книги из ГПНТБ / Егоров Н.И. Физическая океанография

Истинные течения в каждый конкретный момент могут значи­ тельно отличаться от приводимых на картах и тем больше, чем меньше устойчивость течения. Чтобы лучше отразить истинную картину течений, необходимо строить карты течений по месяцам, а еще лучше строить их по типам атмосферной циркуляции. Об­ щая схема течений на поверхности Мирового океана дана в при­

полушарие) и юго-восточного (южное полушарие) направлений, возникают устойчивые и мощные пассатные течения (северное и южное), направленные на запад. Встречая на своем пути восточ­ ные берега материков, течения создают нагон воды (повышение уровня) и поворачивают вправо в северном полушарии и влево в южном. В широтах около 40° на массы воды воздействуют пре­ обладающие западные ветры, обусловленные той же причиной, что

ипассаты — антициклональной циркуляцией, вызванной тропиче­ скими максимумами давления. В силу этого течения поворачивают на восток и северо-восток, а затем, встречая на своем пути запад­ ные берега материков, поворачивают на юг в северном полушарии

ина север в южном, образуя замкнутые кольца циркуляции между экватором и широтой 40—45°. В северном полушарии циркуляция направлена по часовой стрелке, в южном — против часовой стрелки. Одновременно часть восточного течения в северном полушарии поворачивает на север, образуя ветвь циркуляции умеренных

широт.

Между течениями пассатных зон северного и южного полуша­ рий— пассатными течениями в э к в а т о р и а л ь н о й з о н е воз­ никают противотечения, направленные на восток. Причину этих течений объясняют неравномерностью поля ветра в тропической зоне.

Отличная от описанной схемы картина течений отмечается только в тропической зоне северной половины Индийского океана. Здесь глубоко выдающийся на юг п-ов Индостан и обширный ма­ терик Азии создают благоприятные условия для развития муссон­ ной циркуляции. В силу этого течения северной половины Индий­ ского океана имеют сезонный ход, следуя сезонному ходу атмо­ сферной циркуляции.

В у м е р е н н ы х ш и р о т а х 45—65° в северной части Атлан­ тического и Тихого океанов течения образуют кольцо циркуляции против часовой стрелки. Однако вследствие неустойчивости атмо­ сферной циркуляции в этих широтах течения также характери­ зуются малой устойчивостью, кроме тех ветвей, которые поддержи­ ваются постоянным уклоном уровня океана от экватора к полю­ сам; например, теплые течения — Северо-Атлантическое и Северо-Тихоокеанское. Этот постоянный уклон уровня обусловлен не только нагоном вод к западным берегам материков пассатными течениями, но и общим распределением температуры воды (а сле­ довательно, и плотности). Наличие уклона уровня, вызванного

391

повышением плотности воды от экватора к полюсам, усиливает ветровые течения не только умеренных, но и тропических зон океа­ нов, и накладывает свой отпечаток на общую картину течений.

Приведенную схему течений следует рассматривать как ре­ зультат сложения ветровых и плотностных течений, причем пер­ вым, по-видимому, принадлежит основная роль.

В в ы с о к и х (полярных) ш и р о т а х о течениях на поверх­ ности можно составить представление на основе дрейфа льдов, по­ крывающих бассейн Северного Ледовитого океана в северном по­ лушарии и примыкающих к материку Антарктиды — в южном.

Наблюдения над дрейфом льдов показывают, что в Северном Ледовитом океане поверхностные течения следуют от берегов Азии через полюс к восточным берегам Гренландии. Такой характер те­ чений, с одной стороны, вызван преобладанием восточных ветров, а с другой стороны, является компенсацией притока вод из Север­ ной Атлантики.

У побережья Антарктиды течения имеют преимущественно за­ падное направление и образуют узкую полосу циркуляции вдоль берегов Антарктиды, направленную с востока на запад. В некото­ ром удалении от берегов течения имеют восточное направление, следуя за господствующими западными ветрами умеренных широт.

Приведенная общая картина течений на поверхности Мирового океана усложняется вследствие физико-географических особенно­ стей каждого из океанов.

С учетом приведенной схемы поверхностных течений и верти­ кального распределения скоростей Мировой океан условно можно разделить на следующие районы:

1 ) мощных постоянных течений, в которых почти всегда можно наблюдать скорости течения 2 узла и больше;

2)слабых постоянных течений со скоростями до 0,5—0,8 узла;

3)локальных течений со скоростями, не превышающими 0,3—

0,5 узла, но при определенных синоптических условиях достигаю­ щих 2 узлов;

4)экваториальных течений, характеризующихся наличием глу­ бинных противотечений;

5)преобладающих приливных течений, в которых приливные течения составляют более 50% наблюдаемого течения.

Первые районы включают Гольфстрим, Куросио, Бразильское,

Карибское, Южное экваториальное противотечение, Антильское и другие аналогичные течения.

Для Гольфстрима и Куросио характерно наличие на поверх­ ности максимальных скоростей до 4—5 узлов, уменьшающихся с глубиной до 3,0—2,5 узлов на горизонте 200 м и до 2,0—1,5 уз­ лов на горизонте 500 м.

Обычно на горизонте 800—1200 м отмечается смена направ­ ления течения на противоположное. В зоне Гольфстрима на указан­ ных горизонтах отмечаются противотечения, называемые «антигольфстримом», имеющие скорости порядка 0,3—0,5 узла, но в от­ дельные моменты достигающие 1 узла.

392

Характерной особенностью первых районов является образова­ ние меандр, возникающих в момент достижения поверхностными течениями максимальных скоростей, когда отмечается наиболь­ шая неустойчивость течений. Меандры нередко отрываются от основного потока, образуя вихри диаметром несколько десятков миль, удаляющиеся от стрежня течения на несколько сотен миль.

В поверхностном 200-метровом слое на границах течений пер­ вого типа (мощных постоянных течений) наблюдаются сравни­ тельно узкие полосы противотечений со скоростями, составляю­ щими до 1,0—1,5 узла.

Мощные течения характеризуются большой пространственной изменчивостью. Она характеризуется среднеквадратическим откло­ нением 0,2 узла на расстоянии до 0,1 мили и 0,5 узла на расстоя­ нии до 0,5 мили. Предельные отклонения могут достигать 2—3 уз­ лов на 0 , 1 мили.

Несколько иной режим имеют системы мощных постоянных те­ чений типа Антильского. Максимальные скорости здесь редко пре­ вышают 2,0—2,5 узла, что, по-видимому, определяет сравнительно более устойчивый характер их географического положения и от­ сутствие глубоких меандр. Среднеквадратические отклонения те­ чений составляют около 0,2 узла на 1,0 милю и 0,5 узла на рас­ стоянии 7— 8 миль. Естественно, что наибольшая изменчивость от­ мечается в направлении, перпендикулярном основной струе течения, и особенно на границах потока.

Указанные наибольшие скорости 2,0—2,5 узла охватывают верх­ нюю толщу воды до 200 м. С глубиной скорости течения плавно уменьшаются, и на горизонтах 700—800 м среднее их значение до­ стигает 0,2—0,3 узла при максимальных величинах до 0,5 узла. Глубже отмечается постепенное изменение направления течения, которое на глубинах более 1 0 0 0 м становится обратным поверх­ ностному. Скорости течения здесь равны 0,2—0,3 узла, при макси­ мальных значениях до 0,5 узла.

Вторые районы — районы слабых постоянных течений, отлича­ ются от первых заметным влиянием атмосферной циркуляции, но при сохранении общей направленности потоков. Для них харак­ терно наличие средних скоростей течения в пределах 0,5—0,8 узла, однако максимальные скорости в верхнем 1 0 0 -метровом слое мо­ гут достигать 2,0—2,5 узла. Сюда относятся течения Лабрадор­ ское, Северо-Атлантическое, Ирмингера, Канарское, Ойясио, Кам­ чатское, Калифорнийское.

Для районов локальных течений характерна неупорядоченность вертикального распределения течений. Наибольшие скорости в от­ дельных случаях можно встретить не только в поверхностном слое,

но и на горизонтах 100—300, 500—700 и даже 1000—1500 м. Наи­ большие скорости встречаются до горизонтов порядка 500 м. К этим районам относятся моря со слабо выраженными приливными тече­ ниями и отдельные районы океанов, в которых отсутствуют более или менее четко выраженные постоянные течения.

393

Экваториальные районы характеризуются довольно своеобраз­ ной системой течений, а поэтому, естественно, привлекают внима­ ние многих исследований. Особенно сильный интерес привлекли эти районы за последние десятилетия после открытия в 1951 г. в Тихом океане под слоем Южного пассатного течения мощного потока восточного направления, названного течением Кромвелла.

В 1959 г. во время одного из рейсов НИС «Михаил Ломоно­ сов» аналогичное течение было обнаружено и под слоем Южного пассатного течения Атлантического океана, которое было названо экваториальным противотечением Ломоносова, а в 1962 г. амери­ канская экспедиция обнаружила аналогичное течение и в Индий­ ском океане. Эти подповерхностные противотечения во всех трех океанах ориентированы по экватору. Они пересекают океаны с за­ пада на восток сравнительно узкой полосой примерно от 2 ° ю. ш. до 2° с. ш. Оси течения располагаются в середине термоклина. Вертикальная толща течений 200—250 м. Течения устойчивы по направлению, отклонения от генерального восточного направления невелики. Меридиональные составляющие малы и неустойчивы по направлению. Величина зональных составляющих мало меняется во времени.

Течения существуют все сезоны года, хотя, по-видимому, во всех океанах имеют место сезонные колебания интенсивности те­ чений, связанные с сезонными изменениями полей ветра.

Благодаря наличию значительных вертикальных градиентов скорости, приводящих к турбулентному перемешиванию, термо­ клин в области подповерхностных противотечений оказывается не­ сколько размытым. В связи с этим в экваториальной зоне всех океанов имеет место расхождение изолиний температуры воды, со­ держания растворенного кислорода, фосфатов, кремния.

Глубина залегания термоклина уменьшается в направлении с запада на восток, при этом максимальные скорости на всем про­ тяжении течений совпадают по положению со срединой термо­ клина, таким образом, оси течений поднимаются к поверхности по мере продвижения на восток. Вертикальная мощность течений в восточных частях океанов уменьшается.

Таковы общие черты экваториальных подповерхностных проти­ вотечений в Тихом, Атлантическом и Индийском океанах. Кроме этих общих черт имеются существенные различия как в характере самих течений, так и в распределении гидрологических элементов. Прежде всего различны максимальные значения скоростей в стре­ жне течений. В Тихом океане наибольшие измеренные скорости достигают 150 см/с, в Атлантическом— 119 см/с, в Индийском — не более 60 см/с. Это различие, по-видимому, определяется, с од­ ной стороны, разными масштабами движения (протяженность Ти­ хого океана по экватору в 2,5 раза больше, чем Атлантического), а с другой,— различием в характере полей ветра. Экваториальные области Тихого и Атлантического океанов находятся под воздейст­ вием пассатных ветров. Вследствие этого здесь как зимой, так и летом зональные составляющие ветра имеют восточное наирав-

394

ление. Исключение в Атлантическом океане составляют лишь за­ падное побережье Африки и Гвинейский залив, где поле ветра формируется под воздействием африканского циклона и где пре­ обладают слабые ветры, неустойчивые по направлению. Наличие восточного переноса во все сезоны года поддерживает систему по­ стоянных по направлению течений и значительные их скорости.

Над Индийским океаном господствует муссонный режим ветра. Северо-восточный муссон имеет место в ноябре—марте, юго-за­ падный— в мае—сентябре. Смена муссона происходит в апреле и октябре. Муссонная циркуляция атмосферы обусловливает се­ вернее 8 ° ю. ш. правильную сезонную смену поверхностных тече­ ний. Зимой на экваторе и к северу от него наблюдается западное муссонное течение. Следовательно, в этот сезон направление по­ верхностных течений в экваториальной зоне соответствует их на­ правлению в других океанах. В этот же сезон развивается поверх­ ностное экваториальное противотечение, которое, в отличие от Ти­ хого и Атлантического океанов, наблюдается не к северу, а к югу от экватора, между 3 и 8 ° ю. ш., в зоне, разделяющей муссонные и пассатные ветры.

Летом западное муссонное течение сменяется восточным, а эк­ ваториальное противотечение'—слабыми и неустойчивыми тече­ ниями.

Интересно, что подповерхностное течение на экваторе, направ­ ленное на восток, наблюдается как при северо-восточном, так и при юго-западном муссоне, хотя интенсивность его различна. Наибольшего развития течение достигает в конце сезона северо-во­ сточного муссона, т. е. в тот период, когда ветровые условия анало­ гичны условиям Тихого и Атлантического океанов. При юго-запад­ ном муссоне это течение выражено слабее, скорости его не превы­ шают 50 см/с.

Имеются существенные различия и в распределении солености вод экваториальных областей океанов. В Индийском океане, так же как и в Атлантическом, внутри термоклина вдоль экватора имеет место ядро повышенной солености. Это ядро сохраняется в течение всего года и является свидетельством восточного пере­ носа вод, соленость в нем убывает в направлении с запада на восток. Максимальная соленость в ядре течения в Индийском оке­ ане существенно меньше, чем в Атлантическом (около 35,2%0). Ис­ точником высокой солености переносимых вдоль экватора вод яв­ ляются обширные области осолоненных вод в западных частях Индийского и Атлантического океанов. В Атлантическом океане есть две такие области, расположенные к северу и к югу от эква­ тора: одна — к югу от мыса Сан-Рок, другая — к северо-востоку от Малых Антильских островов. Максимальные значения солености здесь достигают 37,5%0. В западной части Индийского океана мак­ симальные значения солености, связанные с распространением юж­ ной субтропической подповерхностной воды и подповерхностной воды Аравийского моря, ниже, чем в Атлантическом, и не превы­ шают 35,6%о. Этим и объясняется тот факт, что соленость в ядре

395

Глава X

ОКЕАН И АТМОСФЕРА

§ 54. О взаимодействии процессов в океане и атмосфере

Проблема взаимодействия океана и атмосферы на современ­ ном этапе является центральной. Трудно назвать научно-исследо­ вательские институты или кафедры высших учебных заведений, где бы не рассматривались в той или иной форме вопросы взаимодей­ ствия приводного слоя атмосферы и поверхностного слоя океана. Это взаимодействие, по-видимому, удобно разделить на динами­ ческое и тепловое.

Вопросы динамического взаимодействия, доведенные до уровня возможностей их практического использования (ветровые волны, течения, колебания уровня) изложены выше в соответствующих главах. Более детальный анализ турбулентного (динамического) взаимодействия пограничных слоев океана и атмосферы рассмот­ рен в монографии С. А. Китайгородского. Поэтому в данной главе обращено основное внимание на некоторые общие аспекты указан­ ной проблемы и в основном на тепловое взаимодействие.

Единство основных источников энергии в океане и атмосфере.

Основным источником энергии в океане и атмосфере служит Солнце. Поток солнечной радиации при среднем расстоянии от Земли до Солнца приблизительно равен 1000 ккал/см2 -год. Вслед­ ствие шарообразной формы Земли на единицу поверхности верхней

и атмосферой поглощается приблизительно 167 ккал/см2 • год. При этом основная часть поступающей солнечной радиации — около 3Д общего количества, т. е. 126 ккал/см2 • год, достигает поверхности Земли (71% которой занимает океан). Вследствие отражения ко­

Хгод. Атмосферой поглощается 59 ккал/см2 - год.

Поверхность Земли (суши и океанов) в результате нагрева под воздействием солнечной радиации сама становится источником длин­ новолнового излучения, часть которого поглощается атмосферой.

397

Поглощение реальной атмосферы благодаря наличию в ней водяного пара, газов и пыли больше поглощения полностью проз­ рачной атмосферы. Длинноволновое излучение приводит одновре­ менно к охлаждению поверхности Земли. Это охлаждение в усло­ виях реальной атмосферы значительно меньше по сравнению с пол­ ностью прозрачной атмосферой (не содержащей водяного пара, пыли и других примесей), так как происходит частичный возврат тепла к поверхности Земли. Уменьшение длинноволнового излуче­ ния поверхности Земли атмосферой получило название «оранже­ рейного эффекта». Роль защитного стеклянного покрытия оран­ жерей, пропускающего коротковолновую радиацию и задерживаю­ щего длинноволновую, играет в данном случае атмосфера.

Общее количество длинноволнового излучения поверхностью Земли равно 36 ккал/см2 • год.

Теплообмен между атмосферой и поверхностью Земли не огра­ ничивается обменом лучистой энергией. Значительное перераспре­ деление тепла по вертикали между атмосферой и поверхностью

Хгод). Следовательно, за счет испарения и турбулентного тепло­ обмена атмосфера получает около 60% всей поглощенной тепло­ вой энергии. В мировое пространство излучается то же количество тепла, которое поступает к верхней границе атмосферы, т. е. 167 ккал/см2 - год. Из них на излучение земной поверхности падает 36 ккал/см2 • год, а атмосферы — 131 ккал/см2 • год.

Наряду с перераспределением тепла в вертикальном направле­ нии, в океане и атмосфере осуществляется значительное пере­ распределение тепла и в горизонтальном направлении между высокими и низкими широтами, которое связано с океанскими и воздушными течениями. Перенос тепла течениями существенно ска­ зывается на тепловом режиме вод океана и атмосферы, проявляю­ щемся в распределении температуры воды и воздуха. На картах аномалий температуры воды на поверхности океанов (приложе­ ние 2 ) четко выделяются «языки» тепла, связанные с районами теплых течений, таких, как Гольфстрим, Куросио и др. В темпера­ турный режим атмосферы вносятся весьма существенные поправки воздушными течениями, которые наглядно демонстрируются дан­ ными табл. 38, в которой приведены средние годовые значения фактической температуры воздуха для северного и южного полу­ шарий и солярной, т. е. температуры, которая наблюдалась бы при отсутствии воздушных течений.

Наряду с основным источником энергии для океана и атмо­ сферы — солнечной радиацией, следует отметить и некоторые дру­ гие, которые играют заметную роль при рассмотрении некоторых процессов. К их числу следует отнести прежде всего энергию приливов, обусловленную действием сил притяжения Луны и Солнца.

398

Т а б л и ц а 38

Сравнение фактических и солярных среднегодовых температур воздуха (град.) для различных широт

В океане приливы играют заметную роль, вызывая периодиче­ ские колебания уровня и периодические течения, которые сказыва­ ются на общем состоянии вод океанов и его динамике. Роль при­ ливов в атмосфере менее существенна по сравнению с другими процессами, определяющими физическое состояние атмосферы — погоду.

Для океанов помимо энергии приливов в некоторых случаях необходимо учитывать энергию, поступающую от внутренних ча­ стей Земли. Хотя она и составляет сотые доли процента солнечной радиации, но может оказывать некоторое влияние на физическое состояние глубинных вод океана, непосредственно прилегающих ко дну.

не только общностью источников энергии, но и общностью тех фи­ зических законов, которые управляют протекающими в них про­ цессами. Как при решении задач о физическом состоянии и дина­ мике вод океана, так и атмосферы широко используются законы термогидродинамики. Особенности приложения этих законов опре­ деляются прежде всего тем, что при изучении океанов они приме­ няются к жидкости, которая может считаться несжимаемой, а при изучении атмосферы — к газу.

Тем не менее, сопоставляя решения тех или иных задач дина­ мики вод океана и атмосферы, мы легко убеждаемся в единстве используемого аппарата и исходных уравнений. Действительно, основными уравнениями термогидродинамики, используемыми

вокеанографии и метеорологии, служат уравнения движения и уравнения неразрывности. К ним, в зависимости от поставленной задачи, добавляются уравнения статики, состояния, диффузии, теп­ лопроводности, баланса энергии турбулентности и др.

Решение указанных уравнений применительно к водам океана

вобщем случае проще, чем для атмосферы. Это обусловлено пре­ жде всего тем, что при решении некоторых океанографических за­ дач допустимо принимать в первом приближении плотность воды постоянной. Кроме того, устойчивость процессов в океане больше,

399

чем в атмосфере, что позволяет принимать процессы, протекаю­ щие в океане, как установившиеся. В частности, при изложении теории волн, морских течений широко были использованы эти до­ пущения. Напротив, при рассмотрении процессов, протекающих в атмосфере, плотность не может быть принята постоянной, асами процессы только в редких случаях можно считать установивши­ мися вследствие большой изменчивости физического состояния ат­ мосферы во времени. Кроме того, исследование процессов в атмо­ сфере усложняется фазовыми вращениями атмосферной влаги (конденсация и сублимация водяного пара). Тем не менее в разви­ тии теории и методов прогнозов погоды достигнуты значительно большие успехи, чем в гидрологических прогнозах. Так, например, в настоящее время вошли уже в оперативную практику гидроди­ намические методы прогноза полей давления, ветра и температуры на различных уровнях, в то время как для океана еще нет даже удовлетворительных методов расчета, а не только прогноза полей, течений и температуры при заданных внешних условиях.

Такое положение объясняется двумя основными причинами. Первая состоит в том, что Мировой океан разделен на части кон­ тинентами, наличие которых существенно усложняет решение задач динамики вод океана. Вторая, не менее важная причина, — это от­

с сети гидрометеорологических станций. Вполне понятно, что орга­ низация стационарной сети станций в Мировом океане, аналогич­ ной сухопутной, задача весьма сложная. Поэтому в настоящее время стремятся организовать в более широком масштабе попутные гидрометеорологические наблюдения на судах, использовать авто­ матические гидрометеорологические станции и искусственные спут­ ники Земли, увеличить число специальных океанографических судов с целью получения систематической информации о физическом со­ стоянии вод океана и изучения процессов, происходящих в нем. Достигнуто соглашение о создании объединенной глобальной си­

бежом.

Наряду с широким использованием в океанографии и метеоро­ логии строгих методов гидро- и термодинамики в последние годы все большее применение находят методы теории вероятности. По­ следние, как показано выше, используются в теории турбулентно­ сти, при изучении морского волнения, течений и т. п. Следует пола­ гать, что дальнейшее развитие теории должно строиться на разум­ ном сочетании методов гидродинамики и теории вероятности при широко поставленных натурных наблюдениях и лабораторных ис­ следованиях.

Возможные пути комплексного изучения системы океан — атмосфера. В настоящее время ни у кого не возникает сомнений в необходимости комплексного изучения системы океан—атмо­ сфера, так как обе подвижные оболочки нашей планеты, подвер­

400