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

30

с точностью в несколько десятков метров), освещения метеорологи­ ческой обстановки над океанами (прежде всего телефотографиро­ вания облачности, а потому и прослеживания штормов по их облач­ ным системам) и возможности ретрансляции данных измерений с автоматических океанологических буев и станций, ИСЗ в прин­ ципе позволяют осуществлять прямые дистанционные измерения ряда важных характеристик океана. Первой такой характеристикой является температура поверхности океана, доступная дистанцион­ ному измерению при помощи самолетных или спутниковых радио­ метров, фиксирующих излучаемую поверхностью океана инфракрас­ ную радиацию (ИК радиацию), например в полосе длин волн 10,5—12,5р.. Опыты спутниковых съемок поля температуры поверх­ ности океана уже дали ряд интересных результатов. В качестве примера на рис. 1.4.5 показана карта температуры поверхности, снятая спутником «Нимбус-2» 27 июля 1966 г. Подобные карты позволят направлять рыболовные флотилии в места с наибольшими горизонтальными градиентами температуры, где часто скаплива­ ются рыбные косяки. Ежедневные спутниковые съемки температур­ ного поля (а возможно, что будут достаточны только еженедельные или ежедекадные съемки) будут отличным средством для регистра­ ции синоптической изменчивости температур и течений в верхнем слое океана. Аналогично этому, спутниковые наблюдения весьма перспективны для регистрации деловитости полярных морей.

Правда, ИК радиация не проникает сквозь облака, так что изло­ женный метод пригоден лишь для акваторий, не закрытых облач­ ностью. Но этого ограничения можно избежать, регистрируя вместо

чески прозрачны. Опыты такого рода были проделаны Институтом физики атмосферы АН СССР как с самолета над Каспийским мо­ рем [8], так и со спутника «Космос-243» в 1968 г. [9]. Они показали перспективность микроволнового метода, и вместе с тем было обна­ ружено, что пятна пены, образующиеся на поверхности океана при сильном волнении, обладают повышенным СВЧ радиоизлучением и выглядят на записях СВЧ радиометров как «горячие» пятна, т. е. создают значительные помехи для регистрации температуры на по­ верхности океана (с другой стороны, эти помехи несут информацию о состоянии волнения, для разработки методов использования кото­ рой становятся необходимыми оценки количества пены на поверх­ ности океана с борта судов). Представляется, что разработка этой проблемы является сейчас главной задачей в развитии методов спутниковой океанологии.

Большой интерес представляют возможности прямого измере­ ния морского волнения с помощью ИСЗ. Создание спутниковых ра­ диоальтиметров с дифференциальными точностями порядка не­ скольких дециметров уже позволит измерять высоты океанских волн вдоль траекторий ИСЗ. Постановка на ИСЗ активных радио­ локаторов создаст возможность измерения двумерных спектров вол­ нения, а связь последних (и прежде всего степени их анизотропии

31

и направления главных осей) с местным ветром в областях развиваю­ щегося и развитого волнения позволит оценивать и ветер в привод­ ном слое воздуха, т. е. даст уникальную возможность дистанцион­ ного измерения ветра благодаря наличию ветрового волнения на

в районе Гольфстрима, полученная путем осреднения данных наблюдений со спутника «Нимбус-2» 27 июля 1966 г. (а). Сравнение значений температуры поверх­ ности океана вдоль широты 35,3° с, полученных по

поверхности океана. Разработка этих методов потребует корреля­ ции спутниковых и судовых измерений волнения, для чего будет не­ обходима также и техника измерения волнения с движущихся су­ дов, которая пока отсутствует.

Предстоит выяснить также возможности спутниковых измерений биологических характеристик океана. Так, легко регистрируемый с ИСЗ цвет моря (а подробнее, спектр рассеянного толщей океана

32

т. 3, № 5, с. 473—480.

3.Руководство по гидрологическим работам в океанах и морях. Л., Гидрометеоиздат, 1967.

с.1059—1062.

6.К о г t V. G. An international project for Studying North Atlantic dynamics and hydrology.—„Ргос. Scor.", 1967, vol. 3, No. 1, p. 48—54.

7.V u k о v i с h F. M. Detailed sea-surface temperature analysis utilizing Nimbus

HRIR data.—..Monthly Weather Review", 1971, vol. 99, No. 11, p. 812—817. 8. Г у p в и ч А. С, Е г о р о в С. Т. Определение температуры поверхности моря по ее тепловому радиоизлучению.— «Изв. АН СССР. Физика атм. и океана»,

1966, т. 2, № 3, с. 305—307.

9. Б а ш а р и и о в А. Е., Г у р в и ч А. С, Е г о р о в С. Т. Определение геофизи­ ческих параметров по измерениям теплового радиоизлучения на ИСЗ «Кос- мос-243».— «ДАН СССР», 1969, т. 188, № 6, с. 1273—1276.

3 Заказ № 519

2

Г Л А В А

ЦИРКУЛЯЦИЯ МИРОВОГО ОКЕАНА

Мгновенное состояние Мирового океана, характеризуе­ мое совокупностью океанологических полей, перечисленных в § 1.3, можно представить в виде суммы среднемноголетнего состояния (квазистационарная часть, изменения которой во времени, имею­

дела 1.3). Мгновенные состояния океана гораздо более похожи на его среднемноголетнее состояние, чем это имеет место для атмо­ сферы Земли (другими словами, суммарная относительная интен­ сивность короткопериодных нестационарных процессов в океане' меньше, чем в атмосфере, так как инерция океана больше).

Действительно, мгновенные состояния атмосферы, отражаемые, например, на ежедневных синоптических картах, мало похожи на среднемноголетнюю картину ее глобальной циркуляции (содержа­ щую несколько вялых ячеек, или «колес» циркуляции, в меридио­

Поэтому квазистационарная часть состояния Мирового океана, изо­

океан — это прежде всего бассейн со сложными границами, заполненный большой

в 1957 г.

34

Мировой океан несколько условно делят на четыре части: Тихий океан (52,8% массы и 49,8% площади Мирового океана, средняя глубина 4028 м), Ат­ лантический океан (24,7% массы и 25,9% площади Мирового океана, средняя глубина 3627 м), Индийский океан (21,3% массы и 20,7% площади Мирового океана, средняя глубина 3897 м) и Северный Ледовитый океан (1,2% массы и 3,6% площади Мирового океана, средняя глубина 1296 м); детали см. в статье В. Н. Степанова [1] (здесь к океанам отнесены соответствующие секторы Ант­ арктики, а также и прибрежные моря, составляющие в сумме 3% массы и 10%

или Южным, океаном; Северный Ледовитый океан иногда включают в Атлан­ тический океан в качестве Арктического средиземного моря. С гидродинамиче­ ской точки зрения целесообразно дальнейшее деление океанов на котловины, разделяемые возвышенностями на океанском дне (в первую очередь срединноокеаническими хребтами), которые нарушают непрерывность глубинной цирку­ ляции воды. Некоторым аналогом глубинной циркуляции вод в котловинах

жения всех масс Земли и центробежными силами, создаваемыми ее

стематическими разностями атмосферного давления и разностями между количествами испаряющейся влаги и осадков на различных акваториях океана, имеющими порядок нескольких дециметров воды в год. На рис. 2.1 приведена карта разностей осадков и испа­ рения на океанах, построенная по данным [2] (заметим, однако, что имеющиеся данные об обеих этих величинах еще недостаточно до­ стоверны— вероятно, занижены, так как количество осадков систе­ матически измеряется лишь на некоторых островах и крайне немно­ гочисленных кораблях погоды, а скорость испарения на океанах до

[3], которую можно приближенно интерпретировать как карту среднемноголетних отклонений уровня океана от геоида (о методе по­ строения динамических карт будет сказано в этой главе ниже).

Циркуляция ветрового происхождения. Океан получает количе­ ство движения (и кинетическую энергию) прежде всего непосред­ ственно от атмосферы благодаря трению ветра на поверхности оке­

по-видимому, могут передавать количество движения течениям; эти процессы перераспределения количества движения изучены еще не­ достаточно. Неравномерность поля ветра (характеризуемая вихрем

Ю - 8 дин/см3 н горизонтальные барьеры — берега — создают сгоыы и нагоны поверхностных вод (т. е. часть упоминавшихся выше ано­ малий уровня моря), соответствующие горизонтальные градиенты давления порождают ветровые градиентные течения. В результате картина течений в верхних слоях океана в немалой степени отра­ жает осредненное поле ветра в приводном слое воздуха, определяе­ мое распределением атмосферного давления на поверхности океана.

Поэтому в циркуляции верхнего слоя океана находят свое от­

нотихоокеанский и южноиндийский (антициклон о. Маврикий), и со­

энергии квазистационарной циркуляции океана является преобразо­ вание его доступной потенциальной энергии в поле силы тяжести (т. е. суммы потенциальной и внутренней энергии за вычетом той

ческую энергию, возможное благодаря тому, что морская вода яв­ ляется сжимаемой и, более того, бароклинной жидкостью, плотность которой зависит не только от давления, но также от температуры и

Циркуляцию, создаваемую факторами, непосредственно меняю­ щими температуру и соленость на поверхности океана, называют термохалинной. Примером может служить оседание и растекание по дну уплотняющейся из-за охлаждения сверху воды в полярных районах океанов. Наибольший вклад в формирование термохалин­ ной циркуляции вносят термические процессы — нагревание и охлаждение вод океана. Первичным источником тепла в атмосфере и океане является коротковолновая электромагнитная радиация Солн­ ца (сосредоточенная в основном в интервале длин волн 0,38—2,5 ц), поступающая на верхнюю границу атмосферы в среднем за год со скоростью 1,952 кал. на 1 см2 площадки, перпендикулярной солнеч-

38

ным лучам, в минуту (солнечная постоянная, по американской шкале); в сумме по всей Земле мощность этого источника энергии

с.ш.

Маклеллану [4]).

солнечного тепла на 12—22%; для схем, в которых все виды расхо­ дов энергии оценены не независимо, а «сбалансированы» с по­ мощью подгоночных коэффициентов, потребуется радикальный пересчет).

Коротковолновая солнечная радиация в атмосфере испытывает рассеяние и поглощение, и лишь небольшая ее доля, разная на раз­ личных широтах и в различные годы, но в среднемноголетнем нигде

поверхности океана принимают равным в среднем всего 8%), ос­ новная же ее часть поглощается верхним тонким слоем воды (в метровом слое поглощается около 60% радиации, а глубже 100 м проникает менее 0,5%), и получаемое тепло затем распределяется по всему верхнему перемешанному слою океана. Поверхность

39