авторефераты диссертаций БЕСПЛАТНАЯ БИБЛИОТЕКА РОССИИ

КОНФЕРЕНЦИИ, КНИГИ, ПОСОБИЯ, НАУЧНЫЕ ИЗДАНИЯ

<< ГЛАВНАЯ
АГРОИНЖЕНЕРИЯ
АСТРОНОМИЯ
БЕЗОПАСНОСТЬ
БИОЛОГИЯ
ЗЕМЛЯ
ИНФОРМАТИКА
ИСКУССТВОВЕДЕНИЕ
ИСТОРИЯ
КУЛЬТУРОЛОГИЯ
МАШИНОСТРОЕНИЕ
МЕДИЦИНА
МЕТАЛЛУРГИЯ
МЕХАНИКА
ПЕДАГОГИКА
ПОЛИТИКА
ПРИБОРОСТРОЕНИЕ
ПРОДОВОЛЬСТВИЕ
ПСИХОЛОГИЯ
РАДИОТЕХНИКА
СЕЛЬСКОЕ ХОЗЯЙСТВО
СОЦИОЛОГИЯ
СТРОИТЕЛЬСТВО
ТЕХНИЧЕСКИЕ НАУКИ
ТРАНСПОРТ
ФАРМАЦЕВТИКА
ФИЗИКА
ФИЗИОЛОГИЯ
ФИЛОЛОГИЯ
ФИЛОСОФИЯ
ХИМИЯ
ЭКОНОМИКА
ЭЛЕКТРОТЕХНИКА
ЭНЕРГЕТИКА
ЮРИСПРУДЕНЦИЯ
ЯЗЫКОЗНАНИЕ
РАЗНОЕ
КОНТАКТЫ


Pages:     | 1 | 2 || 4 | 5 |   ...   | 11 |

«Предисловие редактора перевода... будет завершено после окончания работы над проектом. Перевод главы 1 — Николай Колдунов, главы 2 — Николай Колдунов, главы 3 — ...»

-- [ Страница 3 ] --

5.7. Меридиональный перенос тепла Corrected Sensible Heat Flux (W/m 2 ) 90 o 20 10 60 o 40 30 o 0o -30 o o -60 10 0 o - 20 o 60 o 100 o 140 o 180 o -140 o -60 o -20 o 0o 20 o -100 o Constrained Net Heat Flux Annual Mean (W/m 2 ) 90 o 60 o - - o 20 0o - -2 - -30 o -60 o - o - 20 o 60 o 100 o 140 o 180 o -140 o -60 o -20 o 0o 20 o -100 o Рис. 5.10. Среднегодовой восходящий поток явного тепла QS (вверху) и ограниченный суммарный нисходящий поток тепла (внизу) через морскую поверхность, вычисленный за период 1945–1989 гг. по комплекту данных ИКОАДС [57]. Изолинии проведены с шагом 2 Вт/м2 (вверху) и 20 Вт/м (внизу).

Суммарный меридиональный перенос тепла. Чтобы рассчитать ме ридиональный перенос тепла океаном и атмосферой, прежде всего найдем средний суммарный поток тепла через верхнюю границу атмосферы в зо нальных полосах. Поскольку производная переноса тепла в меридиональ ном направлении представляет собой средний поток тепла в зоне, мы рас считаем величину переноса как интеграл в меридиональном направлении от среднего потока по зоне. Значение этого интеграла в каждой широтной полосе должно быть сбалансировано переносом тепла атмосферой и океа ном.

Вычисления Trenberth and Caron показали, что суммарный среднегодо 84 Глава 5. Тепловой баланс океана вой меридиональный перенос тепла океаном и атмосферой достигает пико вого значения 6 ПВт на широтах порядка 35 [359].

Перенос тепла океаном. Меридиональный перенос тепла океаном мо жет быть рассчитан тремя различными способами:

1. Метод поверхностного потока вычисляет поток тепла через морскую поверхность по данным измерений ветра, инсоляции, температуры во ды и воздуха, облачности. Эти потоки интегрируются для получения зонального среднего потока тепла (рис. 5.7). Наконец, мы вычисляем перенос при помощи интегрирования среднего потока по зоне в мери диональном направлении, подобно тому, как это делается для верхней границы атмосферы.

2. Прямой метод вычисляет перенос тепла на основе текущих значений скорости и температуры, измеренных по всей глубине вдоль транс океанского разреза. Поток представляет собой произведение мериди ональной составляющей скорости на количество тепла, полученное в ходе измерений.

3. В методе остатков сначала вычисляется перенос тепла атмосферой на основе данных измерений либо численных моделей погоды. То есть, к атмосфере применяется прямой метод вычисления переноса. Далее, эта величина вычитается из суммарного меридионального переноса, вычисленного по данным о потоке тепла на верхней границе атмосфе ры, чтобы в итоге получить вклад океана в общий перенос тепла как остаток (рис. 5.11).

Различные способы определения величины переноса тепла океаном, неко торые из которых показаны на рис. 5.11, в целом дают согласующиеся меж ду собой результаты;

показанные на рисунке планки погрешностей реали стичны. Общий меридиональный перенос тепла океаном невелик по сравне нию с атмосферным, за исключением тропиков. На широте 35, где общий меридиональный перенос тепла максимален, на долю океана приходится лишь 22% в северном и 8% в южном полушариях, соответственно [359].

5.8 Вариация солнечной постоянной До настоящего момента мы предполагали, что солнечная постоянная, или количество тепла и видимого света, испускаемого Солнцем, имеет неизмен ное значение. Некоторое время назад были получены данные, основанные на изменчивости солнечных пятен и факелов, из которых следует, что сол нечное излучение может варьировать в течение столетий на ±0.2% [168], и что эта изменчивость коррелирует со сменами глобальной средней темпе ратуры земной поверхности на ±0.4 C (рис. 5.12). В дополнение, по показа ниям батитермографов и судовых термометров на протяжении последнего столетия были обнаружены небольшие периодические (12 лет, 22 года и др.) изменения поверхностной температуры воды [378]. Наблюдаемая реак ция земных условий на изменчивость состояния Солнца примерно соответ ствует вычисленной при помощи объединенных моделей климатической си стемы океан-атмосфера. Многие другие изменения климата и погоды также 5.9. Основные концепции 2. 2. Global Heat Transport 1. Northward Heat Transport (PW) 1. 0. -0. Pacific -1. Atlantic Indian -1. Total -2. -2. -80 o -60 o -40 o -20 o 0o 40 o 60 o 80 o 20 o Latitude Рис. 5.11. Перенос тепла в 1988 г. в северном направлении по каждому океану в отдельности и общий, вычисленные методом остатков на осно ве данных ЕЦСПП об атмосферном переносе тепла и сведений о потоках тепла в верхних слоях атмосферы, полученных со спутника проекта Earth Radiation Budget Experiment. (Согласно работе [124, стр. 212], в которой использованы данные [356].) 1 ПВт = 1петаватт = 1015 Вт.

приписывают солнечной изменчивости. Найденные корреляции в некоторой степени спорны;

дополнительная информация по этому вопросу доступна в книге [125].

5.9 Основные концепции 1. Солнечное излучение поглощается, в основном, океаном в тропиках.

Количество солнечного излучения зависит от времени года, широты, времени суток и характеристик облачного покрова.

2. Большая часть тепла, поглощенного океаном в тропиках, выделяется обратно вместе с водяными парами, которые затем разогревают атмо сферу и, конденсируясь, выпадают в виде дождя. Большее количество дождей выпадает в тропических зонах конвергенции, а меньшее — в средних широтах вблизи полярных фронтов.

3. Тепло, высвободившееся в результате выпадения осадков, и поглощен ное инфракрасное излучение океана — основные факторы, управляю щие атмосферной циркуляцией.

4. Суммарный поток тепла из океана достигает максимума в средних широтах и у побережья Японии и Новой Англии.

86 Глава 5. Тепловой баланс океана mostly solar plus manmade volcanic mostly solar forcing 0.2 o forcing forcing Surface Temperature Anomalies (Celsius) Surface Temperature Solar Total Irradiance (W/m 2 ) Paleo reconstruction 0.0 o NH instrumental Reconstructed solar total irradiance -0.2 o -0.4 o -0.6 o 1600 1700 1800 1900 Year Рис. 5.12. Вариация солнечной постоянной (общей солнечной энергетиче ской освещенности) и глобальной средней температуры земной поверхности в течение последних 400 лет. За исключением периода повышенной вулка нической активности в начале XIX столетия, поверхностная температура хорошо коррелирует с солнечной изменчивостью. (По сведениям Lean, по лученным в личном общении.) 5. Потоки тепла можно напрямую измерить при помощи быстродейству ющих инструментов, установленных на низколетящем самолете, но этот подход непригоден для измерения потоков тепла на больших пло щадях.

6. Потоки тепла через обширные регионы морской поверхности могут быть вычислены при помощи приближенных формул. На основе ко рабельных и спутниковых наблюдений построены различные карты потоков: сезонные, региональные и глобальные.

7. Наиболее популярные базы данных, используемые для изучения по токов тепла: Международный всеобъемлющий комплект данных по атмосфере и океану (ИКОАДС) и результаты реанализа метеорологи ческих данных при помощи численных моделей прогноза погоды.

8. Атмосфера переносит большую часть тепла, требуемого для того, что бы увеличить температуру в широтах, превышающих 35. Океаниче ский меридиональный перенос сравним с атмосферным лишь в тро пиках.

9. Солнечное излучение непостоянно, и наблюдаемые небольшие измене ния в количестве тепла и видимого светового излучения, испускаемо го Солнцем, представляются достаточными, чтобы вызвать изменения глобальной температуры, отмеченные за последние 400 лет.

Глава Температура, солёность и плотность Потоки тепла, испарение, атмосферные осадки, речной сток, замерзание и таяние морского льда — все эти явления влияют на распределение солёности и температуры по поверхности океана. Изменения в температуре и солёно сти могут увеличить либо уменьшить плотность воды на поверхности, что, в свою очередь, влияет на конвекцию. Если поверхностная вода опустится на глубину, она сохранит характерные соотношения между температурой и солёностью, что в дальнейшем помогает океанографам отслеживать глу бинную циркуляцию. Также на основе температуры, солёности и давления воды можно рассчитать её плотность. Распределение плотности в океане прямо связано с распределением горизонтальных градиентов давления и течений. С учетом сказанного выше, будет важно выяснить распределение температуры, солёности и плотности в океане.

Прежде, чем начать обсуждение распределения температуры и солёно сти, следует дать определение этих понятий.

6.1 Определение солёности В первом приближении, солёность — это масса вещества в граммах, рас творенного в 1 кг морской воды. Из данного определения следует, что со лёность — величина безразмерная. Изменения содержания растворённых солей очень малы, поэтому мы должны очень тщательно определять со лёность, используя точные и практичные методы. Чтобы лучше понять, для чего нужна большая точность, обратимся к рис. 6.1. Отметим, что для преобладающего количества океанской воды, диапазон значений солёности составляет 34.60–34.80 частей на тысячу (или промилле, % ), а разница меж ду отдельными значениями, соответственно, до 200 частей на миллион. Глу бинные воды в северной части Тихого океана обладают еще меньшей измен чивостью, около 20 частей на миллион. Если мы хотим классифицировать воды с разной солёностью, нам необходимы определения и инструменты, способные проводить измерения с точностью до одной части на миллион.

Для сравнения, амплитуда изменений температуры составляет около 1 C, к тому же она гораздо легче поддается измерению.

88 Глава 6. Температура, солёность и плотность World Ocean 4o ) ius ls Ce 3o e( tur 2o era mp Te 1o tial ten 0o Po 34. 34. 34. 34. 34. 34. 35. Salinity Рис. 6.1. Гистограмма распределения температуры и солёности океанской воды (при температуре воды до 4 C). Высота столбца пропорциональна объёму. Максимум соответствует 26 млн. км3 воды, приходящейся на дву мерный класс 0.1 C 0.01. [387, стр. 47] Разработка практичных определений, обладающих в то же время до статочной точностью, оказалась непростым делом [177], так что в разные моменты времени использовались различные определения.

Простое определение. Изначально солёность определяли, как «общую массу в граммах вещества, растворённого в 1 кг морской воды». Это опреде ление не слишком полезно, так как все растворённое вещество на практике измерить почти невозможно. Например, каким образом измерять такие ле тучие элементы, как газы? Выпаривание морской воды также неприемлемо для получения сухого остатка, поскольку на его последних стадиях теря ются хлориды [336, стр. 50].

Более сложное определение. Чтобы устранить трудности, связанные с предыдущим определением, Международный совет по исследованию мо ря учредил в 1889 г. специальную комиссию, которая в 1902 г. рекомен довала понимать солёность, как «количество твёрдых веществ в граммах, растворённое в 1 кг морской воды, при условии, что все галогены заменены эквивалентным количеством хлора, все карбонаты переведены в окислы, органическое вещество сожжено»1. Это определение полезнее, но ним все равно сложно пользоваться на практике.

Солёность, основанная на хлорности. Так как и данное выше опре деление оказалось непрактичным, а солёность прямо пропорциональна со держанию хлора в морской воде, которое, в свою очередь, можно точно 1 http://slovari.yandex.ru/dict/bse/article/00049/64100.htm — Прим. перев.

6.1. Определение солёности измерить путём несложного химического анализа, cолёность S была опре делена2 через хлорность:

S = 0.03 + 1.805 Cl, (6.1) где хлорность Cl — «масса серебра, необходимая для полного осаждения галогенов в пробе воды массой 0.3285234 кг».

С ростом точности измерений погрешность формулы (6.1) также ока залась неприемлемой. В 1964 г. ЮНЕСКО и другие международные орга низации поручили Объединенной группе по океанографическим таблицам и стандартам (ОГОТС) разработку более точного определения. В 1966 г.

группа рекомендовала следующее соотношение3 между солёностью и хлор ностью [386]:

S = 1.806 55 Cl, (6.2) которое совпадает с (6.1) при S = 35.

Солёность, основанная на электропроводности. В то же самое вре мя, когда была принята формула (6.2), для измерения солёности стали при меняться датчики электропроводности. Этот подход отличался своей высо кой точностью и относительной лёгкостью проведения измерений по срав нению с химическими анализами, требуемыми для определения хлорности.

Как следствие, ОГОТС предложила следующее соотношение, связывающее солёность с электропроводностью:

S = 0.089 96 + 28.297 29 R15 + 12.808 32 R 3 4 10.678 69 R15 + 5.986 24 R15 1.323 11 R15 (6.3a) R15 = C(S, 15, 0)/C(35, 15, 0), (6.3b) где C(S, 15, 0) — электропроводность пробы морской воды с солёностью S, рассчитанной по формуле (??) при температуре 15 C и атмосферном дав лении, а C(35, 15, 0) — электропроводность стандартной «Копенгагенской»

воды. В работе [212] подчеркивается, что формула (6.3) не вводит нового определения солёности, а лишь представляет хлорность морской воды как функцию её электропроводности относительно стандартной воды.

Шкала практической солёности 1978 г. К началу 1970-х точные из мерители электропроводности уже можно было погружать с борта судна для проведения измерений непосредственно на заданной глубине. Необхо димость переоценки шкалы солёности привела к тому, что в 1981 г. ОГОТС рекомендовала [145, 177] определять солёность только через электропровод ность, окончательно отказываясь от взаимосвязи с хлорностью. Считается, что все пробы воды с одинаковой электропроводностью имеют одинаковую солёность даже при том, что их хлорность может различаться.

Официальным определением солёности в настоящий момент является 2 Эта формула известна как «формула Кнудсена». — Прим. перев.

3 Также известное как «формула ЮНЕСКО». — Прим. перев.

90 Глава 6. Температура, солёность и плотность Таблица 6.1. Основные компоненты солевого состава морской воды Ионы Атомы 55.3% Хлор 55.3% Хлор 30.8% Натрий 30.8% Натрий 7.7% Сульфат 3.7% Магний 3.7% Магний 2.6% Сера 1.2% Кальций 1.2% Кальций 1.1% Калий 1.1% Калий Шкала практической солёности 1978 г. (ШПС-78):

1/2 3/ S = 0.0080 0.1692 K15 + 25.3851 K15 + 14.0941 K 5/ 7.0261 K15 + 2.7081 K15, 2 S 42 (6.4a) K15 = C(S, 15, 0)/C(KCl, 15, 0), (6.4b) где C(S, 15, 0) — электропроводность образца воды при температуре 14.996 C по Международной температурной шкале 1990 г. (см. разд. 6.2) и стандарт ном атмосферном давлении 101 325 Па. C(KCl, 15, 0) — электропроводность стандартного раствора KCl (32.4356 г KCl на 1 кг раствора) при темпе ратуре 15 C и стандартном атмосферном давлении. Формулы вычисления солёности при других значениях давления и температуры приводятся в ра ботах [212, стр. 72] и [177].

Комментарии. Различные определения солёности работают достаточно хорошо, поскольку соотношение ионов в морской воде почти не зависит от солёности и района исследований (табл. 6.1). Только очень распреснённые воды, например, встречающиеся в эстуариях, имеют значительные отли чия. Этот вывод основан на проведённом Диттмаром химическом анализе 77 проб, собранных экспедицией «Челленджера» [63], и последующих ис следованиях [32].

Важность этого результата трудно переоценить, так как от него зависит обоснованность взаимосвязи хлорности, солёности и плотности, а следовательно, и точность всех выводов, основан ных на распределении плотности, где последняя определяется химическими или непрямыми физическими методами, такими как электропроводность... [336] Погрешность взаимосвязи электропроводности воды с её солёностью состав ляет ±0.003 единицы солёности. Причиной появления столь небольшой по грешности считается вариация таких составляющих раствора, как SiO2, ко торая вызывает изменение плотности при неизменной электропроводности.

Эталонная морская вода и солёность. Шкала практической солёно сти 1978 г. сама оказалась причиной различных небольших затруднений.

Её появление вызвало путаницу в единицах измерения;

в обиход вошли «практические единицы солёности», которые отсутствуют в определении 6.2. Определение температуры Практической шкалы. В дополнение к этому, абсолютная солёность4 отли чается от практической(?) приблизительно на 0.5%. Наконец, химический состав морской воды слегка отличается от места к месту, внося небольшую погрешность в измерение солёности.

Для решения этих проблем было предложено новое определение солё ности, эталонная солёность, которая точно представляет абсолютную со лёность искусственно приготовленного раствора морской воды [213]. В её основе лежит эталонный состав морской воды, значительно более точ ный, чем табл. 6.1, приведенная выше. Этот искусственный состав задается списком растворенных веществ и их мольных долей (табл. 4 оригинальной публикации). На его основе определяется понятие искусственной эталон ной морской воды как эталонного состава, разбавленного дистиллированной водой и приведённого к состоянию термодинамического равновесия. В за вершение, эталонная солёность эталонной морской воды была положена равной в точности 35.16504 г/кг.

На основе данных определений в сочетании со множеством иных факто ров, описанных в оригинальной публикации, было показано, что эталонная солёность SR соотносится с практической по формуле SR (35.16504/35) г/кг S, (6.5) которая становится точным равенством при S = 35. Эталонная солёность больше практической приблизительно на 0.47% и предназначена для ис пользования в качестве обобщения практической солёности, основанного на системе СИ.

6.2 Определение температуры Многие физические процессы зависят от температуры, а некоторые из них сами могут быть использованы для определения понятия абсолютной тем пературы T. Единицей T является кельвин (1 K). При определении шкалы абсолютных температур в интервале температур, встречающихся в океане, были использованы следующие фундаментальные процессы: 1) взаимосвязь давления и температуры идеального газа с поправкой на его плотность;

и 2) помехи напряжения в сопротивлении R.

Измерения температуры с использованием абсолютной шкалы трудны и проводятся обычно в национальных метрологических лабораториях. Аб солютные измерения используются для определения практических темпе ратурных шкал, основанных на температуре нескольких фиксированных реперных точек, по которым калибруются интерполирующие измеритель ные приборы.

Для температур, обычно наблюдаемых в океане, интерполирующим при бором служит платиновый термометр сопротивления. Он состоит из жёст кого каркаса, на который нетуго, чтобы избежать напряжений, намотана платиновая проволока, сопротивление которой является функцией темпе ратуры. Калибровка производится по реперным точкам от тройной точки водорода (13.8033 K) до точки затвердевания серебра (961.78 K), включая 4 Согласно ШПС-78, абсолютной солёностью S называется отношение массы раство A рённых в морской воде веществ к массе самой воды. (http://www.jodc.go.jp/info/ioc_ doc/UNESCO_tech/046148eb.pdf) — Прим. перев.

92 Глава 6. Температура, солёность и плотность Average Sea-Surface Temperature for July o 5 60 o 30 o 28 o 0 25 o -30 15 10 10 -60 o -90 o 20 o 60 o 100 o 140 o 180 o -140 o -60 o -20 o 0o 20 o -100 o Average Sea-Surface Temperature for January o 0 60 o 5 5 15 o 30 0o 28 -30 o 20 -60 o 0 -90 o 20 o 60 o 100 o 140 o 180 o -140 o -60 o -20 o 0o 20 o -100 o Рис. 6.2. Средняя поверхностная температура океана, вычисленная мето дом оптимальной интерполяции на основе судовых отчетов и температур ных данных AVHRR [272]. Изолинии проведены с шагом 1 C (тонкие) и 5 C (утолщенные), соответственно. Температура в закрашенных областях пре вышает 29 C.

тройную точку воды (0.060 C), точку плавления галлия (29.7646 C) и точку затвердевания индия(156.5985 C) [260]. Тройная точка воды — это темпера тура, при которой лёд, вода и пар находятся в равновесии. Температурная шкала в кельвинах T соотносится со шкалой в градусах Цельсия t C таким образом:

t C = T K 273.15. (6.6) Практическая шкала температуры изменялась в 1887, 1927, 1948, и 1990 гг., когда принимали всё более точные определения абсолютной тем пературы. Наиболее современной является Международная температурная 6.2. Определение температуры шкала 1990 г. (МТШ-90). Она немного отличается от Международной прак тической температурной шкалы 1968 г. (МПТШ-68). В точке 0 C они оди наковы, а выше неё МТШ-90 немного холоднее. Так, t90 t68 = 0. при 10 C, 0.005 при 20 C, 0.007 при 30 C, и 0.010 при 40 C.

Отметим, что в то время, когда океанографы используют термометры, Optimal Interpolation Monthly SST Anomalies for Jan. o 0 60 o 30 o 0o 0 -30 o 1 -60 o 0 -90 o 20 o 60 o 100 o 140 o 180 o -140 o -60 o -20 o 0o 20 o -100 o Annual Range of Sea-Surface Temperature o 1 2 2 26 4 2 18 14 1 4 44 6 60 o 20 14 13 9 17 30 o 6 5 7 3 2 3 0o 5 4 o -30 6 5 4 2 5 3 5 -60 o 3 2 3 1 -90 o 20 o 60 o 100 o 140 o 180 o -140 o -60 o -20 o 0o 20 o -100 o Рис. 6.3. Вверху: аномалии поверхностной температуры океана в январе 1996 г. по сравнению со средними температурами, показанными на рис. 6.2.

Использованы данные, опубликованные Рейнольдсом и Смитом в Climate Diagnostics Bulletin for February 1995 [272]. Изолинии проведены с ша гом 1 C. Температура в закрашенных областях выше нуля. Внизу: годовые колебания поверхностной температуры океана в C, вычисленные на осно ве данных о средней поверхностной температуре [272]. Изолинии проведены с шагом 1 C, утолщенные изолинии соответствуют 4 C и 8 C. Изменение температуры в закрашенных областях превышает 8 C.

94 Глава 6. Температура, солёность и плотность калиброванные с точностью до миллиградуса (0.001 C), сама температур ная шкала имеет неопределенность в несколько миллиградусов.

6.3 Географическое распределение поверхност ной температуры и солёности Распределение поверхностной температуры моря стремится к зональному, то есть, независимому от долготы (рис. 6.2). Наиболее тёплые воды распо лагаются вблизи экватора, наиболее холодные — у полюсов. Отклонения от зонального распределения малы. По направлению от 40 с. ш. к экватору, более холодные воды стремятся к восточной части бассейна, а на север от этой широты — к западной.

Аномалии температуры поверхности океана, то есть, отклонения от дол госрочного среднего, малы: они не превышают 1.5 C [105], за исключением экваториальной зоны Тихого океана, где могут достигать 3 C (рис. 6.3, вверху).

Годовая изменчивость поверхностной температуры максимальна в уме ренных широтах, особенно в западных частях океана (рис. 6.3, внизу). На западе зимой холодный воздух сдувается с континентов и охлаждает океан, так что в тепловом балансе преобладает охлаждение. В тропиках темпера турные изменения в большинстве своём не превышают 2 C.

Распределение поверхностной солёности также стремится к зональному.

Наиболее солёные воды — в средних широтах, где велико испарение. Менее солёные воды находятся вблизи экватора, где их опресняют выпадающие осадки, и в высоких широтах, где опреснение происходит вследствие таяния льда (рис. 6.4). Зональное среднее (восток-запад) солёности демонстрирует хорошую корреляцию между солёностью и испарением за вычетом осадков и с учетом речного стока (рис. 6.5).

Если многие большие реки впадают в Атлантический и Северный Ле довитый океаны, почему солёность Атлантики выше, чем Тихого океана?

Брокер показал, что 0.32 Св воды, испаряющейся над Атлантическим океа ном, не выпадает в виде осадков на сушу [29]. Вместо этого она переносится ветрами в Тихий океан (рис. 6.6). Брокер отмечает, что количество её неве лико, лишь немного больше, чем сток Амазонки, но «пока этот поток не скомпенсируется обменом более солёных Атлантических и менее солёных Тихоокеанских вод, солёность внутренних частей Атлантики будет увели чиваться на 1 г/л за тысячелетие».

Средняя температура и солёность океана. Средняя температура оке ана t = 3.5 C, а средняя солёность S = 34.7. Разброс вокруг среднего неве лик: 50% воды обладают следующими характеристиками:

1.3 C T 3.8 C 34.6 S 34. 6.4. Перемешанный слой в океане Annual Mean Sea Surface Salinity o 90 31 60 o 34 30 o 30 36 0o -30 o 34 35 o - -90 o 20 o 60 o 100 o 140 o 180 o -140 o -60 o -20 o 0o 20 o -100 o Annual Mean Precipitation – Evaporation (m/yr) 90 o 0. 60 o 0. 30 o -0.

2.

2. -1.. 2.

-0. - 2.

0.

0.. 3. 1.

1.

1.5 5 2. o. 0 -0. 0.5 1. 1. -1. 0.

- - - -.... -0. -0. 5 -1. o - 0.5 0. 0. -60 o 0.5 0. 0.

0. -90 o 20 o 60 o 100 o 140 o 180 o -140 o -60 o -20 o 0o 20 o -100 o Рис. 6.4. Вверху: средняя поверхностная солёность. Изогалины проведе ны с шагом 0.25. Солёность в закрашенных областях превышает 36. [175] Внизу: Разность количества осадков и испарения (м/год), вычисленная по global rainfall согласно данным Глобального проекта по климатологии осад ков (Центр космических полетов Годдарда, НАСА) и по потоку скрытого тепла, который был определен Отделом усвоения данных (там же). В за крашенных регионах количество осадков превышает испарение. Изолинии проведены с шагом 0.5 м.

6.4 Перемешанный слой в океане Ветер, дующий над океаном, воздействует на его верхние слои, приводя к образованию тонкого перемешанного слоя, имеющего постоянную темпера туру и солёность от поверхности до глубины, где их значения отличаются от поверхностных. Величина этой разницы выбирается произвольно, но как правило, температура на нижней границе слоя должна быть не более чем 96 Глава 6. Температура, солёность и плотность 1. Evaporation - precipitation (m/yr) 0. Salinity ( psu ) 0. -0. evaporation - precipitation -1. salinity -1. -90 o o o o o o o -60 -30 0 30 60 Рис. 6.5. Зональное среднее поверхностной солености, вычисленное по всей поверхности океана [175], а также разность испарения и количества осад ков (E P ), рассчитанная по данным, показанным на рис. 6.4, внизу.

на 0.02–0.1 C холоднее, чем на поверхности. Отметим, что и температура, и солёность в этом слое должны быть постоянны. Позже мы увидим, что сред 75 o 60 o 0.07 -0.18 0. 45 o Desert 30 o Desert 15 o -0. 0. 0. 0o -15 o -30 o +0. 0.23 0. -45 o -0.32 Sv -60 o 180 o -150 o -90 o -60 o -30 o 0o 30 o 60 o 120 o 150 o 90 o 180 o -120 o Рис. 6.6. Перенос воды атмосферой в Атлантический океан и из него. Реч ные бассейны, сток которых направляется в Атлантику, закрашены на ри сунке черным цветом, пустыни и бессточные бассейны — белым, прочие бассейны, сообщающиеся с океаном, заштрихованы. Стрелками указано на правление транспорта воды атмосферой и его объем в свердрупах. Числа, выделенные жирным шрифтом — итоговый транспорт воды из Атлантики для каждой широтной зоны. В целом, Атлантический океан теряет 0.32 Св, объем, сопоставимый со стоком Амазонки. [29] 6.4. Перемешанный слой в океане Aug Sept April Pressure (decibars) Nov Jan 18 o 20 o 22 o 26 o 28 o 30 o 24 o Temperature (Celsius) Рис. 6.7. Рост и исчезновение перемешанного слоя и сезонного термокли на в период с ноября 1989 г. по сентябрь 1990 г. в районе Bermuda Atlantic Time-series Station (BATS), расположенной под 31.8 с. ш. и 64.1 з. д.. Дан ные были собраны Bermuda Biological Station для Research, Inc. Отметим, что давление в децибарах приблизительно соответствует глубине в метрах (определение децибара приводится в разд. 6.8).

няя скорость (???чего) в перемешанном слое может изменяться. Типичная толщина перемешанного слоя в тропических и средних широтах составляет около 10–200 м.

Глубина и температура перемешанного слоя изменяется с каждым днем и от от сезона к сезону под воздействием двух процессов:

1. Потоки тепла через поверхность нагревают и охлаждают поверхност ную воду. Изменения температуры влияют на контраст плотности между перемешанным слоем и подстилающими водами. Чем сильнее контраст, тем большая работа требуется, чтобы перемешать слой в вертикальном направлении.

2. Турбулентность в перемешанном слое, которая зависит от скорости ветра и интенсивности обрушения волн, обеспечивает механическую работу, необходимую для транспортировки тепла вниз. Турбулент ность перемешивает воду в этом слое и обеспечивает его теплообмен с термоклином.

В средних широтах толщина перемешанного слоя минимальна поздним летом, когда ветры слабы, а солнечный свет хорошо прогревает поверхност ный слой (рис. 6.7). Временами прогрев настолько велик, а ветры настоль ко слабы, что толщина перемешанного слоя уменьшается до нескольких метров. Осенью ранние штормы переносят тепло в более глубокие слои, увеличивая толщину перемешанного слоя, но часть тепла при этом теряет ся. Зимой тепло уходит, и перемешанный слой продолжает увеличиваться, 98 Глава 6. Температура, солёность и плотность Winter Warm AAC Pool Summer AAC Warm Pool BATS Pressure (decibars) BATS 0o 10 o 20 o 30 o 34 35 36 Temperature (Celsius) Salinity Рис. 6.8. Типичные профили температуры и солёности в открытом оке ане. AAC: НИС Hakuho Maru, 62.0 ю. ш., 170.0 в. д. в Антарктическом циркумполярном течении, 16 января 1969 г. Warm Pool: НИС Moana Wave (Bryden and Hall), 9.5 с. ш., 176.3 в. д. в tropical west Pacific warm pool, 12 марта 1989 г. BATS: Bermuda Biological Station для Research, Inc., 31.8 с. ш., 64.1 з. д. в районе Бермудских о-в, 17 апреля и 10 сентября 1990 г. Data are included with Java OceanAtlas.

достигая максимума поздней зимой. Весной ветры ослабевают, поступле ние солнечного света увеличивается, и формируется новый перемешанный слой.

Температура воды под перемешанным слоем быстро убывает с глубиной, за исключением высоких широт. Диапазон глубин, в котором скорость из менений (градиент температуры) максимальна, называется термоклином.

Так как плотность тесно связана с температурой, термоклин чаще всего совпадает с пикноклином — слоем, обладающим наибольшим градиентом плотности.

Если форма термоклина подвержена существенным сезонным измене ниям (рис. 6.7), то его принято называть сезонным термоклином. Наряду с ним существует постоянный термоклин, который расположен ниже сезон ного и простирается до глубины 1500–2000 м (рис. 6.8). В высоких широтах, например, в таких, где расположена показанная на рисунке станция AAC, над постоянным термоклином может располагаться слой более холодной и менее солёной воды.

Солёность перемешанного слоя обычно превышает солёность термокли на в области 10 –40 широты, где испарение с поверхности океана превы шает объем осадков. В более высоких широтах перемешанный слой более пресный, так как выпадение осадков и таяние льда уменьшают солёность.

6.5. Плотность, потенциальная температура и нейтральная плотность В некоторых тропических регионах, таких как warm pool in the western tropical Pacific, благодаря осадкам также образуется тонкий распресненный перемешанный слой.

6.5 Плотность, потенциальная температура и нейтральная плотность Холодная вода, которая образуется на поверхности океана в зимний пе риод, погружается на глубину, зависящую от плотности глубинной воды.

Далее вода переносится течениями в другие части океана. В целом, части ца воды перемещается таким образом, чтобы оставаться на линии раздела между менее плотной и более плотной водой. Распределение течений в оке ане зависит от распределения давления, которое, в свою очередь, зависит от изменчивости плотности океанической воды, как это кратко рассмотрено в разд. 10.4. Таким образом, если мы желаем проследить перемещение воды в океане, нам потребуется знать, как в океане распределена плотность.

Плотность и t. Вычисление перемещений воды требует измерения плот ности с точностью до нескольких частей на миллион, что является трудной задачей.

Абсолютную плотность воды возможно измерить только в специализи рованых лабораториях, причем даже там этот процесс сопряжен с опреде ленными трудностями. Наилучшая точность составляет 1 : 2.5 105 = 4 ча сти на миллион.

Чтобы избежать сложностей работы с абсолютной плотностью, океа нографы используют плотность, относительную к плотности чистой воды.

Плотность (S, t, p) теперь определяют, используя Стандартную среднюю океанскую воду, которая имеет известный изотопный состав и считается насыщенной растворёнными атмосферными газами. Здесь S, t, p — солё ность, температура и давление соответственно.

На практике измерения плотности не проводятся, она вычисляется на основе измеренных in situ давления, температуры и электропроводности согласно уравнению состояния морской воды. Точность этого метода со ставляет две части на миллион.

Плотность воды на поверхности обычно составляет 1027 кг/м3. В рабо тах по физике океана часто ограничиваются для простоты двумя последни ми цифрами плотности, и эту величину называют аномалией плотности:

(s, t, p) = (s, t, p) 1000 кг/м3. (6.7) Рабочая группа МАФНО по единицам измерений, терминологии и обозна чениям в океанологии рекомендовала заменить буквой, так как вели чина изначально определялась относительно чистой воды и была безраз мерной [334]. Однако, в данном пособии мы будем следовать устоявшейся практике и использовать обозначение.

В ходе изучения поверхностных слоёв океана сжимаемостью воды мож но пренебречь и ввести новую величину t :

t = (S, t, 0). (6.8) 100 Глава 6. Температура, солёность и плотность Temperature (Celsius) Density 1o 2o 3o 4o 0o 5o 27.5 27.6 27.7 27.8 27.9 - - - Depth (m) - - - t t - - Рис. 6.9. Слева: профили температуры in situ t и потенциальной темпера туры. Справа: профили аномалий плотности t и в желобе Кермадек (Тихий океан). Данные получены НИС Eltanin в ходе экспедиции Scorpio, 13 июля 1967 г. под 175.825 в. д. и 28.258 ю. ш. [367].

Это аномалия плотности воды, когда всё давление на нее полагается равным атмосферному (т. е. нулевому давлению воды), а температура и солёность обладают значениями, измеренными in situ.

Потенциальная температура. Если частица воды перемещается в оке ане глубже перемешанного слоя, её солёность и температура может изме няться исключительно в ходе смешивания с другой водой. Следовательно, мы можем воспользоваться измеренными значениями температуры и со лёности для определения пути движения воды. Лучше всего это удается сделать, если предварительно компенсировать влияние сжимаемости воды.

Когда вода погружается в глубины океана, давление увеличивается, во да сжимается, и сжатие совершает над ней работу. При этом внутренняя энергия воды увеличивается. Чтобы представить себе, как это происходит, рассмотрим куб с определённой массой воды внутри. Когда куб погружа ется, его стороны начинают прогибаться внутрь, так как куб сжимается.

Напомним, что работа — это сила, умноженная на расстояние, а значит, работа — это расстояние, на которое сместилась сторона куба, умноженное на силу, приложенную к этой стороне давлением. Изменение внутренней 6.5. Плотность, потенциальная температура и нейтральная плотность энергии может как вызвать, так и не вызвать изменение температуры [186].

Внутренняя энергия жидкости представляет собой сумму молекулярной ки нетической энергии (температура) и молекулярной потенциальной энергии.

В морской воде преобладает последняя, а изменение внутренней энергии ве дет к изменению температуры, показанному на рис. 6.9. На глубине 8 км увеличение температуры составляет почти 0.9 C.

Чтобы устранить влияние сжимаемости на процесс измерения темпера туры, океанографы (и метеорологи, которые сталкиваются с такой же про блемой в атмосфере) используют концепцию потенциальной температуры.

Потенциальная температура — это температура частицы воды на по верхности моря, поднятой адиабатически с глубины к поверхности океана.

Поднять частицу адиабатически значит поднять её будто в изолированном контейнере, без теплообмена с окружающей средой. На практике, безуслов но, никто воду на поверхность не поднимает. Потенциальная температура рассчитывается по температуре воды на глубине.

Потенциальная плотность. При изучении промежуточных водных сло ев океана (например, на глубинах порядка 1 км) уже невозможно игнори ровать сжимаемость. Так как изменение давления влияет, в основном, на температуру воды, это влияние в первом приближении может быть устра нено введением понятия потенциальной плотности.

Потенциальная плотность — это плотность частицы воды, которую она бы имела, если бы была поднята на поверхность адиабатически и без изменения солёности. Аномалия потенциальной плотности такой частицы, = (S,, 0), (6.9) особенно полезна, поскольку представляет собой сохраняющееся термоди намическое свойство.

Потенциальная плотность непригодна при сравнении плотности воды на очень больших глубинах. Если мы поднимем две частицы воды на поверх ность и сравним их плотности, то в процессе вычисления потенциальной плотности не будет учтено влияние давления на коэффициенты теплового и солёностного расширения. В результате, две пробы воды, взятые с глу бины 4 км, с одинаковой плотностью, но различной температурой и солё ностью, могут иметь существенно различную потенциальную плотность. В некоторых регионах использование () может показать мнимое уменьше ние плотности с глубиной (рис. 6.10), в то время как нам известно, что это невозможно, поскольку такой столб воды был бы нестабилен.

При сравнении проб с больших глубин, более корректный подход состо ит в использовании аномалий плотности, вычисленных не на поверхности (p = 0), а на определенной глубине, достаточно близкой к исследуемой.

Например, мы можем рассмотреть пробы под давлением 4 000 дбар, при ближенно соответствующим глубине в 4 км:

4 = (S,, 4000), (6.10) где 4 — плотность частицы воды, погружённой адиабатически на глуби ну, соответствующую давлению 4 000 дбар. В более общем случае, иногда используется r :

r = (S,, p, pr ), (6.11) 102 Глава 6. Температура, солёность и плотность где p — давление, а pr — давление на некоторой заданной глубине. В фор мулах (6.8) и (6.10) pr = 0 дбар и pr = 4000 дбар соответственно.

Применение r порождает определенные проблемы. Если нам требуется проследить путь некоторой частицы воды в глубинах океана, то в некоторых регионах придется воспользоваться, к примеру, величиной 3, а в других — 4. Но что происходит, когда частица воды перемещается с глубины 3 км в одном регионе на глубину 4 км в другом? При переходе от 3 к 4 в функции плотности возникает разрыв. Чтобы устранить это затруднение, Джекет и Мак-Дугалл ввели новую величину, которую назвали нейтральной плотно стью [133].

Нейтральные поверхности и плотность. Частица воды перемещается по траектории, сохраняющей плотность неизменной, поэтому её путь лежит между менее плотной водой сверху и более плотной — снизу. В более точной формулировке, перемещение происходит по линии постоянной потенциаль ной плотности r на текущей глубине r. Эта линия получила название ней трального пути [72]. A neutral surface element is the surface tangent to the neutral paths through a point in the water. При перемещении частицы воды по этой поверхности не совершается никакой работы, поскольку отсутствуют (если пренебречь трением) силы плавучести, воздействующие на частицу 26. 27.2 27. 0m 24.0 25. 27.4 27. 27. 26. 26.0 27.7 28. 27. 27.7 27. 27. 28. 27. 27.88 27. 27. 27.9 27. 27. 4000 27. theta 27.88 27.88 GREENLAND-ICELAND 5000 RIDGE ANTARCTICA Pressure (decibars) -80 o -60 o -40 o -20 o 0o 20 o 40 o 60 o 80 o 45.6 46. 0m 40.0 45. 41. 45.4 42.0 45. 43.0 45. 43.0 45. 46. 46.1 45.0 45.6 45. 44.0 46.4 46. 45.2 45. 1000 46. 45. 45. 45.6 45. 45. 4000 45.8 45. 3000 45.9 45. 46. 4000 46.2 45. 46.0 45. 46.1 GREENLAND-ICELAND 5000 RIDGE ANTARCTICA -80 o -60 o -40 o -20 o 0o 20 o 40 o 60 o 80 o Рис. 6.10. Вертикальные разрезы плотности в западной части Атлан тического океана. Отметим, что шкала глубин меняет масштаб на от метке 1000 м. Вверху: показывает мнимую инверсию плотности ни же 3 000 м. Внизу: 4 демонстрирует непрерывное возрастание плотности с глубиной. [182] 6.5. Плотность, потенциальная температура и нейтральная плотность во время её движения.

Джекет и Мак-Дугалл предложили практически пригодное определе ние нейтральной плотности n и поверхности, которая приближенно равна идеальной с разницей порядка нескольких десятков метров в любой точ ке океана [133]. Этот результат был получен на основе данных из атласа Левитуса [175]. Величины нейтральной плотности, в свою очередь, были в дальнейшем использованы для маркировки данных в самом атласе. Этот маркированный набор данных применяется при вычислении n в новых точках, в которых t и S представляются в виде функции глубины путем интерполяции по четырем ближайшим точкам, входящим в атлас. Благо даря этому подходу, нейтральная плотность n определяется как функция in situ-значений солёности S и температуры t, а также давления p, широты и долготы.

Нейтральная поверхность, определенная выше, отличается от идеальной незначительно. Так, если частица воды вовлечена в круговую циркуляцию по нейтральной поверхности, ее итоговая глубина будет отличаться от на чальной примерно на 10 м. С другой стороны, при использовании поверх ностей потенциальной плотности, разница может составить сотни метров — гораздо большую погрешность.

Уравнение состояния морской воды. Плотность морской воды изме ряется редко. Плотность рассчитывается по измерениям температуры, электропроводности или солёности и давления с помощью уравнения со стояния морской воды. Уравнение состояния морской воды — это уравне ние, которое связывает плотность с температурой, солёностью и давлением.

Уравнение выводится следующим образом: в лаборатории проводятся измерения плотности воды как функции температуры, давления и солё ности (хлорности или электропроводности), после чего по их результатам строятся сглаженные кривые. В настоящий момент используется Междуна родное уравнение состояния 1980 г., опубликованое Объединенной группой по океанографическим таблицам и стандартам в 1981 г. [145]. Дополни тельная информация доступна в работах [211] и [210]. Уравнение обладает точностью в 10 частей на миллион, что соответствует 0.01 единицы ().

В данном пособии уравнение состояния не приводится, поскольку оно состоит из трех многочленов с 41 постоянным коэффициентом [146].

Точность измерения температуры, солёности и плотности. Если нам требуется провести различие между водными массами, и если полный диапазон температуры и солёности так же мал, как на рис. 6.1, то для этого необходимо определять температуру, солёность и плотность очень тщатель но, с точностью до нескольких частей на миллион.

Такая точность может быть достигнута только при условии, что все па раметры были аккуратно определены, все измерения проведены с большой осторожностью, все инструменты тщательно откалиброваны, а работы ве лись в соответствии с международными стандартами. Эти стандарты уста навливаются Инструкцией по производству работ на океанографических станциях, опубликованной ЮНЕСКО [146]. Эта книга содержит междуна родно принятые определения основных переменных, таких как температура и солёность, и описание методов их измерения. Она также задаёт принятые 104 Глава 6. Температура, солёность и плотность методы расчёта параметров, выводимых на основе основных переменных, таких как потенциальная температура, плотность и устойчивость.

6.6 Измерение температуры Температура океана измерялась множеством способов. На кораблях и буях чаще всего применяются термисторы и ртутные термометры. Они калибру ются перед использованием и, если возможно, после него в лабораториях с помощью ртутных и платиновых термометров, поверенных в соответствии с требованиями национальных метрологических лабораторий. Для наблю дения за поверхностной температурой океана из космоса используются ин фракрасные радиометры.

Ртутные термометры. Вероятно, это самые распространённые неэлек трические термометры. Они используются в вёдрах, выбрасываемых за борт корабля для измерения поверхностной температуры, в батометрах для измерений температуры на глубине и в лабораториях для калибров ки других термометров. Точность их при хорошей калибровке составля ет ±0.001 C.

Один из наиболее важных типов термометров — это опрокидывающийся термометр (рис. 6.11), который устанавливается на батометрах, описанных в следующем разделе. В капилляре этого термометра имеется сужение, вы зывающее отрыв столбика ртути при переворачивании термометра вверх дном. Термометр погружается в океан в нормальном положении и выдер живается до принятия ним температуры окружающей воды. Ртуть расши ряется;

её количество в капилляре пропорционально температуре. Затем термометр переворачивается;

столбик ртути отрывается и остаётся в капил ляре, а батометр с термометром возвращают на поверхность. Показания с опрокидывающегося термометра снимаются на палубе вместе с показани ями обычного термометра, с помощью которого определяют температуру при снятии показаний. Вместе эти данные позволяют определить темпера туру на глубине в момент переворачивания термометра.

Опрокидывающийся термометр находится внутри стеклянной трубки, которая защищает его от воздействия давления воды, так как оно может выжать дополнительный объём ртути в капилляр. Если термометр не за щищён, мнимая температура снятая на палубе, будет пропорциональна тем пературе и давлению на глубине, где термометр был перевёрнут. Пара из защищённого и незащищённого термометров даёт температуру и давление на этой глубине.

Опрокидывающиеся термометры, установленные попарно на батомет рах, были в период 1900–1970 гг. основным источником информации о рас пределении температуры на глубине.

Платиновый термометр сопротивления. Это стандартный измери тель температуры. Он используется национальными метрологическими ла боратории для интерполирования между определёнными точками практи ческой температурной шкалы. Его основное предназначение — калибровка других датчиков температуры.

6.6. Измерение температуры 11 1 1 0 Рис. 6.11. Справа: защищенный и незащищенный опрокидывающиеся тер мометры в исходном положении перед опрокидыванием. Слева: сужение капилляра в исходном и перевернутом положениях. [365, стр. 259] Термистор. Термистор — это полупроводник, сопротивление которого предсказуемо и быстро изменяется с изменением температуры. Термисторы широко используются в стационарных (заякоренных) и судовых инструмен тах. Они обладают высоким разрешением и точностью ±0.001 C при хоро шей калибровке.

Bucket Temperatures. Температура поверхности моря обычно измеря ется с помощью ртутного термометра, помещённого в ведро, опущенное за борт;

его выдерживают на глубине около метра в течении нескольких ми нут, а затем поднимают на борт и снимают показания, пока температура в ведре не успела измениться. Точность — около 0.1 C.

106 Глава 6. Температура, солёность и плотность Температура забираемой воды. Температура забортной воды, забира емой в систему охлаждения судовых машин, регулярно записывается в те чение десятилетий. Эти значения темературы называют инжекторной тем пературой (?). Ошибки в ходе её измерения обусловлены нагревом воды от корабельных конструкций перед измерением. Это происходит тогда, когда датчик температуры находится далеко от точки забора на корпусе судна.

Точность этого метода — 0.5–1 C.

Улучшенный радиометр очень высокого разрешения AVHRR. Этот инструмент наиболее часто используется для измерения температуры мор ской поверхности. Он был установлен на всех полярно-орбитальных метео рологических спутниках НУОА, начиная с Tiros-N в 1978 г.

Инструмент был изначально разработан для измерения температуры об лаков, а следовательно, их высоты. Однако, его точность и прецизионность оказались достаточными, чтобы вскоре он был задействован для измере ния temperature patterns морской поверхности в глобальном и региональном масштабе.

AVHRR представляет собой радиометр, преобразующий инфракрасное излучение в электрические сигналы. В его конструкцию входит зеркало, которое сканирует полосу земной поверхности вдоль подспутниковой трас сы и отражает излучение этой полосы в телескоп, фокусирующий его на детекторах, чувствительных к различным длинам волн. Детекторы, в свою очередь, переводят излучение на этих частотах в электрический сигнал, который оцифровывается при помощи электронной схемы, где затем и хра нится. Полоса сканирования в ширину составляет 2700 км;

подспутниковая трасса проходит в её центре. Все наблюдения вдоль полосы сканирования состоят из пикселов диаметром примерно 1 км у центра полосы;

по мере удаления от него диаметр увеличивается.

Радиометры измеряют инфракрасную радиацию, излучаемую поверхно стью в пяти диапазонах: трёх инфракрасных (3.55–3.99 мкм, 10.3–11.3 мкм, и 11.5–12.5 мкм), одном ближней инфракрасной части спектра (0.725–1.10 мкм) и одном видимом (0.55–0.90 мкм). Все инфракрасные диапазоны включают в себя излучение, испускаемое как морской поверхностью, так и водяными парами, содержащимися в воздухе на всём пути от спутника до Земли. Диа пазон 3.7 мкм наименее чувствителен к водяному пару и другим помехам, но он доступен для наблюдений только ночью, так как днём его заполня ет излучение Солнца. Два наиболее длинноволновых диапазона, 10.8 мкм и 12.0 мкм, используются для наблюдения за температурой морской по верхности и водяными парами при дневном свете.

Данные с разрешением 1 км передаются непосредственно на наземную станцию, в поле зрения которой находится пролетающий спутник. Это — режим покрытия ограниченного района. Данные также осредняются для получения наблюдений с размерами пикселей 4 4 км. Эти данные сохра няются бортовой аппаратурой и в дальнейшем передаются на принимающие станции НУОА. Такой режим называется режимом глобального покрытия.

Полоса сканирования достаточно широка для того, чтобы спутник об следовал все районы Земли дважды в день, приблизительно в 9:00 и 21: по местному времени. Районы в высоких широтах могут быть обследованы более восьми раз за день.


6.6. Измерение температуры Причины ошибок, возникающих при измерении температуры поверхно сти океана.

1. Неразличимые или необнаруженные облака: большие толстые облака хорошо видны на изображениях температуры воды. Тонкие облака, такие как низкие слоистые и высокие перистые, вызывают гораздо меньшие погрешности, которые трудно или почти невозможно обна ружить. Облака диаметром менее 1 км, такие как пассатные кучевые, также трудно обнаружить. Для обнаружения небольших облаков бы ли разработаны особые методы (рис. 6.12).

2. Водяной пар, который абсорбирует часть энергии, излучаемой по верхностью моря: водяной пар уменьшает получаемую(?) температуру морской поверхности. Его влияние в диапазонах 10.8 мкм и 12.0 мкм различается, что позволяет использовать отличия между сигналами для уменьшения погрешности.

3. Аэрозоли, поглощающие инфракрасную радиацию. Они излучают при температурах, встречающихся в верхней атмосфере. Стратосферные аэрозоли, порождённые извержениями вулканов, могут понизить на блюдаемые температуры на несколько градусов Цельсия. Частички пыли от пылевых бурь в Сахаре, распространяемые над Атлантикой, также могут приводить к погрешностям.

4. Ошибки температуры скин-слоя. Инфракрасная радиация, фиксиру емая инструментом, приходит из слоя на морской поверхности тол щиной в несколько микрометров. Температура в этом слое не такая 10 T11 T11 - T3. Local Maximum Difference Local Standard Deviation 5 270 275 280 285 290 295 0 1 2 3 Local Mean Temperature Difference (K) Local Mean Temperature (K) Рис. 6.12. Влияние облачности на наблюдения в инфракрасном диапазоне.

Слева: среднеквадратичное отклонение энергетической яркости неболь ших частично покрытых облаками областей размером 64 пиксела. В основе дугообразного распределения лежат данные о температуре на поверхности океана и верхней границы облаков [44]. Справа: максимальные различия между локальными значениями разности T11 T3.7 и локальными сред ними той же величины. Выделенный штриховой линией квадрат отмечает пикселы, свободные от влияния облачности. T11 и T3.7 — мнимые темпера туры, соответствующие длине волны излучения 11.0 и 3.7 мкм (по данным К. Келли). [323, стр. 137] 108 Глава 6. Температура, солёность и плотность же, как в метре под поверхностью. При слабом ветре она может отли чаться на несколько градусов [75]. Этот источник погрешности может быть существенно ослаблен, если данные AVHRR используются для интерполяции между точками судовых измерений поверхностной тем пературы.

Карты температуры, созданные на основе измерений в режиме покры тия ограниченного района при отсутствии облаков, показывает изменчи вость температуры с точностью 0.1 C. Эти карты используются для изу чения локальных явлений, включая структуры, образованные местными течениями. Рис. 10.16 демонстрирует такие структуры у побережья Кали форнии.

Глобальные карты составляются Океанографической службой ВМС США, которая получает глобальные данные с AVHRR напрямую из Национальной службы по информации, данным и спутникам для исследования окружаю щей среды (НЕСДИС) ежедневно в режиме, близком к реальному времени.

Эти данные тщательно обрабатываются для устранения влияния облаков, водяного пара, аэрозолей, и других источников ошибок. Затем они исполь зуются для создания карт между ±70 с точностью ±0.6 C [202]. Карты температуры поверхности океана пересылаются ВМФ США и в Нацио нальные центры по прогнозированию окружающей среды НУОА. Кроме того, служба ежедневно составляет 100-км глобальные и 14-км региональ ные карты температуры.

Глобальные карты температуры поверхности океана. Глобальные ежемесячные карты поверхностной температуры создаются Национальны ми центрами по прогнозированию окружающей среды с использованием метода оптимальной интерполяции Рейнольдса [273]. При помощи этого ме тода корабельные и буйковые наблюдения поверхностной температуры объ единяются с данными AVHRR, обработанными Океанографической служ бой ВМС с пространственным разрешением 1 и временным — один месяц.

Essentially, AVHRR data are interpolated between buoy and ship reports using previous information about the temperature field. Итоговая точность лежит в диапазоне от примерно ±0.3 C в тропиках до ±0.5 C в районе западных по граничных течений в северном полушарии, где температурные градиенты велики. Доступны карты с ноября 1981 г. по настоящее время. Рис. 6.2– 6.4 сделаны на основе данных, обработанных НУОА по методу Рейнольдса.

Другие комплекты данных были получены НУОА/НАСА в рамках про граммы Pathfinder [153].

Карты средних температур также составлялись на основе данных ИКО АДС (Smith and Reynolds, 2004). Вследствие их неравномерного простран ственного и временного распределения, погрешность также изменяется во времени и пространстве. Смит и Рейнольдс оценили погрешность глобаль ной средней температуры и обнаружили, что при доверительной вероят ности 95% доверительные границы погрешности near-global average рав ны 0.48 C или более в XIX веке, около 0.28 C в первой половине XX века и 0.18 C или менее после 1950 г. [312]. Аномалии поверхностной температу ры рассчитывались с использованием данных ИКОАДС о средних поверх ностных температурах за период 1854–1997 гг., дополненных спутниковыми данными с 1981 г.

6.7. Измерения электропроводности и солёности Platinum Electrodes Borosilicate Current Field (3 places) Glass Cell between Electrodes Seawater Seawater Flow In Flow Out Cell Terminals Рис. 6.13. Ячейка электропроводности. Через морскую воду проходит элек трический ток между платиновыми электродами, установленными в ци линдре из боросиликатного стекла длиной 191 мм и внутренним диамет ром между электродами — 4 мм. Линии электрического поля при такой конструкции прибора не выходят за его пределы, что делает измеренную электропроводность (и калибровку прибора) независимой от окружающих прибор объектов. Устройства такого рода использовались для измерений электропроводности и солёности, показанных на рис. 6.15. (По материалам Sea-Bird Electronics.) 6.7 Измерения электропроводности и солёно сти Для измерения электропроводности в морскую воду помещают платино вые электроды, после чего измеряют силу тока, протекающего между ни ми при заданном напряжении. Эта сила зависит от электропроводности, напряжения и объема воды, заключенного между электродами. Если по местить электроды в изолирующую стеклянную трубку, объем воды будет точно известен, а сила тока — независима от других объектов вблизи ячейки электропроводности (рис. 6.13). Наилучшая точность, достигнутая в ходе измерения солёности по электропроводности, составляет ±0.005.

До того, как измерения электропроводности вошли в повседневную прак тику, для определения солёности применяли титрование пробы воды солями серебра. Максимальная точность этого метода равна ±0.02.

Калибровка инструментов, измеряющих солёность, может быть прове дена на стандартной морской воде. Долгосрочные исследования точности таких измерений ведутся на основе результатов исследования солёности глубинных водных масс, которая отличается высокой стабильностью. Так, например, Саундерс заметил строгую взаимосвязь температуры и солё ности большого объема воды, расположенного в глубокой котловине на северо-востоке Атлантического океана под Средиземноморским противо течением [292]. Он воспользовался согласованностью измерений темпера туры и солёности, произведенных на большом количестве гидрографиче ских станций в этом районе для того, чтобы оценить точность измерения температуры, солёности и содержания кислорода. Был сделан вывод, что наиболее тщательные измерения, произведенные после 1970 г., имеют точ ность 0.005 для солёности и 0.005 C для температуры. Самым большим ис точником ошибок в случае солёности была ошибка при determination стан дартной воды, используемой для калибровки.

Gouretski и Jancke оценили точность измерений солёности как функцию времени [94]. Используя высококачественные измерения с 16 000 гидрогра 110 Глава 6. Температура, солёность и плотность 0. 0. Salinity Accuracy 0. 0. 0. 0. 1920 1930 1940 1950 1960 1970 1980 1990 Year Рис. 6.14. Среднеквадратичное отклонение измерений солёности в южной части Атлантического океана на глубинах свыше 1500 м. Каждая точка представляет собой среднее по десятилетию, центром которого она явля ется. Значение для 1995 г. может служить оценкой точности современных измерений. [94] фических станций в южной Атлантике с 1912 по 1991 гг., они дали оцен ку точности, представив солёность как функцию температуры на основе всех данных, полученных на глубинах свыше 1500 м в двенадцати обла 2.7 o depth 911 CTD Autosal 911-Autosal No. Bottles, 3000 m (dbar) (PSU) (PSU) (sample range) (PSU) 2.6 o 34.9503 3 (.0012) 34. 3000 +0. 34.9125 4 (.0013) 34. 4000 -0. Potential Temperature (Celsius) 2.5 o 34.8997 4 (.0011) 34. 5000 +0. 34.8986 3 (.0004) 34. 5262 -0. 2.4o Saunders, P. (1986) 2.3 o S = 34.698 + 0.098 PSU Valid: 2.5 o C.

2.2 o 4000 m 2.1 o 5000 m 5262 m 2.0 o 34.89 34. Salinity, PSS- Рис. 6.15. Результаты испытаний Sea-Bird Electronics 911 Plus CTD in the North Atlantic Deep Water в 1992 г. (НИС Poseidon, 43.17 с. ш., 14.08 з. д.).

(Sea-Bird Electronics, 1992) 6.8. Измерения давления стях за каждое десятилетие в период с 1920 по 1990 гг. График точно сти как функции времени за период с 1920 г. показал последовательное улучшение точности, начиная с 1950 г. (рис. 6.14). Современные измерения солёности наиболее точны. Стандартное отклонение современных данных по солёности, собранных во всех южных регионах Атлантического океа на с 1970 по 1993 гг. и исправленных согласно предложенной Gouretski и Jancke методике, составляло 0.0033 [94]. Более современные инструменты, такие как Sea-Bird Electronics Model 911 Plus, обладают точностью свы ше 0.005 без поправок. Тщательное сравнение солёности, измеренной в точ ке 43 10 с. ш. 14 4.5 з. д. при помощи Sea-Bird Electronics Model 911 Plus с историческими данными, собранными Саундерсом, даёт точность в 0. (рис. 6.15) [292].


6.8 Измерения давления Давление измеряется разными типами инструментов. Единицей давления в системе СИ является паскаль, но океанографы обычно используют дециба ры:

1 дбар = 104 Па, (6.12) поскольку давление в децибарах почти точно соответствует глубине в мет рах. Таким образом, 1000 дбар — это давление на глубине около 1000 м.

Датчик деформации или тензодатчик. Это наиболее простой, деше вый и популярный инструмент. Его точность — около ±1%.

Вибратрон. Гораздо более точные измерения давления могут быть вы полнены путем измерения собственной частоты вибрирующей вольфрамо вой проволоки, натянутой в магнитном поле между мембранами, закры вающими концы цилиндра. Давление изгибает мембраны, которые меняют натяжение проволоки, а следовательно, и частоту вибрации. Частоту можно измерить по изменению электрического напряжения, которое индуцируется в вибрирующей в магнитном поле проволоке. Точность — около ±0.1%, а при контроле температуры ещё выше. Прецизионность в 100–1000 раз вы ше, чем точность. Инструмент используется для обнаружения малых изме нений давления на больших глубинах. Снодграсс получил прецизионность в ±0.8 мм на глубине 3 км [315].

Кварцевый кристалл. Очень точные измерения давления можно также произвести, измерив собственную частоту кристалла кварца cut for minimum temperature dependence. Наилучшая точность достигается тогда, когда тем пература кристалла остаётся постоянной. Точность составляет ±0.015%, а разрешение — 0.001% (от значения величины).

Кварцевый манометр Бурдона. Этот прибор имеет точность и ста бильность, сравнимую с кварцевыми кристаллами. Он также используется для долговременных измерений давления в глубине моря.

112 Глава 6. Температура, солёность и плотность 6.9 Измерение зависимости температуры и со лёности от глубины Температура, солёность и давление измеряются как функция глубины с помощью различных инструментов и методов, а плотность рассчитывается по результатам этих измерений.

Батитермограф. Это механическое устройство, которое показывает про филь температуры в зависимости от глубины на закопченном куске стекла.

Оно широко использовалось для картирования термической структуры по верхностных вод, включая перемешанный слой, вплоть до замены отрыв ными батитермографами в 1970-х.

Отрывной батитермограф. Представляет собой электрический прибор, измеряющий изменение температуры с глубиной при помощи термистора, установленного на свободно падающем обтекаемом грузе. Термистор со единён с омметром на корабле тонкой медной проволокой, которая раз матывается с тонущего груза и с движущегося корабля. В настоящее время отрывной батитермограф, также известный как XBT5, считается наибо лее распространённым инструментом для измерений вертикальной терми ческой структуры верхнего океана. Ежегодно используется приблизительно 65 000 таких приборов.

Груз обтекаемой формы погружается в воду с постоянной скоростью.

Благодаря этому, глубина может быть рассчитана по времени погружения с точностью ±2%. Точность измерения температуры ±0.1 C, а вертикаль ное разрешение, как правило, составляет 65 см. В зависимости от модели устройства, оно достигает глубины от 200 до 1830 м.

Батометр Нансена (рис. 6.16). Использовались на кораблях, проводив ших гидрографические станции. Гидрографические станции — места, где океанографы измеряют параметры воды от поверхности до некоторой глу бины или до дна, используя инструменты, спускаемые с корабля. Как пра вило, 20 батометров с интервалом от нескольких десятков до сотен мет ров закрепляются на тросе, погружаемом за борт корабля. Распределение батометров по глубине выбирается с таким расчётом, чтобы большинство из них находилось в верхних слоях, где величина изменений температуры по вертикали максимальна. Защищённые опрокидывающиеся термометры, предназначенные для измерения температуры, прикрепляются к каждому батометру вместе с незащищённым опрокидывающимся термометром для измерения глубины. Батометр состоит из цилиндра с затворами на каж дом конце для отбора морской воды на глубине. Солёность определялась лабораторным анализом этих проб.

После того как все батометры были прикреплены к тросу и погружены на выбранную глубину, вниз по тросу посылается грузик. Этот грузик за ставляет срабатывать механизм, переворачивающий батометр, что, в свою очередь, опрокидывает термометры, закрывает клапаны, запирающие воду в цилиндре, а затем освобождает следующий грузик. Когда все батометры сработают, их поднимают. Вся станция обычно занимает несколько часов.

5 Англ. expendable bathythermograph — Прим. перев.

6.9. Измерение зависимости температуры и солёности от глубины Before While it After turning turns turning Рис. 6.16. Слева: CTD, готовый к спуску за борт судна [58]. Справа: ба тометр Нансена до (I), во время (II), и после (III) опрокидывания. Инстру менты показаны приблизительно в одном масштабе. [61, стр. 33] CTD. В начале 1960-х методика сбора сведений о температуре и солёно сти претерпела существенные изменения: на смену механическим батомет рам с прикрепленными к ним термометрами пришел электронный прибор, получивший название CTD, которое подчеркивает его назначение: изме рение электропроводности, температуры и глубины6 (рис. 6.16). Измере ния записываются в цифровой форме либо самим инструментом во вре мя погружения, либо на корабле. Температура обычно измеряется терми стором, электропроводность — с помощью ячейки электропроводности, а давление — кварцевым кристаллом. Точность современных инструментов представлена в табл. 6.2.

CTD на дрейфующих буях. Возможно, наиболее общим источником данных о зависимости температуры и солёности от глубины в верхних 2 км водной толщи служит множество буев-профилографов Argo, которые бу дут описаны в разд. 10.8. Эти буи дрейфуют на глубине 1 км, погружаются до 2 км, а затем всплывают на поверхность. Они измеряют температуру и солёность в ходе изменения глубины, используя инструменты, аналогич ные применяемым на CTD. Данные пересылаются в центры обработки на 6 Англ. conductivity, temperature, depth — Прим. перев.

114 Глава 6. Температура, солёность и плотность Таблица 6.2. Точность Измерений CTD Переменная Диапазон Наилучшая точность 42 C ±0.001 C Температура ±0.02 (титрование) Солёность ±0.005 (электропроводность) 10 000 дбар ±0.65 дбар Давление 2 кг/м3 ±0.005 кг/м Плотность ±0.005 кг/м Уравнение Состояния суше при помощи системы Argos, установленной на полярно-орбитальных спутниках НУОА. В 2006 г. примерно 2500 буев генерировали один про филь каждые 10 дней, покрывая большую часть океана. Точность получа емых данных составляет 0.005 C для температуры, 5 дбар для давления и 0.01 для солёности [281].

Комплекты данных. В рамках проекта Marine Environment and Security For European Area (MERSEA) опубликована коллекция профилей подпо верхностной (потенциальной) температуры и солёности Enact/Ensembles (EN3): Quality Controlled in situ Ocean Temparature and Salinity Profiles database.

По состоянию на 2008 г. в этот комплект данных входили: около мил лиона профилей XBT, 700 000 профилей CTD, и 60 000 — Argo, а так же 1 100 000 батометрических проб высокого качества, собранных на глу бинах до 700 м [65].

6.10 Свет в океане и абсорбция света Солнечный свет в океане важен по многим причинам: он нагревает верх ние слои океана и, косвенно, всю морскую воду в целом, снабжает фито планктон необходимой энергией, используется для навигации животными, живущими у поверхности. Также отражённый подповерхностный свет при меняется для картирования концентрации хлорофилла из космоса.

Скорость света в океане равна скорости света в вакууме, поделённой на показатель преломления n;

обычно полагают n = 1.33. Отсюда скорость света в воде приблизительно 2.25 108 м/c. Так как скорость света в во де меньше, чем в воздухе, часть его отражается от поверхности моря. Для света, падающего под прямым углом к поверхности моря, коэффициент от ражения составляет (n1)2 /(n+1)2, что для морской воды равно 0.02 = 2%.

Таким образом, большая часть солнечного света, достигающего поверхно сти моря, проходит вглубь, и лишь малая доля отражается назад, в атмо сферу. Это значит, что солнечный свет в тропиках в большинстве своём поглощается под поверхностью моря.

Скорость затухания солнечного света в воде определяет глубину, до ко торой океан освещается и нагревается Солнцем. Причиной этого затухания служит абсорбция света пигментами, а также его рассеивание молекулами самой воды и взвешенными в ней частицами. Характер затухания опре деляется длиной волны излучения: так, голубая часть спектра наименее подвержена поглощению, а красная, наоборот, поглощается сильнее всего.

6.10. Свет в океане и абсорбция света 10 10 10 Absorbtion coefficient (m -1 ) UV Visible 10 Infra-red orange yellow green violet blue red 10 10 - 10 - 2 Lenoble-Saint Guily (1955), path length: 400 cm;

Hulburt (1934)(1945), path length: 364 cm;

Sullivan (1963), path length: 132 cm;

Clarke-James (1939), path length: 97 cm (Ceresin lined tube);

James-Birge (1938), path length: 97 cm (Silver lined tube).

10 - 200 500 1500 2000 nm Рис. 6.17. Коэффициент поглощения чистой воды как функция длины вол ны излучения согласно работе [215, стр. 18, 19], к которой также следует обращаться за подробностями.

Затухание на единицу расстояния пропорционально энергетической ярко сти и энергетической освещенности света:

dI = c I, (6.13) dx где x — расстояние вдоль луча, c — коэффициент затухания (рис. 6.17), а I — яркость или освещённость.

Энергетическая яркость — отношение потока излучения, распростра няющегося в малом телесном углу и принимаемого малым элементом по верхности, к произведению площади элемента и величины угла соответ ственно.7 Эта характеристика используется для описания энергии в потоке света, приходящем с определённого направления. Иногда мы хотим знать, сколько света достигает некоторой глубины в океане, не принимая во вни мание направление, с которого он приходит. В этом случае мы используем энергетическую освещённость в точке поверхности — «отношение потока излучения, падающего на малый элемент поверхности, содержащий рас сматриваемую точку, к площади этого элемента»8.

7 http://slovari.yandex.ru/dict/bse/article/00095/09600.htm — Прим. перев.

8 http://slovari.yandex.ru/dict/bse/article/00055/92300.htm — Прим. перев.

116 Глава 6. Температура, солёность и плотность 100 9 - I II Transmittance (%/m ) - III III II Depth (m) 3 - IB IA - 20 I - 300 400 500 600 700 0.5 1 2 5 10 20 50 Wavelength (nm) Percentage Рис. 6.18. Слева: проницаемость океана для видимого света в % на метр как функция длины волны. I: очень чистая океанская вода;

II: мутная вода тропиков и субтропиков;

III: вода средних широт;

1–9: прибрежные воды возрастающей мутности. Угол падения равен 90 для первых трех случаев и 45 — для остальных. Справа: доля излучения с длиной волны 465 нм, достигающая указанной глубины, для тех же типов воды. [138] Если коэффициент поглощения постоянен, энергетическая яркость экс поненциально уменьшается с расстоянием:

I2 = I1 exp(cx), (6.14) где I1 — первоначальная энергетическая яркость либо освещённость, а I2 — значение этой же характеристики после поглощения.

Прозрачность воды в океане. Морская вода в центре океана очень про зрачна, даже прозрачнее, чем дистиллированная. Цвет этой воды — темно голубой, кобальтовый, почти чёрный. Благодаря этому, течение, текущее на север вдоль побережья Японии, которое несет очень прозрачные воды из центра Тихого океана в высокие широты, получило своё название Куросио (яп. «чёрное течение»). Наиболее прозрачная океанская вода называется во дой типа I по классификации Ерлова (рис. 6.18). Эта вода настолько чиста, что 10% света, проходящего через поверхность, достигает глубины 90 м.

В субтропиках и средних широтах морская вода, близкая к побережью, содержит больше фитопланктона, чем очень прозрачные воды в центре оке ана. Хлорофилл в фитопланктоне поглощает свет, а сами растения его рас сеивают. Вместе эти процессы изменяют наблюдаемый цвет океана. Очень продуктивные воды с большой концентрацией фитопланктона имеют голубовато зелёный или зелёный цвет (рис. 6.19). В безоблачную погоду цвет океана можно наблюдать из космоса. Это позволяет сканерам цвета океана, та ким как SeaWiFS, картировать распределение фитопланктона на больших пространствах.

При увеличении концентрации фитопланктона, глубина, на которой сол нечный свет полностью поглощается, уменьшается. Более мутные тропиче ские и среднеширотные воды относятся по классификации Ерлова к ти пам II и III (рис. 6.18). Таким образом, глубина, до которой солнечный 6.10. Свет в океане и абсорбция света 0.3 ( 0.1) Reflectance (%) 1. 0. 3. 0.400 0.500 0.600 0. Wavelength (µm) Рис. 6.19. Спектральная отражательная способность морской воды, зафик сированная с самолета, пролетавшего на высоте 305 м над водами с разной цветностью в cеверо-западной части Атлантического океана. Численные по казатели — среднее содержание хлорофилла в эвфотической зоне в мг/м3.

Отражательная способность приведена для вертикально поляризованного света, наблюдаемого под углом Брюстера (53 ). Этот угол минимизирует влияние отражённого от поверхности света, пришедшего из атмосферы, и выделяет свет из подповерхностных слоёв. [43] свет нагревает воду, зависит от её продуктивности. Это усложняет расчёт солнечного прогрева перемешанного слоя.

Чем ближе вода к берегу, тем менее она прозрачна. Воды, находящиеся у самого побережья, относятся к показанным на рис. 6.18 типам 1–9. Они содержат пигменты, принесенные с суши, иногда называемые гельбштоф, что просто означает «жёлтое вещество», мутную речную воду и ил, подня тый волнами на мелководье. Лишь небольшое количество света проходит в этих водах глубже нескольких метров.

Измерение хлорофилла из космоса. Цвет океана, а следовательно, и концентрация хлорофилла в его верхних слоях, была измерена с помо щью инструмента Coastal Zone Color Scanner, установленного на спутни ке Nimbus-7, который был запущен в 1978 г., Sea-viewing Wide Field-of view Sensor (SeaWiFS), установленного на спутнике SeaStar, запущенном в 1997 г., и Moderate Resolution Imaging Spectrometer (MODIS), установ ленного на спутниках Terra и Aqua, запущенных в 1999 и 2002 гг. соответ 118 Глава 6. Температура, солёность и плотность ственно. MODIS измеряет восходящее излучение в 36 диапазонах длин волн от 405 нм до 14 385 нм.

Большая часть наблюдаемого со спутника восходящего излучения при ходит из атмосферы, а лишь около 10% — от поверхности моря. И молекулы воздуха, и аэрозоли рассеивают свет;

для устранения влияния атмосферы были разработаны очень точные методы.

Полное излучение Lt, принимаемое прибором, представляет собой Lt (i ) = t(i )LW (i ) + Lr (i ) + La (i ), (6.15) где i — длина волны излучения в диапазоне, который измеряется дан ным инструментом, LW — излучение, исходящее с поверхности моря, Lr — рассеянное молекулами (называемое также рэлеевской радиацией), La — рассеянное аэрозолями, а t — коэффициент прозрачности атмосферы. Ве личина Lr может быть рассчитана теоретически, а La — исходя из коли чества принятого инструментом красного света, поскольку лишь малое его количество отражается от поверхности воды. Следовательно, значение LW может быть определено по излучению, измеряемому спутником.

Концентрация хлорофилла в столбе воды рассчитывается, исходя из от ношения величин LW в двух частотных диапазонах. Используя данные с Coastal Zone Color Scanner, Gordon et al. предложили [93]:

1. LW (443) C13 = 1.1298 (6.16a) LW (550) 2. LW (520) C23 = 3.3266 (6.16b) LW (550) где C — концентрация хлорофилла в поверхностных слоях, выраженная в мг пигмента на 1 м3, а LW (443), LW (520), и LW (550) — излучение на длинах волн 443, 520, и 550 нм. Величина C13 используется, когда C 1.5 мг/м3 ;

в других случаях используют C23. Этот способ позволяет рассчи тывать концентрацию хлорофилла с точностью 50% в широком диапазоне от 0.01 до 10 мг/м3.

6.11 Основные концепции 1. Плотность воды в океане определяется температурой, солёностью и давлением.

2. Изменения плотности в океане очень малы;

изучение водных масс и течений требует точности измерений до 10 частей на миллион.

3. Плотность не измеряется, а рассчитывается по данным о температуре, солёности и давлении с помощью уравнения состояния морской воды.

4. Для точного вычисления плотности необходимы точные определения температуры и солёности, а также точное уравение состояния.

5. Существуют определенные сложности как с формулировкой опреде ления понятия солёности, так и с её измерением. Чтобы устранить эти 6.11. Основные концепции затруднения, вместо солёности океанографы используют электропро водность. Плотность воды, таким образом, вычисляется по её элек тропроводности, температуре и давлению.

6. Перемешанный слой с постоянной температурой и солёностью пред ставляет собой верхний слой океана глубиной 1–100 м. Конкретная толщина перемешанного слоя определяется скоростью ветра и пото ком тепла через поверхность.

7. Чтобы сравнивать температуру и плотность водных масс на разных глубинах, океанографы используют потенциальную температуру и по тенциальную плотность, которые почти полностью устраняют влия ние давления на плотность.

8. Частицы воды на глубинах, превышающих толщину перемешанного слоя, перемещаются вдоль нейтральных поверхностей.

9. Температура поверхности океана обычно измерялась с использовани ем bucket (ведёрной) или инжекторной температуры. На глобальных картах температуры эти наблюдения объединяются с данными об ин фракрасном излучении морской поверхности, полученными при помо щи спутникового инструмента AVHRR.

10. Температура и солёность как функция давления обычно измеряются электронным способом с помощью CTD. До 1960–1970 гг. солёность и температуру измеряли примерно на 20 уровнях глубины при помощи батометров Нансена, погружаемых с корабля на тросе. Эти батомет ры несли на себе опрокидывающиеся термометры, которые регистри ровали температуру и глубину погружения, а также доставляли на поверхность пробу воды, которая затем использовалась на борту ко рабля для определения солёности.

11. Свет быстро поглощается океаном. Даже в самой прозрачной морской воде около 95% солнечного света абсорбируется на глубине до 100 м, а в мутных прибрежных водах солнечный свет редко проникает глубже нескольких метров.

12. Фитопланктон изменяет цвет морской воды;

эти изменения можно проследить из космоса и определить по ним концентрацию фитопланк тона.

120 Глава 6. Температура, солёность и плотность Глава Уравнение движения В этой главе мы рассмотрим, как жидкость реагирует на приложенные к ней внешние и внутренние силы. Это приведёт нас к выводу некоторых основных уравнений, описывающих динамику океана. В следующей главе мы обсудим влияние вязкости, а в главе 12 — последствия завихренности.

Используемый в океанографии научный аппарат гидромеханики осно ван на ньютоновской механике, модифицированной в свете наших эволю ционирующих представлений о турбулентности. На основе законов сохране ния массы, импульса (количества движения), момента импульса (момента количества движения) и энергии выводятся различные уравнения, назва ния которых не всегда очевидно указывают их происхождение (табл. 7.1).

7.1 Основные силы в динамике океана Лишь немногие силы играют важную роль в физике океана: силы тяжести, трения и сила Кориолиса (табл. 7.2). Следует помнить, что силы — это вектора, которые имеют как абсолютную величину, так и направление.



Pages:     | 1 | 2 || 4 | 5 |   ...   | 11 |
 





 
© 2013 www.libed.ru - «Бесплатная библиотека научно-практических конференций»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.