книги из ГПНТБ / Егоров Н.И. Физическая океанография

ями температуры воздуха и меньшими суточными и годовыми амп­ литудами по сравнению с центральными и восточными частями континентов. В холодную часть года, когда массы морского воз­ духа, поступающие с океана, имеют более высокую температуру, чем континент, создаются благоприятные условия для развития облачности и осадков. Поэтому в осенне-зимний период у запад­ ных берегов континентов отмечается максимум осадков. Мини­ мальная относительная влажность воздуха, облачность и осадки обычно наблюдаются весной или в начале лета, когда океан зна­ чительно холоднее континента.

По мере углубления в континент влияние океанов на климат уменьшается.

По расчетам Шулейкина, в умеренных широтах наименьшему влиянию океанов подвержены районы Сибири вблизи Верхоянска. Этим он объясняет наличие в этом районе наиболее низких темпе­ ратур воздуха на земном шаре (кроме Антарктиды), т. е. образова­ ние здесь «полюса холода».

Над континентами, особенно в их внутренних районах, умень­ шающееся влияние океанов приводит не только к значительному увеличению суточных и годовых амплитуд температуры воздуха, но и к смещению максимума количества осадков с зимнего времени, когда преобладает антициклональная погода над континентом, на летний. В то же время относительная влажность воздуха, облач­ ность, повторяемость туманов и осадков, продолжительность вы­ падения осадков сохраняют свой максимум в осенне-зимний сезон на значительных удалениях от океана. Лишь во внутренних райо­ нах континентов максимум облачности количества осадков и числа дней с ними полностью перемещается на лето, а зима отличается большим числом ясных дней и малым количеством осадков.

В умеренных широтах восточных частей континентов сущест­ венное влияние на климат оказывает муссонная циркуляция, ко­ торая практически отсутствует в западных частях. Муссонная цир­ куляция создает зимой значительные препятствия для проникно­ вения влажных масс воздуха с океана. Поэтому восточные части континентов уже на небольшом удалении от берега характеризу­ ются минимальной облачностью, количеством и повторяемостью осадков в зимний сезон. Лето обычно сырое, облачное и дожд­ ливое.

По мере удаления от берега в океан сухая зима как особен­ ность муссонного климата чрезвычайно быстро сменяется влажной и максимум осадков смещается с летнего на зимний сезон, что яв­ ляется характерной чертой морского климата умеренных и субтро­ пических широт.

Влияние распределения океанов и материков на циркуляцию атмосферы и вод океана и их термический режим. Различие

втермическом режиме атмосферы над океаном и материками об­ условливает различие и в режиме атмосферного давления. Послед­ ний, следуя распределению температуры, не остается неизменным

втечение года и особенно четко проявляется в летний и зимний

421

сезоны. Зимой, когда температура воздуха над океаном выше, чем над материком, создается поток воздуха с материка на океан. Механизм возникновения такой циркуляции может быть пояснен следующим образом. Как известно, в холодной воздушной массе величина барометрической ступени (расстояние по вертикали, на котором давление изменяется на единицу) меньше, чем в теплой. Поэтому на некоторой высоте при равном давлении у поверхности Земли возникнет наклон изобарических поверхностей в сторону холодного воздуха. Но как было показано при рассмотрении плот­ ностных течений, вследствие наклона изобарической поверхности на высоте возникнет движение в сторону холодной воздушной массы (с океана на материк). Перетекание масс воздуха вызовет уменьшение веса воздушного столба над океаном и увеличение его над континентом. Следствием этого будет возникновение у поверх­ ности Земли области повышенного давления над материком и по­ ниженного над океаном и, следовательно, возникновение движения воздуха с материка на океан (зимний муссон). Летом картина бу­ дет обратная (летний муссон).

Следует, однако, отметить, что летом контрасты температур между океаном и материком меньше, чем зимой. Но даже и в этом случае они оказываются достаточными, чтобы вызвать интенсив­ ную циркуляцию между океаном и материком. Эта муссонная цир­ куляция оказывается неодинаковой у различных берегов океанов вследствие наложения на нее зональной циркуляции, обусловлен­ ной различием температурного режима атмосферы в различных широтных зонах.

В общем при восточном переносе создаются динамические ус­ ловия (сходимость и расходимость воздушных потоков на высо­ тах), которые воздействуют на распределение давления над океа­ ном и материком в соответствии с действием термических факто­

ров.

Однако у поверхности Земли у западных берегов материков (Западная Европа) зимний муссон направлен в сторону, обратную зональному потоку. Так как последний значительно интенсивнее, сохраняется восточный перенос.

У восточных берегов материков (восточное побережье Азии) муссонный поток совпадает с зональным и усиливается. Летом во­ сточный перенос ослаблен благодаря уменьшению градиентов температуры вдоль меридиана. Поэтому у восточных берегов мате­ риков летний муссон оказывается более интенсивным, чем зональ­ ный перенос, а у западных берегов материков последний усилива­ ется муссонной циркуляцией, имеющей в этот сезон также восточное направление.

Определенные особенности на распределение давления и атмо­ сферную циркуляцию оказывает и система морских течений. В ча­ стности, наличие теплого Северо-Атлантического течения благопри­ ятствует усилению области низкого давления в районе Исландии и соответственно развитию интенсивной циклонической деятельно­ сти в Северной Атлантике зимой. Аналогичное влияние оказывает

422

и теплое течение Куросио на формирование области низкого дав­ ления в районе Алеутских островов в Тихом океане.

Большие контрасты температур между широтными зонами и океаном и материком в зимний сезон способствуют и более интен­ сивной циркуляции (большей силе ветра) именно в этот сезон. При этом над океаном, где трение воздуха о подстилающую поверх­ ность меньше, скорости ветра повышены, а продолжительность су­ ществования циклонов и их интенсивность больше, чем над сушей. Над океаном циклоны удерживаются длительнее, чем антициклоны. Поэтому над океаном в умеренных широтах повторяемость цикло­ нов довольно велика не только зимой, когда благоприятны терми­ ческие условия, но даже и летом, когда распределение темпера­ туры не благоприятствует развитию циклонической деятельности. Однако летние циклоны менее интенсивны и менее продолжительны и не всегда проявляются, на средних картах распределения дав­ ления.

С циркуляцией атмосферы тесно связана циркуляция вод оке­ ана и дрейф льдов. Сопоставляя карту поверхностных течений с картой распределения давления и ветров, можно проследить за этой связью. Необходимо, однако, отметить, что в образовании морских течений немаловажное значение имеет распределение плотности воды, тесно связанное с распределением температуры и солености морской воды. Распределение плотности в океане соз­ дает благоприятные условия для генерального переноса масс воды из низких широт в высокие. Под влиянием отклоняющей силы вра­ щения Земли течения отклоняются вправо в северном полушарии и влево в южном. На возникшие течения независимо от их при­ чины воздействуют рельеф дна и очертания берегов океанов, кото­ рые могут существенно видоизменять течения. С учетом сказан­ ного и следует оценивать согласие между полем течения и полем ветра. Там где отмеченные факторы действуют в одном направле­ нии с ветром, связь течений и поля ветра проявляется особенно четко, там же где такого согласия нет, менее тесны связи течения с ветром.

Общей особенностью течений океанов является довольно тесная связь поля течений с областями высокого давления над океанами

втропической зоне обоих полушарий. Субтропические антицик­ лоны, как известно, создают довольно устойчивые пассатные зоны

вобоих полушариях. Под действием пассатов, которые имеют наи­ более значительные составляющие вдоль меридиана вблизи запад­ ных побережий материков, создаются течения, имеющие приблизи­ тельно то же направление, что и пассаты, с некоторым отклонением под влиянием силы вращения Земли. Эти течения, несущие воды

внизкие широты, являются относительно холодными. Таковы в се­ верном полушарии Калифорнийское течение у берегов Америки и Канарское у берегов Африки, в южном — Перуанское в Тихом и Бенгельское в Атлантическом океанах.

Дальше от западных берегов материка течения следуют при­

мерно на запад в виде пассатных течений соответствующего

полушария. У восточных берегов противоположных материков большая часть воды в соответствии с направлением ветра в субтро­ пических антициклонах и под влиянием берегов поворачивает от эк­ ватора к северу в северном полушарии и к югу — в южном, давая начало теплым течениям умеренных широт. Часть воды движется в направлении, обратном пассатным течениям, разделяя их вдоль экватора. Такое экваториальное противотечение особенно сильно в Тихом океане. В Индийском океане описанная схема сохраня­ ется только в его южной части. В северной части течения имеют муссонный характер в соответствии с хорошо развитой здесь мус­ сонной циркуляцией.

Теплые течения умеренных широт, идущие вдоль западных бе­ регов океанов примерно до 40° широты, отличаются большой устой­ чивостью и значительными скоростями. Это Гольфстрим у берегов Северной Америки, Бразильское течение у берегов Южной Аме­ рики, Куросио у берегов Азии, Южное Тихоокеанское течение у по­ бережья Австралии. За 40° широты теплые течения отходят от бе­ регов и направляются к берегам противоположных континентов, образуя в северном полушарии Северо-Атлантическое и СевероТихоокеанское течения. В южном полушарии, где в этих широтах суша занимает небольшую площадь и океаны с юга совершенно открыты, теплые течения не достигают восточных частей океанов, и эти побережья омываются относительно холодными течениями. В западных частях океанов в высоких широтах обоих полушарий наблюдаются холодные течения, являющиеся следствием дрейфа океанических вод под влиянием преобладающих ветров. Особенно мощное течение, охватывающее все три океана, наблюдается в ши­ ротах 40—60° в южном полушарии. Это течение возникает под воз­ действием западных ветров и получило название дрейфа западных ветров. В высоких широтах северного полушария течения оказы­ ваются менее устойчивыми вследствие сильно развитой циклониче­ ской деятельности, обусловливающей достаточно частую смену ветров.

Вынос теплых водных масс к восточным берегам материков в тропической зоне и к западным берегам в умеренных широтах создает условия для значительного отепления этих частей матери­ ков. Так, например, в январе на широте 60° в восточной части Ев­ ропейско-Азиатского материка средняя месячная температура воз­ духа ниже средней для данной широты на 20—24° С, в то время как в Западной Европе она выше на 16—20° С. В июле различие резко уменьшается, и средняя температура воздуха в указанных районах близка к средней для данной широты. В районах холод­ ных течений, напротив, отмечается понижение температуры по сравнению со средним значением для данной широты. Так, на­ пример, Перуанское течение в южной части Тихого океана пони­ жает температуру воздуха у экватора почти на 4° С.

Приведенные примеры свидетельствуют о весьма существен­ ном влиянии распределения океанов и материков на распределе­ ние температур воздуха по земному шару. Как отмечалось выше,

424

по расчетам Шулейкина, количество тепла, переносимое с океанов, одного порядка с количеством тепла, переносимого межширотным обменом. Однако это тепло весьма неравномерно распределено по широтам. В тропиках различие в температуре воздуха над океа­ нами и материками невелико в течение всего года. С увеличением широты влияние распределения океанов и материков возрастает. При этом обнаруживаются весьма большие различия температуры воздуха в умеренных широтах между западными и восточными ча­ стями материков. Это различие усиливается действиями морских течений и преобладающими ветрами. Так, например, летом преоб­ ладание ветров с моря вызывает некоторое похолодание. В целом

шены.

В Арктике вследствие наличия ледяного покрова отепляющее влияние океана меньше, чем в умеренных широтах. При этом ока­ зывается, что в окраинных морях Арктического бассейна, которые летом частично освобождаются ото льда, коптинеитальность кли­ мата меньше, чем в центральных его частях, тем не меиее отдача тепла через лед делает климат Арктического бассейна значительно менее континентальным, чем климат Антарктического района, зна­ чительная часть которого занята континентом.

Исследования межширотного обмена тепла и обмена тепла ме­ жду океаном и материком натолкнули Шулейкина па оригиналь­ ную теорию о физических корнях погоды и климата. Он назвал ее т е о р и е й т е р м о б а р я ч е е к их сейш. Согласно этой теории, изменения погоды, а соответственно и климат того или иного рай­ она, являются следствием колебаний интенсивности тепловых по­ токов между экватором и полюсами и между океаном и мате­ риком.

Для пояснения сказанного положим, что та или иная причина нарушила установившееся движение воздушных масс. Допустим, что это нарушение вызвано потеплением в некотором районе. Это, очевидно, вызовет изменение горизонтальных градиентов темпе­ ратуры и связанных с ними градиентов давления в таком направ­ лении, чтобы создать движение, стремящееся ликвидировать это нарушение. Но в силу инерции воздушных масс процесс не огра­ ничится ликвидацией потепления, а приведет к переходу через положение равновесия, но уже в противоположную сторону, т. е. в сторону похолодания. Возникнут, таким образом, затухающие ко­ лебания поля температуры и связанных с ним полей давления и ветра, которые будут передаваться из одного района в другие. Эти волны температуры и давления Шулейкин назвал термобариче­ скими сейшами, вследствие сходства термобарических волн со стоячими волнами в океане—сейшами. Но при волнах наблюда­ ются узловые линии и пучности. Следовательно, и при образовании термобарических сейш должны существовать пучности, т. е. рай­ оны, где колебания температуры и давления наибольшие, и узло­ вые линии, вдоль которых эти колебания отсутствуют. По мнению

4 2 5

Шулейкина, узловые линии должны возникать вдоль горных хреб­ тов, береговой черты и других зон резкого изменения характера подстилающей поверхности.

О деталях процесса зарождения термобарических сейш и о при­ чинах, которые в одних случаях способствуют их развитию, а в дру­ гих приводят к быстрому затуханию, пока еще практически мало что известно. Тем не менее в ряде случаев наблюдаемые в природе колебания температуры и давления воздуха хорошо увязываются с теорией термобарических сейш.

Однако вряд ли возможно в настоящее время объяснить какойлибо одной теорией все то многообразие погодных характеристик и особенностей климатического режима, с которыми мы встреча­ емся повседневно и повсеместно.

§ 57. Водный баланс океана

Уравнение водного баланса Мирового океана для средних го­ дичных условий можно представить в форме

где г — осадки; / — речной сток с континентов на океаны; Е — ис­ парение.

Это же уравнение характеризует водный баланс отдельных океанов или отдельных районов океана, причем член f в таком случае представляет сумму речного стока и горизонтального пере­ распределения океанических вод в результате циркуляции в гидро­ сфере.

Данные об осадках, выпадающих на океанах, получаемые по материалам судовых наблюдений, характеризуют только повторя­ емость выпадения осадков и не содержат сведений о суммах осадков.

В связи с этим большинство карг осадков на океанах строи­ лось по материалам наблюдений на островах и береговых стан­ циях. Очевидно, что по таким материалам трудно надежно опре­ делить величину осадков для многих удаленных от берегов райо­ нов океанов. Кроме того, неоднократно высказывалось мнение, что данные наблюдений на суше вблизи берегов дают заметную си­ стематическую ошибку при оценке осадков на океанах, поскольку у береговой линии часто развиваются восходящие токи воздуха, увеличивающие количество выпадающих осадков. Поэтому пред­ полагалось, что фактические величины осадков на океанах меньше значений, полученных по наблюдениям на островных и береговых

станциях.

Для определения осадков на океанах используют и данные су­ довых наблюдений о повторяемости выпадения осадков. С этой целью оцениваются по материалам наблюдений на суше значения интенсивности осадков для различных широт и затем рассчитыва­ ются суммы осадков на океанах как произведение средних для со­ ответствующей области значений интенсивности на повторяемость осадков, определенную по данным наблюдений.

42 6

Следует указать, что наряду с использованием данных наблю­ дений за осадками существует возможность определения сумм осадков на океанах расчетными методами, используя эмпирические или теоретические связи, для расчета осадков в зависимости от других метеорологических элементов. Точность таких расчетов по ряду причин не может быть высокой, что, однако, не исключает возможности их применения для сопоставления с результатами наблюдений.

Средние величины испарения с поверхности океанов определя­ ются расчетными методами. Для этой цели обычно используется формула

где qs— удельная влажность воздуха, насыщенного водяным па­ ром при температуре испаряющей поверхности; q — удельная влаж­

Таким образом, основная задача изучения водного баланса Ми­ рового океана связана с оценкой значений осадков и испарения, которые должны быть согласованы друг с другом.

Как видно из вышеизложенного, для этой цели можно исполь­ зовать несколько независимых методов:

торой найден без использования данных по радиационному ба­ лансу;

4)определение испарения с учетом материалов по радиацион­ ному балансу, величина которого найдена расчетными методами;

5)определение испарения с учетом материалов по радиацион­ ному балансу, найденному по материалам наблюдений.

Как отмечено выше, разность испарения с поверхности Миро­ вого океана и осадков равна величине речного стока с континентов на океан. Для отдельных океанов эта разность равна сумме реч­ ного стока и горизонтального переноса воды из одних океанов в другие в результате циркуляционных процессов. Определить ве­ личину этого переноса прямыми методами трудно, так как она представляет малую разность двух величин — притока и оттока воды, каждая из которых определяется со значительной погрешно­ стью. Несколько легче оценить обмен воды между океанами как остаточный член водного баланса каждого океана, хотя и в этом случае точность определения соответствующих величин невелика.

Значения речного стока для каждого океана в табл. 48 взяты по данным Л. И. Зубенок, причем эти величины увеличены на 20% для согласования сумм осадков, испарения и стока, относящихся к Мировому океану в целом.

Хотя в таблицу не включены данные по водному балансу Север­ ного Ледовитого океана (точность которых меньше точности

427

ЛИТЕРАТУРА

23 с. карт, 27 с. графиков.

Атлас волнения и ветра Тихого океана. ГУГМС, ГОИН. Л., Гидрометеоиздат, 1968, 12 с, 26 с. карт, 43 л. графиков.

Атлас гидрометеорологических условий плавания судов морского флота. Сев. часть Атлантического океана. УГС ВМФ, Л., 1966, 174 с. карт.

Атлас гидрологических условий плавания судов морского флота. Сев. часть

118 с. Вып. 7 — Компоненты теплового баланса. Л., Гидрометеоиздат, 1971, 17 с, 60 с. карт.

Атлас мира. ГУГК, М., 1970, 65 с. карт.

Атлас теплового баланса земного шара. Под ред. М. И. Б у д ы к о . Межве­ домственный геофизический комитет. М., 1963, 14 с., 65 л. карт.

Атлас теплового баланса океанов. Изд. МГИ АН УССР, 1970, 4 с., 36 л. карт. Атласы течений океанов и морей. Систематические издания Гидрографиче­

географ., № 1, 1961, с. 1—12.

Б у д ы к о М. И., Е ф и м о в а Н. А., 3 у б е н о к Л. И., С т р о к и н а Л. А.

492с.

Ветровые волны. Пер. с англ. М., Изд-во иностр. лит-ры, 1962, 441 с.

429

волн и их связь со скоростью ветра.— Океанология, т. 1, вып. 2, 1961, с. 226—236. Д а в и д а н И. Н., С м и р н о в а А. В. Расчет параметров ветровых волн.

Труды координационных совещаний по гидротехнике, вып. 50. ВНИИ им. Веде­

Де р ю г и н К. К. Советские океанографические экспедиции. Л., Гидрометеоиздат, 1968, 236 с.

Дж е й м с Р. Прогноз термической структуры океана. Л., Гидрометеоиздат,

223с.

Е в г е н о в Н. И. Альбом ледовых образований на морях. Л., Гидрометео­

Труды координационных совещаний по гидротехнике, вып. 50, ВНИИ им. Веде­ неева, 1969, с. 237—248.

Инструкция по составлению прогнозов морского ветрового волнения. М.—Л.,

430