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

Итак, рассмотренная модель меандрирования объединяет в опре­ деленном смысле модели бароклинной неустойчивости и стацио­ нарных топографических меандров. В работе Робинсона и Гэдгил [29] (см. также [22]) показано, что такая модель позволяет каче­ ственно описать ряд важных особенностей процесса меандрирова­ ния (изменение длины волны со временем, влияние начальных на­ правлений и кривизны струи, эффект изменения V со временем, тен­ денция к образованию отдельных вихрей и т. д.). Все это важно как для планирования и интерпретации наблюдений, так и для ана­ лиза более точной нелинейной модели.

ЛИТЕРАТУРА

1.B u r g e r А. P. Scale consideration of planetary motions of the atmosphere.— „Tellus", 1958, vol. 10, No. 2, p. 195—205.

9.L о г e n z E . Available potential energy and the maintenance of the general circulation—„Tellus", 1955, vol. 7, No. 2, p. 157—167.

14.Т а р е е в Б. А. Неустойчивые волны Россби и нестационарность океанских течений.— «Изв. АН СССР. Физика атм. и океана», 1965, т. 1, № 4, с. 426— 438.

180

6

Г Л А В А

СЕЗОННЫЕ КОЛЕБАНИЯ

Сезонная изменчивость океанологических полей созда­ ется годовым ходом солнечной радиации и состояния атмосферы (т. е. прежде всего ветра, температуры воздуха и атмосферных осадков). Эта изменчивость изучена лучше, чем другие виды из­ менчивости океанологических полей, но все же из-за общей бед­ ности данных измерений в океане (охарактеризованной в главе 2) достаточно полной картины сезонной изменчивости Мирового оке­ ана еще не построено.'

Из различных океанологических полей наиболее доступно для глобального обобщения данных по сезонной изменчивости поле тем­ пературы поверхности океана. Попытка такого обобщения была

шарии с максимумом температуры в августе—сентябре и миниму­ мом в феврале—марте, а в южном полушарии с максимумом в марте—апреле и минимумом в июле—августе, с медленным ве­ сенним прогревом и быстрым осенним охлаждением вод; 3) тип

полушарии с максимумом в августе и минимумом в марте—апреле, а в южном полушарии — соответственно в феврале и августе, при­ чем весенний прогрев и осеннее охлаждение занимают одинаковое время; 4) антарктико-субантарктический тип с размахом годового хода 2—3°С, почти постоянной температурой зимой (июнь—ок­ тябрь) и летом (январь—март) и переходными сезонами одинако­ вой продолжительности; 5) североиндоокеанский тип с максимумом температуры в апреле—мае и вторичным максимумом в октябре— ноябре, минимумом в январе—феврале (устойчивый зимний мус­ сон) и вторичным минимумом в августе (устойчивый летний мус­ сон) и размахом полугодовых колебаний температуры 2—4° С.

182

Карта распространения указанных типов сезонных колебаний

туры, создаваемую широтной зональностью сезонных изменений потока солнечного тепла — ростом их амплитуды от экватора к по­ люсам, с той лишь особенностью, что амплитуда годового хода температуры воды оказывается максимальной не в -приполярных

Рис. 6.1. Районирование Мирового океана по типам сезонных колебаний темпе­ ратуры поверхности воды (по Панфиловой [1]).

падать ниже нуля), а в умеренных широтах. Исключением из та­ кой простой широтной закономерности является муссонный тип 5 сезонной изменчивости температуры поверхности воды в северной части Индийского океана.

Указанная типизация сезонной изменчивости температуры, ко­ нечно, схематична; реальная изменчивость более сложна как из-за локальных явлений, так и вследствие междугодичных колебаний. Например, корабль погоды «Экстра» в северо-западной части Ти­

годы достигает 10—15°С, в шельфовых водах Гольфстрима сред­ ний многолетний размах годового хода равен 13° С.

Сезонные колебания температуры благодаря вертикальному пе­ ремешиванию вод заметны обычно до глубин 200—300 м; они

183

охватывают верхний перемешанный слой океана и верхний (сезон­ ный) термоклин. На рис. 6.3, заимствованном из работы [2], приве­ дены два типичных примера сезонных изменений поля темпера­ туры в верхних слоях океана — в районе Бермудских островов

/ \

J I I I I ' I I I I I I

ЗОг-

25 h

Рис. 6.2. Типовые кривые годового хода температуры поверхности воды (по Панфиловой [1]).

в Атлантике и в месте стоянки корабля логоды «Папа» в Тихом океане (50° с. ш., 145° з. д.). Они показывают, что летний прогрев (в ЭТИХ примерах наибольший в июле—сентябре) охватывает лишь

184

сравнительно тонкий верхний перемешанный слой океана, ограни­ ченный снизу резким термоклином; начинающееся осенью охлаж­ дение поверхностных вод благодаря возникающей конвекции уси­ ливает перемешивание, толщина перемешанного слоя растет, и тер^ моклин начинает размываться сверху; этот процесс нарастает

185

Филюшкин [3] построил графики сезонных колебаний глубин •верхней ( # о ) и нижней ( # i ) границ сезонного термоклина и сред-

дТ

153° в. д.); г —в квадрате 20° с. ш., 155° з. д.

пунктов в северной части Тихого океана (рис. 6.4). Графики на рис. 6.4 а, б, в относятся к умеренным широтам с хорошо выражен­ ными сезонными колебаниями термоклина — глубина его верхней границы здесь меняется в течение года на 60—120 м; график на

186

Теории формирования сезонного термоклина посвящался ряд работ (см., на­ пример, [4, 5J). Физическое содержание этой теории сводится к описанию радиа­ ционного прогрева и вертикального перемешивания динамической и конвектив­

могут наблюдаться и значительно глубже сезонного термоклина благодаря сезонной изменчивости теплых и холодных течений,, а также подъемов и опусканий вод. Некоторые примеры приведены

колебаний температуры может достигать 2—3° С даже на глубинах 500—600 м, тогда как вне этих зон (Пб, Ша, б) на таких глубинах сезонные колебания температуры уже незаметны; в Восточно-Авст­ ралийском течении (IVa) сезонные колебания температуры отме­ чаются до глубин свыше 1000 м.

1S7

Соленость океанских вод — более консервативная их характе­ ристика, и ее сезонные колебания (создаваемые главным образом годовым ходом испарения и осадков, а также в высоких широтах льдообразования и таяния льдов, а в прибрежных районах речного стока) выражены гораздо слабее. Размах сезонных колебаний со­ лености поверхностных вод имеет порядок 0,2—0,3°/оо, и лишь в от­ дельных районах океана он может быть значительно больше

с) .

(в районе Большой Ньюфаундлендской банки — более 0,7%0, в Ка­ лифорнийском течении — до 1%0, в Бенгальском заливе и австралоазиатских морях—1—3%о, в течении Куросио — 2,7%0, в проливе Скагеррак — 5%0).

Вследствие вертикального перемешивания и сезонной изменчи­ вости течений и вертикальных движений вод сезонные колебания солености наблюдаются не только в поверхностных, но и в глубин­ ных водах. Два примера (субарктические и тропические воды се­ веро-западной части Тихого океана), заимствованные из работы Панфиловой [1], показаны на рис. 6.6 а, б. В этих примерах наи­ больший размах сезонных колебаний солености (1,0—1,2%0) наб­ людался в поверхностных водах, где максимум солености отме­ чался зимой и минимум — летом. Наименьшие сезонные колеба­

188

и достигали наибольшего размаха (0,3—0,4%0) на глубинах 400— 500 м, где в этих колебаниях, особенно в субарктических водах, заметно проявлялся полугодовой период, а еще глубже колебания затухали и прослеживались лишь до глубин 800—1000 м. Однако

Рис. 6.6. Годовой ход солености вод северо-западной части Тихогс океана по отдельным горизонтам (по Панфиловой [1]).

а — субарктические воды (50° с. ш., 160° в. д.); б — тропические воды$Я (20° с. ш„ 120° в. д.). Цифры около кривых — глубина горизонта в метрах.^';

примеров такого рода пока еще слишком мало, чтобы можно было сформулировать какие-либо общие закономерности сезонных коле­ баний солености в глубинных водах.

Сезонные колебания течений порождаются, по-видимому, пре­ жде всего годовым ходом скорости ветра, в умеренных и высоких широтах имеющей максимальные величины зимой и минимальные летом (а в тропиках, особенно в Индийском океане, содержащей

18Э