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

таким образом, по мнению Шишкова, не связаны с существующей системой океанских течений. Анализ атмосферной циркуляции над

в формировании среднегодовых аномалий температуры поверхност­ ных вод.

Интересное исследование по междугодичной изменчивости теп­ лового баланса в северной части Атлантического океана за период 1948—1957 гг. выполнила Архипова [3]. Согласно ее расчетам, в 1948—1949 гг. во всей Северной Атлантике наблюдалась пони­ женная теплоотдача с наибольшими аномалиями в районе Гольф­ стрима и Северо-Атлантического течения и наименьшими — в рай­ оне Восточно-Гренландского, Лабрадорского и Канарского течений, а в те годы, когда в области Гольфстрима и Северо-Атланти­ ческого течения теплоотдача оказывалась наибольшей (например, в 1953 г.), в области Восточно-Гренландского и Канарского тече­ ний аномалия теплового баланса имела обратный знак. В области Гольфстрима теплоотдача испытывает интенсивные междугодичные

многолетний ход средних годовых значений температуры и солено­ сти воды у м. Нордкап на различных горизонтах от поверхности до 200—250 м. Из рисунка видно, что даже в высоких широтах междугодичная изменчивость температуры и солености воды может

вость температуры и солености воды наблюдается при сравнении одних и тех же сезонов. На рис. 7.4, по Панфиловой [6], показана междугодичная изменчивость температуры воды за август в одно­ градусном квадрате в зоне течения Куросио за период с 1933 по 1940 г., а на рис. 7.5 представлен размах междугодичной изменчи­ вости солености воды также за август для четырех пунктов северозападной части Тихого океана. Легко видеть, что междугодичная изменчивость температуры и солености воды для одного и того же

наблюдаются на глубинных горизонтах океана, что свидетельствует о многолетних флюктуациях переноса тепла и солей океанскими течениями.

Панфилова [6] провела также сравнение сезонной и междуго­ дичной изменчивости температуры и солености воды для ряда

200

станций в северной части Тихого океана, воспользовавшись предло­ женным Колесниковой и Мониным [7] отношением

междугодичная изменчивость солености воды существенно пре­

результаты еще раз демонстрируют существенную роль междуго­ дичной изменчивости в общем спектре физической изменчивости океана.

Изменчивость североатлантической циркуляции. Пожалуй, един­

ственным районом в Мировом океане, в котором накоплен много­ летний ряд глубоководных наблюдений за переносом водных масс, является Фареро-Шетлендский пролив, где начиная с 1927 г. про-

202

водятся систематические глубоководные гидрологические измере­ ния. В последние годы они сопровождаются инструментальными измерениями течений с буйковых станций. Обобщение материалов наблюдений в Фареро-Шетлендском проливе за период с 1927 по 1952 г. выполнил Тэйт [8]. Расход североатлантических вод через

пролив за этот период изменялся в пределах 1,4—23,4 км3 /ч (сред­ ний расход равнялся 8,2 км3 /ч). Самое низкое значение расхода наблюдалось в августе 1927 г.; отметим, что спустя два месяца после этого в Северном море было зарегистрировано уникальное для этого района явление — появление айсберга. Максимальное значение расхода было отмечено в декабре 1951 г., несколько

203

меньший максимум (19,9 км3 /ч) наблюдался в июне 1947 г.; этот сезон отличался необычно сильным и продолжительным потепле­ нием в Европе.

В глубинных слоях Фареро-Шетлендского пролива, начиная с глубины 400—500 м, происходит отток холодных глубинных вод Арктического бассейна в северо-восточную часть Атлантического океана. Это глубинное противотечение также подвержено большой

по островным и береговым станциям Канады в Тихом

временной изменчивости. На рис. 7.8, взятом из работы Грассхофа [9], показана междугодичная изменчивость температуры и солено­ сти глубинных полярных вод, перетекающих через порог ФарероИсландского пролива. Рисунок наглядно показывает, насколько сложна картина пространственно-временной междугодичной измен­ чивости течений в этом проливе.

Северо-Атлантическое течение является продолжением Гольф­ стрима, и можно думать, что их изменчивость является единым

204

процессом. К сожалению, многолетних систематических наблюде­

гипотез об особенностях крупномасштабных флюктуации гидроло­

основным звеном которой является Гольфстрим, имеет некоторую норму, и эта система находится в геострофическом равновесии. При усилении циркуляции возрастает влияние силы Кориолиса, которое компенсируется увеличением радиального градиента плот­

веро-Атлантическое теплое течение; черная дуга изображает по­ лярные льды; изогнутыми стрелками отмечена зона смешения

зившись так или иначе на тепловом режиме Северо-Атлантического течения А, неминуемо должно распространиться вдоль струй А, уходя все дальше и дальше от района смешения Н. Попав в Арк­ тический бассейн, такой «импульс» изменит равновесие между вторгающимися теплыми водами и дрейфующими на поверхности льдами. В свою очередь изменение ледовитости повлечет за собой изменение режима холодных струй Л. Оно скажется в районе

205

Рис. 7.9. Междугодичные колебания расхода Гольфстрима (1) (по данным гидрологических разрезов «Атлаптиса») и высот уровня у Майами (2) и Чарлстона (3) (по данным самописцев уровня) за 1937— 1940 гг. (по Айслииу [10]).

смешения Н на режиме теплого Северо-Атлантического течения н т. д. Этот процесс Шулейкин описывает приближенно следующей системой уравнений:

-f-="(/-/o), (7.1)

где / — количество льдов в Арктическом бассейне; Q — теплозапас Северо-Атлантического течения; т и п — коэффи­ циенты пропорциональности, определяемые экспе­ риментально.

Период такой колебательной системы определя­ ется из соотношения

ции. Эту гипотезу Дувании проверил на электромеханической мо­

Изменчивость северотихоокеанской циркуляции. Уда [14], ис­ пользуя ряды наблюдений за температурой воды у берегов Японии

208

и Калифорнии за период с 1911 по 1941 г., установил, что между­ годичные изменения в западной и восточной частях этой циркуля­ ционной системы происходят со сдвигом по фазе в 3—4 года (время добегания температурной аномалии по южной ветви цир­ куляции). При этом с японской стороны эти изменения связаны со вторжениями тепловых аномалий, а с американской — аномалий холода. Основной причиной междугодичной изменчивости северо­ тихоокеанской циркуляции Уда считает крупномасштабные флюк­ туации интенсивности и положения сибирского максимума, алеут­ ского минимума и гавайского максимума атмосферного давления в зимний период. Крупномасштабные изменения адвекции проме­ жуточных субарктических вод, по мнению Уда, также могут сти­ мулировать междугодичную изменчивость северотихоокеанской циркуляции.

Ичие [15] .по данным изменения широты северной границы Ку­ росио, частоте и силе меандрирования течения, а также по вре­ мени появления и исчезновения циклонического водоворота к югу от Японии обнаружил периоды междугодичной изменчивости Куро­ сио 4,5 и 9—10 лет, причем период 4,5 года обнаруживается в из­ менениях широты северной границы Куросио, а период 9—10 лет — в изменениях квазистационарного циклонического водоворота. Оба эти процесса Ичие объясняет крупномасштабными флюктуациями атмосферной циркуляции над северной частью Тихого океана. Фукуока [16] методом периодограмманализа средних месячных тем­ ператур воды в деятельном слое океана в системе течений Куриль­

прежде всего с многолетними изменениями атмосферной циркуля­ ции над океаном. Баталии [17] по изменчивости интенсивности меандрирования Куросио обнаружил периоды 3, 4—5, 5—6 и 10 лет. По мнению Баталина, эти долгопериодные колебания Куросио связаны с колебаниями сибирского, алеутского и гавайского атмо­ сферных барических центров.

В работе Корта [18] приводится попытка изучения междуго­ дичной изменчивости северотихоокеанской циркуляции по данным глубоководных гидрологических наблюдений на стандартных океа­ нографических разрезах через Куросио и Калифорнийское течение. По мнению Корта, достаточно репрезентативным индикатором изменчивости адвекции тепла морскими течениями, не требующим знания характеристик турбулентного обмена в океане и скорости течения (непосредственные измерения которых начали широко про­ водиться только в последние годы), является теплосодержание Q, рассчитываемое по формуле

где с — теплоемкость воды; h, L — глубина и ширина течения; 5 — площадь сечения потока.