СХЕМА ОБЩЕЙ ЦИРКУЛЯЦИИ АТМОСФЕРЫ И ОКЕАНА

Формирование термического состояния и условий увлажнения происходит на Земле при важнейшем участии движений воздуха и водных масс океана. Рассмотрим крупномасштабные особенности циркуляции атмосферы. Под понятие «крупномасштабные» подпадают те движения, динамика которых определяется балансом между силой барического градиента и силой Кориолиса. Поскольку последняя обращается в нуль на экваторе, данная концепция применима главным образом для внетропической зоны. Баланс названных сил достигается в горизонтально протяженных системах циркуляции атмосферы (занимающих многие сотни километров), поэтому определение «крупномасштабные» оправдывает свое звучание. Поскольку в этот масштабный диапазон попадают атмосферные циклоны, антициклоны и крупные фронты, т.е. основные объекты синоптического анализа, применяется также термин «синоптический масштаб» циркуляции. Отметим, что горизонтальные масштабы возмущений (волн, вихрей) синоптического масштаба могут быть оценены по так называемому радиусу деформации Россби, который равен

где / = 2со sin ф — параметр Кориолиса (со — угловая скорость вращения Земли, ф — широта); N — частота Брента—Вяйсяля (см. параграф 1.1)); Z) — размер слоя, в котором развивается движение (толщина тропосферы), при типичных значениях LR = 1000 км.

При балансе сил Кориолиса и давления поле ветра и поле давления связаны геострофическими соотношениями

где декартовы оси хиу направлены на восток и к полюсу, соответственно.

Эта аппроксимация хорошо выполняется в свободной атмосфере (выше пограничного слоя) даже при сопоставлении «мгновенных» скоростей ветра и флуктуаций давления. Тем более она надежна, если рассматриваются значения, осредненные по времени.

Структура указанных соотношений не позволяет применять их вблизи экватора. Базируясь на сопоставлении измеренных скоростей ветра и величин барического градиента, Ю.А. Романов показал, что внутри тропиков нарушение геострофического соотношения в меридиональной составляющей ветра наблюдается уже с 15—20°. В то же время зональная компонента скорости сохраняет «геострофиче- ские» черты почти до экватора. Продифференцировав выражение (1.16), можно получить формулу для связи поля давления и зональной составляющей ветра на экваторе

в котором р = Э//rdy = 2cocos(p/r — параметр Россби (равный на экваторе 2со/г= 2,3 • КГ11 м-1с-1).

Вводя для характеристики атмосферного давления геопотенци- альный метр Н (величину, численно близкую к реальному метру, «взвешенную» на отличия g на 45° и других широтах), можно, используя соотношение статики, переписать геострофические соотношения как

Теперь вертикальной координатой вместо высоты служит атмосферное давление.

Геострофические соотношения показывают, что изобары (линии, где р = const) и изогипсы (линии, где Н = const) представляют собой линии тока геострофической циркуляции. Поэтому по картам атмосферного давления или картам изогипс (картам барической топографии) поле скорости может быть сразу определено.

Скорости вертикальных движений на данном масштабе циркуляции очень малы по абсолютной величине. Отражением этого обстоятельства является то, что уравнение гидродинамики (см. введение) для вертикальной составляющей скорости вырождается в уравнение статики

Проинтегрировав выражение (1.19) и используя уравнение состояния для идеального газа (см. введение), можно получить важное соотношение между высотами изобарических поверхностей, соответствующих разным давлениям и р0), и средней температурой слоя:

Из (1.20) следует, что расстояние между двумя изобарическими поверхностями зависит только от температуры, и оно больше в теплом воздухе, чем в холодном. Это условие можно с некоторым допущением распространить и на оценку расстояния между некоторой изобарической поверхностью и земной поверхностью, поэтому, например, в тропиках изобарические поверхности расположены выше, чем в умеренных и высоких широтах. Наклон изобарических поверхностей в сторону полюсов порождает западный перенос умеренной зоны, имеющий отчетливые геострофические черты.

Комбинируя формулы геострофического ветра и уравнение статики, можно получить важное соотношение, увязывающее между собой поля температуры и ветра, — так называемое соотношение «термического ветра». Так, имеем для зональной составляющей скорости ветра

Здесь ug и ug,0 скорость на текущем (г) и нижнем (г0) уровне атмосферы, горизонтальный градиент температуры рассматривается как средняя величина для рассматриваемого слоя атмосферы.

Данное соотношение показывает, что существование горизонтального градиента температуры в некотором слое атмосферы обязательно сопровождается сменой скорости геострофического ветра с высотой. Если, например, температура резко меняется в направ-

эЦг) Л

лении «экватор — полюс», причем, разумеется, —--< 0, то ско-

ду

рость западного ветра с высотой усиливается. Поэтому при наличии фронтального раздела воздушных масс можно ожидать присутствия в верхней тропосфере областей с повышенными скоростями ветра. Если, начиная с каких-то высот, градиент уменьшается, то нарастание скорости прекращается. Зоны повышенных скоростей ветра хорошо заметны в верхней тропосфере средних широт и называются струйными течениями.

Вертикальная скорость, несмотря на малую величину, играет важную роль в атмосферных процессах. Используя уравнение сохранения массы (см. введение) можно с хорошим приближением выполнить упрощения и получить для крупномасштабных движений так называемое уравнение неразрывности (запишем его для простоты в декартовых координатах):

Из этого выражения может быть определена вертикальная ско-

(ди эй Л

рость (w), если известна плоская дивергенция I —+ —I. Однако она

для геострофического течения (см. (1.16) и (1.17)) равна нулю, так что w создается отклонениями скорости от геострофического режима (агеострофическими величинами), т.е. представляет собой по сравнению со скоростями ветра следующую по порядку малости величину.

Характерная особенность планетарной циркуляции — наличие воздушных масс и разделяющих их атмосферных фронтов. Горизонтальные размеры воздушных масс — несколько тысяч километров, вертикальные размеры — несколько километров. Тропикам, холодным полярным областям и широкой переходной зоне между ними соответствует (в каждом полушарии) своя воздушная масса: тропическая (дополнительно выделяется масса экваториального воздуха, приуроченная к ВЗК), арктическая (антарктическая) и умеренная. В пределах воздушных масс изменения температуры по горизонтали происходят гораздо медленнее, чем на их границах, которыми служат атмосферные фронты. Тропическую и умеренную массу разделяет полярный фронт (свой в северном и южном полушариях), умеренную и арктическую (антарктическую) — арктический и антарктический фронты.

Формирование свойств воздушной массы происходит следующим образом. Находясь достаточно долго над определенной однородной поверхностью (так называемые географические очаги формирования воздушных масс), воздух постепенно приобретает температуру и другие свойства, типичные для условий погоды (так называемые циркуляционные очаги формирования воздушных масс) в рассматриваемом районе в данный сезон. Когда средняя суточная температура воздушной массы перестает существенно изменяться (достигает равновесного значения), считается, что такая масса полностью сформировалась.

Движение воздуха часто происходит настолько быстро, что случаются резкие, так называемые адвективные изменения температуры и влажности. В новых условиях воздушная масса непрерывно изменяет свои свойства благодаря взаимодействию с подстилающей поверхностью и под влиянием изменившихся условий радиационного баланса. Этот процесс эволюции (трансформация воздушной массы) продолжается до тех пор, пока в новом районе не будет достигнута температура равновесия, т.е. пока не сформируется новая воздушная масса. Наступление теплой воздушной массы на холодную или, наоборот, холодной на теплую порождает разные системы, называемые «теплый фронт» и «холодный фронт» соответственно. Воздушные массы не только двигаются горизонтально, теплый воздух в силу различий в плотности «заползает» на область холодного, т.е. развиваются вынужденные восходящие движения, которые, однако, могут принять характер свободной конвекции и существенно усиливаться в случае, если поднимающаяся теплая воздушная масса стратифицирована неустойчиво.

Фронтальные системы связаны с теми структурами барического поля, которые создают сходящиеся течения, причем за счет этого не только развиваются восходящие движения, но и обостряются температурные градиенты. Такими системами являются циклоны и родственные им так называемые ложбины барического поля. В антициклонах и гребнях развивается дивергенция, способствующая размыванию градиентов и оседанию воздуха, влекущему усиление устойчивости стратификации.

Рассмотренные условия формирования воздушных масс отражают действительность лишь схематично, в главных чертах. Действительно, циркуляционные условия, при которых обеспечивается длительное пребывание воздушной массы в одном и том же географическом районе, осуществляются не всегда. Кроме того, воздушные течения с высотой меняют направление и скорость, так что воздушный столб над любым пунктом формируется из частиц воздуха, поступающих из различных районов. Наконец, при перемещении воздушной массы в другой район ее температура не всегда достигает температуры равновесия и не всегда эта воздушная масса принимает все прочие свойства, характерные для данного района. Процесс трансформации может еще не закончиться, а по условиям атмосферной циркуляции воздушная масса уже начнет смещаться в следующий географический район, снова изменяя свои свойства.

На рис. 1.8 представлено зонально осредненное среднее для сезонов распределение зональной скорости ветра [и]. В тропосфере умеренной зоны во все сезоны года наблюдаются западные ветры

с максимальными скоростями на верхних уровнях. Потоки более интенсивны в зимний период (соответствующего полушария), кроме того, зимой экстремумы смещаются несколько ближе к экватору. В стратосфере происходит сезонная смена направлений переноса — летняя стратосфера движется на восток, зимняя — на запад.

Зонально-осредненное среднее по сезонам (декабрь-февраль (а) и июнь-август (б)) распределение зональной скорости ветра (м/с)

Рис. 1.8. Зонально-осредненное среднее по сезонам (декабрь-февраль (а) и июнь-август (б)) распределение зональной скорости ветра (м/с):

W и Е — максимумы скоростей ветров западного и восточного направлений

Относящиеся к низким широтам значения на рис. 1.8 нерепрезентативны. Дело в том, что зональная компонента скорости ветра в нижней части тропосферы тропиков имеет различный знак в разных

регионах — она отрицательная в пассатах (восточный перенос) и положительна в муссонах (западный перенос — так называемые экваториальные западные ветры). Причем площадь охвата территории разными циркуляциями и модуль скоростей таковы, что результат осреднения оказывается близким к нулю, создавая (см. рис. 1.8) ложное впечатление о тропиках как о некоторой «зоне затишья». В верхней тропосфере ситуация такая же, только теперь знаки [и] противоположны, пассатным районам соответствуют западные верхнетропосферные течения, а муссонам — восточные.

В стратосфере картина [и] также нерепрезентативна, однако это объясняется другими причинами. Дело в том, что в тропиках стратосферы существует так называемая квазидвухлетняя цикличность циркуляции, выраженная в периодическом, происходящем практически каждые два года изменении направления зональных потоков (западные меняются на восточные и наоборот). Эта бимодальность не может быть воспроизведена автоматическим суммированием значений, относящихся к разным — восточной или западной — фазам циркуляции.

Рассмотрим осредненную картину меридиональных движений. В меридионально-высотной плоскости (с давлением в качестве вертикальной координаты) ее можно охарактеризовать функцией тока (у), выражаемой через [v] так:

Расположение линий функции у показывает (рис. 1.9), что средняя циркуляция в меридионально-вертикальной плоскости принимает форму ячеек циркуляции. Наиболее отчетливая ячейка низких широт — ячейка Хэдли (G. Hadley), в которой восходящий поток воздуха локализован недалеко от экватора, а район нисходящих движений располагается в тропиках и субтропиках. В зимнем полушарии (северном (см. рис. 1.9)) она выражена гораздо интенсивнее, чем в летнем. К ячейке Хэдли в умеренной зоне каждого полушария примыкает ячейка Ферреля (W. Ferrel), а к ней — ячейка полярной циркуляции. Однако следует представлять, что на плоскости «высота — широта» сходимость горизонтальных течений может порождать только вертикальные движения. Если соотнести рисунок линий тока на рис. 1.9 с трехмерной реальностью, то правильнее считать, что функции тока характеризуют не столько движение воздуха, сколько баланс (избыток или недостаток) массы воздуха, возникающий за счет конвергенции (или дивергенции) горизонтальных течений, который может поддерживаться не только переносом в вертикальном направлении.

Схематическое распределение функции тока по отношению к зональной составляющей скорости ветра (тонкие линии (см. рис. 1.8)) в декабре-феврале

Рис. 1.9. Схематическое распределение функции тока по отношению к зональной составляющей скорости ветра (тонкие линии (см. рис. 1.8)) в декабре-феврале

На рис. 1.10 показана схема общей циркуляции атмосферы. Вблизи экватора изображена восходящая ветвь ячейки Хэдли. Поднявшийся воздух оттекает в высокие широты, при этом постоянно поддерживаются термические градиенты между ним и «прежним» воздухом, потерявшим часть энергии из-за длинноволнового излучения. Эти градиенты обостряются в виде высотной фронтальной зоны, которая не слишком интенсивна, однако поскольку расположена в низких широтах (в знаменателе формулы (1.21) стоит параметр Кориолиса, зависящий от широты), сопровождается усилением скорости ветра до силы струйного течения (так называемое субтропическое струйное течение). Восходящие и нисходящие движения организованы в системы движения синоптического масштаба. Так, восходящая ветвь ячейки Хэдли связана с подъемом воздуха в кучево-дождевых облаках, которые организованы в возмущениях синоптического масштаба, наблюдающихся в ВЗК, а нисходящая ветвь ячейки Хэдли представлена воздухом, оседающим в субтропических антициклонах. Межширотный обмен воздушными массами во вне- тропических широтах осуществляется циклонами и антициклонами, перемещающими теплый воздух по направлению к полюсу, а холодный — к экватору.

Теплая тропическая воздушная масса взаимодействует с более холодным воздухом умеренной зоны на полярном фронте. Большой горизонтальный температурный градиент сопровождается расположенным в верхней тропосфере полярно-фронтовым струйным течением. Возвращаясь к рис. 1.8, отметим теперь, что на нем широкие

Схема общей циркуляции атмосферы

Рис. 1.10. Схема общей циркуляции атмосферы:

Пф и Аф — полярный и арктический фронты; ПОСТ и ССТ — полярно-фронтовое и субтропическое струйные течения; ВЗК — внутритропическая зона конвергенции

области (в каждом полушарии) повышенных значений [и] отражают оба струйных течения, хотя в реальности это генетически различные потоки, имеющие разную локализацию и устойчивость. Полярнофронтовое струйное течение очень изменчиво, день ото дня оно занимает разные позиции, появляется и исчезает на разных высотах, эволюционируя вместе с циклогенезом и фронтогенезом нижней и средней тропосферы. Субтропическое струйное течение гораздо устойчивее по своим свойствам, и в этом проявляется стабильность циркуляционной системы тропиков.

Теплая умеренная воздушная масса взаимодействует с более холодным арктическим (антарктическим) воздухом на арктическом (антарктическом) фронте (см. рис. 1.10). В теплое время года он часто представлен температурным контрастом воздушных масс, располагающихся над холодными арктическими морями и более теплой сушей. При движении воздуха с моря на сушу вал холодного воздуха, высота верхней границы которого часто не превышает 1 км, движется по территории, принося низкую сплошную облачность и небольшие, моросящие осадки. Глубина проникновения арктического фронта на материк ограничивается несколькими первыми сотнями километров. Однако бывают и другие ситуации, особенно в холодный период года, когда фронт способен проникать на материки на 1—2 тыс. км, вызывая существенное снижение температуры, принося на холодных фронтах ливневые осадки и иногда шквалы.

Рассмотрим циркуляционные особенности тропиков. ВЗК представляет собой в Атлантическом океане и в восточной части Тихого океана область сходимости пассатов северного и южного полушарий. Здесь это сравнительно узкая (200—300 км вдоль меридиана) полоса, простирающаяся вдоль экватора на несколько тысяч километров. Она располагается в области пониженного давления (между субтропическими максимумами), направление ветра неустойчиво. Выдающиеся капитаны парусного флота (Кук, Лаперуз, Ванкувер и др.), приближаясь к экватору, неоднократно отмечали в судовых журналах момент, называемый ими «потерей пассата», — фактически это была диагностика попадания в область неустойчивых по направлению ветров экваториальной ложбины.

Изучение меридиональных разрезов циркуляции, выполненное Е.К. Семеновым, показало, что в «чисто» океанических условиях (рис. 1.11, а) обширная область нижней тропосферы занята восточными ветрами пассатов. С высотой она резко сужается, и уже в средней тропосфере восточные потоки над большей частью тропической зоны замещаются антипассатными ветрами, которые представляют собой экваториальную периферию западного переноса обоих полушарий. В нижней стратосфере (выше 50 гПа) условия циркуляции в летнем и зимнем полушариях резко контрастируют. В летнем (северном) полушарии наблюдается восточный перенос по периферии летнего стратосферного антициклона. В зимнем (южном) полушарии в этот период наблюдаются западные ветры по периферии зимнего циркумполярного стратосферного циклона.

Вертикальное расчленение зонального переноса увязано с температурными особенностями в силу эффекта термического ветра. Так, положительный межширотный градиент температуры в тропосфере тропиков и субтропиков сопровождается заменой с высотой восточных нижнетропосферных ветров западными.

Линии тока на рис. 1.11, а создают вблизи 10° с.ш. зону конвергенции пассатных циркуляций обоих полушарий. Здесь интенсивные восходящие движения (реализуемые в форме кучевой конвекции) охватывают всю тропосферу и нижнюю стратосферу. В областях субтропиков во всей толще тропосферы наблюдаются нисходящие движения, генетически связанные с субтропическими антициклонами (Гавайским и Южно-Тихоокеанским). В главных чертах характер циркуляции над Тихим океаном напоминает зонально осредненную картину.

В других регионах экваториальной зоны ситуация сложнее, однако исходная картина одна и та же: пассатные потоки зимнего полушария, движущиеся по экваториальной периферии субтропического антициклона, переходят экватор и, попадая в зону действия силы Кориолиса другого знака, сменяют восточное направление на западное, превращаясь в так называемый экваториальный западный поток. При этом в районах, где течение приобретает циклоническую кривизну, развивается конвергенция ветра в нижних слоях тропосферы, сопровождаемая восходящими движениями.

Воздушные течения в июле

Рис. 1.11. Воздушные течения в июле:

а — на меридиане 140° з.д. (Тихий океан); б — на меридиане 20° в.д. (Африка); линии со стрелками — линии тока; пунктирные и сплошные линии — изотахи восточной и западной составляющих зонального ветра (м/с)

На рис. 1.11, 6 представлена атмосферная циркуляция над Африкой. Основное отличие от рассмотренного примера для океанических акваторий — это расчленение пояса пассатов экваториальной зоной западных ветров, отражающих проявление муссонной циркуляции над Гвинейским заливом и Экваториальной Африкой. Вертикальная мощность западных потоков меняется от 3 км в приэкваториальных широтах до нескольких сотен метров у границы пустыни Сахара. В отличие от циркуляции над Тихим океаном, скорость восточного переноса над Африкой с высотой возрастает, достигая максимума (до 20 м/с) вблизи поверхностей 100—200 гПа. Таким образом, над нижним западным муссонным течением наблюдается верхнетропосферное восточное струйное течение. В субтропических широтах над Африкой, как в северном, так и в южном полушариях, наблюдаются две зоны внетропического западного переноса, которые, в отличие от Тихого океана, почти не проникают в тропики.

Зона максимальной конвергенции в приповерхностных слоях атмосферы располагается вблизи 15° с.ш. Южнее этой широты происходит взаимодействие влажного экваториального воздуха юго-западного муссона с сухим горячим тропическим воздухом северо-восточного пассатного переноса (харматан). Направленный к экватору меридиональный градиент температуры сопровождается, вследствие эффекта термического ветра, быстрой заменой западных ветров восточными и усилением последних с высотой. Восходящие движения охватывают тропосферу и нижнюю стратосферу. В рассматриваемых районах конвергенция реализуется в широкой области и здесь обозначается как муссонная ВЗК.

Строгого соблюдения баланса массы поднимающегося и опускающегося воздуха в меридиональной плоскости не существует. Фактически наблюдается трехмерная картина циркуляции, т.е. кроме меридиональной ячейки существует зонально ориентированная циркуляция. Так, воздух поднимается в районе Зондских островов и опускается в западной части Индийского и восточной части Тихого океана. Эта ячейка циркуляции часто обозначается как ячейка Уокера. Если рассматривать трехмерную картину, то получается, что «фонтан» восходящих движений сезонно мигрирует, располагаясь летом северного полушария в Южной Азии — восточной части Индийского океана — западной части Тихого океана — районе Зондских островов; а летом южного полушария — в западной части Тихого океана — районе Зондских островов — Северной Австралии.

Термодинамические условия ВЗК можно представить следующим образом. Сходимость крупномасштабных воздушных течений в условиях практической несжимаемости воздуха создает восходящие движения. Этот квазипостоянно протекающий процесс не только приводит к медленному перемещению воздуха по вертикали, но и, что еще более важно, перестраивает стратификацию атмосферы, приводя ее к неустойчивому состоянию. В самом деле, вертикальная скорость равна нулю на подстилающей поверхности и внешней границе атмосферы (за которую можно в данном случае принять тропопаузу). При этом профиль вертикальной скорости должен или быть тривиально нулевым во всей толще атмосферы, или иметь хотя бы один экстремум. Изучение реальных профилей w = w(z) показало, что действительно в средней тропосфере существует слой максимальных скоростей (которому соответствует область, где dw/dz = 0; здесь же обращается в нуль и дивергенция горизонтального поля скорости — возникает так называемый бездивергентный слой).

При таком распределении слои воздуха в средней тропосфере перемещаются по вертикали, расширяются, их температура адиабатически уменьшается. Нижние слои остаются практически неподвижными. Таким образом, растет (по модулю) вертикальный градиент температуры. Когда он сравнивается с критической величиной (в условиях высокой влажности это влажно-адиабатический градиент), частицы воздуха приобретают плавучесть и возникают конвективные движения. Образующиеся кучево-дождевые облака имеют относительно небольшие горизонтальные сечения, но зато в них велики вертикальные скорости, так что, если их формируется достаточно много, они способны перенести вверх тот избыток массы, который формируют крупномасштабные сходящиеся горизонтальные течения.

Важно подчеркнуть взаимодействие различных масштабов движений: крупномасштабной атмосфере «удобнее» выровнять баланс массы посредством движений конвективного масштаба. Причем последние выполняют эту операцию за счет совместного действия большого статистического коллектива кучево-дождевых облаков, появление каждого из которых может рассматриваться как случайное явление.

Кучевая конвекция сопровождается выпадением осадков. Однако это не единственный механизм осадкообразования — достаточно часто в тропиках осадки формируются и выпадают из слоисто-дождевых облаков. Во всех случаях облачный массив ВЗК смещен относительно зоны конвергенции приводного (приземного) ветра — он располагается ближе к экватору на несколько сотен километров. Так, летом северного полушария в восточной части Атлантики область сходимости линий тока близка к 12—14° с.ш., а облачность ВЗК центрирована на 6-8° с.ш.

Перейдем к циркуляции Мирового океана. Океан, как и атмосфера, представляет собой очень тонкую пленку воды у поверхности планеты. Гидродинамика океана имеет ряд сходных с атмосферой черт: фундаментальной основой для их описания служат уравнения геофизической гидродинамики, делающие акцент на воспроизведение динамики тонкой пленки стратифицированной сплошной среды с очень большими числами Рейнольдса на вращающейся планете. Принципиально отличает океан от атмосферы наличие горизонтальных границ, и из общих соображений можно предполагать, что вдоль границ должны возникать особенности, не имеющие аналогов в атмосфере. На динамике океана (и состоянии климата) сказывались такие события, как изменение границ, например смыкание Северной и Южной Америки Панамским перешейком, происшедшее несколько миллионов лет назад (см. параграф 7.2).

Циркуляция океана включает обусловленный ветром компонент движения и термохалинный компонент. Первый фактор доминирует в поверхностных слоях, где циркуляция имеет дрейфовый характер. Главной особенностью циркуляции поверхностных вод (до -1500 м) является их антициклонический круговорот в субтропиках. Западная ветвь этой циркуляции представляет собой узкое, прижатое к береговой зоне пограничное течение, отличающееся большой мощностью. «Западная интенсификация» океанской циркуляции принципиально связана с зависимостью динамического эффекта вращения Земли от широты. К течениям такого типа относятся Гольфстрим, Куросио, Бразильское и другие течения. На восточных ветвях интенсификации не происходит. Скорости движения вод составляют примерно 0,1 м/с, т.е. несколько процентов от скорости ветра, который возбуждает течение. В узких зонах западных пограничных течений (таких как Гольфстрим) скорость возрастает до 1 м/с.

Напряжения ветра создают в океанском пограничном с атмосферой (экмановском) слое области конвергенции (дивергенции) и вертикальные движения. Эта трехмерность нарушает баротропный характер циркуляции, делая невозможным проникновение в глубь океана (до дна) круговоротов дрейфовой циркуляции.

В поверхностном слое значения температуры и солености океана определяются главным образом тепловлагообменом с атмосферой

(см. рис. 3 и 7 С^^). Там, где осадки превышают испарение, поверхностные воды распреснены. Эта ситуация типична для района ВЗК и областей внетропического циклогенеза. В пассатных районах, напротив, осадки редки, а испарение велико. За счет этого соленость в таких районах возрастает. Вблизи 30° с.ш. и 30° ю.ш. благодаря развитой экмановской конвергенции течений теплая и соленая вода из приповерхностного слоя проникает в глубь океана. Вблизи экватора соленость воды снижена, а в некоторых регионах (восточная часть Тихого и Атлантического океанов) несколько ниже и температура воды. Создает этот эффект апвеллинг, вызванный дивергенцией течений в приповерхностных слоях.

В высоких широтах северного полушария верхние слои распреснены, ниже соленость растет с глубиной, образуя так называемый галоклин. Распреснение вод здесь является следствием особенностей пресноводного баланса данного океана. Действительно, Северный Ледовитый океан, составляющий только 5% площади Мирового океана и 1,5% его объема, принимает приблизительно 10% континентального речного стока. Приток речных пресных вод и осадки распресняют верхние слои (пресная, менее плотная вода «растекается» по поверхности). Более теплые, но и более соленые воды, проникающие в высокоширотные моря из Атлантики в виде Североатлантического течения, оказываются более плотными — они располагаются в подповерхностном слое, формируя характерную структуру галоклина. Приток речных вод (-3300 км3/год) почти полностью компенсируется выносом пресных вод (главным образом в виде льдов) в Атлантику через пролив Фрама (-3600 км3/год) — это главные составляющие бюджета пресной воды Северного ледовитого океана.

В процессе межширотного водообмена теплые воды, поступающие в высокие широты, постепенно теряют тепло. При снижении температуры возрастает плотность (при низких температурах важную роль играет состояние солености) и начинается процесс конвекции, когда более плотные воды опускаются вниз, «тонут» в менее плотных. Поскольку водные массы не могут накапливаться, они вынуждены перемещаться в глубоких слоях океана в низкие широты, где из-за этого формируются медленные восходящие движения.

Такая симметричная картина, возможно, реализовывалась бы в каждом океане, если бы океаны существовали изолированно друг от друга и одними и теми же были бы морфология дна и метеорологический режим над их акваторией. Однако дно океанов расположено на различных глубинах и океаны связаны между собой. На (рис. 1.12) показана трехмерная схема течений в Атлантическом океане. Здесь представлены водные массы верхнего слоя, глубинные массы (еще ниже вдоль самого дна перемещается обладающая наибольшей плотностью придонная масса) и промежуточные водные массы.

Важнейшими звеньями термохалинной циркуляции Атлантического океана являются области опускания вод, располагающиеся в Гренландском, Исландском и Норвежском морях. Схематически этот процесс происходит по следующим причинам. Когда теплые воды Гольфстрима и далее Североатлантического течения проникают в высокие широты, интенсивное испарение, потери тепла за счет длинноволнового излучения и турбулентного обмена вызывают понижение температуры поверхностных слоев, при этом плотность воды увеличивается. Изменения температуры и солености приводят к тому, что вода становится более плотной и начинает погружаться — фактически здесь неустойчивая стратификация плотности реализуется в виде океанской конвекции, когда водные частицы опускаются под действием архимедовой силы.

Трехмерная схема течений Атлантического океана

Рис. 1.12. Трехмерная схема течений Атлантического океана:

AABW — антарктические донные воды; 1C — течение Ирмингера; LSD — Лабрадорская водная масса; MOW — Средиземноморская водная масса; NAD — Северо- Атлантическое течение; NADW — Северо-Атлантическая глубинная водная масса; NC — Норвежское течение; SSBW — южные глубинные воды; цифры — расход течений в свердрупах (10б м3/с)

Холодные частицы из верхних слоев опускаются до дна, формируя холодную (~0°С) Североатлантическую глубинную водную массу. Она в свою очередь вынуждена оттекать в низкие широты. Следует подчеркнуть два гидродинамических аспекта. Во-первых, движется «тяжелая» жидкость, которая перемещается вдоль дна, вынужденно преодолевая возникающие на пути препятствия. Во-вторых, этот поток подчиняется обозначенным ранее геофизическим эффектам, заставляющим его продвигаться вдоль границ океана. Североатлантическая глубинная вода через Датский пролив движется на юг, «прижимаясь» к Гренландии, огибает ее и попадает в Лабрадорскую котловину. Имеется и второй путь — это пересечение подводного хребта через Фа- реро-Шетлендский желоб. Здесь вода движется вдоль подводного рельефа, который направляет ее движение, приводя в конечном счете к Гренландии. В Лабрадорской котловине происходит «окончательное» формирование Североатлантической глубинной массы — к водам, пришедшим из Норвежского и Гренландского морей, добав

ляется большая порция погружающейся воды, далее поток уже немного более теплой воды (3°С) движется на юг вдоль Американского материка. Эти потоки своим движением вызывают, как отмечалось, апвеллинг в средних и низких широтах; кроме того, они, проникая во все части Мирового океана, становятся важнейшим источником глубинных холодных вод.

Еще ниже, вдоль самого дна, перемещаются более плотные водные массы, генезис которых связан с океанской конвекцией в антарктическом море Уэдделла. Эти воды прослеживаются далеко от места своего формирования, добираясь до Гренландии, однако их объем невелик.

В динамике течений Атлантического океана важную роль играют воды верхних слоев, движущиеся от Южной Африки к Южной Америке и разделяющиеся далее на два течения, одно из которых совершает круговорот в Южной Атлантике, а другое пересекает экватор, являясь одним из предтеч Гольфстрима. Кроме течений верхнего слоя, в Южную Атлантику проникают промежуточные и глубинные воды через пролив Дрейка из Тихого океана. Промежуточные водные массы уходят в Атлантику, а глубинные продолжают движение в системе южного кольцевого течения.

Интерес к процессам, происходящим в Северной Атлантике, а не в северной части Тихого океана, обусловлен очевидным обстоятельством — глубины в последнем малы и ни о каком формировании глубинных водных масс речь идти не может.

В последние два десятилетия складывается представление, что рассмотренная гидродинамическая система течений в Северной Атлантике чувствительна к сравнительно небольшим внешним влияниям. Имеется в виду влияние на соленость вод (и на плотность) аномальных потоков пресной воды, генерируемых различными источниками. Это может повлечь за собой «сбой» притока теплых вод в Северную Атлантику с быстрыми климатическими последствиями для Европы, а возможно, и для всего полушария или всей планеты (см. параграф 7.2).

Помимо конвекции вод, в Северной Атлантике одним из эффектов, определяющих межокеанский круговорот вод, являются различия метеорологических условий над разными океанами. За счет этого формируются различия в температуре и солености, приводящие к тому, что уровень северной части Тихого океана почти на 1 м выше уровня Северной Атлантики. Данный факт создает динамические предпосылки к возникновению межокеанского водообмена — притока вод из Тихого и Индийского океанов в Северную Атлантику. Глубинные холодные воды движутся в направлении, противоположном направлению движения поверхностных вод, вместе создавая гигантский круговорот, продолжительность оборота вод которого составляет, по оценкам С.С. Лаппо, С.А. Добролюбова и С.К. Гулева, несколько сотен лет. Он получил название «глобальный конвейер» (рис. 1.13).

Схема переноса вод в системе глобального конвейера Мирового океана

Рис. 1.13. Схема переноса вод в системе глобального конвейера Мирового океана:

черные линии — движение холодных вод вдоль дна; серые линии — движение вод

в поверхностных слоях

Крупномасштабные океанские течения меандрируют, образуя сложную систему волн, многие из которых превращаются в вихри. Как и в атмосфере, одним из основных механизмов их формирования является бароклинная неустойчивость. Характерный масштаб возмущений в океане, определяемый размером радиуса деформации Россби, составляет менее 100 км, т.е. размер океанских вихрей на порядок меньше, чем атмосферных. Скорость роста возмущений в океане медленнее, чем в атмосфере, — от недели до месяца. Так, след холодных «рингов» Гольфстрима, движущихся на юг и на запад от течения в Саргассово море, может прослеживаться много месяцев. Теплые ринги возникают с северо-западной стороны основного потока — их время жизни короче, так как они или диссипируют из-за трения, выходя в мелкие прибрежные воды, или вновь поглощаются самим течением.

 
Посмотреть оригинал
< Пред   СОДЕРЖАНИЕ   ОРИГИНАЛ     След >