Принципы районирования Мирового океана.

Учебная информация

Субтропический пояс высокого давления («Конские широты») — районы Атлантического океана между 30—35° с. ш. и ю. ш., для которых характерны субтропические океанические антициклоны со слабыми ветрами и частыми штилями. Давление воздуха в этих широтах высокое, так как именно там воздух, поднявшийся в верхние слои атмосферы в тропических районах из-за интенсивного нагрева почвы, опускается обратно к земной поверхности. На суше в полосу конских широт попадают самые жаркие пустыни мира, включая Сахару. От "конских широт" к экватору направляются потоки, называемые "пассатами". В районах конских широт воздух бывает таким неподвижным, что моряки порой всю ночь читали на палубе при свече, а парусные суда в течение длительного времени не могли сдвинуться с места. В XVIII веке во времена парусного мореплавания штили вызывали длительные задержки судов в пути и из-за недостатка пресной воды приходилось выбрасывать за борт лошадей, которых везли из Старого света (Европы) в Новый Свет. Суеверные моряки утверждали, что по ночам здесь часто появляются призраки лошадей. Отсюда и произошло название — конские широты.

В районе конских широт давление в течение всего года обычно составляет более 760 мм. Это сравнительно высокое давление создается воздухом, опускающимся из высоких слоев атмосферы к земной поверхности и накапливающимся здесь. В северном полушарии в пределах этого пояса есть две области высокого давления. Одна лежит над восточной частью Тихого океана, а другая — над восточной Атлантикой. В северном полушарии области высокого давления, входящие в рассматриваемый пояс, меньше, чем аналогичные области в южном полушарии, где они охватывают обширные районы океанов. Неоднородное распределение давления в этом поясе в северном полушарии создают материки Америка, Африка и Евразия. Субтропический антициклон - область высокого атмосферного давления, выявляемая на многолетних средних картах с центром в субтропиках. Антициклон есть постоянный центр действия атмосферы.

В северном полушарии к субтропическим антициклонам относятся азорский и гавайский антициклоны, в южном - южнотихоокеанский, южноатлантический и южноиндийский антициклоны. Азорский антициклон - устойчивая область высокого атмосферного давления, располагающаяся в субтропических и тропических широтах северной части Атлантического океана с центром вблизи Азорских островов. Азорский антициклон является частью субтропического пояса высокого давления Северного полушария.

Азорский антициклон - постоянный центр действия атмосферы на многолетних средних картах распределения атмосферного давления.

ТЕМА 3. Экваториальный пояс.

Тематический план

- Географическое положение и климатические факторы, влияющие на режим

- Термохалинная структура вод

- Крупномасштабная циркуляция вод

- Волны и приливы

Учебная информация

Географическое положение и климатические факторы, влияющие на режим

В Мировом океане принято выделять экваториальный регион прежде всего из-за особенностей условий формирования в нем циркуляции вод. Эта зона, в которой не имеет места квазигео-строфичность течений вследствие малости ускорения Кориолиса. Другие отличия содержатся в характере изменчивости таких климатических факторов, как поток солнечной радиации, атмосферное давление, осадки и т. д.

В соответствии с критериями, которые закладываются в основу отличительных признаков региона, его границы и протяженность могут существенно меняться. При использовании динамических признаков для оценки протяженности экваториального региона обычно в основу закладывается уравнение движения. Стационарное течение за пределами региона удовлетворительно описывается уравнением геострофического баланса, а в пределах — ускорение Кориолиса становится малым и горизонтальный градиент давления в основном уравновешивается адвективной слагаемой течения. Поэтому в качестве границы экваториального региона может быть принята широта, на которой адвективное и кориолисово ускорения имеют одинаковый порядок величины.

Таким образом, на основании различных соотношений, использующих члены уравнения движения с ускорениями Кориолиса, ширина экваториального региона примерно 400 км.

В метеорологии экваториальный пояс выделяют по характеру годовой изменчивости потока солнечной радиации. Поскольку этот поток является основной приходной составляющей теплового* баланса океана, то такой принцип можно принимать во внимание и при выделении океанического экваториального региона.

На экваторе высота Солнца меняется с полугодовым периодом, имея максимумы в дни весеннего и осеннего равноденствия и минимумы — в дни летнего и зимнего солнцестояния. На широте тропика (23°27') высота Солнца меняется с годовым периодом, достигая максимума в день летнего солнцестояния. В пределах же всей тропической зоны имеют место обе гармоники. Границу экваториального региона можно определить как широту, на которой амплитуды годовой и полугодовой гармоники равны. По чисто астрономическим характеристикам это условие имеет место на' широте примерно 6°. В более низких широтах преобладает полугодовой период изменения потока возможной солнечной радиации, и эту зону" относят к экваториальной. В более высоких широтах преобладает годовой период изменчивости потока коротковолновой радиации.

Ширина экваториального пояса определялась также по широте исчезновения связи между наблюденными скоростью ветра и барическим градиентом. Оказалось, что эта связь начинает появляться на широте около 5°.

Таким образом, по оценкам на основании астрономических и метеорологических параметров ширина экваториального региона оказывается в 2—3 раза больше, чем по уравнению движения воды.

Помимо перечисленных параметров, при определении положения и ширины экваториального региона необходимо принимать во внимание климатические и океанологические характеристики, определяющие специфику гидрологического режима региона. К ним нужно отнести положение экваториальной области пониженного давления, среднее годовое положение оси которого смещено примерно на 5° от экватора в северное полушарие. Вследствие этого пассаты и вызванные ими течения не вполне симметричны относительно экватора.

Сезонная изменчивость положения экваториальной зоны пониженного атмосферного давления, ветрового поля и очень сильно зависящей от него системы экваториальных течений расширяет границы региона до 10° к северу и к югу от экватора.

Основанием для такого расширения служит также необходимость включения в регион специфических экваториальных противотечений. Если принять во внимание, что южная и северная струи противотечения располагаются в пределах экваториального региона, то его граница отодвигается до 8—10° к югу и к северу от экватора. При этом площадь региона составляет примерно 16—20 % площади всего Мирового океана. Естественно, что при такой большой площади океанологическая роль экваториального региона значительна.

Экваториальный регион отличается от других рядом климатических особенностей, влияющих на гидрологический режим, в результате чего последний во всех океанах имеет общие (своеобразные) черты, отличающиеся от других регионов.

Почти на всем протяжении региона северной и южной границами являются водные пространства, достаточно далекие от материков, которые входят в экваториальный регион только на западных и восточных границах океанов. Поэтому влияние материков на климат региона проявляется в сравнительно небольшой прибрежной зоне. Исключением является район Индийского океана, на который распространяется северо-восточный муссон с Азиатского материка.

Характерной чертой региона является постоянное существование в нем пониженного по сравнению с окружающими районами приземного атмосферного давления Р_а. Эта экваториальная депрессия обусловлена общеклиматическими факторами и в зависимости от сезонных изменений атмосферного давления в умеренных широтах смещается в летнее полушарие почти до тропиков, особенно над материками, но в среднем за год ось депрессии располагается в северном полушарии на широте примерно 5°.

В соответствии с сезонной миграцией зоны барической депрессии происходит смещение пассатов относительно экватора. В январе северо-восточный пассат достигает экватора, а в июле юго-восточный пассат распространяется в северное полушарие в среднем до 10°.

В Индийском океане пассатная система ветров искажается муссоном. Зимой он имеет то же направление, что и северо-восточный пассат, в результате чего происходит его усиление. Летний юго-западный муссон существенно искажает пассатную систему ветров, а в период наибольшего развития, вообще преобладает над северо-восточным пассатом.

Вся система ветров экваториального региона, обладающая большой устойчивостью и регулярностью смены, приводит к устойчивому дрейфовому переносу вод во всем регионе, что отражается на его гидрологическом режиме.

Поток солнечной радиации в течение года в регионе меняется незначительно. Если в декабре поток суммарной радиации составляет 55—65 кДж/(см²-мес), то к июню он только в Индийском океане и западной части Тихого океана убывает до 45—50 кДж/(см²-мес), а в остальной части региона существенно не меняется. Слабая изменчивость приходной статьи теплового баланса океана определяет такую же слабую изменчивость и расходных статей баланса.

Вследствие достаточно большой однородности трансформированного над океаном воздуха мало меняется во времени и в пространстве эффективное излучение океана. Все это приводит к большому постоянству радиационного баланса океана, составляющему 38—42 кДж/(см²-мес).

Большая часть лучистого притока тепла в этом регионе в течение всего года расходуется на испарение. Хотя насыщенность воздуха влагой в этой зоне большая и относительная влажность около 80 %, тем не менее дефицит влажности из-за высоких температур воды и воздуха значительный и за год с различных районов испаряется от 163 см до 194 см слоя воды при среднем значении 175 см. Это требует в среднем затрат тепла 437 кДж/(см²*год), что составляет примерно 80% радиационного баланса. Но в пространстве и во времени затраты тепла на испарение меняются гораздо сильнее, чем радиационный баланс.

Вследствие термической трансформации температура воздуха близка к температуре поверхности океана, турбулентный поток тепла в атмосферу небольшой, примерно 5 % радиационного баланса, и так же, как испарение, сильно меняется.

В целом затраты тепла на испарение и турбулентный теплообмен с атмосферой оказываются меньше радиационного баланса, поэтому во всем экваториальном регионе постоянно происходит отток излишка преобразованной в энтальпию поглощенной водой лучистой энергии от поверхности вглубь. Климатической особенностью экваториального региона Мирового океана является сходимость пассатных воздушных потоков, преобладание из-за этого восходящих движений воздуха и как следствие выпадение большого количества осадков в течение всего года. В среднем по всему региону за год выпадает слой осадков в 191 см. Это на 16 см больше, чем испаряется. Таким образом, экваториальный регион характеризуется избытком поступающей пресной воды, влияющей на соленость поверхностных вод и уровень океана.

Экваториальный регион Мирового океана выделяется специфическим ветровым режимом, круглогодичным поступлением тепла в океан, преобладанием осадков над испарением и малой изменчивостью этих метеорологических элементов в течение года.

Термохалинная структура вод

Специфика полей температуры и солености в экваториальном регионе обусловлена тем, что преобладание осадков над испарением и постоянный поток тепла от поверхности вниз привели к образованию сравнительно тонкого слоя воды пониженной плотности. Собственно экваториальная поверхностная водная масса формируется в процессе ее движения из вод, приносимых пассатами из субтропических антициклонов, из поднимающихся в зонах дивергенции и апвеллинга промежуточных вод и вод противотечений. Поэтому пространственная ее структура оказывается неоднородной.

За пределами квазиоднородного слоя в галоклине до глубины 100—200 м соленость в результате адвекции несколько повышается, а затем понижается до значений солености промежуточных вод.

В противоположность солености температура воды в квазистационарном слое наивысшая, так как основной поток тепла поступает со стороны атмосферы. В связи с малыми сезонными амплитудами температуры, не превышающими 1—2° С, и малой изменчивостью температуры поверхностного слоя вдоль региона, также не превышающей 1—2°С, за исключением прибрежных восточных районов океанов, где из-за апвеллинга отмечается понижение температуры, можно считать, что экваториальная поверхностная вода находится в термически стационарном состоянии.

Так, например, при изменении ветра на 1 м/с в ту или другую сторону температура Т₀ меняется на ±0,4°С. В еще меньшей степени влияет на Т₀ относительная влажность воздуха и совсем мало проявляется изменение интенсивности горизонтальной макромасштабной турбулентности. Последнее зависит от малого вклада горизонтального макротурбулентного теплообмена в общий тепловой баланс экваториального региона. Наиболее сильно на температуру квазиоднородного слоя влияет поступление в него лучистого потока тепла и затраты тепла на испарение, зависящие от температуры воздуха. Сезонный ход этих характеристик в экваториальном регионе очень небольшой, а поэтому амплитуда изменчивости температуры квазиоднородного слоя в течение года в среднем не превышает 2°С.

Глубже квазиоднородного слоя температура воды быстро уменьшается и к глубине 200—300 м, от которой скорость понижения температуры убывает, она понижается примерно на 14 °С. Поскольку до глубины 150—200 м происходит повышение солености, то в совокупности это приводит к образованию очень резкого пикноклина, через который затруднено распространение потоков тепла, солей и количества движения. Последнее влияет на характер циркуляции поверхностных вод в экваториальном регионе.

Повышенная соленость вод в области пикноклина в настоящее время объясняется проникновением сюда вод, образовавшихся в субтропических антициклонах. Вследствие интенсивного испарения происходит их осолонение, уплотнение и опускание до глубины 100—200 м, где они перемещаются к экватору, формируя «жидкое» дно для поверхностных экваториальных вод.

Основная масса вод глубже пикноклина формируется за пределами региона. В Атлантическом и Тихом океанах в экваториальный регион проникают антарктические промежуточные воды, минимум солености которых находится на глубине порядка 700 м. В Тихом океане эти воды располагаются несколько глубже и в экваториальном регионе встречаются с субтропическими промежуточными водами также пониженной солености. Иногда выделяется промежуточная водная масса моря Банда, которая от антарктической отличается в основном более глубоким положением (от 0,8 до 1,4 км). Она входит в юго-восточную часть региона и быстро трансформируется.

В такой же степени, как и соленость, температура промежуточных слоев воды сформировалась в очагах их образования, поэтому глубже 200—300 м нет существенных отличий Т от ее значений в прилегающих тропических широтах.

Глубинные слои региона в Атлантическом и Тихом океанах занимают пришедшие с севера североатлантическая и северотихоокеанская водные массы. В Индийском океане под промежуточными водами располагается североиндийская водная масса. Она образуется из высокосоленых и теплых вод Красного и северной части Аравийского морей, к ним добавляются опускающиеся промежуточные воды. Смесь этих вод сползает по материковому склону и распространяется на юг через всю экваториальную зону океана. Соленость этой водной массы в ядре составляет 34,9°/оо, а температура — около 3°С, т.е. она по этим характеристикам занимает промежуточное положение между глубинными •североатлантическими и северотихоокеанскими водами.

В южной части Аравийского моря североиндийская водная масса опускается до дна, заполняя Аравийскую котловину. Ара-вийско-Индийский хребет препятствует дальнейшему ее распространению. В остальной части региона придонные слои заполнены антарктической придонной водной массой.

Крупномасштабная циркуляция вод

Вследствие особенностей положения региона и специфики ветрового и теплового воздействия атмосферы на океан, а также преобладания осадков над испарением в экваториальном регионе Мирового океана сформировалась присущая только ему система циркуляции вод. Если описания пассатных течений появились в XVII в., а в начале XIX в. стало известно об Экваториальном противотечении, то только экспедиционные исследования 50—60-х годов XX в. выявили сложную систему перемежающихся западных и восточных течений в экваториальном регионе. В настоящее время доказано, что, помимо пассатных течений западного направления, заходящих из субтропических антициклонических круговоротов в экваториальную область и простирающихся до глубины порядка 1 км, и Межпассатного течения восточного направления, существуют еще, по крайней мере, две струи восточного течения, пронизывающих пассатные течения. На общем фоне западного переноса выделяется несколько струй течений восточного направления. Предлагается все их рассматривать как единую систему экваториальных противотечений.

Во всех трех океанах прослеживается южная ветвь Экваториального противотечения, располагающаяся в разных океанах примерно между 3 и 10° ю. ш. Хотя область наибольших скоростей, составляющих 40—60 см/с, находится на глубине от нескольких десятков метров до 300—400 м (Индийский океан), это течение прослеживается как на поверхности океанов, так и на глубинах в несколько сотен метров. Во всех трех океанах четко выражена срединная ветвь Экваториального противотечения, носящая название течения Ломоносова в Атлантическом океане, течения Кромвелла — в Тихом и течения Тареева или Индоокеанского противотечения — в Индийском. Последнее сравнительно слабое при северо-восточном муссоне и сливается с муссонным течением при юго-западном муссоне. Срединная струя противотечения располагается под тонким слоем западного дрейфового течения и про­слеживается до глубины 300—400 м, но максимум скорости 100— 150 см/с смещен в верхнюю половину потока. Северная ветвь Экваториального противотечения часто называется Межпассатным противотечением, постоянно существует только в Атлантическом и Тихом океанах. Она располагается между пассатными течениями в полосе от 3 до 10° с. ш. и простирается от поверхности до глубины 500—600 м в Атлантическом океане идо 1000 м — в Тихом. Максимум скорости находится вблизи поверхности океана, к глубине примерно 200 м скорость уменьшается в несколько раз.

Ширина ветвей течения меняется на их протяжении и по сезонам в зависимости от преобладания Северного или Южного Пассатного течений, их интенсивности и других причин. Наиболее широкими являются северные ветви противотечения. Их ширина превышает 300 км. Ширина срединных подповерхностных течений 200—400 км. Южные ветви противотечений более слабые и иногда пропадающие, но ширина их также порядка 200—300 км.

Таким образом, каждую из ветвей Экваториального противотечения можно рассматривать как сравнительно тонкую и широкую ленту движущейся воды со средним отношением толщины к ширине, равным 1: 600. Для стрежня струй с максимальными скоростями это отношение становится еще меньше, по крайней мере в 5 раз.

В связи с большой шириной потоков противотечений и их значительными скоростями перенос вод в них очень большой.

Интенсивность противотечений в западной части океанов больше, чем в восточной, куда они приходят несколько ослабленными из-за трансформации в результате обмена как импульсом, так и дру­гими свойствами с окружающими водами. Теряется и часть периферийных вод в струях противотечений.

В настоящее время еще нет единой установившейся теории формирования и циркуляции вод в экваториальном регионе. Наиболее изучен западный перенос вод. До недавнего времени считалось, что он вызывается пассатными ветрами. Однако учет неоднородности в распределении плотности воды и созданного ею градиента давления показывает очень большую роль последнего.

На основании средних значений скорости ветра и градиента плотности в приэкваториальной части антициклонических круговоротов оказывается, что интегральный перенос вод на запад обусловлен в основном градиентом давления, созданным повышением плотности воды с удалением от экватора, а также наклоном уровня океана от тропических широт к экватору. Оба этих слагаемых более чем на порядок величины превышают вклад напряжения ветра.

Меридиональная составляющая скорости течения существенно меньше зональной из-за однородности, распределения плотности воды вдоль параллели и меньшего наклона уровня океана. Поэтому в приэкваториальных широтах формируется устойчивый западный перенос вод, называемых пассатными течениями и за счет наклона уровня океана проникающими глубже горизонтов, на которых исчезает градиент плотности, направленный от тропиков к экватору.

Влияние ветрового напряжения трения на перенос вод можно проследить на примере экваториального региона Индийского океана, в котором ярко проявляется сезонная смена направлений течений, связанная с муссонной сменой ветра. Зимний северо-восточный муссон совпадает с направлением северных пассатных ветров и приводит к интенсивному западному переносу вод. При этом и характер течений в верхних слоях океана таков же, как и в других океанах, но смещен из-за муссона к югу. Северное Пассатное течение распространяется почти до экватора, а за ним до 5—8° ю. ш. располагается Экваториальное противотечение. Течение Тареева, как уже упоминалось, сравнительно слабое и местами смыкается с поверхностным противотечением.

При летнем юго-западном муссоне напряжение трения меняется на обратное и всю северную часть океана от экватора занимает восточный перенос вод, который определяется как муссонное течение. Считается, что южную его периферию можно рассматривать как Экваториальное противотечение. Глубина распространения муссонного течения доходит до 200—400 м, поэтому его нельзя рассматривать как чисто дрейфовое.

Природа восточных течений, называемых противотечениями в связи с тем, что они направлены против основного западного переноса, еще до конца не выяснена. Выделяется несколько причин, могущих привести к восточному переносу вод. К ним следует отнести подъем уровня в западных районах океанов, вызываемый нагоном пассатными течениями. Дополнительное влияние на градиент давления оказывает по­ступление в западные части экваториального региона океанов плотной воды повышенной солености из субтропических антициклонов. Наиболее ярко это явление имеет место в Атлантическом океане. Выход из антициклонического круговорота происходит в области максимальной солености вдоль указанной изопикнической поверхности в направлении меньшего давления. Такой областью с пониженной плотностью вод в верхних слоях океана является экваториальная зона пониженного давления. В ее западные части и устремляются с севера и юга плотные воды, формирующие по­верхностные противотечения. Поскольку вдоль экватора горизонтальная составляющая ускорения Кориолиса равна нулю, то перенос вод здесь оказывается прямолинейным. Отклонения от него в виде меандрирования происходят в результате нестационарности атмосферных процессов, влияющих на течения, и макромасштабных волновых движений в океане. Несмотря на кажущуюся простоту описанной картины действующих факторов, завершенной теории противотечений еще не существует, хотя принципиальные стороны явления удается описать.

В простейших теориях и моделях течений учитывается, как правило, ограниченное количество факторов, приводящих к возникновению течения восточного направления. При противоположно направленных т и градиенте уровня на некоторой глубине, зависящей от их соотношения, происходит смена направления течения.

На направление течения влияет не только величина т, но и характер его изменения. Это показал еще в 40-х годах Штокман при объяснении причины формирования Экваториального* противотечения.

Следующим фактором, приводящим к усилению восточного потока в экваториальном регионе, является неоднородность профиля плотности воды по глубине и неоднородность интенсивности вертикального турбулентного перемешивания.

Следующим важным фактором, влияющим на характер течений в экваториальном регионе, являются адвективные слагаемые в уравнении движения. Приближенный их учет приводит к сложным выражениям, несколько приближающим вычисленный профиль скорости течения к наблюденному, но все же не отображающему многоструйность экваториальных течений.

Характер циркуляции в экваториальном регионе осложняется развитием в ней крупномасштабных волновых движений, возникающих из-за существенной роли адвективных членов, соизмеримых с р-эффектом. Это приводит к появлению плоских волн, один из типов которых аналитически определил в 1939 г. Россби. Их выражение он получил из уравнения для функции тока идеальной жидкости без учета вертикальных токов.

Более или менее реальной картина течений по результатам расчетов получается только в том случае, если в уравнениях движения принимаются во внимание все значимые члены. Необходимость учета бароклинных эффектов заставляет включать в математическую модель уравнения теплопроводности и диффузии солей. Перенос тепла и солей сильно зависит от интенсивности турбулентного перемешивания, которое пока еще определяется очень неточно. Поэтому даже в полных математических моделях коэффициенты вертикальной и горизонтальной турбулентности считаются постоянными и известными.

К настоящему времени выполнено довольно большое количество численных экспериментов по воспроизведению поля температуры и движения воды в экваториальном регионе с помощью математических моделей разной сложности. Они приводят к заключению, что в основном Экваториальное противотечение обусловлено действием сил градиента давления и инерционных сил. Там, где напряжение трения пассатного ветра оказывается более сильным, на поверхности развивается дрейфовое западное течение. С глубиной влияние напряжения трения ослабевает, а вклад градиента давления сохраняется и приводит к образованию подповерхностного противотечения.

Меандрирование струи противотечения с периодом порядка 10 сут. и смещением струи на 10 км связано с неоднородностью поля скорости и плотности в экваториальном регионе, так как при этом в жидкости возникают волны. По наблюдениям и в модельных экспериментах с достаточно полными математическими моделями такие волны выделяются. Они имеют как баротропную, так и бароклинную природу и крупномасштабные колебания отождествляются с волнами Россби и Кельвина длиной до несколько сотен километров и периодом до месяца. Часть из них перемещается с востока на запад. В самом термоклине обнаружены волны инерционно-гравитационного характера, имеющие более короткие длины, чем отмеченные выше.

При движении элементарные объемы жидкости перемещаются не только в горизонтальной плоскости, но совершают довольно сложные циркуляции. В восточной части экваториального региона океанов преобладают восходящие движения, компенсирующие сгон воды пассатным течением, а в западной — опускание. Численные эксперименты показывают, что выделенный элементарный объем воды по мере продвижения как в западном, так и в восточном направлении делает несколько витков в горизонтальной плоскости поднимаясь вверх в первом случае и опускаясь во втором. Над поверхностным противотечением имеет место подъем вод. Это зона экваториальной дивергенции вод. Еще более обширные зоны дивергенции расположены на границах экваториального региона, где южная и северная ветви противотечений соприкасаются с пассатными течениями.

Конвергенция и опускание вод также происходит в зонах соприкосновения западных и восточных течений по экваториальной периферии последних на широте примерно 4—5° по обе стороны от экватора.

Циркуляция более глубоких слоев вод изучена гораздо слабее и представление о ней получается в основном по полям скалярных гидрологических характеристик и рельефу динамических поверхно­стей. Из распределения температуры и солености следует, что антарктические промежуточные воды в Атлантическом океане пересекают экватор, а ниже их на глубине более 1 км проходят на юг сильно трансформированные средиземноморские воды. В Индийском и Тихом океанах промежуточные воды заходят в регион с севера и юга рядом циркуляции. В последнее время в зоне соприкосновения этих вод начали выделять конвергенцию, прослеживающуюся до глубины 2 км. Из-за малых контрастов гидрологических элементов эта конвергенция не прослеживается так, как это имеет, например, место в антарктической конвергенции.

Судя по рельефу динамических поверхностей на глубине 3 и 4 км, глубинные и придонные водные массы заходят и выходят из региона рядом циркуляции, сообразуясь с рельефом дна. Пока еще мало фактических наблюдений для установления закономерностей движения этих вод, что, в частности, затрудняет использование численных моделей для воспроизведения циркуляции вод.

Волны и приливы

При рассмотрении климатических факторов, влияющих на гидрологический режим экваториального региона отмечалось, что это наиболее спокойная в ветровом отношении область Мирового океана. Скорость ветра здесь в большинстве случаев не превышает 2 м/с, а направление ветра не меняется на больших расстояниях вдоль экваториальной барической ложбины. Исключение составляет экваториальный регион в Индийском океане, на который распространяются муссоны. Здесь скорость ветра возрастает до 5 м/с и меняется его направление. Но в среднем скорость ветра оказывается пониженной.

Большая устойчивость ветра во времени, большие глубины и большие водные пространства приводят к тому, что стационарное волнение является функцией только скорости ветра и его разгона.

Средние значения высоты и периода ветровых волн, т. е. имеющие обеспеченность 50%, равны соответственно 1 м и 4—6 с. На повторяемость волн свыше 2 м приходится всего 20 % случаев. Тем не менее в экваториальном регионе встречаются и высокие волны, хотя их повторяемость небольшая и локализованы они в отдельных участках региона. В среднем для всего региона повторяемость волн высотой более 6 м 5%, обусловлена она в основном тропическими циклонами. Однако летом в Индийском океане на северной периферии южноиндийского субтропического антициклона повторяемость таких волн увеличивается в 2—4 раза, т. е. до 20 %. Зимой такие штормовые волны с повторяемостью до 10—20 % встречаются в западной части Атлантического океана и на северной периферии экваториального региона в Тихом океане.

Отсутствие твердых границ на большей части периферии экваториального региона и свободный водообмен с тропическими регионами Мирового океана создает благоприятные условия для про­никновения в эту зону волн зыби. Причем в некоторые сезоны она бывает весьма интенсивной. Особенно сильная зыбь отмечается в январе—феврале в районе Тихого океана, куда она проникает из тропических широт. В это время повторяемость зыби в 5 и более баллов достигает 30—40 % случаев. До 20 % случаев доходит повторяемость такой зыби в западной части Атлантического океана. Сюда она также проникает из тропических широт северного полушария.

В Индийском океане в период зимнего муссона расстояние от материка оказывается небольшим и сильная зыбь не образуется. Повторяемость зыби в 5 и более баллов оказывается менее 10%-Но во время летнего муссона, когда преобладают ветры южных румбов, в его экваториальную зону из южного полушария проникает сильная зыбь, повторяемость которой увеличивается до 20— 30 %. В других океанах в августе зыбь в 5 и более баллов повторяется преимущественно не чаще 10 %.

Таким образом, несмотря на сравнительно слабое ветровое волнение, в экваториальном регионе встречаются крупные волны зыби, пришедшие из более высоких широт.

Длинные приливные волны вызывают в экваториальном регионе за пределами шельфа колебания уровня с величиной, достигающей в среднем 1 м. Но в некоторых районах в сизигию они могут до­стигать 2 м. Это имеет место в Атлантическом океане и в Тихом у Маршалловых островов. Тип прилива в экваториальном регионе различный. В Атлантическом океане преобладает полусуточный прилив, в Индийском — неправильный полусуточный, а в Тихом встречаются все типы приливов — от полусуточных до суточных. В экваториальной части двух последних океанов расположены амфидромии полусуточных и суточных приливов, не совпадающих по местоположению. Это приводит к сложному характеру суммарных приливных колебаний уровня океанов.

Естественно, что величина приливов в экваториальной зоне, как и в других районах Мирового океана, оказывается увеличенной в прибрежных районах. В каждом из океанов ее максимальные значения меняются в большом диапазоне в зависимости от характера береговой линии и морфометрии шельфа. Если у берегов Гвинейского залива они в основном менее 2 м, то на другом конце океана у берегов Бразилии более 3 м, а в устье р. Амазонки 5,7 м. Но наибольшей изменчивостью как по типам, так и по величинам отличаются приливы у берегов Индонезии. Из-за многочисленности проливов приливы внутри архипелага носят индуцированный характер, и из-за взаимодействия волн их величины на небольших расстояниях меняются от 1 до 5 м.

ТЕМА 4. Географическая зональность Мирового океана

Тематический план

- Географическая зональность

- Полярный пояс

- Субполярный пояс

- Умеренный пояс

- Тропический пояс

- Экваториальный пояс

- Пассаты, муссоны, циклоны

Учебная информация

Географическая зональность или закономерное изменение природных компонентов и природных комплексов по направлению от экватора к полюсам - планетарная закономерностью, установленная великим русским ученым В. В. Докучаевым. Причина зональности в шарообразности Земли и неодинаковом количестве тепла, поступающего от Солнца. Зональны климат, воды суши и океана, процессы выветривания, образующиеся под влиянием внешних сил формы рельефа, растительность, почвы, животный мир и, конечно, деятельность человека. В Мировом океане наблюдается менее яркая поверхностная (или широтная) зональность. Она выражается в изменении от экватора к полюсам свойств поверхностных вод (температуры, солености, плотности и прозрачности их, интенсивности волнения и др.), в изменении состава растительности и животного мира. Вертикальная (или глубинная) и донная зональности в океане в некоторой степени аналогичны высотной поясности в горах, но ведущим фактором здесь является не уменьшение температуры (на 0,6 °c на каждые 100 м подъема) и до определенной высоты (до 2-3 км) увеличением осадков, а сокращение количества поступающего солнечного света.

Известно, что на суше в меридиональном направлении сменяются природные пояса: полярный, субполярный, умеренный, субтропический, тропический, экваториальный и т. д. То же наблюдается при движении по океану. В низких широтах Тихого океана основные зоны были изучены и описаны советским ученым В. Г. Богоровым. В Мировом океане обычно выделяются следующие зоны или, правильнее, пояса. В северном полушарии - северный полярный (или арктический), субполярный (субарктический), умеренный, субтропический и тропический. Близ экватора находится экваториальный. В южном полушарии прослеживаются аналогичные пояса, но в обратном порядке (рис. 1): южный тропический, субтропический, умеренный, субполярный (субантарктический) и полярный (антарктический). Пояса северный тропический, экваториальный и южный тропический вместе составляют тропический пояс Мирового океана, который и рассматривается в этой теме.

Рис. 1. Физико-географические пояса океана: CП - северный полярный; ССП - северный субполярный; СУ - северный умеренный; ССТ - северный субтропический; СТ - северный тропический; Э - экваториальный; ЮТ - южный тропический; ЮСТ - южный субтропический; ЮУ - южный умеренный; ЮСП - южный субполярный; ЮП - южный полярный.

Таким образом, океан по природным условиям симметричен относительно плоскости термического экватора и каждому поясу северного полушария соответствует пояс в южном.

Полярные пояса, т. е. арктический и антарктический, представляют собой области холодных вод, практически круглый год покрытых льдами. Здесь постоянный холод, отсутствие солнечного света зимой. В северном полушарии этот пояс совпадает с Центральным полярным бассейном, охватывающим среднюю часть Северного Ледовитого океана. За осень и зиму образуется мощный ледовый покров. Летом несколько месяцев солнце не заходит за горизонт, часть льда тает, но большая часть акватории остается покрытой льдом. Сюда в виде глубинного потока проникают теплые воды системы Гольфстрима, несколько смягчая суровый климат.

Условия для развития жизни малоблагоприятны. Но летом, за 1-2 месяца развивается фито- и зоопланктон. Здесь обитают рыбы, морские звери, птицы.

В южном полушарии Северному Ледовитому океану по широтам соответствуют Антарктический континент с его мощным безжизненным ледяным покровом и прилегающие воды с морскими и шельфовыми льдами. Воды населяют различные животные - планктон, ракообразные, рыбы, ластоногие; здесь же находят пищу птицы (пингвины и др.). Таким образом, в крайних полярных условиях океан несравненно более благоприятен для развития жизни, нежели покрытая льдом суша.

Субполярные пояса (субарктический и субантарктический) - это преимущественно области ледовой кромки. Они покрыты льдом зимой и свободны от него летом. В результате охлаждения и осолонения вод (при льдообразовании) развивается вертикальная циркуляция. Каждый год вода хорошо промешивается до больших глубин и обогащается кислородом и питательными солями, Летом в сравнительно теплой (0 + 5°) воде при обилии солнечного света, кислорода и питательных солей развивается масса планктона. Ведется интенсивный промысел рыбы и морских зверей.

В южном полушарии соответствующий пояс расположен между 52-58 и 66° ю. ш. В течение короткого субантарктического лета здесь развивается масса планктона. В зоопланктоне особенно важен крупный рачок или криль, длиной до 6 см. Им питаются различные рыбы, птицы, ластоногие, киты.

В высоких широтах обоих полушарий формируются холодные воды, которые погружаются и распространяются в сторону экватора. Они подстилают теплые тропические и экваториальные воды, формируя холодные промежуточные и глубинные слои. Холодные воды обнаруживаются всюду в низких широтах на глубине нескольких сотен метров. Во многих районах они близко подходят к поверхности и влияют на океанографические условия поверхностных слоев, а местами даже выходят на поверхность.

Умеренные пояса. Воды умеренных широт в обоих полушариях испытывают очень существенные годовые (сезонные) и межгодовые (многолетние) изменения температуры. Летом верхние слои воды прогреваются до 15° и больше. Между теплой, поверхностной и более холодной подповерхностной водой образуется более или менее резкий слой скачка температуры. Зимнее охлаждение поверхностных вод создает вертикальную циркуляцию, конвективную по своей природе. Вода перемешивается до значительной глубины, слой скачка исчезает. В результате поверхностные слои обогащаются питательными солями, а кислород проникает в глубину. В итоге в пределах умеренных широт и на границе умеренных и субполярных вод создаются благоприятные условия для развития планктона и образования скоплений рыб. Воды этого пояса относятся к числу богатых рыбой (сельдь, лососевые, анчоус, треска, камбала и т. д.).

В умеренных широтах преобладают западные ветры и развивается интенсивная атмосферная циклоническая деятельность. Поэтому здесь часты штормы, особенно в зимнюю половину года. Западные ветры вызывают поток поверхностных вод на восток. Это Северо-Атлантическое и Северо-Тихоокеанское течения в северном полушарии и Антарктическое циркумполярное - в южном.

Между умеренными и тропическими находятся субтропические пояса северного и южного полушарий - с высоким атмосферным давлением, малым количеством осадков, слабыми переменными ветрами, высокой температурой воздуха. Здесь слабая горизонтальная циркуляция вод, относительно высокая температура поверхностных слоев, самая высокая для открытого океана соленость. Теплые, сравнительно легкие воды устойчиво занимают верхний слой. Перемешивание вод слабое, воды малоплодородны. На единицу объема воды здесь очень мало планктонных организмов и рыб. Поэтому вода прозрачна.

В пределах северного субтропического пояса находится Саргассово море - гигантский круговорот вод (по часовой стрелке) с преобладанием погружения их в средней части, образованный кольцом течений. В центре скапливаются плавающие саргассовые водоросли.

Тропический пояс на поверхности океана получает максимальное на Земле количество солнечной радиации - около 160 ккал/см2 в год. Часть тепла расходуется на не парение воды, другая - на нагревание поверхностного слоя. Длинноволновая радиация полностью поглощается в верхних сантиметрах воды. В условиях ясного неба и спокойного моря такой приток тепла вызывает повышение температуры поверхностного слоя до 28-30°. От теплой поверхности океана и суши путем длинноволнового лучеиспускания и конвекции прогревается нижний слой атмосферы.

Главный ветер тропической зоны - пассат (северо-восточный в северном полушарии, юго-восточный в южном). В тропических широтах над океаном он всегда дует из восточной части горизонта под углом к экватору. В течение года северная и южная границы пассата сдвигаются; зимой - к экватору, летом - в более высокие широты. При этом пассаты южного полушария в Атлантическом и Тихом океанах распространяются несколько севернее экватора.

В экваториальной зоне затишья и штиль. Здесь максимально нагревается поверхность океана. От нее теплеет воздух. Он поднимается, увлекая за собой пары воды, охлаждается на высоте, а атмосферное давление у океана падает. Это вызывает компенсационный приток воздуха извне, каковым и являются пассаты. Влага воздуха превращается в мощные облака. Нагрев и подъем воздуха особенно интенсивны днем, в послеполуденные часы. Именно в это время над штилевым океаном вырастают облака.

Поднявшийся воздух, отдав океану избыток влаги в виде дождей, растекается в верхних слоях атмосферы от экватора к северу и югу. Постепенно под влиянием вращения Земли он поворачивает к востоку и около 30° северной и южной широт на высоте нескольких километров образует широтные воздушные потоки на восток.

В результате создается избыток воздуха и высокое давление. Воздух опускается к поверхности океана со скоростью нескольких сотен метров в сутки, нагревается и становится очень сухим.

Мы поможем в написании ваших работ!