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:   || 2 | 3 | 4 | 5 |   ...   | 6 |
-- [ Страница 1 ] --

М. Г. Г лаголева

JL И. С криптунова

П Р О Г Н О З

ТЕМ ПЕРАТУРЫ ВОДЫ

В О КЕАНЕ

П од редакцией канд. геогр. наук

А. И. КАРАКАША

ЛЕН И Н ГРА Д ГИ Д РО М ЕТЕО И ЗД А Т 197Q

;

Л ен и н гр ад ск и й

I П^.ромгтеорологический ин-Т

Б М.:-Л И О Т Г К А У Д К 551.46 В книге дается обзор методов краткосрочных и долгосрочных прогнозов температуры воды, разработанных в СССР и за рубежом.

Рассматриваются краткосрочные прогнозы температуры поверхност­ ного слоя океана и распределения ее по глубине.

Анализируются различные подходы к решению проблемы долго­ срочного прогнозирования температуры воды.

Показана роль отдельных факторов в формировании термиче­ ской структуры верхнего слоя океана.

Книга рассчитана на специалистов-океанологов и студентов гид­ рометеорологических институтов и университетов.

The book presents a review of methods for short-term and lo n g ­ term forecasts of water temperature developed in the USSR and ab­ road. Short-term forecasts of the ocean surface layer temperature and its distribution with depth are considered.

Various approaches to the solution of the problem of long-term water temperature forecasting are analysed.

The role of individual factors in the formation of thermal struc­ ture of the ocean upper layer is shown.

The book is designed for specialists in oceanology and students of hydrometeorological institutes and universities.

r 20806-002 00 • © Гидрометеоиздат, 1979 г, 069 (02)- ОТ РЕДАКТОРА П р ед сказан и е отдельны х явлений или элем ентов реж и м а м оря треб ует зн ан и я процессов, происходящ их в океан е и атм осф ере, их взаи м одей ствия и взаи м освязи. В от почему уровень разви ти я м орских гидрологических прогнозов в значительной м ере зави си т от наш их знаний в области крупном асш табной ц иркуляции атм о­ сф еры и успеш ного реш ения проблем ы прогнозов погоды лю бой заблаговрем енности.

Н ем ал о в аж н о е, если не основное, зн ачение д л я р азви ти я м ето­ дов морских прогнозов и грает наличие д ан н ы х гидром етеорологи­ ческих наблю дений со всей ак ватори и морей и океанов, д остаточ ­ ной степени точности и пространственно-врем енной дискретности.

О тсутствие так и х дан ны х яв л яе тся серьезны м препятствием на пути изучения ф изических и других процессов, происходящ их в водах М ирового охеана, а следовательн о, и п родвиж ения вперед в области р азр а б о тк и методов морских гидрологических про­ гнозов. Н есм отря на у к азан н ы е трудности, и сследования по м ор­ ским гидрологическим прогнозам успеш но разви ваю тся. О бобщ е­ ния теоретических и эм пирических раб от, основанны х на ан ал и зе ф изических процессов, протекаю щ их в океане, и позволяю щ их по­ нять сущ ность рассм атри ваем ого явлен и я, д аю т возм ож ность оце­ нить уровень соврем енны х исследований по морским прогнозам, нам етить пути их дальн ей ш его разви ти я, вкл ю чая и методы р а с ­ чета и прогноза терм ической структуры деятельн ого слоя оке­ ан а,— этом у и п освящ ена н асто я щ ая м он ограф и я.

Д а н н а я м он ограф и я яв л яется первой попыткой обобщ ения оте­ чественных и зар у б еж н ы х р аб о т по прогнозам тем пературы воды в океане. В ней не только и зл агаю тся отдельны е ф и зико-статисти­ ческие и гидродинам ические работы по расчетам и прогнозам тем ­ п ературы воды и глубине за л е га н и я терм оклин а, но и даю тся оценки их с точки зрен и я специалиста-прогнозиста.

Н ет сом нения, что д а н н а я кн и га будет п ред ставл ять интерес не только д л я специалистов океанологов, но и д л я специалистов других отраслей.

А. И. К а р а к а ш 1* ПРЕДИСЛОВИЕ П рогнозы терм ического состояния океан а засл у ж и в аю т сам ого пристального вни м ани я со стороны исследователей океан а и атм о­ сферы. У спех многих видов деятельности ч еловека (ры бны й про­ мысел, р аб о та морского ф лота и т. д.) зави си т от надеж ности прогнозов тем пературы воды.

В проблем е взаи м одей ствия океан а и атм осф еры вопросу ф ор­ м ирования поля тем пературы в океане и прогнозу его изменений п р и н ад л еж и т важ н о е место.

Основой д л я р азви ти я прогнозов терм ического состояния морей и океанов послуж или ф ун дам ен тальн ы е исследования советских ученых Ю. М. Ш окальского, В. Ю. Визе, Н. Н. Зу б о в а, В. В. Ш у лей ки на, А. Д. Д обровольского, А. И. Д у ван и н а, В. В. Тимонова, В. Б. Ш токм ан а, Н. А. Белинского, А. И. К а р а к а ш а, К. И. К у д р я­ вой, Ю. П. Д орон и н а и других.

З а последние 15—20 д ет мож но отметить прогресс в исследо­ в ан и ях терм ики моря. В частности, в Гидром етцентре С С С Р у д е­ л яется больш ое вним ание изучению терм ического р еж и м а моря, и в р езу л ьтате р азр аб о тан ы методы краткосрочны х, долгосрочны х и сверхдолгосрочны х прогнозов тем пературы воды. Е сли первы е р аб о ты относились к отдельны м пунктам или ограниченны м р ай о ­ нам морей, то в дальнейш ем создали сь условия д л я разр аб о тк и методов п рогноза распределени я тем пературы воды по всей акватории северны х частей А тлантического и Тихого океанов.

О б н ар у ж ен н ая с помощ ью многосуточны х станций и судов погоды зн ач и тельн ая кратковрем ен н ая изменчивость тем пературы зас т ав л я ет по-новому оценить важ н ость краткосрочн ы х про­ гнозов.

М етоды прогнозов тем пературы воды излож ены в статьях, по­ мещ енных в научны х ж у р н ал ах, тр у д ах институтов, конференций и т. д. О бобщ ений по этим вопросам очень м ало. И з иностранны х р аб о т следует отметить книгу Л ев асту и Х ела «П ром ы словая океан о гр аф и я» [77], в которой значительное вним ание уд еляется п р о гн о зай тем пературы воды, и книгу Д ж ей м са «П рогноз терм и ­ ческой структуры океан а» [39].

О бобщ ение отечественны х раб от по прогнозам тем пературы воды м ож но найти лиш ь в соответствую щ их сравнительно неболь­ ш их р а зд е л а х учебников по морским прогнозам и в экспресс-ин­ ф орм ации с обзором методов краткосрочн ы х прогнозов [36].

В н астоящ ей м онограф ии стави тся з а д а ч а д а т ь обзор отечест­ венны х и зар у б еж н ы х работ, в которы х и злож ен ы именно методы прогноза тем пературы воды, и в меньш ей степени к асать ся д и а г­ ностических схем.

А вторы п ризнательны А. И. К а р а к а ш у з а ценны е советы, полу­ ченные при написании этой м онограф ии, и в ы р а ж аю т искренню ю б лагодарность Е. Г. Н икиф орову з а полезны е зам еч ан и я, сд ел ан ­ ные при рецензировании рукописи.

Р а з д е л «К раткосрочн ы е прогнозы » н аписан JI. И. С криптуно вой, р азд ел «Д олгосрочны е прогнозы » — М. Г. Глаголевой.

ВВЕДЕНИЕ Ф ун дам ен тальн ы е исследования в области океанологии в н а ­ шей стране и з а рубеж ом нап равлен ы на создан и е ф и зи ко-м ате­ м атической б азы в об ласти морских прогнозов. С оверш ен ствова­ ние вы числительной техники способствует р еали зац и и слож ны х м атем атических за д а ч на ЭВМ. Н о в н астоящ ее врем я прим ене­ ние гидродинам ических схем при прогнозировании характери сти к р еж и м а о кеан а все ещ е ограничено. П репятствием тому служ и т слож ность процессов, протекаю щ их в океане, и н едостаток ги дро­ метеорологической инф орм ации. О писать процессы, п ротекаю щ ие в о кеан ах и м орях, линейны ми уравн ен иям и невозм ож но, а введе­ ние нелинейны х членов созд ает м атем атические трудности. Очень слож но в теоретических схем ах учесть влияни е местных условий на изменения прогнозируем ы х х арактери сти к и ввести больш ое число оп ределяю щ их аргум ентов. Н еопределенность многих п а р а ­ метров, входящ их в уравн ен и я гидро- и терм одинам ики, таких, как коэф ф ициенты турбулентного перем еш ивания, п арам етр ш ероховатости и другие, вносит дополнительны е трудности при использовании теоретических схем для практических расчетов.

Н а современном уровне основными м етодам и, прим еняем ы ми в оперативной работе, с л у ж а т ф изико-статистические методы.

С ледует иметь в виду, что м еж д у двум я способам и сущ ествует связь. П рим енительно к п рогнозам погоды Н. А. Б агр о в писал:

«С ам к а р к а с физической м одели д олж ен быть установлен на не­ котором обобщ ении известны х эмпирических ф акторов, все много­ численны е п арам етры модели так ж е, к а к п равило, у ста н а вл и ­ ваю тся эм пирико-статистическим путем....П ри втором подходе к зад ач е п рогноза на стохастическую м одель долж н ы быть н ал о ­ ж ены требован ия ф изической структуры атм осф еры, хотя бы в с а ­ мом общ ем виде» [9]. Эти соображ ения, безусловно, относятся и к морским прогнозам.

Р азв и ти е теории случайны х функций, р азр а б о тк а практических приемов статистического ан ал и за м атери ал ов наблю дений, н акоп ­ ление натурны х дан ны х способствовали развитию ф и зи ко-стати ­ стических методов. В настоящ ее врем я получена возм ож ность предвы числения многих х арактери сти к реж и м а м оря и океана.

Об эмпирической природе п рогнози рован ия терм ической струк­ ту р ы пиш ет Д ж ей м с [39]. Л ев ас ту и Х ела [77] т а к ж е отмечаю т, что п рактическое прим енение промы словой океан ограф и и связан о с корреляционны м ан али зом разли чн ы х данны х.

Больш инство методов п рогноза, к а к гидродинам ических, т а к и статистических, основано на учете влияни я метеорологических процессов н а гидрологические. И звестно, что океан в свою очередь о к а зы в ае т влияни е на процессы в атм осф ере. П оэтом у п ред став­ ляю тся перспективны м и работы, в которы х учиты вается влияние атм осф еры и гидросф еры д руг н а друга. С овм естное реш ение у р а в ­ нений д л я атм осф еры и гидросф еры п озволяет одноврем енно р а с ­ считать х ар актер и сти ки к а к атм осф еры, т а к и океан а. О собое м е­ сто в морских п рогнозах зан и м аю т методы, основанны е на учете внеш них ф акторов: космических и геофизических. К таки м ф ак то ­ р ам относятся солнечная активность, кол еб ан и я оси вращ ени я З ем л и, долгопериодны й лунны й прилив и др. О бн аруж ен н ы е циклы в ко л еб ан и ях этих внеш них воздействий и в ходе отдельны х гидром етеорологических элем ентов и явлений позволили получить м етоды прогноза с больш ой заблаговрем енн остью.

Н а протяж ении всего п ери ода р азви ти я морских прогнозов с т а ­ вится и об су ж д ается вопрос о роли м етеорологического прогноза.

Н а первый в згл я д п ред ставл яется очевидным, что м орские п ро­ гнозы д о лж н ы б ази роваться на прогнозах погоды. Н о при попыт­ к а х их практического прим енения возни каю т затрудн ен ия. П ри использовании долгосрочны х прогнозов погоды ввиду их низкой о п р авды ваем о сти обеспеченность морских прогнозов сильно сни­ ж ается. В краткосрочны х прогнозах больш е возм ож ностей исполь­ зо в ать м етеорологические прогнозы, но и эти возм ож ности о г р а ­ ничены. Н ап р и м ер, д л я откры ты х районов морей и океанов прогнозы многих метеорологических элем ентов не составляю тся (влаж н ости воздуха, облачности и т. д.). П оэтом у при р а з р а ­ ботке краткосрочн ы х и особенно долгосрочны х прогнозов с т а ­ р аю тся не и спользовать прогнозы погоды. В природе сущ ествует з а п азд ы в а н и е в и зм енениях гидрологических элем ентов по с р а в ­ нению с метеорологическим и (наприм ер, уровня м оря по сравн е­ нию с ветром, тем пературы воды по сравнению с 'т е м п е р а т у р о й возду х а и т. д.), которое и спользуется в качестве заб л аго в р ем ен ­ ности прогнозов. П оскольку эти пром еж утки времени не всегда д остаточно велики, д л я увеличения заблаговрем енн ости прогно­ зов гидрологических элем ентов приходится и сп ользовать к р а тк о ­ срочны е метеорологические прогнозы (прогноз ветра, тем пературы ’ в о зд у х а ). П ри р азр а б о тк е методов долгосрочны х гидрологических прогнозов без и спользования м етеорологического п рогноза кос­ венно со ставл яется прогноз погоды. Т ак, при составлении прогноза ледовитости по предш ествую щ ей барической обстановке ф ак ти ­ чески со ставл яется прогноз тем пературы воздуха.

В аж ную роль в р азр а б о тк е методов п рогноза гидрологических элем ентов д л я откры ты х районов морей и океанов сы грали про­ д о лж и тел ьн ы е наблю ден и я на многосуточных станц и ях в океан ах и м орях, которы е н ач ал и проводиться с конца 50-х годов. П рово­ дим ы е р ан ее т а к н азы ваем ы е синхронны е съем ки, в действительно­ сти р астян уты е на довольно больш ие пром еж утки времени, не по­ зв о л ял и отделить врем енны е изм енения гидрологических элем ентов от пространственны х. П оэтом у только п остановка буйковы х стан ­ ций с сам описцам и течений и д лительны е наблю ден и я н а д тем пе­ р атурой воды и м етеорологическими элем ен там и в этих точках о кеан а д ал и возм ож ность получить способы прогноза терм ической структуры и морских течений.

К н астоящ ем у врем ени слож илось несколько н ап равлен ий в м е­ то д ах прогнозов тем пературы воды. А вторы данной монограф ии стар ал и сь по возм ож ности рассм отреть работы основны х н ап р ав ­ лений.

В части I рассм отрены методы краткосрочны х прогнозов тем ­ пературы воды, заблаговрем енн ость которы х составл яет от не­ скольких часов до нескольких суток, в части II — м етоды д олго­ срочных прогнозов с заб лаговрем енн остью м есяц и более.

П одходы к р азр а б о тк е методов прогнозов с разной за б л аго в р е­ менностью имею т свои особенности, они и будут п оказан ы при и з­ лож ен и и конкретны х методов.

Ч асть I КРА ТКО СРО ЧН Ы Е П РО ГН О ЗЫ Г л ав а ИЗМЕНЕНИЯ ТЕМПЕРАТУРЫ ВОДЫ В ОКЕАНЕ 1.1. Процессы, обусловливающие изменения температуры воды в море Т ем п ер ату р а воды в м оре м еняется в резу л ьтате непостоян­ ства составляю щ их теплового б ал ан са. У равнение теплового б а ­ л ан са д л я поверхностного слоя воды м ож но зап и сать в виде 2 Q=Q© — ± Qh, k + Q t. o “ Qji ± Qa + Qt. (Д) 3эф где Q © — п оглощ енная солнечная рад и ац и я, ко то р ая состоит из прям ой и рассеянной р ад и ац и и с учетом отраж енной;

3Э — э ф ­ ф ф ективное излучение;

QH к — потери теп л а з а счет испарения и ( п риток за счет конденсации;

QT. о — турбулентны й теплообм ен по­ верхности м оря с атм осф ерой;

(2Л — потери теп л а при таян и и л ьд а;

Qa — теплообм ен з а счет адвекции теп л а течениями;

QT — теп ло­ обмен с н и ж ел еж ащ и м и слоям и, обусловленны й конвективны м и турбулентны м перем еш иванием.

Е сли бы м ож но было д ать прогноз каж д о й составляю щ ей теп ­ лового б ал ан са, то прогноз тем пературы сводился бы к сум м иро­ ванию п оправок за счет каж д о го сл агаем ого уравн ен и я (1 ). Н о д л я конкретны х п ром еж утков времени не только составить про­ гноз, но д а ж е р ассчитать за прош лы й период каж д ую составл яю ­ щую теплового б ал ан са не всегда возм ож но. Н апри м ер, р егу л яр ­ ных наблю дений н ад влаж н остью воздуха н ад океан ам и не в е ­ дется, поэтому рассчиты вать потери теп л а на испарение и з а счет эф ф ективного излучения приходится упрощ енны м и способам и [113, 153]. О собенно больш ие трудности встречаю тся при учете переноса теп л а течениями.

Р азработка методов п рогноза об легчается в тех случаях* ко гд а м ож но вы делить п реоб ладаю щ и е процессы. В связи с этим ц елесообразно и сследовать причины колебан и й тем пературы воды отдельно д л я теплой и холодной частей года, д л я прибреж ны х мелководных и глубоководны х районов морей, зон п одъем а гл у­ б ин н ы х вод и т. д.

Основной источник поступления теп ла в океан — приток теп ла •от С олнца. О стальны е процессы приводят к перераспределению тепловой энергии. Е сли бы не действие воздуш ны х и водны х по­ токов, переносящ их огромны е количества теп ла, то тем п ература зав и сел а бы лиш ь от ш ироты места. В действительности изотерм ы и воды, и воздуха отклоняю тся от п ар ал л ел ей в направлен ии пре­ о б ладаю щ и х потоков воздуха и морских течений.

Тепло, поступаю щ ее от С олнца, поглощ ается водной средой, причем бо льш ая его часть поглощ ается верхним слоем. И сследо­ в ан и я С. Г. Богуславского [20] п оказал и, что количество погло­ щ енной р ад и ац и и убы вает с глубиной по экспоненциальном у з а ­ кону. И зм ен ен ия тем пературы воды на горизонте z м огут быть рассчитаны по ф орм уле A ^ = O,4 7 Q @ r glZ+ O,5 3 Q 0 p2e - ^ ;

p здесь Q0 — солнечная р ад и ац и я;

Рл и Рг — коэф ф ициенты погло­ щ ения. Р асчеты по ф орм уле Б огуславского п оказал и, что 90% со л ­ нечной р ад и ац и и п оглощ ается в верхнем слое толщ иной 10 м.

П од влиянием ветрового и конвективного п ерем еш ивания по­ глощ енное тепло п ерерасп ред еляется в слое толщ иной несколько д еся т к о в метров. Этот верхний прогреты й слой отделяется от ни­ ж е л е ж а щ и х вод слоем с больш ими верти кальн ы м и гради ен там и тем п ературы и д ругих х арактери сти к — слоем ск ач к а. З н ач и тел ь­ ные градиенты плотности м еш аю т д альн ей ш ем у разви тию турб у­ лен тн ости, затр у д н яю т верти кальн ы й обмен и п репятствую т р а з ­ руш ению слоя скач ка. Д ей ствую щ ая в этом случае архи м едова сила препятствует опусканию верхних, более нагреты х и легких, водны х м асс в глубинны е, более плотны е, слои. С лой ск ач ка, к а к правило, сохраняется в течение всего л ета, не р азр у ш аяс ь д а ж е л о сл е сильны х ш тормов.

А н али з изм енения глубин зал е га н и я слоя ск ач ка по данны м наблю дений судов погоды в А тлантическом океане, проведенны й Ф ренсисом и С томмелом [143], п о казал, что в тех случаях, когда -слой ск ач ка р азв и т слабо, градиенты в нем невелики, под д ей ст­ вием трехдневного ш торм а силой 8— 9 б аллов м ож ет произойти -его р азруш ен ие или зн ачительн ое загл уб л ен и е (рис. 1). Если ж е слой ск ач ка х ар актер и зу ется больш ими верти кальн ы м и град и ен ­ там и тем пературы, то такой ж е трехдневны й ш торм вы зы вает лиш ь незначительное его заглублен ие.

О ценить роль отдельны х ф акторов в процессе ф орм ирования однородного сл оя в настоящ ее врем я достаточно точно н евоз­ мож но. В больш инстве исследований турбулентное перем еш ивание приним ается за основную причину, влияю щ ую на толщ ину одно­ родного слоя (Я ). В то ж е врем я об н аруж ен а ее зависим ость от коли чества поглощ енной рад и ац и и [70]. Ш иротное изменение ве­ личины Н довольно хорош о согласуется с сум м арны м притоком теп ла на поверхность океан а: чем больш е приток теп ла, тем больше толщ и н а верхнего однородного слоя (по крайней м ере д л я •тех районов, где изм енения солености невелики). П ри сопоставлении кр и в ы х ход а облачности и толщ ины однородного слоя Я в ы я в ­ л яется о б р атн ая зависим ость этих величин. П роследить зав и си ­ мость ш иротного изм енения Я от средней скорости ветр а не удается: в вы соких и средних ш иротах, где скорость ветра больш е, чем в тропиках, зн ачен ия Я меньш е, чем в низких. Годовой ход этой величины о п ред еляется потокам и теп л а через поверхность.

П о мере того к а к потери теп ла н ачинаю т п реоб ладать н ад при а) 6) в) г) д) Чфутов ' '/ в,, 8 t w°C 18 20 22 10.. 12 6 8 1 Т —I И шторма ( /) и после шторма (2) [143].

— 29/V—1/VI 1946 г., судно погоды «Е», наибольшая сила ветра 8 баллов;

б — 19—21/VII о.

1946 г., судно погоды «С», ветер 8 баллов;

а — 19—20/VIII 1946 г., судно погоды «А», ветер баллов;

г — 1б—19|/Х 1946 г., судно погоды «С», ветер 8 баллов;

д — 2—4/VI 1948 г., судно погоды «С», ветер 9 баллов;

е — 20—22/У1 1949 г., судно погоды «С», ветер 8 баллов;

ж — 2—4/VIII 1949 г., судно погоды «С, ветер 9 баллов;

з — 9—12/iVIII 1949 г., судно погоды «С», ветер 8 баллов;

« — 1—3/V 1950 г., судно погоды «С», ветер 8 баллов;

/с — 17-— 19/VII 1951 г., судно погоды «А», ветер 8 баллов. ' 1 фут=0,305 м.

током, р азв и вается осенне-зим няя конвекция, которая приводит к заглублен ию слоя скач ка. В одних рай он ах океан а он опус­ к а ет ся на глубину 100— 200 м, в других тем п ература воды в верх­ нем перем еш анном слое становится равной тем п ературе н и ж ел е­ ж а щ и х слоев и слой ск ач к а исчезает.

И зм енение потока- теп л а через поверхность вы зы вает не только сезонны е изм енения терм ической структуры, но м ож ет приводить и к зам етн ы м кратковрем енны м изменениям тем пературы. Б о л ь ­ ш ое влияни е н а тем п ературу воды в однородном слое оказы в ает облачность. О на вл и яет н а приток солнечной рад и ац и и на поверх­ ность океан а, эф ф екти вн ое излучение сл у ж и т косвенной х а р а к т е ­ ристикой интенсивности испарения [13]. Если количество об лаков м еняется от суток к суткам от 0 до 10 баллов, приток теп ла от С олнца изменится на 400— 500 к а л /(с м 2 • су т), что приведет к з а ­ метным изм енениям тем пературы воды [103, 104]. И нтенсивны й прогрев в районе м елководий и банок приводит к значительном у повыш ению тем пературы воды в этих рай он ах и созданию боль,ших горизонтальны х гради ен тов тем пературы н а гран и це с гл убо­ ководны ми районам и. В холодную часть год а из процессов, про­ исходящ их на поверхности м оря, больш ую роль играю т потери теп л а на испарение и турбулентны й теплообм ен с атм осф ерой, ко­ торы е п риводят к понижению тем пературы воды.

Сущ ественную роль в кратковрем енн ы х изм енениях в р асп р е­ делении тем пературы воды на поверхности океан а и в р асп ред е­ лении ее по верти кал и играю т динам ические ф акторы : адвекц и я теп ла течениями, приливы, подъем ы и опускания глубинны х вод при прохож дении барических систем, особенно тропических у р а ­ ганов и тайф унов. Л ев ас ту и В ольф [148] отмечаю т, что адвекц и я играет сущ ественную роль в изм енениях тем пературы воды н а по­ верхности. Они п риводят пример, когда на судне погоды «N» в Ти­ хом океане было зарегистрирован о пониж ение тем пературы за сутки (29— 3 0 /III 1965 г.) на 2,2°С, в то врем я к а к годовое к ол е­ бание в данной точке составл яет 5°С, иначе говоря, в один день колебан и е составило около половины годового. П ричиной этого изм енения бы ла адвекц и я, которую мож но проследить по картам давл ен и я, предполож ив, что ветер созд ает потоки, н ап равлен ны е вдоль изобар. А налогичны е прим еры п риводятся и д л я А тл ан ти ­ ческого океана. Н а основании приведенны х прим еров авторы д е­ лаю т вывод, что причины, вы звавш и е изм енения тем пературы воды,— атм осф ерного происхож дения.

Н аи б о л ее н аглядно влияние переноса теп ла течениями на тем ­ п ературу воды м ож но проследить по одноврем енны м наблю дениям н ад тем пературой воды и течениями на многосуточных станциях.

Н апри м ер, в Тихом океане в зоне см еш ения теплы х вод К уросио и холодны х вод К урильского течения бы ло отмечено р езк ое повы ­ ш ение тем пературы воды в течение двух суток [102]. Н а рис. п редставлен ы последовательны е во времени (через 12 ч) кривы е расп ределен и я тем пературы воды по верти кал и в период повы ш е­ ния тем пературы. Н аи б о л ьш ая изменчивость н аб лю д ал ась на го­ ризонте 25 м. З а 48 ч тем п ература на поверхности повы силась на 1,2°С, на горизонте 10 м — на 1,4°, на 20 м — на 5°, на 30 м — на 3°. Д а л е е с глубиной изменение тем пературы воды ум еньш ается и на горизонте 100 м составляет 0,2°С. С опоставление тем пературы воды с течениям и п озволило об н аруж и ть зависим ость изменений тем пературы воды от скорости и н ап равл ен и я течения. Н а рис. по оси абсцисс отлож ен а составл яю щ ая течения на м еридиан на горизонте 25 м, а по оси ордин ат — тем п ература воды на гори­ зонте 20 м. П орядковы м и ном ерам и обозначены точки в той после­ довательности, к а к проводились наблю ден и я н ад тем пературой воды (через к а ж д ы е 3— 4 ч ). В первы е 3 суток наблю дений тече­ ние имело составляю щ ую, н ап равлен ную с севера на юг (на рис. зн ач ен и е их о тр и ц ател ьн о). З а т е м п роизош ло изменение н ап р ав ­ л ен и я течения, п оявилась составл яю щ ая, н ап р ав л ен н ая на север.

С м ен а н ап р ав л ен и я течения соп ровож д ал ась зам етн ы м повы ш е­ нием тем пературы воды. П осле того к а к установилось течение с составляю щ ей на север, м еж д у изм енениям и тем пературы и те ­ чениям и зам етн ой связи н а гр аф и ке проследить не уд ается.

С ледует отметить, что изменение тем пературы п оследовало за изменением течений не мгновенно, а через 24— 36 ч. Э тот р азры в во врем ени обусловлен, по-видимому, х ар актер о м простран ствен ­ ного р аспределени я тем пературы воды: только через 24— 36 ч пот еле смены н ап р ав л ен и я течений в рассм атри ваем ы й район стал а поступать вода с тем пературой, значительно более высокой, чем та, ко то р ая б ы ла здесь ран ее. П овы ш ение тем п ер ату ­ ры воды в то ж е сам ое врем я бы л о отмечено и на второй мно­ госуточной станции, расп ол о­ ж енной в том ж е районе. П о­ добного рода связь м еж д у тем ­ пературой воды и течениями м ож но проследить и по н а б ­ лю дени ям н а других станциях в р азн ы х рай о н ах Тихого и А тлантического океанов [58, 107]. О влиянии течений на ф о р м у тем пературного проф и­ ля известно м ало, поэтому п р ед став л яет интерес х а р а к ­ терн ое изменение п роф иля в С еверо-А тлантическом тече­ нии (б ан к а Р о к к о л ), которое произош ло под влиянием а д ­ векции теп л а течениям и. По дан ны м наблю дений на много­ суточной станции в течение двух суток (18— 2U/V111) бы ло з а р е ­ гистрировано изменение тем пературы в слое гл у б ж е 20 м (рис. 4 ).

Р еги стр ац и я течений н а этой ж е станции п о к азал а,ч то до 18/V III течение бы ло н ап р авл ен о н а ю го-восток, а п озж е — н а северо-во­ сток, и в район многосуточной станции стал и поступать с ю га бо­ л ее теплы е воды. И з соп оставления двух кривы х рис. 4 видно, что произош ло зн ачительн ое повы ш ение тем пературы в слое н иж е 20 м.

П р и то к теп л а с течением, имею щ им составляю щ ую с ю га н а се­ вер, привел к повыш ению теп л осод ерж ан и я в этом слое. Толщ ина квазиоднородного слоя увели чи лась на 30— 40 м. Если бы не бы ло наблю дений н ад течениям и в этот период и не бы ло бы о б н а­ руж ено изменение н ап р ав л ен и я течения таки м об разом, что по­ яви л ась со ставл яю щ ая, н ап р ав л ен н а я с ю га, то сравнение двух тем пературн ы х кривы х могло бы привести к ош ибочному вы воду о том, что изменение тем пературы вы зван о ветровы м перем еш и­ ванием.

В етровому перем еш иванию часто приписы вается больш ая роль,, чем оно играет в действительности, потому что и з-за отсутствия н аблю дений не у д ается достаточно четко п о к азать роль д руги х ф акторов.

Ш ироко известно так ое явление, к а к выход глубинны х холод­ ных вод на поверхность. Он св язан с сущ ествованием дивергенции вектора течений. Н апри м ер, при циклонической системе ц и р к у л я­ ции, когда вода, д ви гаясь п ро­ тив часовой стрелки, вследствие влияни я силы К ориолиса оттек а­ ет от центра к периф ерии (в се 25 • 15г 23*%24 • * 17» • • ' •Ш •Я 11 • • •В 7»*б « iliL Ми-г - Рис. 3. Связь меж ду температурой Рис. 4. Изменение температур­ воды и составляющей скорости тече­ ного профиля за двое суток.

ния на меридиан. 1 — 18/VIII, 2 - 20/VIII.

верном п о лу ш ари и ), в центре области д л я ком пенсации должен;

происходить подъем вод. П оэтом у в центральной части циклона, слой скач ка расп о л агается б л и ж е к поверхности, а на периферии:

вследствие притока теплы х поверхностны х вод он п огруж ается на:

больш ую глубину. П ри антициклонической системе течений;

в центр области будут п ритекать теплы е поверхностны е воды и,, следовательн о, слой ск ач ка будет загл у б л яться, а н а периф ерии — подним аться к поверхности. А тмосф ерны е процессы, р азв и в а ю ­ щ иеся н ад морем, о казы ваю т больш ое влияние на изменение о к еа­ нических течений. П ри смене барических систем происходит п ере­ стройка поля течений, которая в свою очередь приводит к изм ене­ нию полож ения слоя скач ка. С овокупное влияни е этих непериоди­ ческих изменений течений и приливо-отливны х явлений обуслов­ л и в ает те кратковрем енн ы е изм енения глубины зал е га н и я слоя.

ск ач ка, которы е н аб лю д аю тся во многих рай о н ах морей и океан ов.

Естественно, чем интенсивнее атм осф ерны е процессы, тем р езч е изм енения глубины слоя скач ка. Т ак, н априм ер, при прохож дении глубоких циклонов н ад Ч ерны м морем [19] и тайф унов н ад Тихим океаном [144] н аб л ю д ал ся вы ход на поверхность холодны х гл у­ бинных вод.

О собенно зн ачительн ы е изм енения тем п ературы воды происхо­ д я т при прохож дении тропических у раган ов и тайф унов. П они­ ж ени е тем пературы воды, з а счет подъем а глубинны х вод и по­ треб лен и я у р аган о м тепловой энергии о кеан а м ож ет п р ев ы ш ать 5° [149]. Очень важ н ы й, но ещ е м ало исследованны й при прогно­ зи ровании тем пературы вопрос — каки х изменений терм ической структуры следует о ж и д ать при прохож дении той или иной б ар и ­ ческой системы. Н ет ещ е способа не только п ред сказать, но даже количественно оценить эти изменения. Больш ой интерес д л я пони­ м ани я м ех ан и зм а влияни я у раган ов и тайф унов на терм ическую ’ структуру им еет качествен н ая схем а, п ред лож ен н ая К- Н. Ф едо­ ровы м [114]. Н а основе имею щ ихся сведений о поведении верхнего д еятельн ого слоя о кеан а н ад воздействием тропических ураганов и тайф унов д а н а схем а верти кальн ой циркуляции воды.

С ледует отметить, что в настоящ ее врем я процессы ф орм иро­ в ан и я гидроф изических полей, в том числе и тем пературны х, изу­ чены недостаточно. Н есм отря н а то что в последние годы больш ое вним ание у д ел яется исследованию так и х явлений, к а к кон векти в­ н о-дрей ф овая ц иркуляц ия (вихри Л ен гм ю ра) [45], сущ ествован ие тонкой терм ической структуры [115, 160], учиты вать их при п ро­ гнозе тем пературы воды не п ред ставл яется возм ож ны м.

П о к а м ож но ставить перед собой реальную зад ач у — прогноз тем пературного проф иля, осредненного з а некоторы й п ром еж уток врем ени (сутки и б о л ее). П оэтом у говорить о прогнозе тонкой терм ической структуры преж деврем енно. Н о в будущ ем т а к а я з а ­ д а ч а безусловно встанет, поскольку д л я реш ен ия многих п р ак ти ­ ческих вопросов, наприм ер связан н ы х с акустикой океан а, необ­ ходим прогноз тем пературн ы х инверсий и других неоднород­ ностей.

1.2. К р атко вр ем ен н ая изменчивость тем пературы воды П од кратковрем енной изменчивостью тем пературы здесь пони­ м аю тся изм енения за пром еж утки от суток до нескольких суток.

В последние годы у д ел яется больш ое вним ание исследованию ' изменчивости о кеан а разн ы х м асш табов [53, 72, 86, 110].

Н уж н о отметить, что п ред ставлен и я об изменчивости м енялись на разн ы х этап ах и сследования океан а. Н еравн ом ерн ая освещ ен­ ность М ирового о кеан а данны м и наблю дений н ад тем пературой, м алое число точек, в которы х проводились п родолж и тельн ы е н аб ­ лю дения, п рактически отсутствие синхронны х наблю дений н а больш их у ч астк ах океан а иногда п риводят к и скаж ен н ом у некоторы х исследователей [77], к а ж д ы е 12 ч с акватории север­ ного п олуш ари я поступает 1200 сообщ ений о тем пературе поверх­ ностного слоя воды.

П ри р азр а б о тк е методов п рогноза тем пературы воды ощ у­ щ ается н едостаток синхронны х съем ок больш их участков о кеан а, регулярн ы х наблю дений в постоянны х точ ках океан а, ком плекс­ ных наблю дений н ад тем пературой воды и н ад ф акторам и, опре­ деляю щ им и изменения тем пературы воды.

С пециализированны е н аблю дения, проводимы е исследователь­ скими судам и во врем я экспедиций, имею т высокое качество, но так и х наблю дений немного. С ледует подчеркнуть особую важ н ость наблю дений, проводимы х в постоянных точках океан а в течение п родолж ительного времени. К ним следует отнести наблю ден и я н а многосуточных станц и ях и суд ах погоды. М ногосуточны е стан ­ ции сы грали больш ую роль в исследовании изменчивости тем п ер а­ туры воды и р азр а б о тк е методов п рогноза тем пературы воды в от­ кры ты х рай он ах океан а. Эти наблю ден и я д ал и возм ож ность отде­ лить пространственны е изм енения от временны х, в отличие от «синхронных съемок», о которы х говорилось выш е. Н а основании полученных м атери ал ов найдены количественны е св язи м еж д у из­ менениям и тем пературы воды и течениями, зависим ости изм ене­ ния непериодических течений и адвективны х изменений тем п ера­ туры воды от атм осф ерной циркуляции, и сследовано влияние теп­ лового б ал ан са поверхности м оря н а изм енения тем пературы воды и установлены другие важ н ы е зависим ости, которы е позволили р азр а б о та т ь м етод прогноза тем п ературы воды и течений д л я тех районов, где проводились многосуточны е наблю дения.

Н есм отря на явны е недостатки имею щ ейся инф орм ации, она у ж е сейчас д а е т возм ож ность и оценить кратковрем енную изм ен­ чивость тем пературы воды, и р азр а б о та ть методы ее прогноза.

В преды дущ ем р азд ел е приведено несколько случаев резких изменений тем пературы воды, главны м образом под влиянием те ­ чений. Н о к этим сл уч аям м ож но отнестись к а к к своего р од а и лл ю ­ страциям, поэтому имеет смысл привести некоторы е обобщ енны е х ар актер и сти ки изменчивости. Т аким и х арактери сти кам и могут служ и ть средн еквадратичн ы е отклонения.

Д л я ан ал и за кратковрем енн ой изменчивости тем пературы воды на р азли чн ы х горизонтах рассчиты ваю тся средн еквадратичн ы е отклонения изменений тем пературы воды (2) где t ' — разн ость м еж д у начальны м и конечным зн ачен иям и тем ­ пературы з а пром еж уток времени, в течение которого оценивается изменчивость;

— среднее значение этой разности по р яд у п.

В Г идром етцентре С С С Р вы числялись зн ачен ия а, х ар а к тер и ­ зую щ ие изм енения тем пературы воды за 36 ч в рай он ах судов погоды и многосуточных станций, вы полненны х в А тлантическом Jo°C и Тихом океан ах в теплую ч асть года (июнь— с е н т я б р ь ). Н а рис. д л я прим ера приведены средн еквадратичн ы е отклонения значений тем пературы воды на разли чн ы х гори зонтах д л я некоторы х много­ суточных станций в Тихом океане. В средних ш и ротах наибольш ие зн ачен ия (около 3°) получились д л я слоев с больш ими в ер ти к ал ь ­ ными гради ен там и тем пературы (20— 75 м ). В верхнем перем е­ ш анном слое, а т а к ж е в слое, располож енн ом н иж е области с больш ими верти кальн ы м и гради ен там и, зн ачен ия а ум ень­ ш аю тся.

В тропической зоне м акси м альн ы е зн ачен ия а отм ечаю тся в слое 150—-200 м, т. е. то ж е в слое с наибольш им и в ер ти к ал ь ­ ными град и ен там и тем п ер а­ туры (рис. 8 ).

Д л я оценки изм енчиво­ сти пятидневной тем п ерату­ ры поверхности о кеан а т а к ­ ж е рассчиты вались зн ачен ия средн еквадратичн ы х откло­ нений [103]. Д ан н ы е сн и м а­ лись с к а р т распределени я тем пературы воды, состав­ ленны х в Г идром етцентре С С С Р з а V I— IX 1971— гг., и по ф орм уле (2) р а с ­ считы вались а. Зн ач ен и е t ' в этом случае равн о р а зн о ­ сти за 5 дней. В А тлан ти чес­ ком океан е наибольш ие з н а ­ чения а получились д л я р ай ­ она гидрологического ф рон­ т а (рис. 9 ). Н аи м ен ьш ая и з­ м енчивость — в ю ж ной части рассм атри ваем ого рай он а г" и. и р л ш с р о ! пи вер- /1СГ СЛО \ А тикали значений а в Тихом океане. И*3 ’-’О С. Ш.), особенно ® ЮГО-ЗаПЗДНОИ. СреДНвв 1 4— многосуточные станции втропической — зоне. зн ачение а д л я всего рай он а равн о 1,34°С. Н а рис. п р ед ставл ен а ан алоги чн ая к а р та д л я отдельны х районов Тихого о кеан а с характери сти кой изменчивости за 5 дней. Х арактер р а с ­ пределения величин 0 тот ж е, что и в А тлантическом океане. М а к ­ сим альны е зн ачен ия отм ечаю тся в северо-зап адн ом районе, в зоне мощ ны х теплы х и холодны х течений и области см еш ения их вод.

В северном районе наибольш ие зн ачен ия приходятся на его ю го-западную часть, т. е. зону довольно сильны х течений. Н а и ­ меньш ие о — в ю ж ной части ю ж ного рай он а, где отсутствую т, сильны е течения, нет больш их градиентов тем ператур. О бе карты (рис. 9, 10), полученные д л я разн ы х океанов, сви детель­ ствую т о больш ой кратковрем енной изменчивости тем пературы воды.

В рем енн ая изменчивость тем пературы воды изучена явно недо­ статочно, но все ж е продолж и тельн ы е наблю ден и я в ф и кси рован ­ ных то ч ках д аю т хотя бы п риближ енное п редставлен и е о ней. М е­ нее и сследован вопрос о горизонтальной протяж енности областей, в которы х происходят таки е кратковрем енн ы е изменения. П рост­ ранственны е м асш табы изменений тем пературы воды связан ы с м асш таб ам и процессов, вы зы ваю щ их эти изменения. Л ев ас ту и В ульф [148] п олагаю т, что, поскольку причины изменений тем пе­ рату р ы воды имею т атм осф ерное происхож дение, горизонтальную их протяж енность м ож но считать сравним ой с атм осф ерны м и си­ стем ам и. Ч то ж е касается средней продолж ительности периода, в течение которого н аблю даю тся изменения, то он составл яет не­ сколько дней в вы соких ш иротах, там, где п роходят циклоны, и неделю и более — в низких ш иротах, в рай о н ах с м ало м еняю ­ щ им ся высоким д авлением.

П р едставлен и е о законом ерн остях п ространственны х изменений тем пературы воды д аю т пространственны е корреляционны е ф ун к­ ции. П рим ер корреляционны х функций, рассчитанны х д л я двух районов Тихого океан а, северо-зап адн ого и ю ж ного, приведен на рис. 11 [33]. И зм ен ен ия тем пературы воды (интервал равен 10 д н ям ) в р азн ы х ч астях районов связан ы м еж д у собой Рис. 10. Распределение значений изменения температуры воды поверхностного слоя в отдельных районах а, характеризующих Тихого океана за 5 суток (июнь—сентябрь 1969— 1971 гг.).

неодинаково. В северо-зап адн ом районе, в об ласти наибольш ей и з­ менчивости тем пературы воды (крайний север о-зап ад р а й о н а ), з н а ­ чения корреляционной ф ункции м иним альны. С л а б а я связь и зм е­ нений тем п ературы в этой об ласти с изм енениям и во всем районе ( # г ^ 0,5 ) об ъясн яется тем, что именно на крайн ем северо-зап ад е н аходится зон а гидрологического ф рон та с его особыми тем п ер а­ турны м и условиям и. И зм ен ен ия тем п ературы воды в точках, рас Рис. 11. Пример корреляционных функций изменений температуры воды по про­ странству (июнь—октябрь 1969— 1973 гг.).

X — точки, для которых рассчитывалась корреляционная функция (интервал суток).

п олож енны х вдоль течения, довольно тесно связан ы с изм енениями в соседних точках. Х ар актер изолиний, вы тянуты х вдоль течения, Таблица Размеры температурных неоднородностей Протяженность, Градиенты, Зоны мили град/мили 32,1 0,1 Фронтальные 3 6,2 0,2 Конвергенционные 0,2 3 2, Дивергенционные 0, 3 3, Среднее Таблица Факторы, влияющие на температуру поверхности океана, и возможные ее изменения за 48 ч [77] Значения, принятые для Возможные Основные причины Процессы вычисления 48-часовых изменения изменений за 48 часов 1. Адвекция 1.1. Постоянные Скорость 1 узел;

гори­ 0,8 ° C (I,4 ° F ) (градиентные) те­ зонтальный градиент чения температуры 1,7°C(3°F)/100 м. миль 1.2. Ветровые тече­ Скорость 0,4 узла;

гори­ 0,2 (0.4 ) ния зонтальный градиент температуры 1,7°С (3°F) /100 м. миль 1.3. Приливные Скорость 0,4 узла;

гори­ 0.4 (0,7 ) и инерционные зонтальный градиент течения температуры 3,3°C(6°F)/100 м. миль 0,8(1,4) 2. Теплообмен 2.1. Поступление 600 кал/(см2-24 ч);

глу­ солнечной радиа­ бина перемешанного слоя 17 м ции на поверхность океана (зависит от облачного покро­ ва) 2.2. Испарение 0,4 (0,7 ) 300 кал/ (см2 -2 4 ч );

глу­ (зависит от скоро­ бина перемешанного слоя сти ветра и дефи­ 17 м цита влажности) 0,3 (0,5 ) 2.3. Другие процес­ 200 кал/(см2-24 ч);

глу­ сы теплообмена бина перемешанного слоя 17 м 1,7 ( 3,0 ) 3. Перемешивание При большом градиенте 3.1. Волновое пе­ ремешивание ниже перемешанного слоя увеличение глубины этого слоя на 8,5 м 0,6(1,0) 3.2. Конвекционное В зависимости от потерь перемешивание тепла 0,1 7 ( 0,3 ) 3.3. Течения (пе­ В зависимости от резко­ ремешивание тече­ сти границ ниями) 1,4 ( 2,5 ) 4. Особые причины 4.1. Подъем холод­ Вертикальный градиент ных глубинных вод температуры 2,8°С/30 м (5°F/100 футов). Подъ­ и конвергенция ем на 15 м (45 футов) (дивергенция) нижней границы переме­ шанного слоя в резуль­ тате дивергенции 0.3 ( 0,5 ) (Только в устьях рек) 4.2. Сток пресных вод 0,1(0,2) 4.3. Выпадение ат­ (Только в виде снега и мосферных осадков града) 1.7 ( 3.0 ) 4.4. Образование (В высоких широтах) и таяние льдов у к а зы в ае т н а влияни е адвекции н а изм енения тем пературы воды.

В восточной части этого р ай он а зн ачен ия функции убы ваю т с уве­ личением расстоян и я. В ю ж ном районе связь м еж ду изм енениям и тем пературы в отдельны х точ ках о к а за л а с ь более тесной. К оэф ­ фициенты корреляц ии убы ваю т с увеличением расстоян и я от 0, до 0,1.

К арты, построенны е по осредненны м дан ны м д а ж е з а кон крет­ ные п ром еж утки времени, не говоря у ж е о средних м ноголетних, д аю т лиш ь п рибли ж ен ное п редставлен и е о гори зонтальн ы х м а с­ ш та б а х неоднородностей. П оэтом у больш ой интерес п ред ставляю т резу л ьтаты непреры вной регистрации тем пературы воды в океан е на ходу судна [120]. П ри и зм ерениях тем пературы воды в А тл ан ­ тическом океан е от 50° с. ш. до 60° ю. ш. в XI рейсе Н И С «А кадем ик К урчатов» обнаруж ен о три ти па неоднородностей, хар актер н ы х д л я зон фронтов, конвергенций и дивергенций.

С редние зн ачен ия линейны х р азм еров неоднородностей приведены в т аб л. 1 [120].

Н аи б о л ьш ая п ротяж енн ость тем пературн ой неоднородности (126 м иль) б ы ла отм ечена в Г ольф стрим е, н аибольш ие градиенты (1 гр а д на милю ) — в зоне конвергенций и дивергенций.

И нтересны оценки изменений тем пературы воды под влиянием разл и чн ы х ф акторов, приведенны е в р аб оте [77]. В таб л. 2, за и м ­ ствованной из этой работы, д аю тся зн ач ен и я изменений тем п ер а­ туры воды под влиянием адвекции, теплообм ена, перем еш ивания и некоторы х других причин. И з таб л и ц ы видно, что изменения тем п ературы под влиянием к аж д ого из ф акторов м огут бы ть весьм а сущ ественны м и. П ричем зн ачен ия оп ределяю щ их ф акторов взяты не м акси м альн ы е из тех, что н аблю даю тся в океане. Н а и ­ больш ий эф ф ект следует ож и д ать, когд а несколько ф акторов д ей ­ ствую т в одну сторону. А вторы работы [77] отмечаю т, что в неко­ торы х рай о н ах о кеан а м огут бы ть зн ачительн ы е изм енения, превосходящ ие зн ачен ия, приведенны е в таб л. 2. Н апри м ер, в неко­ торы х рай о н ах о кеан а изм енения тем пературы достигаю т ам пли ­ туды годовы х колебаний. Это относится к средним и низким ш и­ ротам и к рай о н ам подъем а глубинны х вод.

Г л ав а П РО ГН О З РА С П РЕ Д Е Л Е Н И Я ТЕМ П ЕРА ТУ РЫ П О В Е Р Х Н О С Т Н О Г О С Л О Я О К ЕА Н А 2.1. А налитическое представлен и е гидром етеорологических полей а) Р азл о ж ен и е в ряд ы по полином ам Ч ебы ш ева и естествен­ ным составляю щ им. П ри р азр а б о тк е методов прогноза тем п ер а­ туры воды первостепенную важ н ость имеет вопрос о способе 25 аналитического представлен и я полей тем п ературы воды и опреде­ ляю щ и х ф акторов. Д овол ьн о ш ирокое распростран ен ие д л я этой цели получили ряд ы по полином ам Ч ебы ш ева и естественным со­ ставляю щ и м. Э тот способ бы л п редлож ен Н. А. Б агровы м [7, 8];

Ф орм ула р азл о ж е н и я функции от одной перем енной в р яд по полином ам Ч ебы ш ева имеет вид f —... -\-Affi', (3) здесь А{ — коэф ф ициент р азл о ж ен и я;

«р* — полиномы, представ­ л яю щ и е собой п араб ол ы i-того п оряд ка (г'= 1,..., /г).

К оличественной характери сти кой кривы х f ( x ) сл у ж а т коэф ф и ­ циенты р я д а, которы е определяю тся по зад ан н ы м значениям ф унк­ ции и полиномов:

л 2 /(* ) 9i (х) /л\ 2 * 2( * ), ' W П ервы й член р я д а Лофо п ред ставл яет собой среднеариф м етическое значение;

второй член р я д а (Л*рг —/уравнение прямой;

следую ­ -) щ ие члены р я д а — п араб ол ы i -того порядка.

Р азл о ж ен и е функции от двух перем енны х производится по ф ор­ м уле F ( x, у) = A ) o + A o !

?i'fo+ A )i?o ' i +.... -{-Aij'jpi^j.

l (5) К оэф ф ициенты А ц рассчиты ваю тся по ф орм уле k i 2 'Ц ^ (хт п) 91 (хт Ф(У ) j п) У --------- — -----------— ;

(6) ^ ( х ш) 2 Ф|(у») т= 1 л= здесь k — число узлов, в которы х зад ае тся ф ункция в н ап р ав л е­ нии оси х;

I — в н аправлении оси у. Р еал ьн о е поле лю бой гидро­ метеорологической характери сти ки п редставляется в виде суммы элем ентарны х полей, к аж д о е из которы х служ и т характеристикой определенны х процессов. Н априм ер, при разлож ен и и полей атм о­ сф ерного д авл ен и я член Лоофо'фо характери зует среднее значение д авл ен и я в рассм атриваем ом районе;

Л ю ф ^о — м еридиональный перенос, Лмрвф1 — широтный перенос (если оси х и у н аправлены по п ар ал л ел и и м ериди ан у);

Л ц ф ^ — деф орм ационное поле и т. д.

Во многих сл уч аях целесообразно использовать ряды по есте­ ственным составляю щ им. П оскольку естественные составляю щ ие оты скиваю тся по совокупности реальн ы х распределений гидром е­ теорологических элементов, этот р я д сходится быстрее, чем р я д по полиномам Ч ебы ш ева. С ледовательно, д л я аппроксим ации полей с одинаковой точностью членов р я д а по естественным составляю ­ щим нуж но б р ать меньш е, чем по полиномам Ч ебы ш ева. Д а л е е н а прим ере полей тем п ературы будет п оказан о это преимущ ество р я д а по естественны м составляю щ им.

Н е менее важ н ы м преимущ еством способа р азл о ж е н и я в ряды по естественным составляю щ и м яв л яе тся то, что и сследуем ая об­ л а с т ь м ож ет не иметь правильной геометрической формы (к в а д ­ р а т а или п рям оугольни ка) и расстоян и я м еж д у у зл ам и сетки м о­ гут быть не равн ы д руг другу, к а к это требуется д л я рядов Ч е ­ бы ш ева.

Д л я р асчета естественны х составляю щ и х п рим еняется за д а ч а, и звестн ая в м атем ати к е к а к з а д а ч а по оты сканию собственны х чисел и собственны х ф ункций (собственны х векто р о в ). Т еоретиче­ ски е основы и способ реш ения этой зад ач и описаны в р аб оте [8].

Р азл о ж ен и е в ряд ы по естественным составляю щ им п роизводится ан алоги чн о р азл о ж ен и ю по полином ам Ч ебы ш ева. Ф орм ула д ля р азл о ж е н и я ф ункций от одной переменной имеет вид /( x H f lo + i* iC * ) + * A 's ( * )+.. • + а д м - (7) Зд есь B i — коэф ф ициенты р азл о ж ен и я;

X i ( x ) — естественны е со­ ставл я ю щ и е (собственны е ф ун кц ии ). К аж д о й собственной ф ун к­ ции X i соответствует собственное число Л*. С помощ ью собствен­ ны х чисел мож но оценить точность р азл о ж е н и я поля в р яд при учете разли чн ого числа членов р яд а. З а п о к азател ь сходимости р я д а п риним ается отнош ение i h D* _ ! 1 Я ’ где i — п орядок члена р азл о ж ен и я, п — общ ее число точек. Этот п о к азател ь м еняется от R 2 = 0 (р азл о ж ен и е отсутствует) до R 2 = = 1 (р азло ж ен и е абсолю тно точное). П оследнее возм ож н о в том сл у ч ае, ко гд а число членов р я д а равн о числу точек, в которы х з а ­ д а н а ф ункция. К оэф ф ициенты р азл о ж е н и я рассчиты ваю тся по формуле D 2/(•*)*!( *).

2х](х) ’ х — номер точки, в которой за д а е т с я ф ункция,— м еняется от 1 до п.

П ри аналитическом вы раж ен и и кривой распределени я тем п ер а­ туры воды по вер ти кал и х — номер гори зонта, на котором за д а н а t w. Д л я пространственного расп р ед ел ен и я лю бого гидром етеоро­ логического элем ен та х — полож ение точки. П ри больш их р а зм е ­ р ах бассейна следует р ас п о л ага ть точки по вы бранны м коорди ­ натны м осям (наприм ер, вдоль п ар ал л ел и и вдоль м ериди ан а) и рассчиты вать естественны е составляю щ и е отдельно д л я изменения элем ен та вдоль каж д о й оси. В р езу л ь тате получаю тся две системы собственны х векторов Х { (х) и Y j (у ).


Разложение функции F (х, у) в ряд имеет вид F ( x У)==Воо-}~В\оХ\ (х )Л~Во)Уi {У)-\~ВпХ\ (Х) У \ (у)-]-...

... + B tj X t { x ) Y j ( y ). (8) К оэф ф ициенты р азл о ж ен и я В ц вы числяю тся по ф орм уле D 2F(X, y ) X i ( x ) Y j ( y ) ij П оскольку 2 X * = 1 и 2 ^ = 1 Дл я собственны х векторов всех порядков, кром е нулевого, то при i Ф 0, / Ф О Bu ^ F ( x, y ) X i ( x ) - V J (y).

Е сли i = 0 или / = 0, то соответствую щ ие коэф ф ициенты вычис- л яю тся по ф орм улам о 2 F (•* у) Xi (л) В * = ------------Ту-----------’ в 2 F ( x, y ) Y j (y) где п х, п у — число точек по осям х и у соответственно.

Абсолю тные зн ач ен и я коэф ф ициентов р азл о ж ен и я показы ваю т удельны й вес данного элем ентарного поля (или кривой) в исход­ ном поле, которое п ред ставл яется в виде ряда. З н ак, стоящ ий п е­ р ед коэф ф ициентом, хар ак тер и зу ет н ап равл ен и е потока. Так, н а ­ прим ер, если при полож ительном значении коэф ф ициента Вы э л е ­ м ентарное поле Б 10Х1У0 хар ак тер и зу ет м еридиональны й поток, н ап равлен ны й с ю га на север, то при отрицательном значении Вы — с севера н а юг.

В зависим ости от поставленной зад ач и д л я количественного вы р аж ен и я полей гидром етеорологических элем ентов берется р а з ­ ное число членов р яд а. Д л я того чтобы точно восстановить з н а ­ чение F( x, у ) в каж д о й точке поля, необходимо, чтобы число чле­ нов р я д а было равн о числу точек, в которы х зад ан о F( x, у ). Ч и ­ сло членов р я д а при представлении прогнозируем ы х элем ентов о п ределяется в соответствии с необходимой точностью прогноза.

б) и А налитическое п редставлен и е полей тем пературы воды потоков теп л а через поверхность океан а. К а к у ж е отмечалось выше, р яд по естественным составляю щ им сходится быстрее, чем по полином ам Ч ебы ш ева, поэтому д л я аналитического п ред став­ лен и я расп ределен и я прогнозируем ого элем ен та ц елесообразнее использовать естественные составляю щ ие.

О собенно зам етн о преимущ ество р я д а по естественным состав­ ляю щ им д л я районов со слож ны м распределением тем пературы воды. В так и х сл уч аях д л я достаточно подробной характери сти ки поля требуется за д а в а т ь зн ачен ия тем пературы воды в у зл ах до вольно густой сетки. С ледовательно, д л я восстановления прогнози­ руемого п оля тем пературы воды с достаточно вы сокой точностью необходимо б р ать сум м у больш ого числа членов р яд а. П оскольку при аналитическом п редставлении полей за д а ч а п рогноза сводится к прогнозу коэф ф ициентов р я д а, то возн и кает необходимость в со­ ставлении больш ого числа прогностических уравнений, что у сл о ж ­ няет зад ач у р азр аб о тк и м етода прогноза и составлен ия прогнозов.

П оэтом у особенно в аж н о и спользовать ряды, которы е быстрее сходятся, т. е. по естественным составляю щ им.

Д л я северо-зап адн ого рай он а С еверной А тлантики было про­ ведено сопоставление результатов прим енения полиномов Ч ебы ­ ш ева и естественны х составляю щ и х [100]. Ф орм улы д л я р а зл о ж е ­ ния тем пературного поля в р яд по полином ам Ч ебы ш ева tpiipj и естественны м составляю щ им XiYj имею т вид t = ^ o o -f--^ W lto -b -‘4oicPo(l,l _f"-Anc Plll'l ~Ь • • • X 0r 1+ B t X l Y 1+... + B t jX i Y j, u i (9) где А \ и В 1 — коэф ф ициенты р азл о ж ен и я в ряд ы соответственно..

по полином ам Ч ебы ш ева и естественным составляю щ им. Северо зап ад н ы й район А тлантического о кеан а (рис. 12) отли чается слож н ы м и гидрологическим и условиям и. В распределении тем пе­ рату р ы воды на поверхности это п роявл яется в больш их град и ен ­ т а х тем пературы воды, слож ной конф игурации изотерм, больш ой врем енной и пространственной изменчивости. Д л я этого рай он а вы бор сетки, в у зл а х которой п рогнозируется тем п ер ату р а воды, д о лж ен п роизводиться с учетом его особенностей. П ри больш ом ш аге сетки недостаточно точно аппроксим ируется поле, при м а ­ л о м — м едленнее сходится ряд. И спы тан и е трех сеток: 45 точек ( 9 X 5 ), 99 ( 9 x 1 1 ) и 196 ( 1 4 x 1 4 ), п о казал о, что оптим альны й в а ­ р и а н т — 99 точек. Е сли точек в зять меньш е, то не будут у л а в л и ­ в ать ся гл авн ы е особенности в распределени и тем пературы воды.

Е сл и ж е увеличить число точек, то небольш ие язы ки теплой и хо­ лодной воды все равн о уловить н евозм ож но, а число членов р яд а, которое необходимо д л я восстановления тем п ературы воды, воз­ р астает. Г раницы р ай он а вы бран ы таки м образом, чтобы больш ая ось б ы ла п ар ал л ел ь н а ген еральн ом у н ап равлению гидрологиче­ ского ф ронта. В этом случ ае точнее оп ределяется полож ение гид­ рологического ф ронта.

Д л я р азл о ж е н и я в р яд по естественным составляю щ им необхо­ дим о предварительн о рассчитать сам и естественны е составляю щ ие.

Д л я р асчета естественных составляю щ и х и спользуется совокуп­ ность ф актических пятидневны х полей тем пературы. Р асч ет соб­ ственны х векторов и собственны х чисел (естественны х составл яю ­ щ их) п о казы вает, что, если ограничиться первы м и тр ем я собствен­ ными числам и ( г = 3 ), то п о к аза тел ь связи R 2 равен 0,87— 0,97.

Э лем ен тарн ы е поля, соответствую щ ие членам р я д а по естест­ венным составляю щ им, б ли ж е ото б р аж аю т отдельны е черты реальн ого тем пературного поля, чем по полином ам Ч ебы ш ева. Н а и ­ более н агл яд н о мож но проследить преим ущ ество двух членов р я д а, которы е х ар актер и зу ю т основную особенность р ас см а тр и в ае­ мого тем пературного поля — полож ение гидрологического ф ронта.

Э лем ен тарн ое поле, соответствую щ ее члену р я д а Ч ебы ш ева •doi'cpo^i (рис. 13), о то б р аж а ет равном ерное убы ван и е тем пературы с ю га на север, точнее от области вод Г ольф стрим а до области хо Рис. 12. Район, в котором прогнозируется температура воды.

лодны х вод Л аб р ад о р ск о го течения. С оответствую щ ий член р я д а по естественным составляю щ им т а к ж е хар ак тер и зу ет это у б ы в а­ ние, но равном ерность его н аруш ена. В зоне с больш ими горизон­ тальн ы м и град и ен там и тем пературы воды отм ечается сгущ ение изолиний. Э лем ентарное поле B 02X 0Y2, характери зую щ ее такж е ш иротный контраст, отли чается сгущ ением изолиний на гр ан и ц ах этой зоны. В ю ж ной части р ай он а тем пературн ы е градиенты неве­ лики. и там отм ечается р азр еж ен и е изолиний. С трелки у к азы в аю т на распределени е величин X{Yj. С тавили сь они по правилу* при-.

нятом у д л я потоков (сп рава — вы сокие зн ачен ия, слева — н и зк и е ).

П ом им о такого качественного сравнения, сопоставление р а с ­ считанны х значений тем пературы воды та к ж е п одтверж дает ц ел е­ сообразн ость прим енения естественны х составляю щ их. П ри од и н а­ ковом числе членов р я д а (равном 16) обеспеченность расчетов при использовании полиномов Ч ебы ш ева о к а за л а с ь равной 80%, а ес­ тественны х составляю щ и х — 90 %.

П ри использовании р яд ов д л я аналитического представлен и я полей расп р еделен и я тем пературы воды необходимо п р ед ставл ять Рис. 13. Сравнение членов ряда Чебышева (Aoiq’oiJ’i и ЛогФо'ФО и ряда естествен­ ных составляющих (Ba\XaYi и B 02X0Y2).

х ар а к тер элем ен тарн ы х полей, соответствую щ их отдельны м ч л е­ нам р я д а. Вес их в ф орм уле (9) зави си т от х а р а к те р а р асп р ед ел е­ ния тем пературы. Д л я рассм отренного вы ш е рай он а северо-зап ад ной А тлан ти ки наибольш ий вес имею т коэф ф ициенты Боо (среднее зн ачение по п л о щ ад и ), Boi и В 02. П ри р азл ож ен и и в р яд расп р е­ делен и я тем пературы воды в северной части А тлантического океан а (15— 60° с. ш.) вы яснилось [103], что, кром е элем ентарны х полей, х ар актер и зу ю щ и х тем пературны й фон (Вт) и ш иротный кон траст тем ператур (BoiXoYi)^ сущ ественный в к л а д вносит член р я д а B u X iY u Б о л ь ш ая роль члена B u X iY i об ъясн яется своеоб раз­ ным распределени ем тем пературы воды в А тлантическом океане.

Н а севере о кеан а холодное течение на за п а д е и теплое Северо А тлантическое течение на востоке п риводят к тому, что тем п ер а­ ту р а на востоке на одной и той ж е ш ироте значительно выш е, чем на зап ад е. В ю ж ной части рай он а, наоборот, н а востоке тем п ер а­ т у р а воды значительно ниж е, чем на зап ад е. Т акой кон траст соз­ д а е т Г ольф стрим и холодны е течения у п обереж ья А фрики. И з рис. 14 видно, что именно такую картин у д а е т член р я д а B u X t f i.

Д л я других типов распределени я тем пературы воды (наприм ер, в рассм отренном вы ш е северо-западном районе А тлантики) в к л ад этого члена невелик, зн ачен ия коэф ф ициента В и неустойчивы во времени.

110 100 80 60 40 20 О 10 70 60 50 40 30 Рис. 14. Элементарное поле XiYi.

В изм енениях всех трех коэф ф ициентов (Воо, Боь В и ), даю щ их главны й в к л а д в тем пературн ое поле, н аб лю д ается отчетливо вы ­ раж ен ны й сезонный ход.

П олучить единую систему естественных составляю щ их д л я всей северной части А тлантического о кеан а или хотя бы д л я такого больш ого района, к а к район 15— 60° с. ш., чрезвы чайно удобно д л я упрощ ения процедуры составлен ия прогнозов. Н о с точки зр е ­ ния точности аналитического представлен и я полей удобнее делить океан на районы и д л я каж д ого рай он а находить свои естествен­ ные составляю щ ие. В ыш е отм ечалась необходимость вы деления се­ веро-западн ого рай он а С еверной А тлантики с его слож ны м и гид­ рологическими условиями. Р азли чн ы й х ар актер распределени я потоков теп ла через поверхность океан а в северной и ю жной ч а ­ стях служит обоснованием деления океана на Две части [104].


Следует отметить, что при разделении океана на северную и юж­ ную части повысилась. точность аппроксимации температурного поля при одной и той же сумме членов ряда. Так, для всего рай­ она в целом поле температуры восстанавливается суммой 16 чле­ нов ряда с обеспеченностью 85% при ошибке 0,67а. Если же рас­ сматривать отдельно северную и южную части, то поле восстанав­ ливается с обеспеченностью 95%.

Аналитическое представление полей температуры воды с ис­ пользованием рядов дает возможность перейти от значений тем­ пературы воды в отдельных точках к единым характеристикам температурного поля в целом (в виде коэффициентов Вц) и тем самым получить возможность создания адвективных схем прог­ ноза. ' При отыскании прогностических зависимостей температуры воды от потоков тепла через поверхность океана Q) их также удобно представлять аналитически с помощью рядов по естест­ венным составляющим.

Величина 2 ] Q как функция координат может быть представ­ лена в виде ряда ;

s S Q ( x, y ) = B & + B % X xY 0+ B& X y x+. • • Л-BlXiYj-, (10) здесь В®. — коэффициенты разложения;

X, У — естественные со­ ставляющие. ' Количественной характеристикой пространственного распреде­ ления величины 2 ] Q служат коэффициенты ВЯ.. j Z$ В качестве исходных данных для расчета естественных состав­ ляющих использовалась совокупность полей распределения вели­ чин 2 Q- На рис. 15 представлено распределение величины Q за май—сентябрь 1971—1973 гг. Баланс рассчитывался по методу [113] для пятидневок, а затем суммировался, начиная с 1м ая.

Расчеты велись для каждого из 36 квадратов (рис. 15). Подроб­ нее о способе расчета потоков тепла через поверхность океана бу­ дет сказано в разделе 2.2;

здесь мы остановимся лишь на способе аналитического представления полей 23 Q- Как и при аппроксима­ ции температурного поля, естественные составляющие для полей распределения 2 Q рассчитывались как для всего района 15— 60° с. ш. в целом, так и для его северной и южной частей. Вывод получился тот же: при выделении северной и южной частей число членов, необходимое для аппроксимации с заданной точностью, уменьшается.

Чтобы восстановленные значения 2 Q в каждой из 36 точек позволили охарактеризовать основные особенности распределения 2] Q, необходимо брать сумму 6—8 членов ряда;

детали распре­ деления могут-быть восстановлены 10— 12 членами ряда. Вводить в уравнения для прогноза температуры воды такое количество пе­ ременных не всегда возможно из-за небольших рядов наблюде­ ний. Поэтому целесообразнее разделить акваторию океана на 3 Зак. № 298 районы в соответствии с характером распределения величины ZQ При анализе пространственного распределения суммарного по­ тока тепла через поверхность океана обнаруживается зависимость его от определяющих факторов, в первую очередь от облачности и разности температур воды и воздуха. В северной части рассмат­ риваемого района изолинии вытянуты в основном с запада на во­ сток, а в южной — с севера на юг. Это объясняется, по-видимому, 70 70 60 50 80, 70 60 50 Рис. 15. Распределение потока тепла через поверхность 2 Q (в ккал/см2).

Д аны ном ера к в ад р а то в и гран и ц ы район ов.

соответствующим распределением облачности. На картах распре­ деления облачности за отдельные пятидневки обнаруживается об­ щее увеличение облачности с юга на север от 3—4 до 10 баллов.

В северной части района линии равной'облачности вытянуты вдоль параллели, а на юге распределение более сложное. В районе азорского максимума давления обнаруживается область малой об­ лачности, и это находит отражение на картах распределения по­ токов тепла через поверхность океана.

В соответствии с особенностями распределения величины ^ Q на севере и на юге район был разделен на две части — северную и южную (рис. 15). Для каждого района была найдена своя си­ стема естественных составляющих. В этом случае в уравнениях для прогноза температуры воды в северной и южной частях мо­ жно ограничиться введением 4—6 коэффициентов В,?, что упро­ щает уравнения и повышает их надежность.

2.2. Связь между температурой воды и потоками тепла через поверхность океана Тепловые процессы, протекающие на поверхности океана,— по­ глощение солнечной радиации водной средой, эффективное излу­ чение, испарение и турбулентный теплообмен с атмосферой — ока­ зывают существенное влияние на изменение температуры воды.

Более отчетливо это влияние можно проследить, если рассматри­ вать большие промежутки времени. Годовой ход температуры обусловлен именно процессами на поверхности океана, в первую очередь годовым ходом солнечной радиации. При кратковремен­ ных изменениях температуры воды роль этих процессов также су­ щественна, поэтому их необходимо учитывать и при краткосроч­ ных прогнозах температуры. Однако следует отметить, что для отдельных районов морей и океанов, характеризующихся сгонно-на­ гонными явлениями, значительной адвекцией тепла течениями^ ап пвелингом и т. д., прогнозы можно строить и без учета теплового баланса поверхности, принимая во внимание лишь динамические факторы. Одной из первых работ по краткосрочному прогнозу тем­ пературы воды, основанному лишь на учете теплового баланса по­ верхности, была работа Я- А. Тютнева [112]. Метод разрабаты­ вался для прибрежной зоны Азовского моря и северной части Кас­ пийского, т. е. для районов, где роль адвекции незначительна и перемешивание достигает дна. Между изменениями среднесуточ­ ной температуры воды и изменением теплового баланса за соот­ ветствующие сутки обнаружена довольно тесная связь. Но для того, чтобы ее можно было использовать в прогнозах, необходимо располагать метеорологическим прогнозом (температуры и -влаж­ ности воздуха, облачности и скорости ветра) и, кроме того, прог­ нозом температуры воды, который и является конечной целью ра­ боты. Тютнев предложил расчет баланса вести двумя этапами.

На первом этапе баланс (Q) рассчитывается по температуре воды предшествующего дня. Затем по значению Q с помощью специаль­ ного графика вычисляется соответствующее изменение темпера­ туры воды. На втором этапе в формулы для расчета теплового ба­ ланса вводится исправленная температура воды. Так, методом последовательных приближений ведется расчет до конца пяти­ дневки.

Примерами краткосрочного прогноза без учета потоков тепла через поверхность океана могут служить прогноз колебаний тем­ пературы воды, обусловленных сгонами у приглубых берегов Крыма [13] и' прогноз глубины залегания изотерм на границе вод­ ных масс в районе Новошотландского шельфа и у западных 3* берегов Африки. Вблизи побережья Крымского полуострова при сгонных ветрах наблюдается выход холодных глубинных вод, ко­ торый приводит к понижению температуры воды на поверхности моря на 10—;

15°С. Чем больше скорость сгонного ветра й чем дольше он действует, тем более низкие значения может принять температура воды. Для прогноза температуры воды предложен график связи между температурой воды поверхностного слоя и суммой проекций скорости сгонного ветра на направление, парал­ лельное береговой черте.

При прогнозе положения характерных изотерм на Новошот­ ландском шельфе и северо-западном шельфе Африки в качестве определяющих факторов использовались Характеристики атмо­ сферной циркуляции над Атлантическим океаном. Положение изо­ терм отождествлялось с границами водных масс и предполагалось, что смещение границ происходит под влиянием динамических причин.

В большинстве случаев при прогнозах температуры воды необ­ ходимо учитывать влияние и динамических, и термических фак­ торов. Ввиду трудности одновременного учета и тех, и других фак­ торов при разработке практически приемлемых методов прогноза возникает вопрос о том, что следует учитывать в первую очередь — потоки тепла через поверхность океана или адвекцию тепла те­ чениями. Существует два подхода к решению этого вопроса. В ме­ тоде прогноза температуры воды, разработанном в Гидрометцен­ тре СССР [35, 103], предусматривается вначале расчет изменений температуры воды за счет потоков тепла через поверхность, оке­ ана, затем выделение адвективных изменений, и," наконец, уста­ новление связи между адвективными изменениями температуры и характеристиками атмосферной циркуляции.

В работе Джеймса [39] рекомендуется другой подход. Вначале рассчитываются адвективные изменения температуры и уже с уче­ том этих изменений рассчитываются составляющие теплового ба­ ланса. По-видимому, можно рекомендовать оба подхода, но пер­ вый подход представляется более целесообразным. Поскольку по­ токи тепла через поверхность океана рассчитываются более достоверно, чем адвекция, то лучше выделить ту часть изменений температуры воды, которая определена более надежно. При стати­ стическом методе учета адвекции тепла течениями систематиче­ ские ошибки в расчете потоков тепла автоматически учитываются коэффициентами регрессии.

При расчете составляющих теплового баланса поверхности океана встречаются большие трудности, связанные с недостаточ­ ной гидрометеорологической информацией. Расчетам потоков тепла через поверхность океана посвящены многие исследования, но в большинстве случаев расчеты проводились за большие про­ межутки времени (месяц, сезон) и для выяснения роли потоков тепла в кратковременных изменениях не могут быть использованы.

Данные судов погоды и многосуточных станций дали возможность оценить потоки тепла в отдельных точках океана за короткие про­ межутки.времени.'Довольно полная информация о метеорологи­ ческих элементах (температуре и влажности воздуха, облачности, скорости ветра) и температуре воды на.поверхности океана дала возможность рассчитать потоки тепла по формулам, предложен­ ным, в работах [24, 69]. Таким образом были рассчитаны суточные и пятидневные значения поглощенной радиации, эффективного излучения, потерь тепла на испарение и турбулентный теплообмен океана с атмосферой [101, 102].

Но такие регулярные сведения о метеорологических элементах имеются только для ограниченных районов океанов И ограничен­ ных промежутков. времени. С основной же акватории Мирового океана поступает лишь обычная судовая информация со всеми присущими ей недостатками: даются не все элементы, координаты станций меняются, освещенность в разных районах неодинакова й т. д. Такие данные не дают возможность рассчитать все состав­ ляющие теплового баланса поверхности, поэтому при разработке методов прогноза температуры воды разрабатываются упрощен­ ные схемы расчета теплового баланса. Эти упрощения, как пра­ вило, сводятся к сокращению числа метеорологических элементов, необходимых для. расчета потоков тепла. Поскольку наиболее плохо обстоцт. дело с наблюдениями над влажностью, то в пер­ вую очередь приходится искать способ замены именно этого эле­ мента. В работе Мориязу [153] найдены связи между температу­ рой воды и воздуха, а также между температурой воздуха и влажностью. Коэффициенты корреляции между декадными зна­ чениями температуры воздуха и воды для отдельных квадратов в северо-западной части Тихого океана превышают 0,8. Такие вы­ сокие коэффициенты корреляции позволяют аппроксимировать температуру воздуха в виде линейной функции температуры воды. Ошибки расчета при этом не превышают 0,3°С. Влажность воздуха также может быть представлена как функция темпера­ туры воды;

при этом ошибки расчета для большинства случаев не превышают 1,5 мбара.

В методах прогноза температуры воды для Атлантического и Тихого океанов, разработанных в Гидрометцентре, используется упрощенный способ расчета теплового баланса поверхности оке­ ана, предложенный Я- А. Тютневым [113]. Суммарный поток тепла через поверхность [Q кал/(см2 • сут)] рассчитывается по формуле Q = (4,3 + 2 6 )(* a- * T) + l,0 3 Q e - 1 8 2 ;

O (11) здесь Ё — максимальная упругость водяного пара, вычисленная по температуре воздуха (в миллибарах);

ta — tw— разность тем­ ператур воды и воздуха;

Q®— поглощенная солнечная радиа ция.

Разность температур воды и воздуха и влажность воздуха, ко­ торые входят в первый член уравнения, позволяют учесть про­ цессы испарения и турбулентного теплообмена. Второй член урав­ нения выражает приток тепла через поверхность океана от сол­ нца, а третий приближенно характеризует среднее значение эффективного излучения. Таким образом, по трем гидрометеорологи­ ческим элементам — температуре воды и воздуха и облачности — можно рассчитать суммарный поток через поверхность океана.

Оценить влияние потоков тепла через поверхность океана на температуру воды в условиях реального океана весьма трудно, так как все факторы действуют на формирование температурного поля одновременно. Для выяснения связей между полями распределе­ ния температуры воды на поверхности океана и распределением величины 2 ] Q по площади океана удобно и те, и другие поля представить аналитически рядами естественных составляющих.

Самая тесная связь ( / ? 0,90) отмечается между первыми коэф­ фициентами разложения по­ лей (В*00 и В® ), которые представляют собой сред­ ние значения величин tw и Q на площади [104].

На рис. 16 представлена связь между *0 и 23^ для 3 районов северной части / / Атлантического океана— се­ / верного, северо-западного / / и южного (рис. 15). Кри­ / _ вые для разных районов / отличаются между собой.

Особенно заметно различие / / кривых для северного и /' /' южного районов. Крутизна У' линии для северного района ^ —1 —I I I I 1 _I I I I I —| — — _ _ _ заметно больше, чем для о 4 8 121 В 20 24 В§ южного. Без анализа подпо верхной термической струк­ Рис. 16. Связь между B q0 и В ^ д.

туры объяснить эту особен­ 1 — ю ж ный район ;

2 — с е в е р о -з а п а д н ы й ность трудно. Но, по-види район ;

3 — северн ы й район.

мому, различие в наклоне кривых связано с различной глубиной перемешивания. В среднем в северном районе толщина перемешанного слоя меньше, чем на юге. Следовательно, одно и то же количество тепла, поступаю­ щее через поверхность океана, приведет в северном районе к боль­ шему повышению температуры воды по сравнению с южным.

Первый коэффициент разложения распределения величины 2] Q тесно связан также с теми коэффициентами разложения тем­ пературного поля, которые характеризуют широтный контраст тем­ ператур и положение гидрологического фронта [100, 104]. Для от­ дельных районов океана элементарное поле B®XQ довольно хо­ рошо отображает реальное температурное поле, поэтому введение в уравнение для прогноза температуры воды в качестве аргумен­ тов только первых двух коэффициентов (В ^ и Вв) уже дает воз* можность приближенно оценить влияние потоков тепла. Но для более точного учета влияния этого фактора нужно вводить 4— б коэффициентов. С потоками тепла обнаруживаются тесные связи коэффициентов разложения температурного поля первого порядка — В*и ). При прогнозе коэффициентов более высокого порядка необходимо учитывать динамические факторы.

Мориязу [151] при разработке метода прогноза температуры воды в Тихом океане для выявления роли теплового баланса ис­ пользовал корреляционный анализ. Он оценил связь между пото­ ком тепла через поверхность океана и температурой воды на по­ верхности для северо-западной части Тихого океана. Тепловой ба­ ланс рассчитывался для 377 четырехугольников со сторонами 2° по широте и 5° по долготе. Рассчитанные значения теплового ба­ ланса дали возможность оценить энергообмен между отдельными частями рассматриваемого района. Тепловой баланс оказался по­ ложительным в течение всего года для южной части района. Это тепло переносится течением Куросио на север. Из анализа распре­ деления самих значений Q видно, что перенос тепла течениями играет заметную роль в формировании температурного поля. Для получения количественных характеристик связи между темпера­ турой воды и тепловым балансом рассчитаны коэффициенты кор­ реляции. Поскольку сезонный ход не исключался, то коэффи­ циенты корреляции получились^ выше там, где он отчетливее выражен. Севернее 26° с. ш. коэффициенты корреляции в ос­ новном выше 0,6. Для южной части района связь температуры воды с тепловым балансом довольно слабая. Ссылаясь на ра­ боту [161], Мориязу объясняет это влиянием вертикальной адвек­ ции.

При рассмотрении связей температуры воды с потоками тепла через поверхность океана необходимо остановиться еще на одном вопросе. Обычно при прогнозах температуры воды учитывается суммарный поток тепла через поверхность, который складывается из поглощенной радиации, эффективного излучения, потерь тепла на испарение и турбулентного теплообмена с атмосферой. Но пра­ вильнее было бы рассматривать влияние каждого из этих процес­ сов отдельно, а затем просуммировать результат. Кроме того, сле­ дует при краткосрочном прогнозе рассчитывать поток тепла от­ дельно для дневной части суток и ночной.

Это вызвано тем, что перечисленные процессы имеют разную физическую природу и влияние их на термическую структуру не­ одинаково. Испарение, турбулентный теплообмен и эффективное излучение происходят на. поверхности моря в течение суток. Ноч­ ная конвекция, вызванная этими компонентами баланса*' оказы­ вает заметное влияние на формирование температурного профиля.

Солнечная радиация поступает на поверхность моря только днем, и она проникает вглубь^ подчиняясь закону поглощения солнеч­ ной энергии водной средой.

Джеймс [39] приводит примеры формирования температурного профиля в течение суток в зависимости от того, в какой последо­ вательности чередовались процессы притока и потерь тепла.

На рис. 17, заимствованном из работы [39], можно проследить результаты трех способов учета притока тепла, равного 300 кал/см2, и потерь тепла, равных — 200 кал/см2:

а) приток тепла, равный 300 кал/см2, приводит к повышению температуры в верхнем слое и созданию отрицательного гради Шаг Шае Исходная кривая а) б) Рис. 17. Примеры учета влияния потоков тепла через поверхность океана-на термическую структуру [39].

а : шаг / — приток тепла прибавляется, шаг 2 — потери тепла вычитаются;

б: шаг J — потери тепла вычитаются, шаг 2 — приток прибавляется;

в — суммарное количество тепла прибав­ ляется.

ента;

последующие потери тепла (—200 кал/см2) вызывают кон­ вективное перемешивание;

б) вначале происходят потери тепла, а затем приток тепла, т. е. вначале в результате конвекции происходит понижение тем­ пературы в некотором слое, а затем образуется отрицательный градиент;

в) суммарный поток тепла» равный 100 кал/см2, приводит к образованию небольшого отрицательного градиента.

Как видно из рис. 17, в приведенных трех случаях расчеты дают разную температуру воды на поверхности и разные темпера­ турные профили.

2.3. Прогноз распределения температуры воды поверхностного слоя океана Метод прогноза температуры воды в теплую часть года с за­ благовременностью 5— 10 дней, разработанный в Гидрометцентре СССР JI. И. Скриптуновой, основан на учете потоков тепла через поверхность океана и адвекции тепла течениями [100,, 103, 104].

Исходными данными для разработки метода послужили судо­ вые попутные наблюдения над температурой воды и воздуха и облачностью. Эти данные представляют главный источник массо­ вой информации, поэтому они используются как для получения методов прогноза температуры воды, так и для их составления и проверки.



Pages:   || 2 | 3 | 4 | 5 |   ...   | 6 |
 





 
© 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.