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

океана излучает в атмосферу тепло в виде длинноволновой элект­ ромагнитной радиации (в основном в интервале длин волн 5—20 j.i) и в свою очередь принимает длинноволновое противоизлучение ат­ мосферы; разность собственного излучения и противоизлучения на­ зывают эффективным излучением.

Большое количество тепла океан теряет при испарении воды с его поверхности (это тепло передается в атмосферу вместе с обра­ зующимся водяным паром в виде скрытой теплоты). Среднюю ско­

ния молекул воды в океане до их перехода в атмосферу получается

3,7• 1019 г/год (или около 10 см слоя воды в год); оно компенсиру­ ется стоком с суши. Взяв для скрытой теплоты испарения значение 600 кал/г, получаем, что океан теряет при испарении 2- 1023 кал/год

ния. По-видимому, сравнимые значения (по крайней мере, в некото­ рых районах океана) имеют потоки тепла (или, чаще, холода), при­ носимого в океан выпадающими на его поверхность осадками. Тепло, выделяющееся при диссипации кинетической энергии дви­ жений, в океане заметной роли не играет. Надежных оценок средней скорости диссипации кинетической энергии в единице массы е для океана пока нет, но для сравнений можно использовать астрономи­ ческую оценку скорости диссипации энергии приливов 2,76X X I О19 эрг/с~2 - 10 1 9 кал/год, которой соответствует е—2- Ю - 5 см2 /с3 (получаемая умножением на массу Мирового океана и делением на

тепла]. Геотермический поток тепла на дне океана, имеющий зна­ чения порядка Ю - 4 кал/(см2 -мин), может, вероятно, играть лишь небольшую локальную роль. По-видимому, невелики и тепловые эффекты химических процессов в морской воде. Наконец, упомянем локальные тепловые эффекты льдообразования и таяния льда в по­ лярных районах океана.

Если коротковолновая солнечная радиация нагревает океан, то, по Альбрехту [6], испарение, эффективное излучение и контактный

40

знаки. Средние по долготам и году значения основных видов пото­ ков тепла на поверхности океана в северном полушарии указаны на рис. 2.4 (по Дефанту [7]), из которого видно, что их сумма при­ водит к нагреву океана южнее и охлаждению севернее 25° с. ш.; эта

кал/(см*- сутки) 400 г

Рис. 2.4. Широтные изменения средних годовых пото­ ков тепла (по Дефанту [7]).

Меньший, вообще говоря, чем термические процессы, вклад в по­ рождение термохалинных циркуляции вносят процессы изменения

SO2 - (2,70%0), Н С О ; (0,14%0), Вг~ (0,07%0) и СО 2 - (0,07%0)]. Наи­ более интенсивные процессы изменения солености — это осолонение

41

Уплотнение (или понижение плотности) поверхностных вод при их охлаждении (или нагревании) и осолоненин (или распресненпн) благодаря действию архимедовых сил приводит к опусканию воды (или, наоборот, подъему), создавая тем самым первопричину термохалинной циркуляции. Суммарный эффект этих факторов можно описать вертикальным потоком массы на поверхности океана (поло­ жительным, когда он направлен вверх, т. е. повышает плавучесть):

в единице массы.

Q.L

Поскольку——~0,12, а 5 « 0 , 0 3 , вклад испарения во втором сла­ гаемом вчетверо больше, чем в первом (т. е. охлаждение при испа­ рении вчетверо интенсивнее, чем осолонение). Значения М имеют порядок 10 г/(см2 -год), чему отвечает скорость генерации кинети­ ческой энергии порядка 3- 10- 4 см2 /с3 . Карты значений М для Ми­ рового океана пока, к сожалению, не составлялись (карту значений

Р— Е см. на рис. 2.1).

Общая циркуляция. В поле ветровых (чисто дрейфовых и гра­ диентных) и термохалинных течений в верхнем слое океана можно выделить зоны дивергенции — сгона, или расхождения, поверхност­ ных вод (как в открытом океане, так и у берегов, где преобладаю­ щий ветер дует с суши) — и зоны конвергенции — нагона, или схож­ дения, поверхностных вод (в открытом океане и у берегов, где пре­ обладающий ветер дует с океана). В зонах дивергенции происходит подъем (upwelling) глубинных холодных вод, занимающих место ушедшей в стороны поверхностной воды; благодаря повышенной плотности глубинных вод подъем глубинных вод способствует под­ держанию пониженного уровня моря в зонах дивергенции. Наобо­ рот, в зонах конвергенции происходит опускание (downwelling) сталкивающихся теплых поверхностных вод (опускание иной, термохалинной природы происходит также в областях уплотнения — охлаждения или осолонения — поверхностных вод); припонижен­ ной плотности поверхностных вод опускание их в зонах конверген­

ции вносит вклад в поддержание в них повышенного уровня моря.

42

Таким образом, динамические факторы (горизонтальная дивер­ генция или конвергенция течений) порождают в океане крупномас­ штабные вертикальные движения, иногда даже более интенсивные, чем движения термохалинного происхождения. Их типичную ско-

рость можно оценить [9] по формуле w~HD~ — Ul{i, где Н — тол­

щина океана, a Z) — Ki — типичная величина горизонтальной ди­

Мирового океана можно составить на основе рис. 2.2, В самых об­ щих чертах горизонтальная циркуляция поверхностных вод сво­

субтропических антициклонов с обострением течений на западных перифериях круговоротов — там и находятся наиболее сильные главные океанские течения, в том числе Гольфстрим и Куросио; се­

предположить радиус круговорота 2500 км и среднюю скорость те­ чения по его периферии 10 см/с, то период круговорота получается равным 5 годам (отметим, что по дрейфу отмеченных льдин период круговорота в Арктике определен в 4 года); таким образом, в цир­ куляции океана имеются естественные периоды порядка нескольких лет (скажем, 3—10 лет).

Далее, имеются дополнительные циркуляционные звенья, из ко­ торых крупнейшими являются циклонические круговороты вокруг Антарктики и в районах исландской и алеутской атмосферных деп­ рессий, которые отделены от гигантских антициклонических круго­ воротов полярными океанскими фронтами. Между экваториальной конвергенцией и гигантскими антициклоническими круговоротами существуют еще тропические зоны дивергенции. На полярных пери­

ные карты течений, построенные по фактическим данным, оказыва­ ются, конечно, заметно сложнее.

Гидрологическая изученность океана. Основные фактические данные о ги­ дродинамических параметрах Мирового океана были накоплены методом ги­ дрологических станций, на которых при помощи батометров брались пробы воды

43

с разных глубин, что позволяло определять распределение температуры и соле­

тах акваторий океанов гидрологические станции были выполнены лишь несколь­ ко, а то и один раз; ясно, что такие данные совершенно недостаточны для изу­ чения синоптической, а на больших акваториях также сезонной и междугоднчной изменчивости океана. Но они все же позволяют получить некоторое пред­ ставление о глобальной квазистационарной циркуляции Мирового океана, хотя ряд ее деталей выясняется, конечно, недостаточно достоверно.

Еще много скуднее количество прямых инструментальных измерений течений

1100 суток. Единичные измерения производились также электромагнитными из­ мерителями течений (ЭМИТ). Наконец, накоплен ряд данных по дрейфу судов и «бутылочной почте», позволяющих, хотя и очень грубо, оценивать течения на поверхности океана. При этой скудности прямых измерений (и ограниченности косвенного динамического метода) неудивительно, что еще продолжаются от­ крытия новых систем океанских течений. Так, лишь в 50—60-х годах текущего столетия были открыты мощные глубинные экваториальные противотечения (на­ правленные на восток, т. е. против поверхностных пассатных течений); совсем недавно открыто очень длинное АнтилоТвианское противотечение на западной периферии Саргассова моря. Измерения последних лет обнаруживают сложную

Стратификация океана. В противоположность атмосфере, океан нагревается сверху, и температура в нем в среднем уменьшается с глубиной, так что термическая стратификация, как правило, ока­ зывается весьма устойчивой.

Верхний слой океана толщиной порядка 100 м благодаря относи­ тельно интенсивному перемешиванию оказывается квазиоднород­ ным; непосредственно под ним располагается сезонный слой скачка, а ниже его температура заметно падает с глубиной в слое толщиной порядка 1—1,5 км, называемом термоклином. Еще глубже темпера­ тура уменьшается с глубиной очень медленно, достигая в придон­

44

В результате основная толща океана оказывается довольно хо­ лодной: средняя температура вод Мирового океана 3,8° С и потен­ циальная температура 3,52° С (в Тихом океане соответственно 3,7 и 3,36°, в Индийском 3,8 и 3,72°, в Атлантическом 4,0 и 3,73°) [10]. В ра­ боте [11] предложено классифицировать вертикальные профили температуры по пяти типам (полярному, субантарктическому, суб­ арктическим атлантическому и тихоокеанскому и умеренно-тропиче-

25°С

Рис. 2.5. Типовые профили температуры воды в океане (по

ский, 4 — субарктический тихоокеанский, 5 — умеренно-тропический.

скому) с несколькими подтипами и дал карту распространения этих типов; его типовые профили температуры показаны на рис. 2.5.

По солености океаны немного отличаются друг от друга: средняя соленость Тихого океана 34,62°/оо, Индийского 34,76%о и Атлантиче­ ского 34,90%о [12]. Соленость в полярных районах возрастает с глу­ биной (так как соленая вода более плотная, т. е. более тяжелая) и у дна на 1,5—2,5%0 больше, чем у поверхности океана; при этом в верхнем, перемешанном слое океана она меняется мало, ниже его, в слое толщиной 1—1,5 км (халоклине), заметно возрастает, а еще ниже возрастает очень медленно. Однако плотность воды определя­ ется температурой в большей мере, чем соленостью, и гидростатиче­

45

типов и ряд подтипов изменения солености с глубиной и дал карту их

мумом у дна) и экваториально-тропический тип, имеющий еще до­ полнительный минимум у поверхности океана; локальное значение

Рис. 2.6. Типовые профили солености воды в океане (по Степанову [12]).

с глубиной по всей толще океана, присредиземноморский тип с мак­ симумами солености у поверхности и на глубинах 500—1000 м и ин- до-малайский тип с максимумом солености на глубине 500 м. Типо­ вые профили солености по [12] показаны на рис. 2.6.

Термохалинную вертикальную структуру вод океана удобно де­ монстрировать Т, 5-кривыми, на которых на графике с координа­ тами (S, Т) глубины изображаются точками. Степанов [13] типи­ зировал и Т, 5-кривые, выделив 8 типов (полярный, субполярный, умеренно-тропический, тропический, экваториальный, североатлан­ тический, присредиземноморский и индо-малайский); он дал карту распространения этих типов (рис. 2.7). Рисунок 2.7 показывает, на­ сколько разнообразны Т, 5-кривые в океане.

46

Морская вода — очень слабо сжимаемая жидкость, и ее плот­ ность (в среднем немного большая 1 г/см3 ) меняется по толще оке­ ана всего на несколько сотых долей. Плотность, приведенную к ат­ мосферному давлению (при Т, 5 = const), удобно измерять в едини­

ческой сжимаемости воды (слегка уменьшающийся с ростом дав-

Рис. 2.7. Типовые Т, S-кривые вод океана (по Степанову [13]).

ления). И полная плотность, и at почти всюду возрастают с глуби­

3 км at почти всюду чуть превышает 27,8 (см. на рис. 2.8 распре­ деление at на средних меридиональных разрезах океанов, по Степа­ нову [14]). Большая доля этого вертикального перепада at прихо­ дится на сезонный слой скачка, являющийся нижней границей верхнего перемешанного слоя океана (квазиоднородного и по плот­ ности) и находящийся обычно на глубинах 50—100 м. Ниже его at медленно растет с глубиной в пикноклине толщиной 1—-1,5 км, а еще ниже меняется очень мало.

47

Если относительные изменения плотности воды по вертикали не­ велики, то абсолютные оказываются вовсе не малыми по сравнению, например, с изменениями плотности воздуха в атмосфере. Так, при

этому вертикальное перемешивание в нем гораздо слабее, но зато внутренние волны развиваются много интенсивнее.

до

вается существенным лишь в глубинных слоях океана, где дг падает ниже, скажем, 4 - Ю - 7 г/см4 ). Частота N обычно возрастает

с глубиной от поверхности океана до слоя скачка, в котором период

—j^- имеет значения порядка 10 мин, а от слоя скачка до дна убы­ вает в несколько десятков раз (по Монину, Нейману и Филюшкину [15], в верхней половине океана приблизительно по закону N =

=те , где ш)' .,:~2,2 м/с, а в нижней половине океана N приблизи­

тельно пропорционально расстоянию до дна).

Еще одной характеристикой статификации океана, очень важ­ ной для гидроакустики и для ряда технических задач (например,

5 — соленость. Она возрастает и с температурой, и с давлением, и с соленостью (хотя от последней зависит заметно слабее) и в ре­ зультате в верхнем слое океана в среднем убывает с глубиной от значений около 1540 м/с у поверхности до минимума 1480—1490 м/с на глубинах 700—1300 м (где, тем самым, образуется звуковой ка­ нал), а ниже плавно растет, достигая на глубине 5 км опять зна­ чений около 1540 м/с.