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 |   ...   | 5 | 6 || 8 | 9 |   ...   | 11 |

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

-- [ Страница 7 ] --

Поскольку вода у поверхности теплее, чем на глубине, вертикальный перенос способствует возникновению «бассейна» с теплой водой. С ростом глубины ветровое геострофическое течение должно прекратиться (гипотеза Свердрупа), а градиенты давления на глубине — обратиться в нуль. В ре зультате поверхность должна возвышаться куполом вверх, поскольку столб теплой жидкости выше, чем холодной, имеющей тот же вес (они должны иметь одинаковый вес, иначе давление на глубине не будет постоянным, что приведет к появлению градиентов давления). Такое распределение плот ности способствует возникновению северо-южных градиентов давления в глубинных слоях океана, которые должны быть сбалансированы восточно западными геострофическими течениями. Кратко, дивергенция экманов ского переноса перераспределяет массы в пределах глубинных слоёв океана с пренебрежимым трением, порождая ветровые геострофические течения.

Попробуем развить эту идею, охватив всю северную часть Тихого оке ана, чтобы увидеть, как ветры порождают течения, направленные против ветра. Пример позволит лучше понять результаты Свердрупа, которые мы обсуждали в разд. 11.1.

На рис. 12.8 средние зональные ветры в Тихом океане изображены сов местно с северо-южным экмановским переносом, возникшим благодаря зо нальному ветру. Заметим, что конвергенция переноса приводит к даунвел 12.5. Основные концепции лингу, который порождает толстый слой теплой воды в верхнем километре водного столба и возвышение уровня моря. Рис. 12.8 является схемой по перечного разреза региона между 10 с. ш. и 60 с. ш.. На ней прослежи вается область, занятая теплой водой, в верхнем километровом слое воды с центром в точке с координатой 30 с. ш.. Напротив, дивергенция перено са приводит к понижению уровня моря. Средние северо-южные градиенты давления, вызванные подобными повышениями и понижениями, уравно вешиваются силой Кориолиса восточно-западных течений в верхнем слое океана (на рисунке справа).

12.5 Основные концепции 1. Завихренность накладывает на динамику океана существенные огра ничения.

2. Завихренность, порождаемая вращением Земли, превышает прочие источники завихренности.

3. Тейлор и Праудмен показали, что вертикальная скорость в однород Ekman Transports Sea Surface Height and 80 Geostrophic Currents H Convergence curl AK Easterlies L Divergence curl Westerlies H Convergence curl NEC Trades Divergence L curl NECC Convergence H -4 0 4 curl Mean Wind Speed (m/s) Рис. 12.8. Пример порождения ветрами геострофических течений, направ ленных против ветра. Экмановский перенос, благодаря ветрам, дующим в северной части Тихого океана (слева), вызывает экмановскую подкачку (в центре), которая, в свою очередь, определяет градиенты давления в верхнем слое океана, ориентированные в направлении север-юг. Эти гради енты давления уравновешиваются силой Кориолиса благодаря восточным западным геострофическим течениям (справа). Горизонтальными линия ми выделены регионы, в которых ротор зонального ветрового напряжения меняет знак. AK: Аляскинское течение, NEC: Северное экваториальное течение, NECC: Северное экваториальное противотечение.

242 Глава 12. Завихренность в океане ном вращающемся потоке отсутствует. В направлении, параллельном оси вращения, океан ведет себя как твердое тело. Следовательно, для существования экмановской подкачки необходимо, чтобы планетар ный вихрь изменялся с широтой. Этим фактом объясняется, почему Свердруп и Стоммел пришли к выводу, что реалистичная картина оке анской циркуляции, приводимой в движение экмановской подкачкой, требует зависимости f от широты.

4. Ротор ветрового напряжения добавляет относительный вихрь в цен тральный круговорот каждого океанического бассейна. Чтобы цирку ляция в круговороте была устойчивой, океан должен терять завихрен ность в западных пограничных течениях.

5. Положительный ротор ветрового напряжения вызывает дивергенцию потоков в слое Экмана. Геострофическая циркуляция в глубинных слоях океана корректируется переносом массы в северном направле нии.

6. Сохранение абсолютного вихря в океане с постоянной плотностью при водит к сохранению потенциального вихря. Таким образом, изменение глубины в океане с постоянной плотностью требует меридионального смещения течения.

Глава Глубинная циркуляция Непосредственное влияние ветра на циркуляцию океана, рассмотренное в нескольких предыдущих главах, наиболее сильно проявляется в приповерх ностном слое воды толщиной порядка километра. Ниже этого слоя располо жена обширная водная масса, простирающаяся до глубины 4–5 км. Темпе ратура во всем этом объеме воды не превышает 4 C. Формирование данной водной массы происходит за счет опускания в высоких широтах поверхност ной холодной и плотной воды на большие глубины. Далее эта вода распро страняется в горизонтальном направлении, заполняя океанские котловины.

Глубинное перемешивание в конечном итоге приводит к подъему воды через термоклин на больших площадях. Этот подъем воды и служит движущей силой глубинной циркуляции. Данные глубины океана принято называть абиссалью, а циркуляцию, соответственно, абиссальной циркуляцией.

Наиболее плотные поверхностные воды, плотность которых достаточно велика, чтобы погрузиться до самого дна, формируются в Атлантическом океане между Норвегией и Гренландией, а также возле Антарктиды под воздействием холодных ветров, дующих над океаном в высоких широтах в зимний период. Ветер охлаждает воду и способствует ее испарению. При до статочно низкой температуре воздуха образуется морской лед, увеличивая солёность воды за счет вымораживания. Донная вода формируется исклю чительно в этих двух регионах. Холодные плотные воды также образуются в северной части Тихого океана, но их солёность недостаточна для проник новения до самого дна.

С другой стороны, в средних и низких широтах плотность воды даже в зимний период существенно меньше, так что эта вода не может опуститься глубже нескольких сотен метров. Исключение составляют некоторые моря, например, Средиземное, испарение в которых столь велико, что плотность воды оказывается достаточной для погружения на дно этих морей. Если существует возможность обмена водами с открытым океаном, происходит перемешивание вод, сформированных в морях в зимний период, с водами океана, после чего они распространяются в океане на средних глубинах.

244 Глава 13. Глубинная циркуляция 13.1 Определение понятия глубинной цирку ляции Для описания глубинной циркуляции было введено большое количество терминов, в том числе: 1) абиссальная циркуляция, 2) термохалинная цир куляция, 3) меридиональная опрокидывающая циркуляция 1 и 4) глобальный конвейер. Термин «термохалинная циркуляция» получил в свое время ши рокое распространение, но в дальнейшем практически исчез из океаноло гической литературы [349]. Причиной этого считается как появление новых данных, из которых следует, что плотность не влияет на характер движения потоков, так и отсутствие ясного определения самой концепции [390].

Понятие меридиональной опрокидывающей циркуляции определено зна чительно лучше. Она представляет собой зональное среднее потока как функцию глубины и широты. Графики циркуляции показывают области, в которых вертикальные потоки играют важную роль, но по ним невозможно установить влияние на поток океанских круговоротов.

Следуя работе Вюнша [390], будем считать глубинную циркуляцию пе реносом массы. Безусловно, циркуляция массы также переносит тепло, со ли, кислород и т.п., но перенос таких характеристик может отличаться от переноса массы. Например, как указывает Вюнш, в северной части Атлан тического океана происходит приток тепла и отток кислорода.

13.2 Важность глубинной циркуляции Глубинная циркуляция обеспечивает глобальный перенос тепла, солей, кис лорода, CO2 и пр. из области высоких широт в низкие в зимний период.

Благодаря этому явлению имеют место следующие важные последствия:

1. Температурный контраст между холодными глубинными и теплыми поверхностными водами определяет стратификацию океана, которая существенно влияет на его динамику.

2. Объем глубинных вод существенно превышает объем поверхностных.

Несмотря на то, что глубинные течения сравнительно слабы, величина их переноса сравнима с поверхностным.

3. Потоки тепла и другие параметры глубинной циркуляции воздейству ют на тепловой баланс Земли и климат. Изменчивость потоков может иметь различные временные масштабы, от десятилетий до тысячеле тий, и эта изменчивость влияет на климат в указанных временных промежутках. Океан может быть основной причиной изменчивости длительностью от нескольких лет до десятилетий, а также он мог ока зывать влияние на климат во время ледниковых периодов.

Два аспекта глубинной циркуляции особенно важны для понимания зем ного климата и его возможной реакции на увеличение концентрации угле кислого газа CO2 в атмосфере: i) способность холодной воды поглощать и 1 Термин «меридиональная опрокидывающая циркуляция» встречается в некото рых русскоязычных публикациях IPCC (http://www.ipcc.ch/pdf/assessment-report/ ar4/wg1/ar4-wg1-annex-ru.pdf), но наряду с этим в других источниках также исполь зуется термин меридиональная термохалинная циркуляция. — Прим. перев.

13.2. Важность глубинной циркуляции удерживать атмосферные CO2 и тепло;

ii) способность глубинных течений регулировать величину переноса тепла из тропиков в высокие широты.

Океан как резервуар углекислоты. Океан является основным резер вуаром свободного углекислого газа CO2, играющего важную роль в меха низме парникового эффекта. Масса углерода, растворенного, взвешенного и входящего в состав живых организмов в океане, оценивается в 40 000 ГтУ (1 ГтУ = 1 ГтC = 1 гигатонна углерода = 1012 кг углерода), на суше — в 2 200 ГтУ, а в атмосфере — всего лишь в 750 ГтУ. Следовательно, содер жание углерода в океане превышает атмосферное в 50 раз. Более того, коли чество нового углерода, поступившего в атмосферу с начала промышленной революции, 150 ГтУ, меньше количества углерода, проходящего через мор скую экосистему в течение 5 лет. Еще больший объем углерода входит в состав карбонатных пород, таких как известняк, раковин морских живот ных, кораллов и т.п. Однако, этот углерод связан, и его участие в обмене с другими резервуарами углерода затруднено.

Растворимость CO2 в холодной воде выше, чем в теплой. Представьте себе, что случится, если потрясти, а затем открыть бутылку теплой гази рованной воды. Выделение CO2 из теплой воды будет происходить гораздо быстрее, чем из холодной. Следовательно, основным резервуаром раство ренного в океане CO2 служат холодные глубинные воды.

Количество свободного CO2 в атмосфере увеличивается за счет сжига ния ископаемого топлива и древесины. В течение короткого промежутка времени 48% вновь поступившего в атмосферу CO2 растворяется в оке ане [288], при этом большая часть растворенной углекислоты оказывается в конечном итоге в глубинах океана.

Прогнозирование изменений климата существенно зависит от количе ства поглощенного CO2 и продолжительности его нахождения в океане.

Если эти величины невелики, концентрация углекислого газа в атмосфере будет изменяться, воздействуя на длинноволновый радиационный баланс.

Объем растворенного в океане CO2 и длительность его пребывания там за висят от величины переноса CO2 глубинной циркуляцией и от суммарного потока углерода, откладывающегося на дне океана. Количество растворен ной углекислоты зависит от температуры глубинной воды, продолжитель ность нахождения в глубоких слоях — от скорости их обновления, а вели чина отложений — от того, подверглись ли окислению останки животных и растений, опускающиеся на морское дно. Усиление вентиляции глубинных слоев и их нагрев могут привести к выбросу большого количества углекис лоты в атмосферу.

Накопление углерода в океане также зависит от динамики морских эко систем, апвеллинга и количества органических останков, накапливающихся в донных отложениях. Однако, мы не будем рассматривать вопрос столь по дробно.

Перенос тепла океаном. Океан переносит из тропиков примерно по ловину всего тепла, необходимого для поддержания существующей темпе ратуры на поверхности Земли. Благодаря переносу тепла Гольфстримом и Северо-Атлантическим течением северная часть Атлантического океа на свободна от льда, а климат Европы мягче. Так, в Норвегии, лежащей 246 Глава 13. Глубинная циркуляция под 60 с. ш., гораздо теплее, чем на юге Гренландии либо в северной части Лабрадора, несмотря на их расположение на той же широте. На западном побережье Ирландии растут пальмы, но их нет на Ньюфаундленде, распо ложенном южнее.

Уоллес Брокер (Геофизическая обсерватория Ламон-Доэрти, Колумбий ский университет), назвал океанский компонент системы переноса тепла Глобальным конвейером [28]. Суть его теории в том, что поверхностные те чения переносят тепло в отдаленную северную часть Атлантического океана (рис. 13.1). Там поверхностные воды отдают тепло и влагу атмосфере, по сле чего становятся достаточно холодными, солёными и плотными, чтобы погрузиться до самого дна в Норвежском и Гренландском морях. Далее эта вода переносится холодными придонными течениями южнее. Часть воды остается на поверхности и возвращается на юг холодными поверхностными течениями, например, Лабрадорским и Португальским (рис. 11.8). Очень хороший обзор наших знаний о глобальном конвейере был опубликован Ричардсоном [278].

Донная вода из северной части Атлантического океана поднимается в других регионах и океанах, благодаря чему в конечном итоге возвращает ся обратно в Гольфстрим и северную Атлантику. Таким образом, большая часть воды, погружающейся на дно в северной части Атлантического оке ана, должна заменяться водой из более южных его регионов. По мере про движения этой поверхностной воды в северном направлении через экватор и далее в Гольфстрим, она переносит с собой тепло из южной Атлантики.

Величина переноса тепла в северном направлении в ходе образования Североатлантической донной воды в зимний период столь велико, что сум марный перенос тепла в Атлантическом океане в целом направлен к северу даже в южном полушарии (рис. 5.11). Большая часть солнечного тепла, поглощенного Атлантическим океаном в тропиках, переносится на север и обогревает Европу и северное полушарие в целом. Представьте себе, что мо жет произойти, если бы этот перенос тепла прекратился. Мы рассмотрим данный вопрос в следующем разделе.

Попробуем грубо оценить важность поверхностной и глубинной цирку ляции в северной части Атлантического океана при помощи вычислений на основе информации о водах Атлантического океана, обобщенной Биллом Шмитцем в замечательной работе [296], подводящей итог всей его науч ной деятельности. Гольфстрим переносит 40 Св воды с температурой 18 C к северу. Этот перенос частично компенсируется переносом 14 Св воды к югу глубинным западным пограничным течением при температуре 2 C. Та ким образом, вода должна отдать 0.9 ПВт (1 ПВт = 1015 Вт) в северной части Атлантического океана выше 24 с. ш. Несмотря на то, что данные вычисления крайне грубы, они весьма близки к величине 1.2 ± 0.2 ПВт, полученной в результате более тщательной оценки, выполненной Rintoul и Вюншем [280].

Отметим, что если бы вода оставалась на поверхности и возвращалась обратно в виде восточного пограничного течения, она бы вернулась на юг гораздо более теплой, чем в случае глубинного течения. Следовательно, перенос тепла при этом был бы существенно меньше и, возможно, оказался бы недостаточным для поддержания северной части Атлантического океана свободной от льда.

Процесс формирования донной воды находится под влиянием поверх 13.2. Важность глубинной циркуляции 80 o N 60 o E Canada Greenland Labrador dor Greenland 30 o E Sea Sea Labra 70 o N 60 o W a an Se egi rw t No ren r Cu i an 60 o N Norway eg rw No No r th Atla ntic Current EUROPE 40 o N 30 o W 50 o N 0o Рис. 13.1. Поверхностные (узкая штриховая линия) и глубинные (широкая) течения в северной части Атлантического океана. Северо-Атлантическое течение переносит теплую воду к северу, где она охлаждается. Некоторое количество воды погружается и возвращается обратно на юг благодаря глу бинным западным пограничным течениям, а другая ее часть — по поверх ности. (По данным Вудсхолского института океанологии.) ностной солёности и ветров в северной Атлантике [349]. Он также зависит от скорости подъема воды, происходящего благодаря перемешиванию в дру гих регионах океана. Рассмотрим для начала влияние солёности.

Более солёные поверхностные воды в зимний период приобретают боль шую плотность, чем воды с меньшей солёностью. На первый взгляд, темпе ратура представляется не менее важным фактором, но в высоких широтах вода во всех океанах достигает температуры замерзания, так что температу ра воды на поверхности составляет 2 C. При этом в состоянии погрузить ся оказывается лишь вода с наибольшей солёностью, которая встречается в Атлантическом океане и подо льдом в области континентального шельфа Антарктиды.

Процесс формирования донной воды особо чувствителен к небольшим изменениям солёности. Так, Рамшторф показал на основе численных моде лей меридиональной опрокидывающей циркуляции, что изменчивость пото ка пресной воды в северной части Атлантического океана порядка ±0.1 Св может как вызывать, так и прекращать глубинную циркуляцию величиной в 14 Св [263]. Если формирование донной воды прекратится при времен ном понижении солёности, вместе с этим может прекратиться и перенос 1 ПВт тепла. Weaver и Hillaire-Marcel указывают, что вероятность подобно 248 Глава 13. Глубинная циркуляция го события низка, и если даже оно и произойдет, его последствием будет изменение европейского климата в сторону охлаждения, но вовсе не наступ ление нового ледникового периода, благодаря сегодняшней более высокой концентрации CO2 в атмосфере [369].

Обратим внимание, что выше было сказано: «может прекратиться»,— поскольку океан — очень сложная система. На данный момент мы не распо лагаем какими-либо сведениями о возможном увеличении переноса тепла другими процессами в случае нарушения глубинной циркуляции. Напри мер, циркуляция на средних глубинах может усилиться при ослаблении глубинной.

Формирование донной воды также особо чувствительно к небольшим из менениям в процессах глубинного перемешивания. Манк и Вюнш вычисли ли, что для приведения в действие механизма глубинной циркуляции требу ется 2.1 ТВт (1 ТВт = 1012 Вт), и что этот небольшой источник механиче ского перемешивания приводит в движение направленный к полюсу поток тепла величиной 2000 ТВт [225]. Некоторая часть энергии перемешивания сообщается ветрами, которые могут вызывать в океане турбулентное пе ремешивание. Также энергия может высвобождаться во время диссипации приливных течений, которые зависят от расположения континентов. На конец, источником энергии служат глубинные потоки воды через систему срединно-океанических хребтов. Следовательно, во время последнего лед никового периода, когда уровень моря был существенно ниже, все упомя нутые явления: приливы, приливные течения, диссипация приливов, ветры и глубинная циркуляция — существенно отличались по своим параметрам от современных.

Роль океана в климатических флуктуациях ледникового периода.

Что может произойти, если процесс образования донной воды в северной части Атлантического океана остановится? Важную информацию об этом можно почерпнуть из ледяного покрова Гренландии и Антарктиды, а также осадочного слоя в северной Атлантике и озерах.

Некоторые ледяные керны, полученные в Гренландии и Антарктиде, представляют собой непрерывную картину атмосферных условий в данных регионах на протяжении до 700 000 лет. Возраст отложений определяется подсчетом годичных слоев. По мере приближения к более давним слоям, они становятся все хуже различимы, так что датировка производится по глубине залегания слоя и по слоям пыли хорошо датированных вулкани ческих извержений. Соотношение изотопов кислорода во льду позволяет определить температуру воздуха на поверхности ледника во время форми рования льда. Концентрация дейтерия дает температуру поверхности оке ана в регионе происхождения влаги. Пузырьки воздуха, заключенные во льду, содержат данные о концентрации в атмосфере CO2 и метана. Пыльца растений, химический состав льда и твердые частицы дают информацию о вулканических извержениях, скорости и направлении ветров. Толщина годичных слоев соответствует скорости снегонакопления. Наконец, изото пы некоторых элементов позволяют определить солнечную активность и интенсивность космического излучения [1].

Керны донных осадочных слоев, полученные в Северной Атлантике в рамках Ocean Drilling Program, содержат важную информацию о i) поверх 13.2. Важность глубинной циркуляции ностных и глубинных температуре и солености водяного столба над ме стом взятия пробы, ii) формировании Североатлантической донной воды, iii) объеме ледников, и iv) образовании айсбергов. Вместе ледяные и оса дочные керны позволили провести реконструкцию климата на протяжении последних нескольких сотен тысяч лет.

1. Данные о содержании в кернах изотопов кислорода и дейтерия ука зывают на многочисленные резкие изменения климата на протяжении последних 700 000 лет. В последнем ледниковом периоде температу ра в районе Гренландии множество раз быстро возрастала в течение 1–100 лет, после чего следовал более долгий период последователь ного охлаждения [53]. Например, около 11 500 лет назад температура в Гренландии повысилась примерно на 8 C в течение 40 лет за три этапа, каждый из которых продолжался 5 лет [1]. Такое внезапное по тепление называется событием (или осцилляцией) Дансгора-Эшгера.

Другие исследования показали, что большая часть северного полуша рия охлаждалась и нагревалась синфазно с колебаниями температу ры, установленными по ледяным кернам.

2. На протяжении последних 8 000 лет климат был практически неиз менным. Таким образом, наши представления об изменениях климата основаны на весьма необычном стечении обстоятельств. На протяже нии всей документированной истории климат оставался теплым и ста бильным.

3. Хартмут Хайнрих и его коллеги в ходе изучения донных отложений в северной части Атлантического океана обнаружили временные пери оды, в которых крупнозернистые частицы осаждались в центральной части океана [23]. Такой осадочный материал мог быть перенесен в эту область исключительно айсбергами, а следовательно, большое их количество должно было оказаться в данном регионе в указанные вре менные периоды. Это явление получило название событие Хайнриха.

4. Корреляция между температурой в Гренландии и формированием айсбергов связана с глубинной циркуляцией. Резкий приток пресной воды, возникающий при таянии айсбергов, увеличивает устойчивость водного столба, прекращая тем самым формирование Североатланти ческой глубинной воды. Как следствие, в Северной Атлантике умень шается перенос в северном направлении теплой воды, а климат в се верном полушарии становится очень холодным (рис. 13.2). Таяние льдов перемещает полярный фронт (границу между теплой и холод ной водой) в северной части Атлантического океана гораздо южнее, чем в настоящее время. Расположение фронта и его изменчивость во времени могут быть установлены на основе анализа донных отложе ний.

5. При остановке меридиональной опрокидывающей циркуляции, тепло, которое в обычных условиях переносилось из южной части Атланти ческого океана в северную, вызывает потепление в южном полушарии.

Как следствие, между северным и южным полушариями возникают так называемые «климатические качели».

250 Глава 13. Глубинная циркуляция nt ro rf Ice mar la 2 gin Po Colder Colder Colder Warmer Holocene Interglacial Cold Glacial Warmer Eemian Interglacial Today 10ky bp 20ky bp 40ky bp 1100ky bp 130ky bp Рис. 13.2. Периодическое массовое появление айсбергов во время последнего ледникового периода предположительно влияло на температуру северного полушария вследствие понижения солёности вод Северной Атлантики и по следующего ослабления меридиональной опрокидывающей циркуляции. В результате исследований гренландских ледяных кернов (1), донных отло жений в океане (2, 3) и альпийских озерах (4) было установлено: Слева:

в ближайшем прошлом циркуляция была стабильной, а полярный фронт, разделяющий теплые и холодные водные массы, позволял теплой воде про никать до Норвегии и далее. В центре: в течение последнего ледникового периода периодическое появление айсбергов снижало солёность и ослаб ляло меридиональную опрокидывающую циркуляцию, вызывая тем самым перемещение полярного фронта к югу и ограничение проникновения теплой воды районом южнее Испании. Справа: аналогичные флуктуации во время последнего межледникового периода предположительно вызвали быстрые и существенные изменения климата. Внизу: графики, отображающие гру бую оценку температуры в регионе в соответствующие временные периоды (масштабы графиков не совпадают). [399] 6. Возникновение и прекращение глубинной циркуляции протекает с дли тельной задержкой (гистерезисом), как показано на рис. 13.3. Цир куляция имеет два устойчивых состояния. В первом из них процесс циркуляции пребывает в настоящее время. Во втором глубинная во да формируется в основном вблизи Антарктиды, при этом апвеллинг происходит в отдаленной северной части Тихого океана (подобно су ществующему в данный момент) и далеко в Северной Атлантике. Си стема переходит во второе устойчивое состояние после прекращения циркуляции. Восстановление нормальной солёности, однако, не ведет к повторному возникновению циркуляции. Чтобы вернуться к перво му состоянию, солёность поверхностных вод должна превысить сред нее значение [263].

7. События Хайнриха, по-видимому, предшествуют наиболее масштаб ным событиям Дансгора-Эшгера [325]. Вероятный сценарий выгля 13.2. Важность глубинной циркуляции дит следующим образом. Событие Хайнриха вызывает прекращение глубинной циркуляции в Атлантическом океане, что ведет к сильно му охлаждению его северной части [199]. Далее, примерно 1000 лет спустя, возникает событие Дансгора-Эшгера, и происходит быстрое потепление.

8. Пары событий Хайнриха и Дансгора-Эшгера оказывают глобальное влияние;

также они имеют отношение к периодам потепления, обна руженным в ходе исследований ледяных кернов из Антарктиды. Тем пературные изменения в обоих полушариях происходят в противофа зе: при потеплении в Гренландии, в Антарктиде становится холоднее.

Последние данные проекта EPICA (European Project for Ice Coring in Antarctica) показывают, что на интервале от 20 000 до 90 000 лет то му назад 40% изменчивости температуры в Гренландии может быть объяснено на основе температурных данных из Антарктиды [319].

9. Также может существовать аналогичный, но менее мощный, процесс, период которого составляет около 1000 лет, и который может оказы вать влияние на климат Северной Атлантики в наше время. В частно сти, данный процесс мог послужить причиной возникновения Малого ледникового периода 1100–1800 гг.

Взаимосвязь между изменчивостью солёности, температуры воздуха, формирования глубинной воды и атмосферной циркуляции на данный мо мент изучена слабо. К примеру, мы не знаем, возможно ли, чтобы изменчи North Atlantic Surface Temperature North Atlantic Salinity Рис. 13.3. Меридиональная опрокидывающая циркуляция в Северной Ат лантике может быть стабильной в состояниях 2 и 4. Однако, переход от режима, характеризующегося высокой температурой и солёностью, к бо лее холодному и менее солёному, а также в обратную сторону происходит с задержкой (гистерезисом). Это значит, что тёплый солёный океан, пребыва ющий в начальном состоянии 1, сначала распресняется и становится более пресным, чем состоянии 2, а затем быстро переходит в состояние 3 с низкой температурой и солёностью. После того, как солёность океана снова повы сится, он должен будет пройти состояние 4 прежде, чем снова вернуться в состояние 1.

252 Глава 13. Глубинная циркуляция вость атмосферной циркуляции могла вызывать изменение меридиональной опрокидывающей циркуляции, либо наоборот [27]. Помимо этого, источни ком скачкообразной изменчивости может стать либо увеличение испарения в тропиках (водяной пар является парниковым газом), либо внутренняя нестабильность ледяного покрова. Однако, нам все же известно, что климат может изменяться внезапно, а также что океанская циркуляция в северном полушарии обладает очень низким порогом чувствительности, при переходе которого происходят существенные изменения характера циркуляции.

Например, Стефенсен обнаружил, что 11 704, 12 896 и 14 694 года тому назад, считая с 2000 г., температура поверхностных вод, из которых образо вывались осадки, выпадающие в Гренландии, увеличилась на 2–4 C в тече ние 1–3 лет [?]. Это указывает на очень быструю перестройку атмосферной циркуляции в высоких широтах северного полушария и смену региона обра зования осадков. Во время первого события температура воздуха над Грен ландией повысилась примено на 10 C в течение 3 лет. В ходе последующих событий температура изменялась более плавно в течение 60–200 лет. Brauer et al было обнаружено резкое изменение повторяемости штормов в районе Германии, произошедшее почти в то же самое время, 12 679 лет назад [27].

13.3 Теория глубинной циркуляции Стоммел, Arons и Faller опубликовали в 1958–1960 гг. серию статей, в кото рых была изложена простая теория абиссальной циркуляции [328], [329], [330]. Выводы данной теории настолько отличалась от ожидаемых, что Стоммелу и Arons пришлось провести для ее подтверждения лаборатор ные эксперименты с вращающимися жидкостями. Дальнейшее обсуждение теории глубинной циркуляции можно найти в работах Marotzke [198], Ман ка и Вюнша [225].

Теория Стоммела, Arons и Faller основана на трех идеях:

1. Холодные глубинная и донные воды образуются в ходе глубинной кон векции в нескольких регионах Атлантического океана, расположен ных в высоких широтах, в частности, в морях Ирмингера и Гренланд ском на севере, а также в море Уэдделла на юге.

2. Перемешивание в океане подымает холодную глубинную воду обратно к поверхности.

3. Глубинная циркуляция в толще океана является строго геострофиче ской, в силу чего сохраняется потенциальный вихрь.

Отметим, что глубинная циркуляция приводится в движение перемеши ванием, а не погружением холодной воды в высоких широтах. Манк и Вюнш указывают, что глубинная конвекция сама по себе привела бы к образова нию на глубине некоторого объема застойной холодной воды [225]. В этом случае глубинная циркуляция ограничивается верхними слоями океана. Пе ремешивание или апвеллинг необходимы для перекачивания холодной воды в направлении поверхности через термоклин и для приведения глубинной циркуляции в действие. Ветры и приливы служат основными источниками энергии, питающими перемешивание.

13.3. Теория глубинной циркуляции S S Рис. 13.4. Идеализированная схема глубинной циркуляции на основе глу бокой конвекции в Атлантическом океане (темные кружки) и апвеллинга через термоклин в остальной части океана. Реально существующая цирку ляция значительно отличается от показанной на данном рисунке. [328] Также обратим внимание на то, что конвекция и погружение воды не одно и то же, и протекают они в различных местах [197]. Конвекция про исходит в небольших областях диаметром несколько километров. Погру жение, вызванное эффектом экмановской подкачки и геострофическими течениями, может занимать гораздо большие регионы. В данной главе мы обсуждаем в основном погружение.

Чтобы описать простейшие свойства потока, рассмотрим уравнение Свер друпа, примененное к придонному течению в водном слое толщиной H, предположив при этом, что океан имеет постоянную глубину:

w v =f, (13.1) z где f = 2 sin, = (2 cos ) /R, — скорость вращения Земли, R — ее радиус, а — широта. Интегрируя (13.1) от дна океана до верхней границы абиссальной циркуляции, получим:

H H f w V= v dz = dz, z 0 V = R tg W0, (13.2) где V — вертикальный интеграл северной компоненты скорости, а W0 — скорость на нижней границе термоклина. Величина W0 должна быть поло жительной (вектор скорости направлен вверх) почти всюду, чтобы компен сировать нисходящий поток тепла. В этом случае вектор V должен быть всюду направлен к полюсам. Этот абиссальный поток в толще океана схе матически был изображен Стоммелом как показано на рис. 13.4. Компонен та U потока может быть вычислена на основе V и w при помощи уравнения неразрывности.

254 Глава 13. Глубинная циркуляция Чтобы замкнуть линии тока на западе, Стоммел ввел в модель глубин ное западное пограничное течение. Сила этого течения зависит от объема воды S, производимого в области его возникновения.

Стоммел и Arons вычислили потоки для упрощенной модели части океа на, ограниченной экватором и двумя меридианами. Вначале они разместили источник S0 возле полюса, чтобы получить приближенную картину пото ков в северной части Атлатнического океана. Если объем воды, погружаю щейся в районе источника, равен объему апвеллинга по бассейну в целом, а скорость апвеллинга всюду постоянна, то величина переноса западного пограничного течения Tw = 2 S0 sin. (13.3) Данная величина у полюсов превышает объем источника в два раза, при этом ослабевая до нуля у экватора ([330, ур-е 7.3.15], см. также [246, § 7.3]).

Потоки, возникающие под действием апвеллинга, образуют рециркуляцию, равную источнику. Если же S0 превышает объем апвеллинга, то западное пограничное течение переносит воду через экватор и в данном случае будет иметь вид, схематически показанный для Северной Атлантики на рис. 13.4.

В дальнейшем Стоммел и Arons вычислили величину переноса запад ного пограничного течения в океанском бассейне, в котором отсутствует источник. Она составляет Tw = S [1 2 sin ], (13.4) где S — величина переноса через экватор из другого полушария. Как отме чает Стоммел:

Компенсирующий поток, равный по мощности источнику, за рождается на полюсе, движется к источнику... [и] постепенно исчезает при = 30 северной широты. Направленное к северу течение той же силы возникает у источника на экваторе и также исчезает под 30 северной широты.

В целом, это дает нам западное пограничное течение, схематическое изоб ражение которого для северной части Тихого океана приведено на рис. 13.4.

Отметим, что теория Стоммела-Arons подразумевает плоское дно океа на. Система срединно-океанических хребтов делит ложе океана на несколь ко котловин, сообщающихся посредством порогов, через которые вода пе ретекает из одной котловины в другую. Как следствие, реально существу ющая глубинная циркуляция значительно сложнее схемы, предложенной Стоммелом. Пограничное течение проходит вдоль границ котловин, а те чение в восточных котловинах Атлантического океана проходит туда из западных котловин сквозь Срединно-Атлантический хребет. Рис. 13.3 де монстрирует влияние хребтов на течения в Индийском океане.

Наконец, теория Стоммела-Arons дает некоторую оценку времени, тре буемого для переноса глубинной воды из области формирования к нижней границе термоклина в различных бассейнах. Это время может составлять от нескольких сотен лет для бассейнов вблизи источников до нескольких тысяч лет для северной части Тихого океана, которая от них удалена.

Некоторые комментарии к теории глубинной циркуляции. Наши представления о глубинной циркуляции в настоящий момент продолжают свое развитие.

13.3. Теория глубинной циркуляции 30 o Asia Evolution of Arabia 20 o potential temperature at depths greater 1.10Arabian 10 o than 4000m 1. Ca 0.9 Basin rls er b g 1.23 Central 0.85 Somall 0o 0. R id g 0. Basin Indian e North 0.8 0.97 0.70 and -10 o Northwest Australian 0. t Rid ge Basin Mascarene Median r Basin Madagasca Basin 0. o - Nin ety Eas Madagascar West Australia Australian 0. 0.5 Basin Basin -30 o 0. Crozet 0. Basin -40 o South Australian 0o Basin Crozet Is. 0. -0. Kerguelen Is. o -50 o Ker gue -0. -0. len -0.8 -0. Plate -60 o au Antarctic -70 o 20 o 40 o 60 o 80 o 100 o120 o 140 o Рис. 13.5. Глубинные потоки в Индийском океане, вычисленные по темпе ратурным данным, выраженным в C. Отметим, что данные потоки огра ничены системой срединно-океанических хребтов. [344] 1. Marotzke и Scott указывают, что глубокая конвекция и перемешива ние — существенно различные процессы [197]. Конвекция уменьша ет потенциальную энергию водяного столба и протекает без притока энергии извне. С другой стороны, перемешивание стратифицирован ной жидкости увеличивает потенциальную энергию, в силу чего долж но вызываться неким внешним процессом.

2. Согласно численным моделям, глубинная циркуляция очень чувстви тельна к предполагаемому значению вертикальной турбулентной диф фузии в термоклине [83].

3. Численные расчеты Marotzke and Scott указывают, что перенос массы не ограничивается скоростью глубокой конвекции, но также чувствит телен предполагаемому значению вертикальной турбулентной диффу зии, особенно вблизи боковых границ [197].

4. Холодная вода поднимается путём перемешивания на окраинах океа нов, над подводными горами и срединно-океаническими хребтами, а также вдоль сильных течений, таких как Гольфстрим и Антарктиче ское циркумполярное течение [349], [81], [82]. Поскольку перемешива ние сильно над срединно-океаническими хребтами, но слабо в окру жающих их областях, потоки в океанских котловинах направлены зо нально, а вдоль хребтов — к полюсам [118]. Таким образом, общая картина циркуляции не будет напоминать приведенную на рис. 13.4.

256 Глава 13. Глубинная циркуляция Численные модели и результаты измерений глубинных потоков пока зывают, что они в самом деле имеют зональную направленность.

5. Поскольку между процессами переноса массы, тепла и солей отсут ствует тесная взаимосвязь, перенос тепла в северную часть Атланти ческого океана может оказаться не столь зависимым от поверхностной солёности, как это было описано выше.

13.4 Наблюдения глубинной циркуляции Абиссальная циркуляция изучена существенно хуже, чем циркуляция на меньших глубинах. Её прямые наблюдения при помощи заякоренных изме рителей течения или глубинных дрейфующих буев до недавних пор были весьма затруднительны, так что количество долговременных рядов прямых измерений невелико. Кроме того, на основании доступных данных невоз можно получить устойчивое среднее значение. Например, если для перено са воды Северной Атлантики к Антарктическому циркумполярному тече нию и далее в северную часть Тихого океана требуется около 1 000 лет, то средняя скорость течения составит примерно 1 мм/c. Выявить в результа те наблюдений такое малое среднее значение на фоне типичных глубинных течений, скорости которых различны и могут достигать 10 см/c и более, оказывается очень сложной задачей.

Большая часть наших знаний о глубинной циркуляции получена косвен ным путем на основе измеренного распределения водных масс, обладающих характерными температурой и солёностью, а также концентрациями кисло рода, силикатов, трития, фторуглеродов или других трассеров. Измерения этих характеристик более устойчивы, чем прямые измерения течений, а их результаты, полученные с временным шагом в десятилетия, могут исполь зоваться для слежения за циркуляцией. Томчак приводит подробное опи сание количественных методик, основанных на упомянутом выше подходе, а также дает указания по их практическому применению [352].

Водные массы. Понятие водных масс уходит своими корнями в метеоро логию. Норвежский метеоролог Вильгельм Бьеркнес первым описал холод ные воздушные массы, формирующиеся в полярных областях. Он показал, как эти массы перемещаются в южном направлении, где они затем стал киваются с теплыми воздушными массами в областях, называемых фрон тами, подобно войскам в ходе боевых действий [78]. Аналогично, водные массы формируются в различных регионах океана и тоже отделяются друг от друга фронтами. Следует, однако, отметить, что сильные ветры, харак терные для атмосферных фронтов, образуются вследствие большой разни цы температуры и плотности на границе раздела. В то же время, градиент плотности на океанских фронтах иногда невелик, так что возникающие те чения будут слабыми.

Томчак приводит следующее определение водной массы [352]:

объем воды с общей историей формирования в некотором районе океана. Подобно воздушным массам в атмосфере, водные массы представляют собой материальные объекты с измеримым объ емом, которые заполняют определенный объем в океане. В об 13.4. Наблюдения глубинной циркуляции ласти своего формирования водные массы полностью занимают определенную часть океана, в других же областях они существу ют совместно и перемешиваются с прочими водными массами.

Результирующий объем водной массы равен сумме объемов ее элементов вне зависимости от их расположения.

Графики зависимости солёности от температуры, которые принято на зывать TS -диаграммами, применяются для оконтуривания водных масс, определения их географического распределения, взаимного перемешивания и, косвенно, перемещения воды в глубинах океана. Столь высокая научная ценность этих диаграмм объясняется тем, что вода принимает свои свой ства, такие как солёность и температура, лишь на поверхности либо в пе ремешанном слое. Нагрев, охлаждение, выпадение осадков и испарение, — все это вносит свой вклад. После того, как вода погружается глубже пере мешанного слоя, её температура и солёность могут изменяться лишь в ходе перемешивания с прилегающими водными массами. Следовательно, вода, сформированная в определенном регионе, обладает специфической темпе ратурой и связанной с ней солёностью, причем данное отношение меняется в ходе перемещения воды в глубинах океана весьма незначительно.

Таким образом, температуру и солёность нельзя считать независимыми переменными. Например, температура и солёность воды на различных глу бинах под Гольфстримом однозначно взаимосвязаны (рис. 13.6, справа), что указывает на их происхождение из одного района формирования, даже ес ли на отдельных графиках температуры и солёности как функции глубины Salinity 34.5 36 37 34. 35.5 36.5 35 35.5 36 36.5 30 o 25 o Temperature (Celsius) Pressure (decibars) 20 o 600 15 o 10 o Station Temperature Station 5o Salinity 0o 0o 6o 12 o 18 o 24 o 30 o Temperature (Celsius) Рис. 13.6. Температура и солёность, измеренные на гидрографических стан циях по обе стороны Гольфстрима. Данные приведены в табл. 10.2 и 10.4.

Слева: температура и солёность, представленные как функция глубины.

Справа: те же данные, но солёность выражена в виде функции темпера туры (TS -диаграмма). Отметим, что зависимость между температурой и солёностью на глубинах, превышающих нижнюю границу перемешанного слоя однозначна. Глубины выборочно указаны возле некоторых точек гра фика.

258 Глава 13. Глубинная циркуляция Temperature Salinity Salinity (T1,S1 ) T1 S Temperature Depth Depth T2 S (T2,S2 ) Temperature Salinity Salinity S T (T1,S1 ) 2 Temperature Depth Depth S 2 T (T2,S2 ) S (T3,S3 ) S T Рис. 13.7. Вверху: перемешивание двух водных масс ведет к появлению на TS -диаграмме прямой линии. Внизу: перемешивание трёх водных масс выглядит на TS -диаграмме еще более примечательно. Вершины, образо ванные пересечением линий графика, закруглены вследствие дальнейшего перемешивания. [61, стр. 205] никакой взаимосвязи не прослеживается (рис. 13.6, слева).

Температура и солёность, таким образом, представляют собой пример консервативных свойств, поскольку в толще океана не существует ни ис точников, ни стоков тепла либо солей. Другие характеристики, например, концентрация кислорода, консервативными не являются. Так, содержание в воде кислорода может медленно изменяться вследствие окисления орга нических веществ либо дыхания морских живых организмов.

Каждая точка на TS -диаграмме представляет определенный тип воды.

Однако, это всего лишь идеализированная математическая модель. Некото рые водные массы достаточно однородны и на диаграмме им соответствуют практически отдельные точки, другие же менее однородны и занимают це лые области.

Перемешивание воды двух типов ведет к появлению на TS -диаграмме прямой линии (рис. 13.7). Поскольку линии постоянной плотности на TS диаграмме криволинейны, перемешивание увеличивает плотность воды. Та кой процесс получил название уплотнение при смешении (рис. 13.8).

13.4. Наблюдения глубинной циркуляции 15 o 24. t = G 25.

Temperature (Celsius). 10 o 25.. M. o. L. o 32.5 33.0 33.5 34.0 34.5 35. Salinity Рис. 13.8. Перемешивание воды двух различных типов одинаковой плотно сти (L и G) ведет к образованию воды, плотность которой (M) превосходит плотность каждого из типов. [350, стр. 137] Водные массы и глубинная циркуляция. Воспользуемся понятиями водных масс и перемешивания для изучения глубинной циркуляции. Нач нем с южной части Атлантического океана, водные массы которой очень хо рошо определены. TS -диаграмма, построенная по гидрографическим дан ным, собранным в Южной Атлантике (рис. 13.9), показывает три важных водных массы, перечисленные в порядке убывания глубины (табл. 13.1):

Антарктическая донная вода (Antarctic Bottom Water, AAB), Североатлан тическая глубинная вода (North Atlantic Deep Water, NADW) и Антаркти ческая промежуточная вода (Antarctic Intermediate Water, AIW). Все они залегают на глубине свыше километра. Перемешивание этих трех водных масс ведет к появлению на TS -диаграмме характерных закругленных вер шин, показанных в идеализированном случае на рис. 13.7.

Диаграмма указывает, что одинаковые водные массы могут быть найде ны сразу в нескольких западных котловинах южной части Атлантического океана. Воспользуемся данными поперечного разреза в поле солёности, что бы проследить перемещение водных масс, используя метод ядра.

Метод ядра. Небольшая пространственная изменчивость распределения в океане трассеров, таких как солёность, может быть использована для вы явления места формирования водных масс наподобие показанных на рис. 13.9.

Этот метод получил название метода ядра. Он может быть также исполь зован для слежения за медленным перемещением водных масс. Следует, однако, отметить, что и медленный дрейф воды, и горизонтальное пере мешивание вызывают одинаковые изменения наблюдаемых характеристик, так что с точки зрения метода ядра они неразличимы.

Ядром будем называть слой воды, обладающий экстремальным (в мате матическом смысле этого понятия) значением солёности или другого пара метра в зависимости от глубины. Экстремальное значение, таким образом, представляет собой локальный максимум или минимум величины парамет ра как функции глубины. Метод предполагает, что поток направлен вдоль ядра. Вода, составляющая ядро, перемешивается с водными массами над 260 Глава 13. Глубинная циркуляция 34 – 35 34 – 35 34 – 35 – 30 o 5N 15 S 25 o 24 S 4S U 35 S Temperature (Celsius) 20 o 15 o 10o 47 S o NADW AIW AAB 0o 34 – 35 34 – 35 34 – Salinity Рис. 13.9. TS -диаграмма на основе данных, собранных под различными широтами в западных котловинах Южной Атлантики. Линии, проведен ные с шагом 5 с. ш., показывают возможное перемешивание водных масс:

NADW (Североатлантической глубинной воды), AIW (Антарктической про межуточной воды), AAB (Антарктической донной воды), U (Subtropical Lower Water).

и под ним, так что ядро постепенно теряет свою особенность. Кроме того, поток стремится двигаться вдоль поверхностей постоянной потенциальной плотности.

Применим метод к данным, собранным в южной части Атлантического океана, чтобы установить происхождение водных масс. Будет справедливо ожидать, что это пояснит их названия.

Начнем с меридионального разреза в поле солёности в западных кот ловинах Атлантического океана (рис. 13.10). Если мы отыщем максимум и минимум солёности как функции глубины на различных широтах, мы установим два явно выраженных ядра. Верхнее ядро обладает меньшей со лёностью и расположено к северу от 55 ю. ш. на глубинах около 1000 м.

Таблица 13.1. Водные массы Южной Атлантики между 33 ю. ш. и 11 с. ш.

Temp. Salinity ( C) Антарктическая вода Антарктическая промежуточная вода AIW 3.3 34. Антарктическая донная вода ABW 0.4 34. Североатлантическая вода Североатлантическая глубинная вода NADW 4.0 35. Североатлантическая донная вода NABW 2.5 34. Вода термоклина Subtropical Lower Water 18.0 35. u From [61, table 82] 13.4. Наблюдения глубинной циркуляции PF SAF 37 0 34..3 37. 36 36..5 34. 34. 36 34. 34.7 35. 34.2 34.5 34. 34. -1000 34. 34. - Depth (m) 34. -3000 34. 34. 34. - 34. Greenland-Iceland - Ridge -6000 Antarctica - -80 o -60 o -40 o -20 o 0o 20 o 40 o 60 o 80 o Рис. 13.10. Вертикальное распределение солёности в западных котловинах Атлантического океана от Северного Ледовитого океана до Антарктиды.

Хорошо видны два обширных ядра, одно из которых расположено на глу бине порядка 1000 м в области с 50 ю. ш. по 20 с. ш., а второе — на глу бине около 2000 м и с 20 с. ш. по 50 ю. ш. соответственно. Верхнее ядро образовано Антарктической промежуточной, а нижнее — Североатлантиче ской глубинными водными массами. Стрелками показано предполагаемое направление переносов в ядрах. Антарктическая донная вода заполняет наиболее глубокие слои с 50 ю. ш. по 30 с. ш.. PF и SAF — Полярный и Субантарктический фронты соответственно. См. также рис. 10.15 и 6.10.

[182] Эта вода берет свое начало в зоне Антарктического полярного фронта и на зывается Антарктической промежуточной водой. Ниже этой водной массы расположено еще одно ядро, состоящее из более солёной воды, происхо дящей из высоких широт Северной Атлантики, или Североатлантической глубинной воды. Еще ниже находится наиболее плотная Антарктическая донная вода. Она формируется зимой, когда холодные, плотные и соленые воды образуются в море Уэдделла и других мелких морях вокруг Антарк тиды. Эти воды стекают по континентальному склону и перемешиваются с Циркумполярной глубинной водой, после чего заполняют глубокие котло вины в южной части Тихого, Атлантического и Индийского океанов.


Циркумполярная глубинная вода состоит в основном из Североатланти ческой глубинной воды, переносимой вокруг Антарктиды. В ходе переноса она перемешивается с глубинными водами Индийского и Тихого океанов, формируя циркумполярную воду.

Направление потока вероятнее всего не совпадает со стрелками, показан ными на рис. 13.10. Распределение физических характеристик в глубинных и донных слоях над абиссальной зоной может быть объяснено комбинаци ей медленных потоков в направлении, указанном стрелками, в сочетании с горизонтальным перемешиванием вдоль поверхностей постоянной потенци альной плотности и слабым вертикальным перемешиванием. Вертикальное перемешивание вероятно происходит в областях, где поверхности постоян ной плотности достигают дна на боковых границах, таких как подводные горы и срединно-океанические хребты, а также вдоль западной границы.

Поток в плоскости, перпендикулярной той, которая изображена на рисунке, может быть как минимум столь же сильным, как и поток в рассмотренной 262 Глава 13. Глубинная циркуляция (c) North Pacific l water (a) Indian Ocean a ter 100-200m ntr Ocean 100-200m ce wa ic cif rial 15 o 15 o Pa th r ato or te r at c te er l w ifi equ a N wa ra ac lw st l ra ea nt P ria ea nt dS ce orth e to nc Re ater 300-400m ua 10 o 10 o ia N w d eq In st 400 we if i c 1000m 700m Key Pac subantarctic 500- North Pacific SA subarctic water water 8000m intermediate AI Arctic intermediate 5o 5o water r tic arc ate 1000m water Antdiate w Pacific subarctic 2000m rm 2000m inte water Temperature (Celsius) 3000m 3000m 1000m circumpolar water 1000-4000m o o 0 Antarctic bottom water 34.0 34.5 35.0 35.5 36.0 36.5 34.0 34.5 35.0 35.5 36.0 36. 100-200m (b) South Pacific (d) Atlantic Ocean 100-200m 100-200m er Ocean at r a te ter lw lw er wa ra ra at al nt o o 15 r t ntr lw n te ce ri ce tra a ific ce w to ic n al ac tic ce ua cif ean lan hP ic rran eq Pa nt ut At dite ific th tla so th Me water t Pac Sou hA ou s 10 o 10 o we rt S No st subantarctic ea water 500- 500 400- subantarctic 800m1000m 600m water SA 5o 5o 1000m 500 2000m tic 800m Pacific subarctic water tarc An ediate 3000m 2000m AI 3000m North Atlantic deep and bottom water rm rctic te inte ater Antarmedia circumpolar water 1000-4000m w circumpolar water 1000-4000m 0o 0o inte water Antarctic bottom water 34.0 34.5 35.0 35.5 36.0 36.5 34.0 34.5 35.0 35.5 36.0 36. Salinity Рис. 13.11. TS -диаграммы воды из различных океанских бассейнов. [350, стр. 138] плоскости, показанный стрелками.

Метод ядра применим исключительно к трассерам, которые не влияют на плотность. Следовательно, температура, как правило, была бы плохим выбором. Если трассер определяет плотность, то возникает подчиняющийся принципу геострофического равновесия поток вокруг ядра, а не вдоль, как это предполагается методом.

Метод ядра дает особенно хорошие результаты в южной части Атланти ческого океана, в которой водные массы чётко выражены. В других бассей нах взаимосвязь температуры и солёности более сложна, и глубинные воды представляют собой сложную смесь вод, приходящих из различных обла стей океана (рис. 13.11). Например, теплая и солёная вода Средиземного моря попадает в северную часть Атлантического океана и распространяет ся далее на средних глубинах, вытесняя Антарктическую промежуточную воду и тем самым усложняя результирующую картину потоков, как это показано в правой нижней части рисунка.

Прочие трассеры. Мы продемонстрировали примение метода ядра, ис пользуя в качестве трассера солёность, но наряду с ней можно восполь зоваться и многими другими. Идеальный трассер должен быть прост для измерения даже при очень малых концентрациях и консервативен: его кон центрация должна изменяться исключительно в ходе перемешивания;

он не должен влиять на плотность воды, существовать в водной массе, которую мы исследуем, но не в прилегающих к ней других водных массах, и, наконец, он не должен влиять на морские формы жизни (мы не хотим использовать 13.4. Наблюдения глубинной циркуляции токсичные трассеры).

Различные трассеры соответствуют данным критериям в большей или меньшей степени, благодаря чему они используются для слежения за пере мещением глубинных и промежуточных вод в океане. Перечислим некото рые из них, которые применяются наиболее широко:

1. Солёность является консервативным свойством и влияет на плотность существенно слабее, чем температура.

2. Кислород консервативен лишь частично. Его концентрация сокраща ется благодаря поглощению морскими организмами при дыхании, а также в ходе окисления углерода органического происхождения.

3. Силикаты используются некоторыми морскими организмами. За пре делами фотической зоны они консервативны.

4. Фосфаты требуются всем живым организмам, но при этом они могут предоставить дополнительную информацию.

5. 3 He консервативен, но существует несколько его источников: в основ ном, глубинные подводные вулканы и гидротермальные источники.

6. 3 H (тритий) появился в заметных количествах в атмосфере после ис пытаний атомных бомб в 1950-х. Он попадает в океан через переме шанный слой и оказывается полезным при слежении за процессами формирования глубинной воды. Период полураспада трития состав ляет 12.3 год, поэтому он медленно исчезает из океана. Рис. 10. демонстрирует медленную адвекцию или, возможно, перемешивание трассера в глубинах Северной Атлантики. Отметим, что 25 лет спустя небольшие количества трития были обнаружены южнее 30 с. ш. Это указывает, что средняя скорость составляет менее мм/c.

7. Фторуглероды (например, фреон, используемый в кондиционерах) бы ли выброшены в атмосферу сравнительно недавно. Благодаря возмож ности измерения их малых концентраций, они также применяются при определении источников глубинной воды.

8. Гексафторид серы SF6 может быть выпущен в морскую воду, а его кон центрация — измерена с высокой чувствительностью в течение многих месяцев.

Каждый из трассеров полезен по-своему, каждый предоставляет дополни тельную информацию о характере потока.

Североатлантическая меридиональная опрокидывающая цирку ляция. Большое влияние меридиональной опрокидывающей циркуляции на климат Европы послужило толчком к появлению программ по её монито рингу. В ходе проекта RAPID/MOCHA (Rapid Climate Change/Meridional Overturning Circulation and Heat Flux Array), начиная с 2004 г., был раз вернут массив инструментов для измерения придонного давления, а также температуры и солёности в различных точках водяного столба в 15 место положениях вдоль 26 с. ш. у западного и восточного побережий, а также на обоих склонах Срединно-Атлантического хребта [42]. В то же время, 264 Глава 13. Глубинная циркуляция во Флоридском проливе был измерен поток Гольфстрима, а при помощи спутниковых инструментов — величина ветрового напряжения (а следова тельно, и экмановского переноса) вдоль 24 с. ш. Измерения показали, что перенос через 24 с. ш. отсутствует или находится в пределах погрешно сти измерений, как и ожидалось. Среднегодовая величина меридиональ ной опрокидывающей циркуляции составила 18.7 ± 5.6 Св с изменчивостью от 4.4 Св до 35.3 Св при погрешности измерений ±1.5 Св.

13.5 Антарктическое циркумполярное течение Антарктическое циркумполярное течение играет важную роль в глубинной циркуляции океана: оно переносит глубинные и промежуточные воды меж ду Атлантическим, Индийским и Тихим океанами, а экмановская подкач ка, которую инициируют западные ветры, сама служит основной движущей силой глубинной циркуляции. С учётом сказанного, рассмотрим подробнее известные нам сведения об этом течении, чтобы лучше понять механизм глубинной циркуляции в целом.

Разрез в поле плотности в проливе Дрейка (рис. 13.12) свидетельствует о наличии трех фронтов. В направлении с севера на юг, выделяют следу ющие фронты: 1) Субантарктический фронт, 2) Полярный фронт, 3) Юж ный фронт Антарктического циркумполярного течения. Каждый из фрон тов представляет собой замкнутую линию вокруг Антарктиды (рис. 13.13).

Также на графике видно, что поверхности постоянной плотности имеют наклон на всех глубинах, откуда следует, что течение распространяется до самого дна.

Типичные скорости течения равны приблизительно 10 см/c, достигая величины 50 см/c возле некоторых фронтов. Несмотря на небольшую ско рость течений, они переносят гораздо больший объем воды, чем запад ные пограничные течения, поскольку глубина и ширина потока велика.

Whitworth and Peterson вычислили величину переноса через пролив Дрейка, используя данные за несколько лет наблюдений, полученные при помощи массива из 91 измерителя течений, установленных на 24 якорных станциях, распределенных с шагом приблизительно 50 км вдоль линии, пересекающей пролив [381]. Они также воспользовались данными о придонном давлении на обеих сторонах пролива. Было установлено, что средний перенос через пролив Дрейка равен 125 ± 11 Св, а его изменчивость — от 95 Св до 158 Св.

Величина переноса, как правило, достигает максимума поздней зимой либо ранней весной (рис. 13.14).

Поскольку антарктические течения достигают дна, они подвержены вли янию его топографии. При пересечении подводных хребтов, таких как плато Кергелен, Тихоокеанско-Антарктический хребет или пролив Дрейка, тече ние отклоняется от первоначального направления.

Ядро течения сформировано из Циркумполярной глубинной водной мас сы, представляющей собой смесь глубинных вод всего океана. Верхняя ветвь течения содержит бедные кислородом воды, которые также происходят из всего океана. Нижняя (глубинная) ветвь содержит ядро высокой солёно сти, состоящее из вод Атлантического океана, включая Североатлантиче скую глубинную воду, перемешанную с солёной водой Средиземного моря.

По мере того, как различные водные массы циркулируют вокруг Антарк 13.5. Антарктическое циркумполярное течение Transport (Sv) 26. 0 26. 27.2 27. 27. 27.. 27. 27.8 27.. - 27.. 27.. 27. 28. 28.


- Depth (km). 28. 28. 28. - SAF PF 28. 28. 28.

sACCf 28. -.. WOCE A21 (1990) Neutral Density (kg/m 3 ) - n 62S 60S 58S | | | | 0 200 400 600 Distance (km) Рис. 13.12. Нейтральная плотность на поперечном разрезе Антарктическо го циркумполярного течения в проливе Дрейка, выполненном в ходе экс перимента WOCE (разрез A21, 1990 г.). Выделяют три отдельные струи, ассоциированные с тремя фронтами (закрашены более темным цветом): SF = Южный фронт Антарктического циркумполярного течения, PF = По лярный фронт и SAF = Субантарктический фронт. Положение гидрогра фических станций приведено в верхней части рисунка;

величины переноса заданы относительно 3 000 дбар. Область, закрашенная более светлым цве том, занята Циркумполярной глубинной водой. По данным Alex Orsi, Texas A&M University.

тиды, они смешиваются с другими водными массами близкой плотности.

В некотором смысле, течение напоминает гигантский миксер, в котором глубинная вода из всех океанов перемешивается, а затем распределяется обратно в каждый океан [82].

Наиболее холодная и солёная вода в океане формируется на континен тальном шельфе Антарктиды в зимний период, главным образом в мелко водных морях Уэдделла и Росса. Эта вода стекает с шельфа, проникает на глубину и распространяется по дну океана. В конечном счете, образуется 266 Глава 13. Глубинная циркуляция -40 o -20 o 0o 40 o 20 o Ocean antic Atl th u So o - 60 o India n Ocean SAF 90 o -90 o PF SACC ACC boundary STF - So uth Pa cif ic -50 120 o -120 o Oc ean -30 New Zealand -140 o -160 o 180 o 160 o 140 o Рис. 13.13. Положение фронтов вокруг Антарктиды: STF: субтропический фронт;

SAF: субантарктический фронт;

PF: полярный фронт;

SACC:

Southern Antarctic Circumpolar Front. Глубина закрашенных областей не превышает 3 км. [239] 8–10 Св донной воды [240]. Эта плотная вода в дальнейшем проникает во все океаны. По определению, эта вода слишком плотна, чтобы пройти через пролив Дрейка, поэтому она не считается циркумполярной.

Антарктические течения имеют ветровую природу. Сильные западные ветры, достигающие максимальной скорости под 50 ю. ш., приводят воду в движение (рис. 4.2), а меридиональная компонента градиента скорости вет ра вызывает конвергенцию и дивергенцию экмановских переносов. Дивер генция южнее зоны максимальной скорости ветра, южнее 50 ю. ш., служит причиной апвеллинга Циркумполярной глубинной воды, а конвергенция к северу от этой зоны — даунвеллинг Антарктической промежуточной воды.

Поверхностная вода относительно пресная, но холодная, и когда она погру жается, она определяет характеристики Антарктической промежуточной воды.

Расположение циркумполярного течения относительно максимума за падных ветров оказывает влияние на меридиональную опрокидывающую циркуляцию и климат. К северу от максимума происходит конвергенция экмановского переноса, вытесняющая воду вниз, к Антарктической про межуточной воде, расположенной к северу от Полярного фронта. Южнее максимума имеет место дивергенция экмановского переноса, которая вы тесняет Циркумполярную глубинную водную массу на поверхность южнее 13.5. Антарктическое циркумполярное течение Полярного фронта, что также вносит свой вклад в движущие силы глу бинной циркуляции (рис. 13.10). Когда максимум отстоит от полюса на большее расстояние, меньшее количество глубинной воды вытесняется на поверхность, а глубинная циркуляция ослабевает, подобно тому, как это происходило во время последнего ледникового периода. По мере разогрева Земли после его завершения, максимум сдвигался к югу. Ветры, таким обра зом, оказывались лучше согласованы с циркумполярным течением, так что вытеснение глубинной воды к поверхности усиливалось. Начиная с 1960 г., ветры усиливались и сдвигались к югу, тем самым усиливая циркумполяр ное течение и глубинную циркуляцию [349].

Поскольку ветер постоянно передает количество движения Антарктиче скому циркумполярному течению, вызывая тем самым его ускорение, это ускорение должно компенсироваться силой сопротивления, что ставит пе ред нами вопрос: что именно удерживает течение от разгона до высоких скоростей? По мнению Манка и Palmen, преобладающей силой является сопротивление формы, которое возникает при пересечении течением под водных хребтов, особенно в проливе Дрейка [219]. Примером сопротивле ния формы также служит сила сопротивления ветру, обтекающему быстро движущийся автомобиль. В обоих случаях, поток отклоняется хребтом либо автомобилем, вследствие чего образуется зона низкого давления за хребтом вниз по течению или за автомобилем в направлении ветра. Благодаря этой зоне возникает передача количества движения Земле, что замедляет тече ние.

81-82 July 79- Transport (10 6 m 3 s - 1 ) Jan July Jan July Jan July Jan Jan July Jan 1977 1978 1979 1980 1981 Рис. 13.14. Изменчивость переноса Антарктического циркумполярного те чения, полученная измерителями течения, установленными поперек проли ва Дрейка. Утолщенной линией представлен перенос, сглаженный по вре мени. [?] 268 Глава 13. Глубинная циркуляция 13.6 Основные концепции 1. Глубинная циркуляция играет важную роль, поскольку она опреде ляет вертикальную стратификацию океана и оказывает влияние на формирование климата.

2. Океан поглощает CO2 из атмосферы, снижая тем самым его концен трацию. Глубинная циркуляция переносит поглощенную углекислоту в толщу океана, препятствуя тем самым её возврату в атмосферу. В конечном итоге, тем не менее, большая часть CO2 все же туда возвра щается, но некоторая остается связанной в океане. Так, фитопланктон преобразует CO2 в органические соединения, некоторая часть которых опускается на дно и остается там в слое осадочных пород. Некоторое количество CO2 связывается морскими организмами при образовании раковин и также остается в океане.

3. В процессе формирования глубинных и донных вод в северной ча сти Атлантического океана в северное полушарие переносится поряд ка 1 ПВт тепла, согревающего Европу.

4. Установлена взаимосвязь изменчивости процесса образования глубин ных вод и существенных колебаний температуры в северном полуша рии во время последних ледниковых периодов.

5. Глубокая конвекция, формирующая глубинную и донную воду, воз можна лишь в северной части Атлантического океана и в некоторых областях возле Антарктиды.

6. Глубинная циркуляция приводится в движение механизмом верти кального перемешивания, которое наиболее заметно проявляется над срединно-океаническими хребтами, вблизи подводных гор и в сильных пограничных течениях.

7. Глубинная циркуляция слишком слаба для непосредственных измере ний. Сведения о ней получают косвенно: путем наблюдений за водны ми массами, характеризуемыми своей температурой и солёностью, а также при помощи трассеров.

8. Антарктическое циркумполярное течение перемешивает глубинные во ды Атлантического, Индийского и Тихого океанов, после чего перерас пределяет воду обратно в каждый океан. Это течение распространя ется на большую глубину, его скорость невелика, а величина переноса составляет 125 Св.

Глава Экваториальные процессы Изучение процессов, протекающих в океане в районе экватора, важно для оценки влияния океана на атмосферу, поскольку именно они определяют межгодовые флуктуации в глобальной климатической системе. Солнце обо гревает обширные пространства Тихого и Индийского океанов в тропиче ских широтах, в результате чего происходит интенсивное испарение мор ской воды. Впоследствии, при формировании осадков, высвобождается зна чительное количество тепла, в результате чего эти районы являются пер вичным источником атмосферной циркуляции (рис. 14.1). Количество осад ков, выпадающих над этими обширными территориями, превышает 3 м/год (рис. 5.5), а в некоторых районах достигает даже 5 м/год. Чтобы лучше пояснить значение этих величин в общей картине, отметим, что при коли честве осадков 5 м/год в атмосферу высвобождается в среднем 400 Вт/м тепла. Экваториальные течения изменяют интенсивность обменных про цессов на границе океан-атмосфера, в особенности посредством такого яв ления, как Эль-Ниньо, последствия которого глобальны. В настоящей главе приводится описание основных экваториальных процессов, их многолетней изменчивости и её влияния на климат.

14.1 Экваториальные процессы Тропические регионы характеризуются тонким постоянным неглубоким сло ем теплых вод, находящихся над глубинными холодными слоями. В этом аспекте вертикальная стратификация водной толщи в тропиках схожа со стратификацией в высоких широтах в летний период. Поверхностная тем пература воды наиболее высока на западе (рис. 6.3) in the great Pacific-warm pool. Глубина перемешанного слоя велика на западе и очень мала на востоке (рис. 14.2).

Наличие мелкого термоклина имеет важные последствия. Юго-восточные пассаты дуют вдоль экватора (рис. 4.2), проявляя тенденцию к усилению на востоке. К северу от экватора экмановский перенос имеет северное направ ление, а к югу от экватора — южное. Экмановская дивергенция приводит к апвеллингу на экваторе. На западе апвеллинговые воды теплые, но на восто ке — холодные, потому что термоклин настолько неглубок. Это приводит к появлению холодного языка воды на поверхности океана, простирающегося 270 Глава 14. Экваториальные процессы от берегов Южной Америки практически до линии смены дат (рис. 6.3).

Температура поверхностного слоя на востоке является результатом ба ланса четырех составляющих:

1) интенсивности апвеллинга, которая определяется западной компонен той ветра;

2) скорости направленных на запад течений, которые переносят холод ные воды от побережья Перу и Эквадора;

3) перемешивания «север-юг» с теплыми водами по обеим сторонам от экватора;

4) потоков тепла через поверхность океана вдоль экватора.

Наличие температурного градиента в направлении с востока на запад вдоль экватора приводит к появлению зональной циркуляции в атмосфе ре — циркуляции Уолкера. Грозовые штормы над теплым бассейном пере носят воздух снизу вверх, а на востоке опускающийся воздух подпитывает обратный поток к поверхности. Изменения температурного градиента вли яют на циркуляцию Уолкера, а она, в свою очередь, влияет на сам градиент.

Эта обратная связь может приводить к нестабильности, известной под на званием Эль-Ниньо-Южная осцилляция (ENSO), которую мы рассмотрим в следующем разделе.

Поверхностные течения. Сильная стратификация ограничивает вли яние ветровой циркуляции перемешанным слоем и верхним термоклином.

Теория Свердрупа и её дальнейшее развитие — теория Манка, изложенные в разд. 11.1 и 11.3, объясняют поверхностные течения в тропических частях Атлантического, Тихого и Индийского океанов. Система течений включает (рис. 14.3):

-25 - + 30 + - 0 + + + + - + - 0 60 120 180 -120 -60 Рис. 14.1. Средний диабатический нагрев атмосферы на интервале 700– 50 мбар в декабре, январе и феврале, вычисленный по данным ECMWF за 1983–1989 гг. Преобладающим источником тепла служит выделение скры того тепла при образовании осадков. [372] 14.1. Экваториальные процессы - 25 o 20 o - 15 o Depth (m) - 10 o - - - 160 o 180 o -160 o -140 o -120 o -100 o -80 o Longitude Рис. 14.2. Средняя температура верхнего слоя Тихого океана вдоль эква тора от северной части Новой Гвинеи до Эквадора, рассчитанная по дан ным [175].

Average Velocity at 10 m Jan 1981 – Dec 20 o 10 o 0o -10 o -20 o 20.0 cm/s 140 o 160 o 180 o -160 o -140 o -120 o -100 o -80 o Рис. 14.3. Средние направления и скорости течений на глубине 10 м, вычис ленные по Модульной модели океана на основе данных о ветрах и осред ненных потоках тепла за период с 1981 по 1994 г. Эта модель, используемая Национальными центрами по прогнозированию окружающей среды NOAA, усваивает данные наблюдений поверхностной и подповерхностной темпера туры. [14] 1. Северное экваториальное противотечение между 3 с. ш. и 10 с. ш., направленное к востоку со средней скоростью поверхностного пото ка около 50 см/c. Оно находится в центре действия слабых ветров, в так называемом поясе штилей, расположенном в районе 5–10 с. ш., сходятся северные и южные пассаты (другое название этой области — внутритропическая зона конвергенции).

2. Северное и Южное экваториальные течения, направленные к западу.

Располагаются по обе стороны от экваториального противотечения.

Эти течения неглубокие, распространяются на глубины, не превы 272 Глава 14. Экваториальные процессы шающие 200 м. Северное течение слабое, со скоростью потока око ло 20 см/c. Скорость же южного течения может достигать 100 см/c в зоне между 3 с. ш. и экватором.

Течения в Атлантическом океане имеют схожий характер с течениями в Тихом океане, потому что пассаты в Атлантике также сходятся около 5–10 с. ш.. Южное экваториальное течение в Атлантическом океане сле дует в северо-западном направлении вдоль побережья Бразилии, где оно превращается в так называемое Северо-Бразильское течение. В Индийском океане пояс штилей находится в южном полушарии и существует только в период зимы северного полушария. В северном полушарии течения имеют обратное направление под действием муссонов.

Отметим, что это далеко не все, что можно сказать об экваториальных течениях.

Экваториальное подповерхностное течение: наблюдения. В рай оне экватора на глубине всего лишь нескольких метров существует силь ный поток в восточном направлении — Экваториальное подповерхностное течение, последнее крупное открытие в системе течений Мирового океана.

История его обнаружения такова:

В сентябре 1951 г. научно-исследовательское судно Службы рыбных ресурсов и дикой природы США вело ярусный лов рыбы в районе экватора южнее Гавайских островов. В ходе работ было замечено, что погруженные в воду орудия лова устойчиво дрей фуют в восточном направлении. В следующем году Кромвелл вместе с Монтгомери и Строупом возглавили экспедицию для ис следования вертикального распределения горизонтальных ско ростей движения морской воды на экваторе. Используя плавучие якоря, устанавливаемые на поверхности и на различных глуби нах, они обнаружили в центральном районе Тихого океана силь ное узкое течение в нижней части поверхностного слоя и верхней части термоклина, направленное к востоку [48]. Несколько лет спустя, экспедиция Eastropac института им. Скриппса, которой также руководил Кромвелл, выяснила, что течение простира ется на восток вплоть до Галапагосских островов, но при этом оно отсутствует между этими островами и Южно-Американским континентом.

Это течение примечательно тем, что даже несмотря на вели чину переноса, сравнимую с Флоридским течением, о его суще ствовании не было ни единого подозрения еще каких-то десять лет назад. Даже сейчас ни его источник, ни дальнейшая судьба вод, переносимых этим течением, не установлены. Ни одна тео рия океанической циркуляции не предсказывала его существова ния, и только в настоящее время современные теории модифи цируются, чтобы учесть важные свойства этого течения [385].

Экваториальное подповерхностное течение в Атлантическом океане бы ло впервые открыто Buchanan в 1886 г., а в Тихом — японским военно морским флотом в 1920-х и 1930-х [189].

14.1. Экваториальные процессы Однако, этим наблюдениям не уделили никакого внимания. Дру гие более ранние предположения о существовании данного под поверхностного течения упоминаются в работе [200]. Таким об разом, еще раз подтверждается старая истина: открытия, не при влекающие внимания современников, попросту не существуют [62].

Боб Артур обобщил основные аспекты Экваториального подповерхност ного течения [5]:

1) поверхностный поток может быть направлен на запад и иметь скоро сти 25–75 см/c;

2) течение меняет свое направление в обратную сторону на глубине от до 40 м;

3) направленное на восток подповерхностное течение простирается до глубины 400 м и обеспечивает перенос 30 Св = 30 106 м3 /с;

4) ядро потока в восточном направлении, обладающее максимальной ско ростью порядка 0.50–1.50 м/c, подымается с глубины 100 м под 140 з. д.

до глубины 40 м под 98 з. д., а затем вновь погружается;

5) подповерхностное течение симметрично относительно экватора и ста новится тоньше и слабее к 2 с. ш. и 2 ю. ш..

В сущности, Тихоокеанское экваториальное подповерхностное течение яв ляется узкой лентой глубиной 0.2 км, шириной 300 км и длиной 13000 км (рис. 14.4).

Экваториальное подповерхностное течение: теория. Несмотря на то, что завершенная теория подповерхностного течения в данный момент не существует, у нас есть ясное понимание некоторых наиболее важных процессов, происходящих в экваториальной области. Педлоски в своей за мечательной работе [246] отметил в разделе «Экваториальная динамика термоклина: экваториальное подповерхностное течение», что основные ди намические балансы, которые мы используем в средних широтах, не рабо тают для экваториальной области.

В самом деле, около экватора:

1. Параметр Кориолиса очень мал, а на экваторе он вообще стремится к нулю:

f = 2 sin = y 2, (14.1) где — широта, = f /y 2/R около экватора и y = R.

2. Планетарный вихрь f тоже мал, и адвекция относительного вихря должна быть учтена. Таким образом, соотношение Свердрупа (11.7) следует модифицировать.

3. Уравнения геострофического и вихревого равновесия неприменимы в случае, когда меридиональное расстояние L до экватора составляет O U/, где = f /y. Если U = 1 м/c, тогда L = 200 км (или 2 широты). В работе [160] на основе измеренных течений было по казано, что течения около экватора могут быть описаны уравнением 274 Глава 14. Экваториальные процессы 0 - Depth (m) -200 10 50 -300 - 0 0 u (cm/s) - o o o o o o 15 o -15 -10 -5 0 5 0 28. 26. - 24. Depth (m) 22. -200 20. 18. 16. - 14. 12. - t (Celsius) 10. - -15 o -10 o -5 o 0o 5o 10 o 15 o 34. - Depth (m) -200 34. 35. -300 34.

. 35 35. - 34. 35. S - o o o o o o 15 o -15 -10 -5 0 5 Latitude Рис. 14.4. Разрез экваториального подповерхностного течения в Тихом оке ане, расcчитанный на основе Модульной океанической модели с ассими ляцией поверхностных данных (см. разд. 15.5). Разрез представляет собой осредненные данные по региону от 160 в. д. до 170 в. д. для периода ян варь 1965–декабрь 1999 гг. Области, выделенные пунктиром — движение воды в западном направлении. По данным Nevin S. Fukar.

c геострофического равновесия для || 2.2. Они также показали, что более близкое к экватору течение может быть описано с помощью ап проксимации -плоскости f = y.

4. Уравнение же геострофического равновесия для зональных течений в районе экватора работает хорошо, потому что при 0 справедливо f 0 и /y 0, где — топография морской поверхости.

Апвеллинговые воды, образующиеся вдоль экватора благодаря экманов ской подкачке, не являются частью двумерного потока в направлении север юг по меридиану. Напротив, поток является трехмерным. Вода стремится к движению вдоль изопикн (линий постоянной плотности), которые близ ки к изотермам (рис. 14.2). Холодные воды, вовлекаемые в подповерхност ное течение в отдаленной западной части Тихого океана, затем движутся в восточном направлении вдоль экватора, где располагаются ближе к по верхности. Отметим, например, что изотерма 25 располагается в подпо верхностном течении на глубине порядка 125 м в западной части Тихого 14.2. Изменчивость экваториальной циркуляции: Эль-Ниньо и Ла-Нинья Sea Surfa ce Wind A Mixed Layer East B West Thermocline Thermocline C P/ x Рис. 14.5. Слева: схематический поперечный разрез термоклина и топогра фии морской поверхности вдоль экватора. Справа: восточная компонен та градиента давления в центральной части Тихого океана, порожденная структурой плотности, изображенной слева.

океана на 170 в. д. и в конце-концов достигает поверхности на 125 з. д. в его восточной части.



Pages:     | 1 |   ...   | 5 | 6 || 8 | 9 |   ...   | 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.