. Пер. с англ. М., Изд-во

^«Пищевая промышленность», 1970. 184 с.

14.У а т т К. Экология и управление природными ресурсами. Пер. с англ. М., «Мир», 1971. 463 с.

15.М е н ш у т к и н В. В. Математическое моделирование популяций и сообществ водных животных. Л., «Наука», 1971. 196 с.

16.М о н и н А. С. О физическом механизме долгосрочных изменений погоды.— «Метеорология и гидрология», 1963, № 8, с. 43—46.

точно влажной (например, покрыта болотами и мелководными мо­ рями), так что атмосфера получала бы путем испарения с этой по­

лась бы и в этих условиях [1]. Наличие глубокого океана меняет эти

12

условия, главным образом тем, что термическое состояние океана может медленно (вследствие его большой теплоемкости, а потому и тепловой инерции) изменяться во времени. Воздействие этих изме­ нений на атмосферу является, по-видимому, главной причиной дол­ госрочных аномалий погоды, механизм формирования которых был вкратце описан в конце предыдущего параграфа.

устьев рек и редко возникающих движений типа цунами, вызывае­

торой мере, потоками массы и тепла на поверхности океана, дающими прирост доступной потенциальной энергии, способной пре­ вращаться в кинетическую энергию движений).

Потоки количества движения из атмосферы в океан, как турбу­ лентные, так и создаваемые колебаниями атмосферного давления, играют главную роль в возбуждении ряда типов волновых движе­ ний в океане, в том числе ветровых и внутренних волн, инерцион­ ных колебаний и волн Россби. При этом в ряде случаев (например, для ветровых и высокочастотных внутренних волн) наиболее суще­ ственным может быть прямое резонансное возбуждение, т. е. воз­ действие колебаний атмосферных параметров с частотами и волно­ выми числами, равными частотам и волновым числам возможных собственных колебаний океана. В некоторых случаях, по-видимому, имеет место и нерезонансное возбуждение (особенно для длиннопериодных колебаний, например, Россби), в том числе в результате

(создающее основную картину циркуляции поверхностных вод оке­ ана, включая гигантские антициклонические круговороты вод во­ круг субтропических центров действия в атмосфере, пассатные и муссонные течения), так и проходящие ветровые системы циклонов.

Далее, течения на всех глубинах в океане могут генерироваться горизонтальными градиентами давления, возникающими как вслед­ ствие сгонов и нагонов в чисто дрейфовых течениях, ведущих к горизонтальным изменениям уровня океана и к соответствующей перестройке поля плотности во всей толще океана (ветровые гра­ диентные течения), так и вследствие синоптических колебаний атмосферного давления на поверхности океана (бароградиентные течения). Чисто дрейфовые и ветровые градиентные течения

13

в сумме дают ветровые течения в океане; заметим, что в океане бароградиентные течения обычно несущественны. Наконец, уплот­ нение или понижение плотности поверхностных вод (вследствие их охлаждения или нагревания, а также осолонения или распреснения в результате теплообмена и влагообмена с атмосферой) может по­ рождать термохалинные течения в океане.

сфере нередко образуется неустойчивая стратификация), океан про­ гревается сверху, прямой и рассеянной в атмосфере солнечной ра­ диацией (и осуществляет теплообмен с атмосферой через свою поверхность). Геотермический поток тепла на дне океана очень мал и существенного влияния на его тепловое состояние не оказывает; охлажденные же сверху в полярных районах воды опускаются на дно океана и растекаются по нему. В результате стратификация плотности воды в океане оказывается почти всюду гидростатически очень устойчивой, что налагает резкий отпечаток на характер дви­ жений в океане — слабое развитие турбулентности, интенсивное развитие внутренних волн и, по-видимому, формирование струйного характера главных течений [1].

Неравномерный прогрев верхних слоев океана создается прежде всего переменной облачностью, экранирующей прямую солнечную радиацию, так что можно думать, что длительные аномалии в коли­ честве облаков над той или иной акваторией океана вносят вклад в формирование аномалий теплосодержания верхнего слоя океана на этой акватории. Кроме того, турбулентный теплообмен между океаном и атмосферой и перенос скрытой теплоты из океана в ат­ мосферу при испарении влаги, вносящий наиболее крупный вклад

вохлаждение верхнего слоя океана, сильно зависят от скорости ветра (быстро увеличиваются с усилением ветра), поэтому наибо­ лее сильное охлаждение верхних слоев океана должно иметь место

врайонах штормов. Таким образом, крупномасштабная изменчи­ вость термодинамического состояния океана непосредственно опре­ деляется атмосферными воздействиями.

Вследствие большой инерции океана его реакции на атмосфер­ ные воздействия имеют, как правило, запаздывающий характер (см. обсуждение этого вопроса в статье Лайтхилла [2]). Даже прак­ тически мгновенные реакции оставляют медленно затухающие следы. Нерезонансные реакции, в том числе и реакции на стацио­ нарные воздействия (с нулевыми частотами), нередко связаны с це­ почками внутренних взаимодействий, требующих времени; опреде­ ленного времени требуют и процессы разрешения внутренних неустойчивостей. Такой характер имеют, например, процессы формирования в океане волн Россби, играющих, по-видимому, большую роль в долговременной синоптической изменчивости оке­ анских течений. В результате запаздывания реакций океан оказы-

14

вается своего рода «запоминающим устройством», хранящим отпе­ чатки атмосферных воздействий за некоторый период прошлого „времени.

Приток энергии от атмосферы к океанским движениям происхо­ дит в разнообразных пространственных масштабах. Озмидов [3] выделяет три основные области притока энергии. Во-первых, это масштабы Z,i —106 м порядка размеров океанов (а также квазиста­ ционарных и подвижных атмосферных циклонов и антициклонов), в которых порождаются как течения квазистационарной циркуля­ ции океана, так и нестационарные, например дрейфовые течения — реакции на воздействия

и приливные колебания. Скорость суммарного притока кинетиче­

~ Ю - 1 м2 /с. В-третьих, океан получает кинетическую энергию от ат­

о полном спектре кинетической энергии океанских движений дает рис. 1.2.1 из работы Озмидова [3].

Прогнозы синоптической, внутригодичной и междугодичной из­ менчивости термодинамического состояния океана, ветровых и термохалинных течений в нем, уже теперь нужные для ряда задач практики, представляются возможными лишь на основе глобальных математических моделей взаимодействующих океана и атмосферы, достаточно детально учитывающих все основные процессы их взаи­ модействия, формы их реакции на воздействия со стороны друг друга и возможные обратные связи.

Ряду изложенных здесь качественных утверждений в после­ дующих разделах книги будут даны количественные формули­ ровки.

15

пределений по океану в первую очередь скорости течений, темпера­

время служат внутренним механизмом формирования крупномасш­ табной изменчивости океана.

Волны на поверхности океана играют в динамике его верхнего слоя очень большую роль (гораздо большую, чем в приводном слое атмосферы). Особенно широко распространено и динамически наиболее важно ветровое волнение (длин­ ные волны типа цунами мы здесь рассматривать не будем). Оно весьма измен­ чиво, определяясь главным образом силой и продолжительностью действия или

щихся сведений см., например, в книге Кинсмена [2].

Внутренние гравитационные волны в толще океана весьма широко распро­

редкое явление). Они могут возбуждаться приливными силами, изменениями ат­ мосферного давления и действия ветра на поверхности океана, поверхностными волнами, эффектами обтекания неровностей дна и неоднородностями крупиомас-

десятков сантиметров в секунду. Данных наблюдений здесь мало. Обзор факти­ ческих данных см. в статье Вебстера [6].

Суточные колебания температуры воды в океане вследствие его большой тепловой инерции оказываются много меньшими, чем в атмосфере; у поверхно­

скольких суток до месяцев), заключающаяся прежде всего в непе­ риодическом формировании в океане вихрей с масштабами по­ рядка ~ 100 км (в значительной степени аналогичных атмосферным циклонам и антициклонам, но имеющих гораздо большие времена жизни и гораздо медленнее движущихся) благодаря накапливаю­ щемуся эффекту атмосферных воздействий (в первую очередь дей­ ствия переменного ветра на поверхность океана, а также тепловых воздействий атмосферы) и процессам гидродинамической неустой­ чивости крупномасштабных океанских течений.

Синоптические изменения скоростей океанских течений могут быть, по-види­ мому, сравнимы (а иногда и превышать) со среднемноголетними скоростями этих течений, так что они оказываются наиболее интенсивными из всех видов изменчивости океанологических полей. Так, например, наблюдения на советском полигоне 1970 г. в Северном Пассатном течении в Атлантике [7] показали, что временами (неделями) течение в данной точке бывает направленным даже про­ тивоположно обычному направлению на запад-юго-запад. Это, в частности, оз­ начает, что все практически употребляющиеся карты морских течений, которые построены динамическим методом (см. гл. 2) или по данным единичных одно-, двухсуточных инструментальных измерений, могут быть нерепрезентативными и в будущем должны заменяться синоптическими картами течений. Синоптические изменения температуры верхнего слоя океана могут, по-видимому, местами (на­ пример, в районах движения меандров Гольфстрима или Куросио) иметь поря­ док нескольких градусов.

В связи с почти полным отсутствием длительных непрерывных рядов на­ блюдений в открытом океане синоптическая изменчивость почти совсем не изучена. Изучение синоптической изменчивости явится главной задачей организуе­ мого в ближайшие годы непрерывного глобального наблюдения океана. В бу­ дущем предсказание синоптической изменчивости явится основной задачей океан­ ских прогнозов.

поверхности воды наблюдаются и значительные сезонные колебания толщины

даже до дна океана. Ясно, что значительный годовой ход в высоких широтах имеет ледовитость морей. Наибольшие годичные колебания солености поверх­ ностных вод, порядка 1—3%о, наблюдаются в Бенгальском заливе и австралоазиатских морях (вследствие резкого годового хода осадков муссонного про­ исхождения); в открытой части Северной Атлантики они составляют всего 0,2%о (но в районе Ньюфаундленда 0,7%о из-за летнего таяния льдов). Значительные сезонные колебания, вызываемые прежде всего сезонными изменениями атмо-

18

сфериой циркуляции, испытывает и ряд течений; отметим, в частности, ярко вы­ раженные сезонные колебания Сомалийского течения, а также обострение меж­ пассатных противотечений в Атлантике и Тихом океане северным летом, когда в Индийском океане, наоборот, экваториальные противотечения, по-видимому, разрушаются.

5. М е ж д у г о д и ч н а я и з м е н ч и в о с т ь , т. е. согласован­ ные изменения состояния больших акваторий океана и всей атмо­ сферы от года к году, примерами которых могут служить автоколе­ бания северной ветви Гольфстрима с периодом около 3,5 года, изу­ ченные Шулейкиным [8], и квазидвухлетние явления «Эль-Ниньо» в восточной части экваториальной зоны Тихого океана, изученные Бьеркнесом [9]. В междугодичной изменчивости, вероятно, замет­ ную роль может играть перемещение тепловых аномалий по гигант­

метно потеплели в этот период зимы в высоких широтах северного

ловины Атлантики во время «малого ледникового периода» X V I I — XIX вв., когда Саргассово море было на 2—3° С теплее, а акватория у Исландии на 1°С холоднее современной нормы, что Бьеркнес свя­ зывает с аномалией (ослаблением теплообмена) во взаимодействии океана и атмосферы.

Одними из наиболее доступных для изучения проявлений изменчивости со­ стояния Мирового океана в послеледниковое время могут быть глобальные ко­ лебания его уровня на десятки метров, фиксируемые, например, по береговым террасам и устьям рек. Об изменчивости состояния океана во время ледниковых периодов плейстоцена и в еще более далеком прошлом можно судить по ми­ кропалеонтологии слоев в колонках морских осадков (желательно в сочетании с изотопными определениями абсолютного возраста этих слоев) и с помощью лалеотемпературного метода Юри (т. е. по отношению изотопов кислорода 18Q/16Q в биогенных карбонатах), но эта проблема в настоящей книге рассмат­ риваться не будет.

ЛИТЕРАТУРА

1. М о н и н А. С. Прогноз погоды как задача физики. М., «Наука», 1969. 184 с.

2.K i n s m a n В. Wind waves, their generation and propagation on the ocean surface. N. Y., 1965. 676 p.

3.В о с k e 1 M. Traveaux oceanographiques de Г «Origny» a Gibraltar.— «Cahiers Oceanographiques», 1962, tome 14, No. 4, p. 325—329.