Учебная информация.

Географическое положение и морфометрия

По географическому положению на Земле выделяются северный и южный полярные районы, но из-за общности многих океанологических процессов их можно объединить в один полярный регион. В настоящее время нет еще однозначного определения границ такого региона, так как они могут определяться по нескольким признакам.

Границу полярных районов можно провести на основе чисто астрономического признака — по полярному кругу,проходящему по широте 66°33' в северном и южном полушариях. Выше этой широты зимой некоторое время отсутствует приток лучистой энергии Солнца, являющейся основой приходной составляющей теплового баланса Мирового океана. Несмотря на такое четкое определение границы при этом не происходит обособления полярного региона по характеру гидрологического режима от остальной части Мирового океана.

Одной из присущих полярным районам характеристик гидрологического режима является ледяной покров, формирующийся ежегодно зимой. Но в некоторых районах, где теплые течения проходят у поверхности, лед может не образовываться, как это имеет место в юго-западной части Баренцева моря. В то же время в таких морях, как Японское, Аральское, Азовское, лед образуется ежегодно, хотя эти моря расположены в южной половине умеренной зоны. Поэтому границу распространения льда также нельзя принять за границу полярного региона.

В полярных районах суммарный годовой поток тепла через поверхность океана отрицательный, т. е. направлен из океана в атмосферу. В связи с этим средняя годовая температура поверхности океана ниже, чем на некоторой глубине. Но такая закономерность теплообмена с атмосферой распространяется и на значительную часть умеренных широт, особенно на районы теплых течений.

В полярных районах годовые суммы осадков превышают испарение и это способствует распреснению поверхностного слоя воды. Однако и этот показатель в обособленном виде не может служить признаком полярного региона, так как такая же закономерность влагообмена присуща и эваториальному региону.

Особенности тепло- и влагообмена с атмосферой, адвекции тепла и солей течениями приводят к специфическим вертикальным профилям температуры и солености в полярных районах. По данным В. Н. Степанова, распространение вод с однородными профилями Т и 5 не полностью совпадают между собой. Но в пределах региона однородность этих профилей должна соблюдаться.

Распространение присущих полярному региону водных масс зависит от их переноса течениями, как, например, это имеет место в северо-западной части Атлантического океана. Если они распространяются до поверхности океана, то происходит существенное изменение присущих региону океанологических характеристик. Характерным примером служат атлантические воды на западной периферии Северного Ледовитого океана, вызывающие существенное изменение ледового режима. Поэтому при определении границ региона нужно учитывать происхождение вод и постепенную потерю или сохранение первоначальных свойств.

При определении границ полярного региона следует принимать во внимание общность основных черт циркуляции вод, не только влияющей на распространение последних, но и зависящей как от их свойств, так и от присущего региону ветрового режима.

Для выделения границ региона в ряде случаев удобно использовать естественные морфометрические границы. Так, например, северная половина Берингова моря по ряду признаков должна быть отнесена к полярному региону, но для удобства рассмотрения режима такого исторически сложившегося объекта, как Берингово море в целом, границу северного полярного района (арктического субрегиона) можно провести по Берингову проливу.

На основании всех перечисленных факторов целесообразно полагать арктический субрегион оконтуренным границами Северного Ледовитого океана, проходящими примерно по широте северного полярного круга, хотя в районе Норвежского моря она опускается по Фареро-Исландскому порогу до 61° с. ш.

Граница южного полярного района (антарктического субрегиона)проходит в более низких широтах. По однородности гидрологических характеристик она может быть проведена по южной периферии антарктической конвергенции, располагающейся в среднем примерно на 55° ю. ш. С юга эта полярная область ограничена берегами Антарктиды. В последнее время в океанологической литературе эта часть Мирового океана часто называется Южным океаном.

В указанных границах площадь северного субрегиона составляет около 15 млн. км², а южного 36 млн. км², т. е. более чем в 2 раза обширнее, чем северного.

Специфической морфометрической характеристикой арктического субрегиона (Северного Ледовитого океана) является то, что он на значительном протяжении окружен материками и имеет ограниченную связь с остальной частью Мирового океана. С Тихим океаном он сообщается через сравнительно узкий (ширина 82 км) и мелкий (глубина 40—50 м) Берингов пролив. Граница, отделяющая Северный Ледовитый океан от Атлантического, проходит, по порогам с глубинами в основном около 500 м. Эти пороги препятствуют глубинному водообмену между рассматриваемыми океанами. Объем вод Северного Ледовитого океана составляет 16,7 млн. км³ при средней глубине 1,13 км, но рельеф дна очень неоднороден. Материковая отмель до изобаты 200 м занимает 37,4 % его площади, а ложе с глубинами более 3 км — всего 13,5. Оно также неоднородно и представляет собой ряд котловин, обособленных в большей или меньшей степени друг от друга хребта затрудняющими водообмен между ними.

В Северном Ледовитом океане принято выделять североевропейскую часть океана, площадью 4,1 млн. км², включающую Гренландское, Норвежское, Баренцево и Белое моря, и Арктический бассейн, включающий в себя остальную часть океана. При таком деле море Баффина относится к Атлантическому океану.

Северо-Европейский бассейн отделяется от Арктического порогом Нансена с глубинами до 750 м и сравнительно мелководной зоной с глубинами менее 500 м, проходящей через острова Шпицберген, Земля Франца-Иосифа и Новая Земля. Порог Нансена прорезан желобом Лены с глубинами более 3000 м. В Гренландском и Норвежском морях бассейна находятся котловины с глубинами более 3000 м.

Арктический бассейн разделяется хребтом Ломоносова с глубинами 950—1650 м на два суббассейна: Евразийский и Амеразийский. В Евразийском суббассейне наиболее крупные котловины Нансена и Амундсена, разделенные хребтом Гаккеля. В Амеразаийском суббассейне — обширная Канадская котловина и меньшая размеру, но не по глубине, котловина Макарова, разделенные xребтом Альфа. Перечисленные котловины имеют глубины моря 4 км, а хребты — порядка 1—2 км.

Характерной морфологической особенностью антарктического субрегиона является свободное сообщение с Мировым океаном всей его северной границе. Этот субрегион представляет собой кольцо вод вокруг Антарктиды. Поскольку зона антарктической конвергенции испытывает большие сезонные смещения, то площадь меняется. Средняя глубина Южного океана 3,5 км. т. е. он более, чем в 3 раза глубже Северного, а объем его (126 млн. км³) почти в 8 раз превышает объем вод последнего.

Если для Северного Ледовитого океана присуще наличие широкой шельфовой зоны, то в Южном — мелководная область вокруг материка сравнительно узкая. Ширина шельфа круг Антарктиды в среднем 80 миль, а в районах морей Росс Уэдделла возрастает до 550 миль. Отличительной особенностью антарктического шельфа является наклон от бровки к матер из-за давления огромной массы льда. На рельефе ложа океана отразилась тектоническая активность. Оно во многих местах пересечено линиями разломов с излияниями в их районах вулканических материалов. Выделяются большие абиссальные котловины с глубинами до 5,5 км: Африканско-Антарктическая, Австрало-Антарктическая, Беллинсгаузена и др. В них осадки слоем до 0,5 км не полностью скрывают вулканические неровности рельефа дна.

Большую площадь дна антарктического субрегиона занимают продолжения срединных океанических хребтов: Южно-Атлантического, Центрально-Индийского и протянувшегося в основном в широтном направлении — Африканско-Антарктического хребта. Их происхождение связывается с разрывами в земной коре и излияниями через них материала мантии. Хребет Скоша — подводное продолжение Анд, соединяющее эту горную систему с Антарктидой.

В системе поднятий дна выделяются океанические валы, которые вместе с хребтами образуют концентрические цепи поднятий дна с вершинами, отстоящими от поверхности океана на 1,8—2,4 км. Это Австрало-Антарктическое поднятие, переходящее в Южно-Тихоокеанское и далее в Восточно-Тихоокеанское. Такая изрезанность рельефа дна оказывает сильное влияние на циркуляцию глубинных и придонных вод.

Климатические факторы, влияющие на режим

Арктический субрегион (Северный Ледовитый океан)

Многие особенности гидрологического режима Северного Ледовитого океана обусловлены тем, что располагаясь в высоких широтах, он в среднем за год теряет в атмосферу больше тепла, чем получает. Дефицит этого тепла компенсируется адвекцией и теплотой кристаллизации при образовании льда. Являясь продуктом тепле обмена, лед сам влияет на него и на протекание ряда гидрологических процессов в океане.

В среднем за год поток коротковолновой радиации, поступающей к поверхности океана в Арктике находится в пределах от 330 кДж/см² у периферии региона до 250 кДж/см² в западной части Арктического бассейна. Но из-за высокой отражательной способности снежно-ледяного покрова, поглощается океаном лишь 20—30 % этого потока тепла. Поэтому радиационный баланс поверхности океана, хотя в целом за год и положительный, но на большей части площади не превосходит 20 кДж/(см²-год). Его не хватает, чтобы скомпенсировать потери тепла на испарение и турбулентный теплообмен с атмосферой.

Вторым по важности фактором, влияющим на состояние поверхности океана, является превышение притока пресных вод на испарением. В него ежегодно поступает 51.40 км³ пресных материковых вод, что равноценно слою пресной воды на всей его поверхности толщиной в 35,5 см. Основная доля пресных вод сосредоточена в пределах морей, особенно сибирских.

Масса воды, выпадающая в виде осадков, 5300 км³/год. Он уменьшается с ростом широты от 74 см/год на периферии океан до 19 см/год в его центральной части.

Из-за низкой температуры и малых значений насыщающей влажности воздуха испарение с поверхности Северного Ледовитого океана составляет 3200 км³/год. Осредненное по широтным поясам оно также убывает от периферии к центру.

Помимо влияния на формирование ледяного покрова положительный пресный баланс океана приводит к стоковой составляющей течений, способствующих выносу из Северного Ледовитого океана льдов и поверхностных вод.

Очень важное влияние на циркуляцию поверхностных арктических вод, дрейф льдов, а также на тепло- и влагообмен с атмосферой, оказывает атмосферная циркуляция. Ложбина исландского минимума протянулась вплоть до Таймыра. Вдоль нее над Норвежским течением происходит заток воздуха с Атлантического океана, а по ее северо-западной периферии – вынос арктического воздуха. Ложбина от алеутского минимума заметно слабее. Она сильнее выражена зимой, располагаясь над морем Бофорта и создавая условия для притока теплого и влажного воздуха со стороны Тихого океана. Расположенная над восточной частью Северного Ледовитого океана область повышенного давления благоприятствует выносу поверхностных вод и льдов из восточных морей советского сектора Арктики. Среднее годовое поле атмосферного давления довольно размытое. Поэтому средняя годовая скорость приземного ветра 4—5 м/с.

Следующим важным фактором, влияющим на гидрологический режим всего Северного Ледовитого океана, является приток теплых и соленых водиз Атлантического океана и Берингова моря. Некоторое количество тепла выносят в океан реки. Из-за трудности измерения течений по всей жидкой границе субрегиона и малой длины ряда наблюдений пока еще не имеется единой точки зрения на объем поступающих в него вод и их температуру. По ориентировочным оценкам принимается, что температура и соленость атлантических вод на границе Северного Ледовитого океана в среднем соответственно 7,8 °С и 35,1 ‰. У беринговоморских вод средняя годовая температура 0,9 °С и соленость 32 ‰.

Если отнести общий приток тепла ко всей поверхности океана, то окажется, что в среднем на 1 см² поверхности за год приходится по разным оценкам от 27,6 до 33,8 кДж.

Еще в качестве одного источника тепла в Северном Ледовитом океане следует принимать теплоту кристаллизации водыпри образовании льда. Поскольку не весь образовавшийся за холодный период года лед тает летом, а часть его выносится в Атлантический океан, то теплота кристаллизации выделяется в Северном Ледовитом океане. По данным измерений и других косвенных оценок в среднем ежегодно через Датский пролив выносится в Атлантический океан 130 км³ льда, где он тает, поглощая тепло. Примерно в 3 раза меньше льда выносится через Девисов пролив. Приток льда через Берингов пролив небольшой и по величине находится в пределах ошибок определений выноса льда в Атлантический океан, поэтому во внимание не принимается. На основании оценок объема вынесенного льда оказывается, что в Северном Ледовитом океане за год выделяется при кристаллизации воды на 5,6-10¹⁶ кДж больше, чем затрачивается на таяние льда.

Суммирование адвекции тепла и теплоты кристаллизации дает общий приток тепла в Северный Ледовитый океан (4,44— 5,36)-10¹⁸ кДж/год. Если его распределить по всей площади океана, то окажется, что на 1 см² в год поступает 29—36 кДж тепла.

Значительная доля тепла атлантических вод расходуется в Северо-Европейском бассейне. В Арктический бассейн по разным оценкам поступает (103—125)-10¹⁶ кДж/год, а с учетом избыточной теплоты кристаллизации—(2-10—230)-10¹⁶ кДж/год. При равномерном его распределении по всей поверхности бассейна на 1 см² приходится примерно 21 кДж/год.

Остальные факторы, влияющие на водный и тепловой баланс Северного Ледовитого океана, нельзя считать в полной мере внешними, так как они зависят не только от характеристик поступающего в регион воздуха, но и от состояния поверхности океана и его температуры. Движущийся над океаном воздух очень быстро трансформируется и вертикальные градиенты температуры и влажности в его приводном слое становятся малыми. Поэтому турбулентные потоки тепла и влаги также небольшие. Лишь над полыньями и разводьями зимой потоки тепла, пара и излучения становятся большими.

Проведенное осреднение потоков как лучистой энергии, так и турбулентного теплообмена по всему Северному Ледовитому океану и Арктическому бассейну и пересчитанное на единицу площади.

Спецификой климата антарктического субрегиона является особенность пространственного распределения атмосферного давления и преобладающего направления ветра.Вследствие зональной одно­родности подстилающей поверхности осредненное поле давления слабо меняется по долготе. В широтном направлении в течение всего года выделяется антарктическая зона пониженного давления. В пределах Тихого океана центральная часть ее поднимается от 67° ю. ш. в районе моря Беллинсгаузена до 75° ю. ш. в море Росса. В остальных секторах субрегиона она проходит между 60 и 68° ю. ш. В этой зоне выделяются 9 областей преимущественного стационирования циклонов. Они примерно равномерно распределены вдоль всего побережья материка.

Вследствие постоянного выхолаживания атмосферы над ледяным покровом Антарктиды и повышения атмосферного давления возникает стоковый ветер скоростью до 15 м/с, принимающий под действием ускорения Кориолиса юго-восточное направление.

Севернее от антарктической атмосферной депрессии преобладает ветер противоположного направления. Такие сходящиеся в зоне депрессии воздушные потоки, севернее ее преимущественно западных румбов, а южнее — восточных, создают специфику вдрейфе льдов и поверхностных вод.

Адвекция воздуха соответствующего происхождения и скорость его термической трансформации определяют температуру воздуха и турбулентный поток тепла. В прибрежной зоне преобладает сток воздуха с материка, и вследствие адиабатического прогрева даже зимой температура в среднем —15—20°С. Летом она меняется от небольших положительных до небольших отрицательных значений.

Воздух, поступающий в субрегион севернее зоны депрессии, проходит большие пространства над водой летом и льдом зимой. Поэтому его температура в приводном слое близка к температуре под­стилающей поверхности и не является независимым параметром. Быстрая тепловая трансформация воздуха обусловливает в среднем малый турбулентный поток тепла, который составляет примерно —20 кДж/(см²-год).

Термохалинная структура вод

Особенность термохалинных процессов в полярном регионе и обусловленная ими структура вод прежде всего связаны с преобладанием притока пресных вод над их расходом и большой сезонной амплитудой потока энтальпии на поверхности океана. Второй причиной, приводящей к специфике термохалинного режима полярных регионов, является адвекция вод из смежных океанов, в основном зависящая от различия плотностной стратификации водных масс полярного региона и окружающих его океанов. Термохалинные и динамические процессы тесно связаны между собой и рассматриваются они раздельно лишь ради удобства изложения.

Северный Ледовитый океан. Устойчивость плотностной стратификации верхнего слоя океана в зонах с положительным пресным балансом и сравнительно слабое перемешивание, зависящее в основном от дрейфового сдвига скорости течения подо льдом, приводят к образованию сравнительно тонкого распресненного слоя, носящего название поверхностных арктических вод.

Толщина квазиоднородного слоя не постоянна во времени и пространстве. Летом из-за таяния льда и поступления талой воды и осадков общим слоем до 1 м и более толщина квазиоднородного слоя уменьшается до 20—30 м. Зимой же в результате осолонения при нарастании льда, конвективным перемешиванием охвачен слой в 50—75 м. Он больше в атлантическом секторе Арктического бас­сейна и меньше в тихоокеанском. Результаты наблюдений на дрейфующих станциях подтверждают существование в Арктическом бассейне слоя в 25—50 м толщиной с однородными по вертикали тем­пературой и соленостью.

На различных участках акватории осолонение вод в холодный период года в большей или меньшей степени компенсирует летнее распреснение, но в среднем по бассейну такой компенсации нет и часть распресненных вод вытекает из Северного Ледовитого Океана в Атлантический и Берингово море.

За пределами квазиоднородного слоя соленость воды быстро повышается до 33—34 %₀ на глубине 150—200 м.

Температура поверхностных арктических вод, как и соленость, имеет сезонный ход. Зимой подо льдом температура воды в слое конвективного перемешивания близка к температуре замерзания и в районах пониженной солености она выше, чем в приатлантической части океана, где соленость выше. Летом подо льдом она повышается на 0,1—0,2 °С в основном за счет поглощения лучистого тепла в разводьях. Нулевая изотерма проходит в районе кромки льда, а на свободных от льда акваториях вода прогревается до положительных значений.

По мере продвижения в сторону Атлантического океана поверхностные воды постепенно трансформируются и в Северо-Европейский бассейн они поступают из Арктического бассейна в виде Восточно-Гренландского течения. Частично аналогичные воды формируются в западной части Гренландского моря и в море Баффина.

Большую роль в гидрологическом режиме Северного Ледовитого океана играют поступающие в него теплые атлантические воды. Они входят широкой полосой через границу с Атлантическим океаном, но в Датском проливе северная струя течения Ирмингера проходит вокруг северной части Исландии и не проникает глубоко в Северо-Европейский бассейн, а сливается с водами южнонорвежского циклонического круговорота и частично выходит из него через западную часть Фареро-Исландского пролива.

Некоторая часть теплых вод с отвлечением течения Ирмингера проникает до Девисова пролива, в котором они очень быстро трансформируются. В море Баффина прослойка теплых вод на глубинах от 200 м до 1000 м имеет максимальную температуру около 1 °С.

Атлантические воды в виде Норвежского течения и ответвлений от него, выносящих теплые воды в северный и южный циклонические круговороты, где они смешиваются с холодными арктическими водами, занимают большую часть площади Северо-Европейского бассейна. В Норвежском течении они простираются до глубины в 1 км, в циклонических круговоротах их толщина уменьшается до 300 м, а в ряде мест еще больше.

Вследствие большой площади соприкосновения с холодной, высокоширотной атмосферой происходит интенсивная отдача тепла ввоздух как в результате испарения воды, так и в результате непосредственного турбулентного теплообмена. В среднем за год за счет испарения вода теряет 160 кДж/см² и за счет турбулентного теплообмена — примерно 120 кДж/см². Если учесть, что из-за в целом за год положительного радиационного баланса, составляющего в среднем 50 кДж/(см²-год), происходит некоторая компенсация теплопотерь, то все же атлантические воды теряют за год 230 кДж/см².

Соленость атлантических вод по мере их продвижения к северу из-за небольшого пресного баланса и смешения с распресненными -арктическими поверхностными водами незначительно понижается (перед входом в Арктический бассейн примерно до 35‰). В нижней части слоя соленость этих вод практически не изменяется (около 34,9 ‰).

Атлантические воды в Арктическом бассейне выделяются по изотерме 0°С. Это можно связать с низшей температурой, которую они имеют на входе в Северный Ледовитый океан. По солености эти воды выделить труднее, так как они резко отличаются только от поверхностных распресненных вод. Наблюдения показали, что прослойка вод с положительными температурами отмечается во всем Арктическом бассейне. У входа в него толщина слоя атлантических вод составляет 0,8 км. Уже здесь они находятся в погруженном состоянии под поверхностными арктическими водами, но пока еще сверху температура 0°С отмечается на глубине около 50 м.

По мере продвижения на восток атлантические воды постепенно трансформируются за счет тепло- и солеобмена с окружающими водами. Наиболее заметна тепловая трансформация, в результате которой температура от максимума в 3,5°С на входе в бассейн понижается до 0,4°С в канадской части бассейна. При этом наиболее быстрое понижение температуры происходит на начальном отрезке пути. Такой характер трансформации находится в соответствии с закономерностями, рассмотренными в курсе «Физика океана». Поскольку отношение толщины к ширине основного потока атлантических вод примерно 1/600, то основная теплоотдача у него происходит вверх и вниз посредством турбулентности.

Подсчет изменения энтальпии по данным об изменении температуры воды и ее объема показывает, что в атлантической части бассейна до хребта Ломоносова атлантические воды теряют примерно 70% энтальпии, определенной относительно ее уровня при 0°С. Из этого потока энтальпии около 0,4 идет в глубинные слои.

Наиболее заметное изменение солености атлантических вод происходит в результате оттока солей в поверхностные арктические воды. Это достаточно ясно проявляется на разрезе.

Небольшое уменьшение солености воды не компенсирует увеличения плотности из-за понижения температуры, поэтому слой атлантических вод по мере продвижения к востоку постепенно опускается и верхняя граница слоя в тихоокеанской части региона проходит на глубине более 300 м. Нижняя граница этого слоя располагается примерно на той же глубине, как и у входа в Арктический бассейн, т. е. на 0,9—1,0 км. Лишь в районе хребта Ломоносова она поднимается до горизонта 0,7 км.

Довольно заметную роль в гидрологическом режиме Северного Ледовитого океана играют беринговоморские воды, часто называемые тихоокеанскими. Свойства этих вод существенно меняются от лета к зиме. Летом через Берингов пролив поступают очень распресненные речным стоком и осадками теплые воды, температура которых в верхнем 10-метровом слое превышает 7°С, а глубже постепенно убывает до 0. Соленость также сильно меняется с глубиной от значений менее 30 % у поверхности до 32,5 ‰ на глубине около 50 м. Зимой температура воды меняется от температуры за­мерзания (около — 1,4°С) у поверхности до небольшой отрицательной у дна, а соленость поверхностной части поступающих вод повышается. Она с глубиной меняется слабее, чем летом, и оказывается несколько выше 32‰. Таким образом, летние и зимние беринговоморские воды различаются между собой. Условная плотность первых в среднем около 25, а вторых — около 26.

В среднем ежегодно в Северный Ледовитый океан поступает 36 тыс. км³ беринговоморских вод, что почти в 6 раз меньше, чем атлантических.

В Северном Ледовитом океане беринговоморские воды за пределами Чукотского моря погружены под менее плотные поверхностные воды, причем летние беринговоморские воды расположены выше зимних. Толщина слоя беринговоморских вод в значительной степени определяется глубиной Берингова пролива и составляет примерно 50—100 м. Их верхняя граница лежит в пределах 50— 75 м, а нижняя — в пределах 150—175 м, т. е. они находятся выше атлантических вод.

Несмотря на малую толщину прослойка беринговоморских вод прослеживается на значительной части Арктического бассейна, распространяясь по всей его Амеразийской части и проникая в северо-западные районы Евразийского суббассейна. Они испытывают довольно интенсивную термическую трансформацию на начальном участке своего пути и температура летних вод, наиболее сильно отличающихся по температуре от окружающих, быстро понижается до отрицательных значений порядка — 1 °С. При этом они сравнительно слабо по термохалинных признакам отличаются от поверхностных арктических вод и принимают участие в их формировании.

В Евразийском суббассейне беринговоморские воды по температуре и солености трудно отличить от окружающих и они выделяются по другим характеристикам, одной из которых является высокое содержание кремния, превышающее в зимних водах 1000 мкг/л.

Основную часть объема Северного Ледовитого океана занимают придонные воды. Их происхождение пока еще точно не определено. В Северо-Европейском бассейне к придонным относят воды с температурой от —1,0 до —1,3 °С и соленостью около 34,9‰. Это самые холодные и самые плотные воды Мирового океана. Их формирование связывают с охлаждением и осолонением при образовании льда смеси атлантических и восточно-гренландских вод. В таком случае они могут образовываться во фронтальной зоне в холодный период года. Ее размеры оцениваются в 10⁵ км². На основании вычисленной скорости опускания вод приближенно подсчитано, что в среднем за год в этой зоне образуется 4-10⁵ км³ донных вод, которые заполняют котловины Гренландского и Норвежского морей с глубины 1—2 км, а в циклоническом круговороте купол холодных вод поднимается до горизонта 0,5 км. Зимой во фронтальной зоне эти воды отмечаются от поверхности моря.

В Арктическом бассейне придонные воды теплее, чем в Северо-Европейском. Их температура в Евразийском суббассейне примерно —0,8 °С, в Амеразийском —0,4 °С. Соленость вод 35—34,9‰. В первом суббассейне соленость вод несколько выше, чем во втором и ближе к 35‰. Такое различие термохалинных характеристик заставляет предполагать различное их происхождение и затрудненность водообмена между ними из-за хребта Ломоносова.

На основании данных термохалинных и гидрохимических наблюдений выдвинуто предположение, что большую роль в формировании придонной воды Евразийского суббассейна играет адвекция смешавшихся на пороге Нансена атлантических и холодных придонных вод Северо-Европейского бассейна. В зимний период придонные воды могут также образовываться на шельфе из охлажденных и осолоненных при росте льда вод, которые по материковому склону сползают в котловины бассейна. Однако пока еще нет ни метода расчета, ни оценок скорости формирования придонных вод.

Южный океан. Так же, как в Северном Ледовитом океане, в Южном океане под воздействием положительного пресного баланса образуется слой поверхностных распресненных вод, которые называют поверхностными антарктическими водами (ПАнВ). Из-за сезонного хода в потоке поступающей пресной воды летом толщина этого слоя уменьшается до 25—50 м, т. е. он больше, чем в Северном Ледовитом океане, вследствие более интенсивного ветрового перемешивания. Их соленость в большей части субрегиона 33,5—34‰, а температура повышается от температуры замерзания до 1—2°С.

Поскольку осенне-зимняя конвекция распространяется на всю толщу поверхностных антарктических вод, т. е. до глубины 200— 300 м, то летом под квазиоднородным прогретым слоем образуется холодная промежуточная прослойка. К осени она ослабевает из-за прогрева как сверху, так и снизу. Но исчезает холодная прослойка только зимой, когда верхний слой выхолаживается и конвекция перемешивает эти воды. При этом соленость воды повышается, а температура понижается до первоначального зимнего значения.

В пределах шельфовой зоны температура поверхностных вод понижается ниже — 1,5°С за счет интенсивной отдачи тепла в атмосферу при стоковых ветрах и теплообмена с шельфовыми ледниками, температура которых —10 — 20 °С от поверхности до глубины 100—150 м. Вследствие низкой температуры эти воды принято выделять в особый тип: шельфовые антарктические воды (ШАнВ). По солености они практически не отличаются от поверхностных вод. По осредненным данным их соленость оказывается примерно на 0,2 % меньше, чем поверхностных антарктических вод. Из-за низкой температуры и постоянного соприкосновения с атмосферой эти воды отличаются высоким содержанием растворенного кислорода (7,5—8,5 мл/л). Этот показатель также принимается во внимание при выделении шельфовых вод в особый тип. Предлагается оконтуривать ареал шельфовых антарктических вод на поверхности океана изотермой — 1,5°С. К материку температура этих вод понижается до — 1,9°С в море Уэдделла и до —1,8 °С в море Беллинсгаузена. Вообще температура поверхностных и шельфовых вод более или менее плавно повышается от первого моря ко второму.

Образующаяся в зоне антарктической конвергенции промежуточная водная масса распространяется не только к северу, но и к югу. В последнем случае она проявляется как теплая прослойка, залегающая под поверхностными антарктическими водами и называется антарктической промежуточной водной массой (АнПВ). Ядро АнПВ на северной периферии региона располагается в среднем на глубине 0,6 км и имеет температуру 2—3°С и соленость около 34,5 ‰. В зоне антарктической дивергенции промежуточные воды подпираются глубинными и поднимаются ближе к поверхности. В термическом отношении роль антарктической промежуточной воды можно отождествить с ролью атлантических вод в Арктическом бассейне. Помимо этого, промежуточная вода является одним из компонентов образующейся в регионе придонной антарктической воды (ДАнВ). При ее смешении с холодной шельфовой водой образуется очень плотная и холодная придонная вода.

Образование придонных антарктических вод происходит во всех прибрежных районах в основном в зимний период, но если соленость шельфовых вод оказывается больше 34,59‰, то и при летних температурах плотность смеси оказывается больше плотности глубинных вод и будут образовываться придонные воды. В среднем их соленость 34,7‰, а температура меняется от отрицательных зна­чений (порядка —0,5 °С) в море Уэдделла до небольших положительных (~0,5°С) в море Беллинсгаузена. Такая закономерность в изменении температуры ДАнВ обусловлена распределением температуры донных вод.

В самом южном полярном субрегионе постоянное выхолаживание вод за счет теплоотдачи в атмосферу компенсируется притоком тепла с глубинными водами.

Невязка между приходной и расходной частями теплового баланса в 4 % объясняется приближенностью оценок его составляющих. Они определялись не по непосредственным наблюдениям, а расчетными методами с использованием экстраполяции и интер­поляции на области, по которым исходной информации не имелось.

Динамика вод

Северный Ледовитый океан. Представление о крупномасштабной циркуляции вод Северного Ледовитого океана составлено в основном на основании обобщения данных наблюдений тепловых, химических, биологических характеристик вод, а не прямых измерений скорости. Лишь дрейф льда и поверхностных вод определен по наблюдениям с дрейфующих станций и судов. Такое положение объясняется трудностью проведения непосредственных наблюдений за скоростью течения и ее изменчивостью для получения достоверного среднего значения.

Проведение расчетов циркуляции вод подо льдом затрудняется тем, что лед принимает на себя часть ветрового напряжения и из-за неоднородности ледяного покрова трудно дать точную оценку напряжения трения, передаваемого льдом воде.

Среднее многолетнее распределение атмосферного давления и напряжения трения таково, что они приводят к формированию антициклонического круговорота вод в канадском секторе Арктики и установлению трансполярного выноса поверхностных вод через Северный Ледовитый океан. Речной сток и превышение осадков над испарением создают в Арктическом бассейне превышение уровня над его значением в Атлантическом океане, что также благоприятствует стоку в последний поверхностных вод. В поле плотности воды, наоборот, область повышенных значений находится в районе Норвежского и восточной части Гренландского морей, а пониженных — в приаляскинской части Арктического бассейна. Эта аномалия плотности сохраняется до глубин более 1 км. В результате создается градиент плотности, противоположный по направлению первым из перечисленных действующих сил. Поток беринговоморских вод на север через Берингов пролив обусловлен в первую очередь наклоном уровня, составляющим в среднем летом 2-10^-6, т. е. уровень северной части Берингова моря примерно на 0,5 м выше, чем в Чукотском море.

Проведенные к настоящему времени лабораторные и численные эксперименты по изучению циркуляции Северного Ледовитого океана правдоподобно, отображают отдельные ее стороны. Однако сложность рельефа дна, сильное влияние условий на открытых границах бассейна и наличие льдов пока еще не позволили смоделировать полную картину течений, хотя бы наиболее крупных, известных по данным прямых и косвенных наблюдений. Составленная на их основе картина показывает, что система поверхностных и глубинных течений в Северо-Европейском бассейне, довольно сложная. В ней помимо известных теплого Атлантического и холодного Восточно-Гренландского течений имеется мощное возвратное Атлантическое течение, состоящее из промежуточных атлантических вод с положительной температурой и идущее на юг под поверхностными арктическими водами. В самом Северо-Европейском бассейне существует мощная циклоническая циркуляция, в которой предполагается существование плотностных нисходящих движений. Природа их еще не ясна, но по термохалинным характеристикам считается, что эти опускающиеся воды образуют придонные холодные и соленые воды, занимающие, как было отмечено в предыдущем параграфе, котловины Норвежского и Гренландского морей с глубины 1—2 км.

Поступающие в Арктический бассейн атлантические воды в своем движении прижимаются к Евразийскому шельфу, описывая циркуляцию циклонического направления и проходя за 2-6 лет расстояния примерно до ПО, 140, 180° в. д. и 160, 130° з. д., т. е. около 900 км за год. Атлантические воды прослеживаются во всем Арктическом, бассейне. Поэтому можно предполагать, что, входя в него, они распластываются вращающейся описанным образом пленкой толщиной 600—800 м.

Часть потока атлантических вод в сильно трансформированном виде, но с положительной еще температурой около 0,5 °С возвращается в Северо-Европейский бассейн через пролив Фрама под поверхностными арктическими водами.

Южный океан. Несмотря на продолжающиеся с 50-х годов ежегодные экспедиционные исследования как Советским Союзом, так и другими странами Антарктиды и окружающих ее вод, данных натурных наблюдений за течениями еще мало для того, чтобы получить по ним режимную картину циркуляции вод. Расчеты течений с помощью математических моделей численными методами получают все большее распространение, хотя встречаются трудности из-за отсутствия сведений об интенсивности турбулентного перемешивания на жидкой границе, конвекции, из-за необходимости преодоления ряда математических трудностей, связанных с расчетом режимных характеристик. Поэтому при описании циркуляции в Южном океане чаще всего используется динамический метод, по которому определяется плотностная составляющая течений.

Осредненная скорость плотностного течения убывает с севера на юг и с увеличением глубины. Наибольшая она в струях Антарктического циркумполярного течения 20—30 см/с. Южнее этого течения она убывает до нескольких см/с.

В шельфовой зоне под воздействием стоковых ветров и циркуляции воздуха в квазистационарных барических образованиях поверхностные течения имеют преобладающее западное направление. Но как единого потока прибрежного течения не существует. В районах, западных периферий квазистационарных циклонов происходит перенос вод к северу, в восточных — к побережью материка, а в южных, которые примыкают к материку — к западу. Это совместно с течениями, вызванными стоковым ветром, создает в прибрежной полосе шириной 100—150 км преобладание западного переноса вод со скоростями 15—30 см/с.

В связи с циклонической деятельностью и стоковыми ветрами в западных районах антарктических морей преобладают течения с северными составляющими, а в восточных — с южными. Это накладывает отпечаток на дрейф льда, образование разводий и придонных вод. В области между преобладающими западными и восточными течениями создается зона дивергенции течений, не представляющая собой сплошную область поднятия вод. От нее до Антарктического циркумполярного течения преобладают течения восточного направления со средними скоростями порядка 5 см/с.

Природа глубинного течения, переносящего теплые воды к материку, считается компенсационной. Оно восполняет отток от материка поверхностных и придонных вод. Перенос теплых вод в пределах материкового склона происходит преимущественно с северо-востока на юго-запад со средней скоростью 5—20 см/с. В виде отдельных языков эти теплые воды входят в пределы материковой отмели и поднимаются до глубины 100—200 м. Толщина их слоя равна примерно 1 км.

Изменение характера прилива по мере приближения к материку пока объяснения не получило. Возможно, что это связано с шельфовыми эффектами. Величина прилива вне шельфовой зоны небольшая, как и в других глубоководных районах Мирового океана. Она в общем не превышает 1 м, но по мере продвижения приливной волны по шельфу величина прилива возрастает. В большинстве пунктов у побережья Антарктиды она составляет приблизительно 1,5 м, но в отдельных пунктах может быть как меньше, так и больше.

По особенностям ветрового режима и длинам разгонов в субрегионе выделяются три области. Первая занимает широтное кольцо от его северной периферии до полосы дивергенции, вторая расположена в широтной зоне дивергенции, и третья занимает область преобладания восточных ветров.

В этой широтной зоне волнение наиболее сильно в районах прохождения циклонов. Такие штормовые области расположены в индийском секторе к югу от о. Кергелен, в Тихом океане южнее Новой Зеландии, и в секторе между 100 и 140° з. д. в районах прол. Дрейка и Сандвичевых островов. В этих зонах средняя высота волн 50 %-ной обеспеченности возрастает примерно на 0,5 м.

Характерным для зоны западных ветров является свободное распространение зыби. Зона преобладания восточных ветров характеризуется тем, что присущие ей барические образования имеют сравнительно небольшие размеры, вследствие чего разгоны небольшие, часто порядка 200 км. Как циклонические, так и стоковые ветры повторяются не регулярно и на ограниченных участках зоны. Поэтому области интенсивного волнения и штилевые во времени и пространстве перемежаются. Влияние берега также ограничивает развитие волнения.

Еще неоднороднее во времени и в пространстве волнение в зоне перехода от западных к восточным ветрам, куда заходят барические образования как с севера, так и с юга. Но в целом повторяемость сильных ветров здесь меньше, поэтому и высота волн той же обеспеченности, как в более северном районе, меньше.

Естественно, что отмеченные закономерности справедливы для летнего времени, когда льды отсутствуют.

Ледяной покров

Ледяной покров образуется в тех районах Мирового океана, где в результате теплообмена с атмосферой температура поверхностного слоя воды понижается до температуры замерзания. Это условие определяется не только потоками тепла на границах поверхностного слоя, но и запасом тепла в нем, а следовательно, его толщиной. Лишь после достижения температуры замерзания условие образования льда определяется уравнением теплового баланса поверхности океана, которое должно иметь вид

Здесь приток тепла в океан считается положительным, а отток — отрицательным.

Если не принимать во внимание энтальпию льда, то дефицит тепла компенсируется теплотой кристаллизации воды, выделяемой при образовании льда, т. е.

Лед в южном субрегионе образуется в более низких широтах, чем в северном, но, не имея ограничений с севера, занимает в холодный период года большую акваторию в Атлантическом секторе, простираясь в среднем до 54° ю. ш., а в остальных — южнее. В период максимального развития площадь ледяного покрова оценивается в 18—20 млн. км². Многолетние льды здесь встречаются южнее 70° ю. ш. в морях Уэдделла, Беллинсгаузена и Амундсена. Из-за отсутствия мощных меридионального направ­ления переносов океанического тепла в поверхностных слоях океана пространственное распределение льда в этом субрегионе в холодный период года более однородно, чем в северном. В теплый же период неоднородность распределения льда зависит от преобладающих течений.

Из-за изменчивости потоков тепла и влияния ветра и течений, объем и площадь распространения льдов могут меняться в довольно значительных пределах. Например, амплитуда межгодовых колебаний положения кромки льда в водах Антарктики составляет зимой и летом около 200 км. В Северном Ледовитом океане из-за ограничения ареала льдов с юга берегами таких больших колебаний их площади не бывает. Лишь в Северо-Европейском бассейне в отдельные годы кромка льда на отдельных участках смещается на сотни километров от своего среднего положения.

В прибрежной зоне Антарктиды толщина однолетнего льда конжеляционного происхождения 1,5—2 м. Вследствие особенностей дрейфа льды в Антарктике редко бывают многолетними и не достигают равновесной толщины. В основном они образуются из многолетнего припая, который в глубоких заливах может не взламываться в течение нескольких лет. Толщина такого припая 10 м. Характерной особенностью Южного океана является существование шельфовых льдов, площадью более 1,5 млн. км² и объемом 670 тыс. км³. Это лед осадочного происхождения, материковый край которого является продолжением ледникового покрова суши. Он полностью лежит на грунте. Некоторая его часть находится на плаву, опираясь на грунт только в районах мелководий и островов. Средняя толщина шельфового льда 430 м, а высота над уровнем моря колеблется от 10 до 50 м. В мористой части толщина шельфового льда в результате таяния постепенно уменьшается до 150—250 м.

Основная часть шельфового льда расположена в пределах атлантико-тихоокеанского сектора Антарктиды, занимая 60 % длины береговой полосы. Здесь в морях Уэдделла и Росса он занимает огромные площади, простираясь по меридиану на сотни километров. В море Росса наибольшая его протяженность с юга на север 830 км. В основном же шельфовый лед простирается от берега на расстояние в несколько десятков километров.

Мористая окраина шельфового льда под действием в основном длинных волн постоянно обламывается, приводя к образованию айсбергов. Последние образуются также в результате откалывания частей материковых ледников, спускающихся к океану. Размеры айсбергов варьируют в больших пределах: от обломков, длиной в сотни метров, до гигантских, длиной более 100 км. Наблюдался, например, айсберг площадью около 7000 км², но примерно 80 % наблюдавшихся айсбергов имели длину несколько больше 300 м.

Поток льдов через Берингов пролив вследствие его узости незначительный.

Основная масса морского антарктического льда, как и арктического, дрейфует. В непосредственной близости от материка он движется под давлением стокового ветра преимущественно на запад, отклоняясь к северу у выступов береговой черты. Поэтому для прибрежных районов в теплый период года характерно существование зоны чистой воды или разреженных льдов, за которыми следует полоса более сплоченных льдов. Характер дрейфа льда в прибрежной полосе приводит к тому, что моря перед «наветренными» выступами береговой полосы заполняются дрейфующими льдами. Характерными в этом отношении являются моря Уэдделла и Росса. Первое забивается льдом, а второе, наоборот, очищается от него. У «подветренных» берегов и участков шельфового льда существуют стационарные полыньи. Из-за устойчивости стокового ветра этот тип дрейфа оказывается устойчивым с большими скоростями, доходящими в Атлантическом секторе океана до 7— 8 км/сут. Зимой из-за увеличения сплоченности льда скорость его движения сильно уменьшается.

Севернее прибрежной полосы преобладающим становится движение льдов в восточном направлении, куда они переносятся течением. Здесь они движутся со скоростью поверхностных слоев воды 1—2 км/сут. Характерным для дрейфа льда здесь является отсутствие твердых границ с севера, которые бы препятствовали уходу льда в умеренные широты. Поэтому в целом сплоченность антарктических льдов оказывается меньше, чем арктических.

Отдрейфовавшие на север льды часто не могут вернуться в более южные районы, так как участки открытой" воды оказываются затянутыми молодым льдом. Поэтому за пределами прибрежной зоны, где может образовываться водно-снеговой лед, средняя толщина льда оказывается пониженной.

Наличие участков открытой воды способствует быстрому таянию льда в теплый период года. Преобладающая дивергенция льдов и интенсивное таяние из-за более южного положения приводят к тому, что в южном полярном субрегионе меньше, чем в северном, скоплений льда, относимых к категории массивов. Здесь выделяются три стационарных ледяных массива: Атлантический в море Уэдделла, Тихоокеанский — в центральной части этого сектора и Балленийский.

Движение айсбергов в основном определяется течением из-за большой толщины подводной части, достигающей 100—200 м. Поэтому они могут двигаться со скоростью, отличающейся от скорости дрейфа морских льдов как по величине, так и по направлению. В антарктических водах айсберги под влиянием прибрежного течения первоначально перемещаются на запад, отклоняясь постепенно к северу. Затем они пересекают антарктическую дивергенцию и движение их становится северо-восточным. Они выносятся в умеренные широты и тают.

---

Дата добавления: 2015-12-20; просмотров: 21; Мы поможем в написании вашей работы!

Поделиться с друзьями:

---

---

Мы поможем в написании ваших работ!