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

Этим методом были обработаны глубоководные наблюдения за температурой воды по разрезу Сиономисаки, секущему течение

слоя океана в данном районе. Анализ полученных результатов показывает, что колебания величины теплосодержания в верхнем (0—10 м) и деятельном (0—200 м) слоях океана имеют резко вы-

210

раженный сезонный ход с годовым периодом, обусловленным ре­ жимом солнечной радиации; средние годовые значения теплосодер­ жания в этих слоях обнаруживают междугодичные изменения, но амплитуда их значительно меньше, чем у сезонных колебаний. Изменения же теплосодержания в бароклинном слое океана (до глубины нижней границы течения Куросио) своей главной состав­ ляющей имеют междугодичные колебания с амплитудами больше, чем у сезонных колебаний. Период междугодичных колебаний теп­ лосодержания бароклинного слоя ориентировочно (из-за краткости ряда глубоководных наблюдений) может быть оценен в 5—7 лет, что весьма близко к периодам, полученным другими авторами, и удовлетворительно согласуется с периодом обращения водных масс в северотихоокеанской системе течений. Крупномасштабные коле­ бания адвекции тепла течением Куросио приводят к изменениям средней температуры бароклинного слоя океана в районе этого течения на 3—4° С.

Расчеты междугодичной изменчивости теплосодержания в Ка­ лифорнийском течении по этой же методике дали период 5—6 лет. Сравнение Куросио и Калифорнийского течения показывает, что экстремальные значения теплосодержания Куросио у берегов Япо­ нии наступают в среднем на 4—6 лет позже, чем Калифорнийского течения. Этот сдвиг во времени почти на 2 года больше времени движения водных масс (а следовательно, и температурной ано­ малии) по южной ветви системы северотихоокеанской циркуляции. По-видимому, эти два года уходят на формирование температур­ ной аномалии в бароклинном слое океана в районе Калифорний­

и атмосферной циркуляции в северной части Тихого океана можно изобразить схемой, показанной на рис. 7.12. Здесь в кольце цир­ куляции указано время обращения температурных аномалий по южной и северной ветвям; в области, ограниченной пунктиром,— продолжительность формирования положительной температурной аномалии в районе восточной ветви циркуляции; у пунктирных ли­

океанологического фронта) и зоны максимальных скоростей за­ падных ветров к северу при увеличении скорости Куросио и к югу при ее ослаблении; в северо-восточном углу схемы — средняя про­ должительность переноса холодных воздушных масс от арктиче­ ских районов к тропикам.

Процессы взаимодействия океана и атмосферы здесь молено представить себе таким образом. С возрастанием теплового воз­ действия океана на атмосферу в зоне северотихоокеанского по­ лярного океанологического фронта (при максимальном теплосо­ держании в течении Куросио) интенсивность западно-восточного переноса в атмосфере увеличивается. Происходит это потому, что

с продвижением к северу фронта, или, что то же самое, оси тече­ ния Куросио, соответственно перемещается и атмосферный поляр­ ный фронт, и расстояние между ним и арктическим фронтом сокращается, в результате чего меридиональные градиенты атмо­ сферного давления в этом районе увеличиваются. Усиление за­ падно-восточного переноса в северной части Тихого океана при­ водит к интенсификации холодного Калифорнийского течения, в ре­ зультате чего в восточной части тропической зоны Тихого океана начинают накапливаться холодные воды, порождая отрицательную

Рис. 7.12. Схема крупномасштабного взаимодейст­ вия северотихоокеанской циркуляции с западным переносом в атмосфере (по Корту [18]).

аномалию в теплосодержании северотихоокеанской антициклони­ ческой циркуляции. Охлаждение поверхностных вод в восточной части океана (вследствие выноса с севера холодных водных и воз­ душных масс) создает условия для преобладания в этом районе сухой, малооблачной погоды и тем самым для более интенсивного

в теплосодержании северотихоокеанской циркуляции. Полный обо­ рот такой температурной аномалии в системе северотихоокеанской

ана на тепловой режим нижних слоев атмосферы происходит со значительным сдвигом во времени. Теплосодержание же деятель­ ного и особенно поверхностного слоя океана флюктуирует почти одновременно с изменением теплосодержания нижних слоев ат­ мосферы. Когерентность между ними равна 0,87-=-0,90 при сдвиге

212

определяется изменениями теплового состояния нижних слоев ат­ мосферы, что вполне согласуется с выводами Шишкова [2] о влия­ нии меридионального переноса тепла в нижней тропосфере на тем­ пературный режим поверхности океана. Последнее обстоятельство проливает некоторый свет на проблему формирования температур­ ных аномалий на больших площадях поверхности океана, обнару­ женных в последнее время рядом исследователей. Действительно, если тепловой режим деятельного слоя океана в основном опре­ деляется внешним теплооборотом, обусловленным главным обра­ зом балансом солнечной радиации, то и изменения температур­ ного поля в поверхностных слоях океана должны быть крупно­ масштабными. Планетарный характер имеют также и другие атмосферные процессы, действующие на поверхность океана (ат­ мосферная циркуляция, облачность, осадки). Отсюда вполне по­ нятно, почему в океанах есть обширные акватории, занятые срав­ нительно быстро развивающимися положительными и отрицатель­ ными аномалиями температуры воды в поверхностных слоях. В глубинных же слоях океана доминирующая роль в перераспре­ делении тепла принадлежит течениям, и поскольку скорость оке­ анской циркуляции на два порядка меньше скорости атмосферной циркуляции, то влияние адвекции тепла течениями на теплообмен между океаном и атмосферой проявляется медленно, и оно суще­ ственно только для длиннолериодных процессов.

Явление Эль-Ниньо. Океанологами накоплена многолетняя ин­ формация по так называемому явлению Эль-Ниньо — аномальному продвижению теплых экваториальных вод (южной ветви Межпас­ сатного противотечения) далеко на юг вдоль побережья Южной Америки (в 1941 г. до 15° ю. ш.) при ослаблении юго-восточного пассата. Такие глубокие вторжения теплых вод резко меняют океа­ нологические и метеорологические условия в прибрежных районах Перу и Чили и приводят к массовой гибели холодолюбивых про­

сферного давления в Джакарте. Максимумы положительных ано­ малий температуры воды, показанные на этом рисунке, соответ­ ствуют моментам наступления Эль-Ниньо. Они относятся к 1925—

5и 8 лет.

Всвязи с явлением Эль-Ниньо интересную модель взаимодей­ ствия менаду атмосферной и океанской циркуляциями и их много­ летней изменчивости предложил Бьеркнес [20]. В экваториальной зоне Тихого океана наблюдается существенный температурный контраст (до 8° С) между западными и восточными районами. Ес­ тественно, что он является причиной такого же контраста в нижней атмосфере над океаном. В результате этого для термической цирку­ ляции атмосферы характерно опускание воздуха на востоке эквато­ риальной зоны и подъем на западе. Такие движения воздушных

213

масс порождают квазистационарное звено в атмосферной цир­ куляции, оказывающее сильное влияние на режим северного и южного пассатов. Этот процесс ведет к усилению экваториальногоподъема вод в океане, достигающего своего максимального раз­ вития в восточной половине экваториальной зоны. Таким образом,, при усилении пассатов усиливается экваториальный подъем глу­ бинных вод и увеличивается температурный контраст между за­ падной и восточной частями экваториальной зоны. При ослаблении, пассатов ослабевает и экваториальный подъем вод, что приводит к уменьшению температурного 'контраста вдоль экваториальной.

нб

и юга в экваториальной зоне и, как следствие, к ускоренному ос­ лаблению пассатов. Ослабление пассатных ветров способствует накоплению холодных вод в восточной части экваториальной зоны за счет Перуанского течения и подъема вод у берегов Перу и ЧилиНакопление холодных вод в восточной части экваториальной зоны снова приводит к обострению температурного контраста, и цикл возобновляется.

Описанный процесс взаимодействия океана и атмосферы в эк­ ваториальной зоне носит автоколебательный характер с периодом около, двух лет. Однако, как подчеркивает Бьеркнес, на эту про­ стую схему налагается влияние и других макропроцессов в атмо­

214

рис. 7.14 показана схема такого взаимодействия по Бьеркнесу. Ли­ ниями токов на рисунке показана вертикальная атмосферная цир­ куляция над экваториальными зонами Индийского и Тихого океа­ нов по данным вертикальных профилей ветра, полученных зон­ дированием в пунктах: / — Абиджан, 2 — Найроби, 3—Гана, 4— Сингапур, 5 — о. Кантон и 6 — Богота. При перемещении индоокеанской циркуляции на восток (до 170° з. д.) область тихоокеан­ ского подъема вод резко сокращается. При продвижении тихооке­ анской циркуляции к западу (до 130° в. д.) усиливается подъем вод в экваториальной зоне Тихого океана.

Подъем глубинных вод

Рис. 7.14. Схема взаимодействия экваториальной атмосферной циркуляции над

с экваториальными течениями. Периоды колебаний Эль-Ниньо большей продолжительности (4—5 и 8 лет), вероятно, связаны с круговоротами температурных аномалий в системах северотихо­ океанской и южнотихоокеанской антициклонических циркуляции в океане. С междугодичными колебаниями температурного режима экваториальной зоны Тихого океана Бьеркнес связывает крупно­ масштабную изменчивость атмосферной циркуляции в высоких ши­ ротах Тихого и Атлантического океанов и даже режим дрейфа льдов в Арктическом бассейне.

Изменчивость океанологических фронтов. Более или менее си­

стематическая многолетняя информация имеется только по северо­ тихоокеанскому полярному океанологическому фронту. Амплитуда его широтных междугодичных перемещений, согласно наблюде­ ниям за изотермой 15° С за период 1933—1964 гг., достигает 5—6°,

215

а период подобных колебаний в среднем составляет 4—5 лет. Любо­ пытно, что в западной части тропической зоны Тихого океана ши­ ротные колебания фронта субтропической конвергенции также до­ стигают 5—6°.

1956г.

1961г.

в центральной и северо-восточной частях Северной Атлантики. Они показали, что междугодичные колебания положения фронта могут быть порядка 200 миль, а сезонные— 100 миль. Линия фронта при

variability of water temperature in the North Atlantic.—„Rapports et ProcesVerbaux des Reunions", 1972, vol. 162, p. 154—158.

2.Ш и ш к о в Ю. А. Меридиональный перенос тепла в нижней тропосфере и аномалии температурного режима в северной части Атлантического океана.— «Труды ИОАН», 1962, т. 57, с. 156—199.

216

8

Г Л А В А

КЛИМАТИЧЕСКИЕ КОЛЕБАНИЯ

Под климатом океана следует понимать статистический режим колебаний глобальных океанологических полей с периодами меньше нескольких десятилетий, так что климатическими явля­ ются характеристики, осредненные по интервалам времени порядка нескольких десятилетий. Они сами могут колебаться во времени (с периодами больше нескольких десятилетий), характеризуя ко­ лебания климата.

При попытках выявить колебания климата в прошлом мы стал­ киваемся с двумя трудностями. Первая из них заключается в том, что измеряемые ныне параметры атмосферы и океана — приходя­ щая на поверхность Земли солнечная радиация, температура воз­ духа, атмосферное давление, количество осадков, температура и соленость воды в океане, скорость океанских течений — ранее не измерялись (и в летописях встречаются лишь качественные сведе­ ния о засухах, морозах, деловитости полярных морей и т. п.). По­ этому приходится использовать непривычные и непрямые данные — толщины годичных колец деревьев и годичных слоев некоторых осадочных пород (варвитов), исторические и геологические дан­ ные о длинах долинных ледников, древние террасы на берегах морей, остатки тепло- и холодолюбивых организмов в слоях коло­

локальных данных и необходимость построения глобальной кар­ тины климата, для чего тем более не хватает материалов. Вследст­ вие этих трудностей анализ климатических колебаний требует весьма специфических исследований, и мы здесь ограничимся лишь немногими иллюстрациями.

Вся совокупность данных с определенностью показывает, что имеют место внутривековые колебания климата, типичным приме­ ром которых является климатическое потепление в первой поло­ вине XX в., и междувековые колебания, например, происходившие

218