Файл: Егоров Н.И. Физическая океанография.pdf

тикального распределения температуры воды (по В. Н. Степа­

тическому тихоокеанскому и 5 — умеренно тропическому. Из хода

термоклин). С увеличением прогрева поверхностного слоя и пере­ носом тепла в нижележащие слои под влиянием турбулентного перемешивания, обусловленного в основном волнением, слой скачка опускается, а градиент температуры в нем возра­ стает. Глубина залегания слоя скачка и величина градиента температуры в нем зависят от интенсивности прогрева по­

и ниже при значениях вертикального градиента температуры от долей градуса до нескольких градусов на метр. Для оценки ин­

75

градиентов, определяющих слой скачка, зависят от поставленных практических задач. В общем случае к слою скачка температуры относят слой с градиентом более 0,05 град/м. Наибольшей глу­ бины и интенсивности слой скачка температуры достигает к концу лета. С уменьшением притока тепла п началом охлаждения по­ верхностного слоя воды возникает вертикальная конвекция, свя­ занная с повышением плотности поверхностных вод, которая обу­ словливает выравнивание температуры верхней толщи воды до глубин 200—300 м. Ниже этой глубины годовые колебания тем­ пературы практически отсутствуют и устанавливается относи-

что приток тепла сверху вниз компенсируется горизонтальным переносом на глубинах более холодных вод из полярных и суб­ полярных областей. В связи с этим в распределении температуры по вертикали отмечается характерное деление всей толщи воды на два слоя: поверхностный слой теплой воды и нижележащий слой холодной воды, простирающийся до дна с температурами порядка 2—4° С. Переход от области теплой к области холодной воды происходит в сравнительно тонком пограничном слое воды, который можно рассматривать как квазистационарный слой ска­ чка температуры, называемый г л а в н ы м т е р м о к л и н о м . В открытом океане глубина залегания термоклина близка к глу­ бине залегания изотермы 8—10°. В тропиках она равна 300— 400 м, в субтропиках 500—1000 м, а в высоких широтах, где вся толща воды от поверхности до дна отличается однородностью значений температуры, слой скачка поднимается к поверхности.

76

Распределение температуры в зоне шельфа отличается от рас­ пределения в открытом океане. Обусловлено это преимущест­ венно тем, что в зоне шельфа отмечается смешение вод откры­ того океана п вод материкового стока. Характерной чертой рас­ пределения температуры воды зоны шельфа является ее боль­ шая изменчивость.

На рис. 2.12 приведены кривые среднеквадратических откло­ нений температуры водь! по данным наблюдения с 1880 по 1960 г. для различных районов северной Атлантики в слоях 0—100, 100— 200 и 200—300 м.

Как видно на рисунке, б° изменчивость температуры в районе шельфа близка к из­ менчивости температуры фронтальных зон.

Колебания температуры воды на поверхности океа­ нов достигают весьма боль­ ших величин. На рис. 2.13 представлены широтные из­ менения годовых амплитуд температуры воды на по­ верхности океанов и сумм тепла солнечной радиации (по Г. Свердрупу, 1942). Годовые амплитуды опре­ делены как разность сред­ них месячных температур воды в августе, когда сред­ немесячные температуры наивысшие, и в феврале, когда они наинизшие. На ри­ сунке видно, что максимум

годовых амплитуд отмечается в широтах 40° с. ш. и 30—40° ю. ш. При этом в северных частях Атлантического и Тихого океанов они больше, чем в южных, что особенно заметно в западных районах океанов. Преобладающие здесь западные ветры выносят в океан холодные воздушные массы, которые вызывают увеличение годовых амплитуд до 18°. Вместе с тем в южных частях океанов отмечается более тесная связь между широтными изменениями годовых ампли­ туд температуры воды и суммами тепла по сравнению с северными частями, в которых на распределении температуры больше сказы­ вается влияние континентов, а также циркуляция атмосферы и вод океана.

В экваториальных областях, так же как и в полярных, годовые амплитуды температуры наименьшие и составляют около 2°. Суточ­ ные колебания температуры воды на поверхности в открытом океане невелики 0,2—0,3°, увеличиваясь в тропической зоне океанов до 0,3—0,4°. Амплитуда суточных колебаний изменяется в течение

77

года, уменьшаясь зимой и увеличиваясь летом. Она зависит также от облачности и волнения, с увеличением которых суточные коле­ бания уменьшаются.

Глубина проникновения суточных колебаний определяется глу­ биной ветрового перемешивания и обычно не превышает нескольких десятков метров. Одновременно амплитуда суточных колебаний с глубиной уменьшается, достигая на горизонте 50 м примерно 20% амплитуды на поверхности, а время наступления максимума суточ­ ной температуры на этом горизонте смещается но отношению ко времени максимума на поверхности (14—15 часов) примерно на

5—6 часов.

Годовые колебания температуры распространяются на значи­ тельно большие глубины, чем суточные. При этом характер измене­ ния температуры на различных глубинах зависит от годовых изме­ нений количества солнечного тепла, непосредственно поглощаемого различными слоями, турбулентной теплопроводности, вертикального движения вод, в районах соприкосновения холодных и теплых тече­ ний от их горизонтальных перемещений. Это наглядно иллюстри­ руется рис. 2.14, где слева (Л) показан годовой ход температуры воды на различных глубинах для бухты Монтерей, а справа (В) в течении Куросио, южнее Японии. В первом случае годовой ход температуры зависит от всех указанных выше причин и неодинаков

Рис. 2.13. Широтные изменения годовых амплитуд температуры воды на поверхности океанов (жирные линии) и сумм тепла солнечной радиации (тонкие линии) (по Свердрупу, 1942).

а — Атлантический океан, б — Тихий океан, в — Индийский океан.

па различных глубинах, а во втором только от поглощения тепла и турбулентной теплопроводности и сохраняется однотипным на всех глубинах. Годовой ход в океане прослеживается до 200—300 м.

Проведенные за последние годы длительные измерения темпера­ туры воды на буйковых станциях позволили выявить не только го­

78

довые (макромасштабные) и суточные (среднемасштабные) изме­ нения температуры, но также мало- и микромасштабные, опреде­ ляемые часами и минутами. Последние представляют не только большой теоретический, но и практический интерес, особенно при оценке дальности действия гидроакустических систем.

Рис. 2.14. Годовой ход температуры воды на различных глубинах в бухте Монтерей, Калифорния (а) и в течении Куросио, южнее Японии (б).

В настоящее время установлено, что температура воды характе­ ризуется большой изменчивостью не только на поверхности, но и на других горизонтах. Например, по наблюдениям в Тихом океане с помощью малоинерционных датчиков В. Д. Поздыниным были за­ регистрированы изменения температуры на 2° за 40 с. Изменения

79

Благодаря накопленным данным продолжительных и непрерыв­ ных наблюдений над температурой воды в различных районах Ми­ рового океана оказалось возможным для изучения пространствен­ но-временной изменчивости температуры воды применить аппарат теории вероятностей и, в первую очередь, аппарат теории корреля­ ционных и структурных функций. Больше всего имеется данных, позволяющих судить о временной изменчивости температуры. Для характеристики пространственной изменчивости в первом прибли­ жении может быть использовано соотношение r = vt, позволяющее перейти от временного интервала t к пространственному г, v —ско­ рость течения.

Характерные кривые корреляционных функций обычно опреде­ ляются законом,близким к экспоненциальному.

Распределение плотности. Распределение плотности морской воды определяется распределением температуры и солености. В от­ крытом океане характер распределения плотности зависит главным образом от распределения температуры. Наибольшие значения плотности отмечаются в высоких широтах, где на поверхности она достигает 1,0275 г/см3. К экватору плотность уменьшается, достигая наименьших значений в области термического экватора (1,0220 г/см3). Неравномерность распределения плотности по гори­ зонтали вызывает движение масс воды в направлении, благоприят­ ствующем выравниванию плотности. Поэтому поверхностные воды высоких широт опускаются и движутся в направлении экватора к горизонтам, на которых плотность воды одинакова с поверхност­ ной плотностью высоких широт. Вследствие этого глубинные и при­ донные воды во всем Мировом океане являются холодными. С глу­ биной плотность воды возрастает благодаря понижению темпера­ туры и увеличению давления, что создает устойчивость1слоев воды и препятствует вертикальным движениям вод океана. Особенно больших значений устойчивость достигает в слоях резкого увеличе­ ния плотности с глубиной — с л о я х с к а ч к а п л о т но с т и , которые обычно совпадают со слоями скачка температуры. Лишь в редких случаях слой скачка плотности создается благодаря обра­ зованию скачка солености. Однако в ряде случаев распределение солености по вертикали может способствовать увеличению градиен­ тов плотности в слое скачка, связанном со слоем скачка температуры.

Слой скачка плотности препятствует турбулентному перемеши­ ванию, а следовательно, и переносу тепла, количества движений, солей и газов по вертикали. В слое скачка зачастую сосредоточи­ вается большое количество мельчайших морских животных и расте­ ний (планктона), что затрудняет проникновение света и звука че­ рез этот слой. В связи с этим при изучении океанов и морей уде­ ляется большое внимание выявлению наличия слоя скачка, опреде­ лению его характеристик и условий образования и разрушения.

Характер пространственно-временной изменчивости плотности морской воды достаточно тесно связан с изменчивостью темпера­

1 Определение устойчивости дается в гл. III.

80