Океаносфера
В. Н. Степанов

Океаносфера

Москва «Мысль» 1983
ББК 26.221

С 79

РЕДАКЦИИ ГЕОГРАФИЧЕСКОЙ
ЛИТЕРАТУРЫ

Рецензенты: академик АН УССР Б. А. Нелепо,
чл.-кор. АН УССР Н. П. Булгаков

и доктор географических наук, профессор А. И. Дуванин

1903030100-158

С 004 (01)-83

125-83

© Издательство «Мысль» 1983
Светлой памяти наших учителей
посвящается эта книга

Юлия Михайловича Шокальского,
заложившего основы отечественной и миро-
вой океанографии,

Николая Николаевича Зубова,

автора фундаментальных трудов во всех об-
ластях океанографии,

Василия Владимировича Шулейкина,
создателя теоретической школы гидрофизи-
ки, уделившего большое внимание познанию
реального океана

ПРЕДИСЛОВИЕ

Впервые понятие «океаносфера» было предложено более
трех десятков лет назад (Степанов, 1949). Впоследствии оно
изредка встречалось в отдельных работах. Может возникнуть
сомнение в целесообразности введения этого термина, так как
существует твердо установившееся представление о гидросфе-
ре. Собственно сферой (оболочкой) являются лишь воды Ми-
рового океана. Озера, реки, почвенная влага, подземные источ-
ники связаны между собой и с океаном только глобальным вла-
гообменом; достаточно ли этого, чтобы объединить их в само-
стоятельную геосферу? Массы воды каждого звена влагообме-
на, как и свойства вод океана, суши и влаги в атмосфере, со-
вершенно различны. Выделяя океанические воды в самостоя-
тельную оболочку, будем считать, что океаносфера — это гео-
сфера, представленная водами океанов и морей, отличающими-
ся специфическими физико-химическими свойствами, четко вы-
раженной структурой, сложным обменом энергии и веществ,
связанным с огромным количеством растворенных газов, ми-
неральных и органических веществ, взвесей, играющая веду-
щую роль в формировании и изменении природы всей Земли.
Краткое определение может быть ограничено указанием на то,
что океаносфера — это геосфера, представленная водами Ми-
рового океана. Последний же является географическим объек-
том, объединяющим всю совокупность океанов и морей, со
сложными физико-химическими свойствами вод, своеобразным
геоморфологическим и геологическим строением, животным и
растительным миром, обменом энергии и веществ.

Все более глубокий интерес, проявляющийся к Мировому
океану, связан с тем, что в нем сосредоточены исключительно
большие массы энергии и веществ. Это и определяет то огром-
ное влияние, которое океаносфера оказывает на формирование
и изменение природы всей планеты. Очень большое внимание
привлекают перспективы хозяйственного освоения Мирового
океана. Дело не только в его огромных пищевых, минеральных
и энергетических богатствах, но и в создании морского фер-
мерства и морской промышленности (химической, энергетичес-
кой и рудодобывающей), развитие которой столь важно в усло-
виях бурного научно-технического прогресса и быстрого роста
населения Земли.

Несмотря на весьма обширную литературу, посвященную
Мировому океану, и в том числе многочисленные фундамен-
тальные труды, реальные условия, свойственные океаносфере,
освещены пока недостаточно. Поэтому систематизация имею-
щихся сведений о физико-химических, в том числе и динамиче-
ских, свойствах океанических вод, о процессах, протекающих в
океаносфере, и той роли, которую она играет в планетарном об-
мене энергии и веществ, кажется весьма важной и своевремен-
ной. К тому же в последнее время появилось довольно много
новых материалов, существенно расширяющих и углубляющих
ранее имевшиеся представления. В этой книге они рассматри-
ваются в свете основных закономерностей, свойственных океа-
носфере, ее климату. По определению А. С. Монина (1977, с.
187), «климат — это статистический ансамбль состояний, кото-
рые проходит система океан—суша—атмосфера за периоды
времени в несколько десятилетий». Тем самым понятие «кли-
мат», обычно относящееся к общим, «средним» характеристи-
кам атмосферы, представляется в виде комплекса планетарных
процессов, осуществляющихся во взаимодействии геосфер.
И следовательно, климат Мирового океана (океаносферы) —
это общие закономерности, свойственные его водам, которые
формируются в процессе глобального обмена энергии и ве-
ществ. Такое широкое понимание термина «климат» вместе с
тем удобно для представления о том, что в данном случае речь
идет об условиях, создающихся совокупным воздействием мак-
ромасштабных гидрометеорологических процессов1. Макромас-
штабным процессам в океаносфере свойствен квазистационар-
ный характер; они протекают «...столь медленно, что термоди-
намическая система в течение всего процесса остается близкой
к состоянию равновесия. Термодинамика рассматривает квази-
стационарный процесс как равновесный процесс»1 2.

Первая часть книги посвящена природе возникновения, раз-
вития и классификации гидрометеорологических процессов, их
связи с планетарным обменом энергии и веществ. Особое вни-
мание уделяется исследованию климата и его взаимосвязи с
процессами других пространственно-временных масштабов.
В первых пяти главах обобщены обширные материалы, опубли-
кованные в основном в последние два десятилетия. Рассматри-
ваемые вопросы особенно глубоко освещаются в трудах совет-
ских ученых. Большое место среди них занимают работы ав-
тора.

1 Методология исследований климата Океана рассматривается в гла-
ве III.

2 Советский энциклопедический словарь. М., 1981, с. 569.
Вторая часть книги почти целиком построена на оригиналь-
ных материалах, которые позволяют рассмотреть важнейшие
закономерности структуры и циркуляции вод Мирового океана,
обмена в нем энергии и веществ. Особенно большой интерес
может представить исследование стратификации вод, ее устой-
чивости, формирования и распространения вод с экстремальны-
ми свойствами, районирование океаносферы по типам термога-
линной стратификации. Рассматриваются основные закономер-
ности циркуляции вод. Одна из глав посвящена комплексному
анализу структурных зон с содержащимися в них водными:
массами, их образованию, перемещению и трансформации. Ра-
бота завершается результатами изучения баланса вод, тепла и
растворенных веществ с учетом обмена с атмосферой и сушей;
даются оценки переноса вод и результаты расчета кинетической?
энергии как во всем Мировом океане, так и на характерных
уровнях, а также по структурным зонам. Вторая часть книги
построена почти целиком на исследованиях автора, выполнен-
ных в основном в последние годы и еще не опубликованных.
Некоторые работы проведены с Р. П. Булатовым, Л. И. Галер-
киным, А. М. Гриценко, Т. И. Кузьминой, М. Г. Фрейдиной и
др. Всем им, как и ученым, материалы которых использованы
в книге, считаю своим долгом выразить большую признатель-
ность.

Особую благодарность приношу своим коллегам, рекомендо-
вавшим книгу к публикации — академику- АН УССР Б. А. Не-
лепо, члену-корреспонденту АН УССР Н. П. Булгакову, профес-
сору А. И. Дуванину и доктору географических наук А. А. Ак-
сенову, а также кандидату географических наук В. Н. Иванен-
кову, прочитавшему рукопись и сделавшему ценные замечания.
Очень благодарен всем, кто готовил книгу к изданию.
ВВЕДЕНИЕ

В океаносфере сосредоточено 96,5% всех вод планеты, что
в абсолютном выражении равно 133,6-107 км3, и, следователь-
но, только 3,5% вод приходится на материковые пространства
(Воскресенский, 1974). В литературе приводятся и несколько
иные цифры, однако различия между ними невелики и не выхо-
дят за пределы точности возможных оценок общих запасов во-
ды. Масса океаносферы приблизительно в 250 раз больше мас-
сы атмосферы. Площадь, занимаемая Мировым океаном, опре-
делена в 361,3-106 км2, что составляет 70,5% всей поверхнос-
ти нашей планеты; это в 2,5 раза больше территории суши.

С поверхности Мирового океана ежегодно испаряется 86%
всей влаги, поступающей в атмосферу (500-103 км3 в год), тог-
да как остальные 14% дает суша (70-Ю3 км3 в год). По срав-
нению с массой вод океаносферы объем испаряющейся влаги
составляет лишь 0,037%. Мировой океан не только главный по-
ставщик влаги в атмосферу, но и важнейший источник вод су-
ши. Материковый сток (47-103 км3 в год) замыкает планетар-
ный влагообмен.

В процессе испарения и особенно при разбрызгивании воды
в результате ветрового волнения одновременно с влагой в воз-
дух попадают соли, растворенные в океане. При этом хлориды
(как показали исследования С. В. Бруевича с коллегами, 1969,
1978) в основном остаются в океане, а карбонаты и сульфаты
преимущественно переходят в аэрозоли, определяя солевой со-
став атмосферных осадков. Таким образом происходит пере-
распределение ионов. Видимо, этим и обусловлено различие
химического состава атмосферной влаги, океанических и реч-
ных вод. К тому же и концентрация растворенных солей в оке-
ане значительно выше (в среднем 35 г на 1 л), чем в водах су-
ши (обыкновенно менее 1—2 г на 1 л). Общее количество со-
лей в Мировом океане определено в 46,5-1015 т (Степанов и
др., 1978). В обмен с атмосферой и сушей вовлекаются лишь
5-109 т солей; около 10% из них уносится с океана на сушу, и
затем приблизительно такое же количество солей возвращается
с материковым стоком в океан. С содержанием солей и химиче-
ским составом океанических вод (в том числе и его постоянст-
вом) связаны многие физические и динамические особенности
океаносферы. Различие же химического состава между водами
океана и суши определяется и постоянно поддерживается плане-
тарным солеобменом (Гриценко и Степанов, 1980).
Воды Мирового океана при их высокой теплоемкости, кото-
рая в 4 раза больше, чем у воздуха, поглощают солнечной
энергии в среднем около 90 ккал/см? в год, а суша—50 ккал/см2
в год (Будыко и др., 1978). В низких широтах Мировой океан
поглощает солнечной энергии на 25—50% больше, чем суша.
В тропиках в среднем за год величина поглощенной солнечной
энергии около 100—120 ккал/см2 в океанах и 60—80 ккал/см2
на суше. С удалением к полюсам это различие постепенна
уменьшается. Общее количество солнечной энергии, поглощае-
мой Мировым океаном, определено в 29,7-1019 ккал за год, что»
составляет почти 80% всей радиации, достигающей поверхнос-
ти планеты (36,5-1019 ккал). К тому же океаносфера является
главным аккумулятором солнечного тепла; в ней содержится в
21 раз больше того количества тепла (76-1022 ккал; Степанов;
и др., 1978), которое ежегодно поступает от Солнца к поверх-
ности Земли. В десятиметровом слое океанических вод в 4 раза
больше тепла, чем во всей атмосфере.

Около 80% солнечной энергии,'поглощаемой Мировым океа-
ном, расходуется на испарение. (26,8-1019, тогда как в пределах
суши около 4,1-1019 ккал в год). При всей внушительности
этой цифры она составляет всего около 3% тепла, накопленно-
го Мировым океаном. На турбулентный теплообмен с атмосфе-
рой уходит остальная часть поглощаемой солнечной радиации
(2,7-1019 ккал в год, приблизительно столько же, сколько на
суше); это лишь 0,4% общего теплосодержания океаносферы.
Сопоставляя величину приходо-расходных сумм теплообмена
через поверхность Мирового океана с его теплосодержанием,
придем к выводу, что ежегодно в такой обмен с атмосферой во-
влекается поверхностный слой толщиной около 50 м. Теплооб-
мен наиболее деятельной двухсотметровой толщи вод осуществ-
ляется за 3—4 года.

Если на суше тепло поглощается в весенне-летний период и
расходуется в осенне-зимнее время, то в Мировом океане теп-
ло накапливается в тропиках, а в умеренных и полярных обла-
стях (приблизительно от 30—40° широты в обоих полушариях)
отдается в атмосферу. Основная общепланетарная закономер-
ность турбулентного теплообмена состоит в его влиянии на пов-
семестное смягчение климата: в низких широтах с океана на
сушу выносится более холодный воздух, а в высоких широтах
на континенты приходят более теплые воздушные массы. Вмес-
те с тем тепло, поглощаемое в тропиках Мирового океана, пе-
реносится течениями в высокие широты, смягчая климат уме-
ренной и полярной областей. Так, Гольфстрим несет в 22 раза
больше тепла, чем все реки земного шара. Общеизвестно, сколь
благоприятно влияние Гольфстрима и продолжающего его Се-
вероатлантического течения на климат Европы. Под воздействи-
ем Нордкапской ветви этого течения, обогревающей Скандина-
вию, Мурманский порт оказывается доступным для судов в
продолжение всей холодной части года, тогда как Ждановский
порт на Азовском море, расположенный на 2500 км южнее,
замерзает на два месяца.

Между энергией и веществами, вовлекающимися в плане-
тарный обмен, существует тесная взаимозависимость. Так,
связь между тепло- и влагообменом можно наглядно просле-
дить по испарению, являющемуся главной расходной составля-
ющей обоих процессов. Для испарения влаги, находящейся в
воздухе в течение каждого годового цикла, необходима затрата
энергии порядка 3-1020 ккал. Приблизительно столько же теп-
ла будет отдано тропосфере в процессе конденсации водяных
паров. Таким образом осуществляется необходимое динамиче-
ское равновесие между количеством поглощаемой солнечной
радиации и теплом, затрачиваемым на испарение, с одной сто-
роны, и, с другой — между энергией, выделяемой при конден-
сации водяных паров, и ее расходованием на поддержание ат-
мосферной циркуляции. Без тесной связи между этими процес-
сами происходило бы постепенное односторонне направленное
потепление или похолодание климата. Такое нарушение может
действительно возникнуть в ближайшем будущем в результате
дальнейшего развития хозяйственной деятельности человека.
По оценке М. И. Будыко (1977), при увеличении мирового про-
изводства энергии на 4—10% в год через 100—200 лет количе-
ство тепла, выделяемого промышленными предприятиями, ста-
нет соизмеримым с радиационным балансом поверхности кон-
тинентов. Это приведет к нарушению планетарного теплообме-
на, тесно связанного с влагообменом, а отсюда и к общему из-
менению природы, всей планеты.

Определенное динамическое равновесие выдерживается в
течение одного планетарного цикла. За последние 700 тыс. лет
судя по различным косвенным данным, приблизительно каждые
100 тыс. лет возникало сильное похолодание, приводившее к
формированию ледниковых эпох. Между ними наступали циклы
потепления, продолжавшиеся по 20 тыс. лет; последняя такая
эпоха в 40-х годах текущего столетия сменилась похолоданием.
На этих примерах показана природа обмена энергии и веществ,
которая определяется циклическим характером развития плане-
тарных процессов.

Океаносфера играет большую роль и в поддержании дина-
мического равновесия планетарного газообмена. Такое равно-
весие постоянно нарушается в условиях сложного и длительно-
го глобального перераспределения водных и воздушных масс,
изменения характера и интенсивности биохимических процес-
сов, протекающих у поверхности Земли в толще геосфер. «Оке-
аническая вода, — писал А. П. Виноградов (1967, с. 76),—ре-
гулирует объем кислорода атмосферы и его изотопный состав,
скорость проникновения кислорода (как и других газов) атмо-
сферы и «нового» кислорода из фотосинтезирующего слоя в
океаническую воду, первоначальные и конечные объемы раст-
воренного кислорода. Иными словами, скорость вентиляции Ми-
рового океана, оборачиваемость кислорода, будучи изучены
еще глубже, осветили бы историю формирования атмосферы».
При весьма активном газообмене океаносферы с атмосферой в
каждой из них сохраняется постоянство соотношений кислоро-
да и азота, несмотря на то что эти зависимости различны в
воздухе и воде. Если в атмосфере азота (по объему) в 4 раза
больше, чем кислорода, то в океане только в 2 раза, что объ-
ясняется высокой растворимостью кислорода по сравнению с
азотом. Общее содержание газов в Мировом океане, по опре-
делению В. Н. Иваненкова (1979), составляет 33-1012 т. Сколь
это велико, можно судить по сопоставлению со всей массой га-
зов в атмосфере, равной 5,3 -1015 т (Монин, 1977).

Количество кислорода, растворенного в океаносфере, состав-
ляет 7,5-1012 т, что в 158 раз меньше, чем в атмосфере (1184-
’1012т). При этом фитопланктон ежегодно продуцирует
215 млрд. т. Поглощая из воздуха 55 млрд, т кислорода, Миро-
вой океан выделяет в атмосферу 61 млрд. т. Таким образом,
воздушная оболочка Земли ежегодно получает из океана
6 млрд, т этого газа (Иваненков, 1979). Общая масса раство-
ренного кислорода достаточна для активного развития жизни и
окисления всей массы органических и минеральных продуктов
в океаносфере. Кроме того, еще остаются большие его излиш-
ки; в океаносфере сосредоточено огромное его количество, за
счет чего поддерживается динамическое равновесие в планетар-
ном газообмене. Однако дальнейшее развитие хозяйственной
деятельности человека может привести к весьма серьезным на-
рушениям существующего в наше время положения. Так, по
данным, приводимым В. И. Вульфсоном (1969), расход кисло-
рода на сжигание топлива к 2000 г. достигнет 57 млрд, т, что
близко к 13% ежегодного его продуцирования на всей плане-
те. Еще через 50 лет почти весь кислород, выделяемый расти-
тельностью суши и океана, потребуется для сжигания топлива.
При всей ориентировочности этих цифр несомненна необходи-
мость уточнения имеющихся сведений о глобальном газообмене
и влиянии- на него человека.

В океаносфере и атмосфере помимо самостоятельных систем
выделения кислорода и поглощения углекислого газа осущест-
вляется довольно активный планетарный обмен двуокиси угле-
рода. Являясь химически активным, углекислый газ принима-
ет участие во многих реакциях и процессах, протекающих в гео-
сфере: вовлекается в биохимический обмен, приводящий к соз-
данию органики, формированию и развитию пищевой цепи, в
глобальном круговороте органических веществ, изменении кли-
матических условий на Земле и общепланетарном обмене ве-
ществ в целом. При этом, как писал А. П. Виноградов (1967,
с. 68), «океан действует, как грандиозный насос, забирая СО2
из атмосферы в холодных областях и отдавая ее в тропической
области».

В планетарном обмене веществ между океаносферой, лито-
сферой и атмосферой происходит постоянное перераспределе-
ние, накопление и возобновление растворенных и взвешенных
продуктов минерального и органического происхождения, а
также отложение их на дне Мирового океана. Основная масса
материалов механического и химического разрушения суши в
конечном счете сносится в океаны и моря речным и подземным
стоком. Взвеси, выносимые реками, по данным различных авто-
ров (А. П. Виноградов; А. П. Лисицын, Г. В. Лопатин), оцени-
ваются от 12,7 до ?18,5 млрд, т в год. Сток растворенных ве-
ществ определяется О. А. Алексиным, Л. В. Бражниковой и
Г. В. Лопатиным в 3,3—3,6 млрд, т в год. что в 4—5 раз меньше
выноса в Мировой океан твердых .материалов. Общая масса ве-
ществ, приносимых речными водами, по А. П. Лисицыну
(1974), порядка 16—22 млрд, т в год. В океаносфере содержит-
ся в 100 раз больше взвеси (1 370 млрд, т) по сравнению с
ежегодным их приносом с речным стоком.

Органическое вещество в океаносфере находится в раство-
ренной и коллоидной формах. Оно приносится в сравнительно
небольшом количестве с суши в виде пылевых частиц и с реч-
ным стоком (около 1 млрд, т С орг/год), а главная его масса
воспроизводится в процессе фотосинтеза. По расчетам Е. А. Ро-
манкевича (1977), из общего количества органического веще-
ства в 21 млрд, т в год на фитопланктон приходится 95%, на
фитобентос — 0,5%, а остальное поступает с суши. До мине-
ральных соединений в океаносфере разлагается 92—97% всей
органики; до дна доходит в виде взвесей 3—8%. В донных от-
ложениях содержится около 150-1014 т органических веществ.
Ежегодное отложение на дне Мирового океана определено в
85 млн. т.

Все растворенные и взвешенные в океаносфере вещества
подвергаются сложнейшей переработке, в которой очень боль-
шую роль играют бактерии животных и растительных организ-
мов. Около 70% всей массы этих продуктов преобразуют бак-
’ терии. Последняя стадия трансформации происходит в донных
отложениях. Экспериментальные данные показали, что в ре-
зультате разложения минеральных и органических отложений
получаются совершенно тождественные продукты как в хими-
ческом, так и в минералогическом отношении. Основой их яв-
ляется агрегат глинистых минералов, представляющий собой
такой же водный алюмосиликат, который обыкновенно состав-
ляет главную массу тонких илов и глин, являющихся преобла-
дающими типами терригенных осадков в океане. Следователь-
но, различные по составу донные отложения дают одни и те же
конечные продукты распада; по-видимому, это объясняется тем,
что основа алюмосиликатов — каолиновое ядро — оказывается
наиболее стойким соединением. Поэтому алюмосиликаты и со-
ставляют основу земной коры. Таким образом, происходит по-
стоянный обмен веществ между сушей и океаносферой. Он на-
чинается с выветривания горных пород, продукты разрушения
которых переносятся водами и ветром в Мировой океан; выхо-
дя на дневную поверхность, донные отложения превращаются
в горные породы. Таким образом, в процессе геологических пре-
образований замыкается планетарный круговорот веществ. На
этом примере прослеживается связь между процессами различ-
ных категорий — от микромасштабных до геологических цик-
лов, приводящих к коренным изменениям природы Земли. Ми-
ровой океан является не только важнейшим звеном глобально-
го обмена веществ, но и областью, в пределах которой завер-
шается конечный распад минеральных и органических продук-
тов.

Таким образом, океаносфера оказывает огромное влияние
на глобальный обмен энергии, веществ, а тем самым и на при-
роду всей Земли. Обилие цифровых данных необходимо для то-
го, чтобы дать количественную оценку планетарной роли океа-
носферы, целесообразности выделения ее в самостоятельную
геосферу. В книге все эти материалы рассматриваются с долж-
ной подробностью и полнотой.
Часть I

ЦИКЛИЧЕСКАЯ ПРИРОДА
РАЗВИТИЯ ПРОЦЕССОВ В ОКЕАНОСФЕРЕ

Основные закономерности, определяющие формирование и
изменчивость физико-химических свойств и динамику вод океа-
носферы, в первую очередь связаны с макропроцессами клима-
тического масштаба. Они возбуждаются и поддерживаются не-
равномерным распределением солнечной энергии по поверхнос-
ти земного шара. При годовой периодичности поступления сол-
нечной энергии развитие планетарных процессов приобретает
циклический характер с различными пространственно-времен-
ными масштабами (первичные — синоптические, сезонные, го-
довые и многолетние). Вследствие неоднородности поглоще-
ния солнечной энергии водой, воздухом и сушей в пределах
каждого планетарного цикла не создается полного равенства
(баланса) между приходной и расходной частями обмена энер-
гии и веществ. Тем самым качественные особенности всякого
последующего цикла будут определяться количественным раз-
личием (бюджета энергии и веществ) предшествующего цик-
ла. Этим вопросам и посвящена первая часть книги.

Глава I

ОСОБЕННОСТИ ВОЗНИКНОВЕНИЯ И РАЗВИТИЯ ПЛАНЕТАРНЫХ
ГИДРОМЕТЕОРОЛОГИЧЕСКИХ ПРОЦЕССОВ

Поскольку работа посвящена современным представлениям
об океаносфере, здесь освещаются только те процессы, которые
характерны для современной фазы развития нашей планеты.
Она началась около 5 тыс. лет назад. К этому времени прекра-
тилось интенсивное таяние льдов, накопившихся во время пред-
шествующей ледниковой эпохи, установился уровень Мирового
океана, определилось существующее сейчас распределение во-
ды и суши, закончилось формирование современного климата,
океаносферы и атмосферы. Последнее потепление, последовав-
шее за малым ледниковым периодом, началось в 80-х годах
XIX века. С этого времени «внешние параметры системы «оке-
ан— атмосфера» (прежде всего распределение солнечного тепла
на внешней границе атмосферы и конфигурация океанов и
континентов), а также состав атмосферы, по-видимому, не ме-
нялись...» (Монин, Каменкович, Корт, 1974, с. 219).
I. 1. Солнечная энергия и возбуждаемые ею
планетарные процессы

Формирование и изменение природы нашей планеты опреде-
ляются притоком солнечной энергии. Неравномерное распреде-
ление ее по поверхности Земли вызывает перенос и перераспре-
деление масс в атмосфере, океаносфере и литосфере. Таким об-
разом, возникает и постоянно поддерживается планетарный об-
мен энергии и веществ.

Солнечная энергия, достигающая поверхности земного ша-
ра и поглощаемая океаном и сущей. Средняя за год величина
коротковолновой электромагнитной радиации Солнца, поступа-
ющей к верхней границе атмосферы, составляет 1,952 кал/см2
в минуту; в сумме по всей планете это мощность, равная 1,8-
•1014 мВт (Монин, Каменкович,, Корт, 1974). До поверхности
Земли доходит 70%' этой энергии, так как остальные 30% рас-
сеиваются и поглощаются атмосферой. Величина солнечной
радиации, достигающей земной поверхности (по оценкам Бу-
дыко и др., 1978), в среднем для всей планеты составляет
140 ккал/см2 в год.

Основная закономерность изменения годовой величины сум-
марной солнечной радиации ^состоит в том, что от наибольших
значений в тропической зоне, достигающих 180—200 ккал/см2
в год, она постепенно уменьшается до 60—80 ккал/см2 в
год и менее в полярных областях. Максимальное ее количест-
во отмечается в местах расположения барических антицикло-
нов с преобладающей безоблачной погодой. Некоторое пони-
жение в экваториальной зоне (до 140—160 ккал/см2 в год)
связано с наличием большой облачности, обусловленной силь-
ными восходящими потоками в атмосфере.

В субполярных районах (50—60° широты) до поверхности
Земли доходит примерно в 2 раза меньше солнечной энергии,
чем в тропиках. При этом в южном полушарии (за счет боль-
шей облачности) уменьшение солнечной радиации с удалени-
ем от экватора в направлении полюса происходит быстрее, чем
в северном полушарии. В полярных областях количество сол-
нечной энергии, достигающей поверхности Земли, снова не-
сколько увеличивается. Это объясняется большим ее притоком
в течение полярного дня, когда Солнце круглые сутки не захо-
дит за горизонт. В Антарктиде и Арктическом бассейне при
преобладании безоблачной антициклонической погоды она до-
стигает значений 75—80 ккал/см2 в год, т. е. ее примерно
столько же, сколько на северо-западе Европы. Минимальная
величина солнечной радиации в северном полушарии (55—
60 ккал/см2 в год) отмечается в европейском секторе Арктики
за счет повышенной облачности, создающейся благодаря ин-
тенсивной циклонической деятельности. Увеличение солнечной
энергии в полярных областях оказывает большое влияние на
циркуляцию воздуха в верхней тропосфере и стратосфере.
Сравнение количества солнечной энергии, доходящей до по-
верхности океанй и до суши, показывает значительно большую
ее изменчивость с географической широтой в пределах матери-
ков, где меньше экваториальный минимум и выше субтропиче-
ские максимумы. Большая однородность условий Мирового оке-
ана способствует уменьшению зональных контрастов.

Поглощаемая солнечная радиация в среднем по всей плане-
те определена (Будыко и др., 1978) в 70 ккал/см2 в год, что со-
ставляет лишь половину приходящей солнечной энергии. Это
объясняется тем, что часть ее отражается от поверхности воды
и суши и, кроме того, некоторое количество затем снова излуча-
ется в атмосферу в виде теплового потока. Океан поглощает в
среднем чуть ли не в 2 раза больше энергии (90 ккал/см2 в
год), чем суша (50 ккал/см2 в год). Столь значительное раз-
личие объясняется физическими свойствами воды, благодаря
которым она способна поглотить больше тепла. Закономерности
изменения с широтой поглощенной солнечной энергии сущест-
венно отличаются от тех, которые свойственны радиации, до-
стигающей поверхности Земли. Различия в количестве энергии,
потребляемой в экваториальной и тропической зонах, сильно
сглаживаются (рис. 1.1). Субполярный минимум исчезает, а в
полярных областях годовой радиационный баланс становится
отрицательным, уменьшаясь до 2,5 ккал/см2 в год в Арктике и
5 ккал/см2 в год в Антарктике. Излучение энергии в полярных
областях в течение длительного холодного периода превышает
ее поступление в теплое время года. Другим примером того,
сколь велико может быть различие между солнечной радиаци-
ей, достигающей Земли и поглощаемой ею, является Северная
Африка. Суммарная радиация доходит здесь до максимальных
значений на всей планете (200—220 ккал/см2 в год), тогда как
поглощается ее в 3 раза меньше (60—65 киал/см2 в год);
такое количество радиации океан поглощает в умеренных ши-
ротах.

Максимальная средняя широтная величина радиационного
баланса отмечается в океане между 0—10° ю. ш., достигая
127 ккал/см2 в год, а на суше (на 10—20° с. ш.) она составля-
ет 119 ккал/см2 в год. С ростом широты количество поглощае-
мой солнечной энергии, постепенно уменьшаясь в обоих полу-
шариях, на 50—60° доходит на суше до 28—29, а в океане — до
43—46 ккал/см2 в год. По сравнению с приведенными средни-
ми величинами количество солнечной энергии, приходящей к
каждому конкретному участку земной поверхности, изменяет-
ся в довольно значительных пределах (см. рис. I. 1). В низких
широтах в океане поглощается свыше 120—140 ккал/см2 в год,
на суше в различных местах — до 60—90 ккал/см2 в год; са-
мое большое ее количество поглощается в южных приэкватори-
альных широтах Атлантического и Тихого океанов. К 60° с. ш.
величина радиационного баланса падает в океане приблизи-
тельно до 30—40, на суше — до 10—20 ккал/см2 в год, а в тех
Рис. 1.1. Количество солнечной энергии, поглощаемое земной поверхностью
(ккал/см2 в год, по Будыко М. И.).

Точками показаны области с отрицательным радиационным балансом, за-
штрихованы горные зоны на суше

же широтах южного полушария — до 50 ккал/см2. Нулевая изо-
линия радиационного баланса проходит в Антарктике вблизи
летней кромки льда, располагающейся у самого побережья ма-
терика, уходя до 55° ю. ш. только в районе моря Уэдделла; в
Арктике она прослеживается у северной окраины Гренландии,
Аляски и у архипелагов Канадского, Шпицбергена, Земли
Франца-Иосифа, о-вов Северной Земли, Новосибирских и Вран-
геля.

Очень большие различия солнечной радиации между эква-
тором и полярными широтами являются главным фактором,
определяющим важнейшие особенности планетарных гидроме-
теорологических условий. Поэтому зональные градиенты ока-
зываются намного меньше меридиональных. Тем самым обмен
масс, энергии и веществ в меридиональном направлении пере-
крывает изменчивость, обусловленную всем комплексом гидро-
метеорологических процессов. Отсюда и та зональность, с ко-
торой связаны все природные условия в приповерхностном слое
планеты. Для океаносферы это обстоятельство играет особенно
значительную роль; при большой плотности вод гидрофизичес-
кие поля отличаются очень высокой устойчивостью. Потому-то
и существует единая закономерность в отношении как их фор-
мирования, так и изменчивости, что рассматривается далее
особо.

Перенос и перераспределение масс в геосферах, возбуждае-
мые солнечной энергией. Неравномерное распределение солнеч-
ной энергии по поверхности земного шара приводит к созданию
крупномасштабной горизонтальной неоднородности термичес-
ких полей на суше и в океане. Особенно велика она между
низкими и высокими широтами. Затем по степени важности сле-
дует указать на различие нагрева воды и воздуха и, наконец,
на сезонную изменчивость термических процессов в пределах
материков. В общей взаимосвязи и взаимообусловленности пла-
нетарного обмена энергии и веществ, осуществляющегося меж-
ду океаносферой, атмосферой и литосферой, значение каждой
из них определяется интенсивностью переноса и перераспреде-
ления масс, зависящих от физических свойств среды. Горизон-
тальные неоднородности плотности, возникающие в процессе
тепло- и влагообмена, в соответствии с законами термодина-
мики возбуждают генеральный перенос водных и воздушных
масс в направлении от более теплых областей к более холод-
ным. Таким образом потенциальная энергия термических по-
лей превращается в кинетическую энергию водных и воздуш-
ных потоков.

При малой плотности атмосферы воздушные массы переме-
щаются быстрее, чем. океанические воды. Метеорологические-
процессы протекают значительно интенсивнее, играя большую
роль в общепланетарном обмене энергии и веществ. А. С. Мо-
нин и Ю. А. Шишков (1979) приводят энергетические оценки
атмосферы, даваемые различными авторами. Так, внутренняя
энергия всей воздушной оболочки-определена Е. П. Борисен-
ковым (1976) в 1,7-109 Дж/м2 (или 8,6-1023 Дж), потенциаль-
ная— 7,2-108 Дж/м2 (3,6-1023 Дж), а доступная потенциаль-
ная энергия — 5,5-106 Дж/м2, т. е. составляет менее 1% всей
потенциальной энергии. Скорость превращения потенциальной
энергии в кинетическую в атмосфере, по Е. Пальмену (1959),
составляет приблизительно 2-1012 кВт, т. е. всего 1,6% погло-
щаемого солнечного тепла; «...столь низок коэффициент полез-
ного действия атмосферных «тепловых машин»» (А. С. Монин и
Ю. А. Шишков, 1979, с. 45).

Борисенков Е. П. (1976) получил оценки потенциальной и
кинетической энергии для всей атмосферы, ее распределения по
полушариям и изменчивости по сезонам (табл. I. 1). Он опре-
делил внутреннюю и потенциальную энергию, которая в сумме
дает лабильную энергию. Запасы последней увеличиваются от
зимы к лету в северном полушарии на 4%, а в южном—на -2%.
Особенно большой интерес, естественно, представляют оценки
кинетической энергии. Главным источником ее является цикло-
ническая деятельность. На зональный перенос общей циркуля-
ции атмосферы расходуется 66% кинетической энергии, на су-
ществование барических систем—18%, на образование турбу-
лентных вихрей малых масштабов — 16%. Полная кинетичес-
кая энергия воздушных масс равна 1021 Дж. Зимой, когда ме-
ридиональные термические градиенты резко возрастают, кине-
тическая энергия воздухообмена увеличивается приблизительно»
вдвое по сравнению с летом. При этом в течение всего года
она оказывается в южном полушарии болыце, чем в северном:
зимой — на 74%, летом — на 100%. В северном полушарии ки-
нетическая энергия атмосферы составляет зимой 4«1020 Дж, а
летом — 1,9-1020 Дж, уменьшаясь, следовательно, на 52%; в-
южном же полушарии в целом она почти в 2 раза больше (со-
кращаясь на 43%), где достигает зимой 7,1 -1020 Дж, а летом—
3,9-1020 Дж, что можно объяснить большими, чем в северных
широтах, различиями температуры между тропиками и сильно
выхолаживающейся Антарктидой. Кроме того, в южном полу-
шарии, где океаны занимают почти 81% всей поверхности пла-
неты, суша значительно меньше сдерживает развитие воздуш-
ных потоков. Потому-то ветры и достигают особенно большой
силы в пределах сплошного водного кольца, простирающегося
примерно от 35—40° до 65—70° ю. ш. Недаром эти широты
моряки прозвали ревущими сороковыми и гремящими пятиде-
сятыми.

В условиях более высокой плотности вод Мирового океана
и, следовательно, повышенной .устойчивости процессов обмен
энергии и веществ осуществляется медленнее, чем в атмосфе-
ре. Это способствует стабильности общепланетарных условий в
течение длительного времени, определяющейся продолжи-
тельностью данной фазы развития планеты (ледниковая эпоха,
эпоха потепления и т. п.). А. С. Монин и Ю. А. Шишков (1979)
дают оценку энергетического потенциала океаносферы. Плот-
ность внутренней энергии определена ими в 1,2-109 Дж/м3,что
намного больше, чем в атмосфере (1,6-105 Дж/м3). Плотность
потенциальной энергии оказалась равной 2-107 Дж/м3, что так-
же значительно превышает величину ее в атмосфере (4*
•104 Дж/м3). Вместе с тем плотность доступной потенциальной
энергии в обеих средах близка: 7-Ю2 в океане и 5-Ю2 Дж/м3в
воздухе. Для Атлантического океана И. Л. Вулиси А. С. Монин
(1975) определили внутреннюю, потенциальную, доступную и ки-
нетическую энергию и сопоставили ее. с энергией, содержащей-
ся в атмосфере над океаном. Плотность кинетической энергии в.
океане А. С. Монин и Ю. А. Шишков (1979) получили, приняв
среднюю скорость течений в 3,5 см/с; величина ее для Мирового
океана составила 0,6 Дж/м3, что в 200 раз меньше, чем в ат-
мосфере. Авторы объясняют это тем, что океан получает кине-
тическую энергию главным образом от атмосферы, когда
«сцепление» очень слабое.

Кинетическая энергия вычислена Л. И. Галеркиным и
А. М. Гриценко (1980). Средняя величина ее на единицу мас-
сы на поверхности океана определена в 100 см2/с2, или
10-2 Дж/кг. Это на четыре порядка меньше по сравнению с ве-
личинами, приведенными выше для атмосферы.

Для отдельных океанов и Мирового океана в целом кинети-
ческая энергия рассчитана В. Н. Степановым и Е. И. Шульма-
ном, чему посвящен специальный раздел второй части книги.
Таблица 1.1.

Сезонная изменчивость энергии атмосферы по полушариям
в 1021 Дж, по Е. П. Борисенкову (1976)

	Зима		Лето		Разность	
Вид энергии	северное	южное	северное	южное	северное	южное
Внутренняя (() Потенциальная (И)  Лабильная (1+П) Кинетическая	430  177  607  0,406	423  176  605  0,706	448  183  631  0,192	437  179  616  0,386	— 17  —6  —24  0,219	—8  —3  —11  0,306

Высокая интенсивность макротурбулентных процессов в ат-
мосфере способствует быстрому перераспределению масс и,
следовательно, общепланетарному обмену энергии и веществ.
С этим же связана и большая активность взаимодействия меж-
ду воздушной и водной оболочками. Вместе с тем значительно
меньшая интенсивность макротурбулентных процессов в Миро-
вом океане, определяющаяся повышенной плотностью среды,
способствует стабильности не только гидрофизических условий,
но и общепланетарных гидрометеорологических процессов.
Длительное обращение водных и воздушных масс в одних и
тех же физико-географических условиях приводит к тому, что
они приобретают определенные свойства, с чем и связана зо-
нальность всего комплекса природы у поверхности Земли. Мно-
гообразие же условий, наблюдающихся на фоне природной зо-
нальности, объясняется особенностями распределения солнеч-
ной энергии по поверхности земного шара и различием про-
цессов поглощения, трансформации и расходования веществ
атмосферой, океаносферой и литосферой; для суши, кроме то-
го, немаловажное значение имеет высота данного места над
уровнем океана.

В более подвижной воздушной среде преобладающий зо-
нальный перенос систематически нарушается меридиональны-
ми вторжениями. С увеличением интенсивности зональной цир-
куляции, как указывают Б. Л. Дзердзеевский и А. С. Монин
(1954), в умеренных широтах создаются большие широтные
градиенты линейной скорости. Возникающее при этом вихре-
образование приводит к постепенному увеличению циклониче-
ских и антициклонических систем, благодаря чему усиливается
меридиональный воздухообмен. Его следствием является умень-
шение температурных контрастов между экватором и полюса-
ми, и потому зональный перенос начинает ослабевать; широт-
ные градиенты линейной скорости уменьшаются, а воздушные
вихри размываются. Однако непрекращающийся приток сол-
нечной энергии вызывает постоянное обострение меридиональ-
ных контрастов и, следовательно, возобновление- интенсивности
зонального переноса. «Происходящее при этом накопление ко-
личественных характеристик, — пишут Б. Л. Дзердзеевский и
А. С. Монин (1954, с. 565), — создает новые качественные со-
отношения и сопровождается усилением контрастов между
отдельными лроцессами. обеих групп. Даждый атмосферный
процесс и каждая группа таких процессов развиваются до до-
статочного накопления между ними контрастов, а затем ха-
рактер циркуляции быстро, скачком, меняемся; образуется ее
новая форма, новый тип». «Борьба между противоположными
процессами — постоянным притоком солнечной энергии (вызы-
вающим зональный перенос) и планетарной макротурбулент-
ностью (способствующей его ослаблению), — пишут далее те
же авторы, — определяет то, что атмосферу можно считать... ав-
токолебательной системой, а автоколебания циркуляции — ос-
новой синоптических процессов».

Поскольку наибольшие контрасты температур у поверхнос-
ти Земли как в океаносфере, так и в атмосфере 'создаются меж-
ду прогретыми тропиками и холодными полярными областями,
с переходом в умеренный пояс наблюдаются особенно резко вы-
раженные фронтальные разделы в водной и воздушной средах1.
Динамические напряжения, создающиеся на фронтах, разделя-
ющих различные воздушные и водные массы, вызывают наруше-
ния равновесия, а возникающие здесь волнообразные возмуще-
ния перерастают в макротурбулентные вихри. При этом, как пи-
шет А. А. Гире (1960, с. 133), обобщая исследования ряда авто-
ров (Г. Я. Вангенгейма, С. П. Хромова, Г. Россби и др.), происхо-
дит сепарация циклонических систем: «Вследствие изменения
параметра Кориолиса с широтой движущиеся циклонические
вихри получают ускорения в направлении более высоких ши-
рот, где они усугубляются, сосредоточиваются, а антициклони-
ческие — в направлении к экватору, где они концентрируются и
усиливаются». Таким образом, становится понятным преобла-
дание циклонической деятельности в умеренных и субполярных
широтах, тогда как при более однородных и стабильных терми-
ческих полях тропических и полярных областей создаются ус-
ловия, благоприятные для антициклонических систем. Эти зако-
номерности справедливы для обеих сред, как водной, так и воз-
душной.

В водах Мирового океана нарушение зонального переноса
меридиональными вторжениями особенно ярко проявляется во
фронтальных областях, где создаются наибольшие температур-

1 За счет большой полярности условий они были названы полярными,
что нельзя признать удачным с позиций общей классификации фронтальных
зон, наименование которым дается’ исходя из географического положения.
Поэтому в метеорологии фронты, располагающиеся в полярных областях,
были названы арктическими и антарктическими и тем самым лишились обоб-
щающего термина. Их целесообразно назвать полярными, а фронты уме-
ренных широт — субполярными.
ные градиенты. В результате постоянного изменения активнос-
ти противоположно направленных процессов усиливается то
широтный, то меридиональный перенос. В тропосфере воздуш-
ной оболочки более 70% кинетической энергии приходится на
зональный перенос и менее 30%—на меридиональный. Прак-
тически то же получено Л. И. Галеркиным и А. М. Гриценко
(1980) для Тихого океана; так, кинетическая энергия зонально-
го переноса выразилась в 77%, а меридионального — в 23%.
По-видимому, это можно считать справедливым также и для
Атлантического и Индийского океанов.

Перенос и перераспределение масс происходит не только в
океаносфере и атмосфере, но и в литосфере, продукты разру-
шения которой водами и ветром сносятся в Мировой океан.
Однако высокая плотность пород земной коры обусловливает
очень медленное перераспределение минеральных масс; с эти-
ми процессами, а также с тектонической активностью связано
изменение распределения воды и суши, а следовательно, и ко-
ренные преобразования физико-географических условий, свой-
ственных отдельным геологическим циклам развития Земли.

При различной интенсивности переноса и перераспределе-
ния масс в океаносфере, атмосфере и литосфере каждая из них
оказывает преобладающее воздействие на временные и прост-
ранственные масштабы планетарных процессов.

Формирование планетарной циркуляции водных и воздуш-
ных масс в процессе динамического взаимодействия океаносфе-
ры с атмосферой. Поскольку наибольшие градиенты плотности
воды и воздуха образуются между полярными и тропическими
областями, этим определяются основные планетарные особен-
ности циркуляции атмосферы и океаносферы. Под воздействи-
ем отклоняющей силы, вызываемой вращением Земли, вместо
прямого обмена между высокими и низкими широтами созда-
стся сложное (зональное) перераспределение масс. Постепен-
ное отклонение воздушных и водных потоков (в северном полу-
шарии вправо, а в южном — влево) обусловливает возникнове-
ние циклонических и антициклонических систем.

В океанологии довольно широко распространено представле-
ние о том, что общая система течений определяется переносом
воздушных масс. Вместе с тем можно считать, что планетар-
ная циркуляция в атмосфере и океаносфере формируется в про-
цессе их теснейшей взаимосвязи и взаимообусловленности, по-
скольку перемещение и перераспределение масс в геосфере од-
новременно возбуждаются неравномерным распределением сол-
нечной энергии. Еще Ф. Энгельс писал: «Взаимодействие иск-
лючает всякое абсолютно первичное и абсолютно вторичное...»1
Сопоставление ветровых полей с полем поверхностных течений
показывает, что макроциркуляционные системы определенного
типа создаются в соответствии с зональным обменом энергии

1 Маркс К-, Энгельс Ф. Диалектика природы. — Собр. соч., т. 20, с. 483.
и веществ как в океане, так и в атмосфере в одних и тех же
географических областях. При этом в низких широтах происхо-
дит антициклоническое обращение водных и воздушных масс,
а в высоких широтах — циклоническое. Таким образом, имеет
место последовательная смена с географической широтой на-
правления обращения масс в циркуляционных системах атмо-
сферы и океаносферы.

В то время как макроциркуляционные системы в атмосфере
в пределах материковых пространств, как правило, претерпе-
вают сезонные изменения, переходя от антициклонов зимой к
летним циклонам, над океаном один и тот же барический центр
обыкновенно сохраняется в течение всего года. Причина тому—
сезонная изменчивость полей температуры над сушей и океа-
нами. В холодное время года при сильном выхолаживании ма-
териков над ними формируются барические максимумы, преоб-
разующиеся в результате летнего прргрева в центры понижен-
ного давления. Благодаря этому зимой охлажденный воздух
выносится с континента на океан, а летом с океана на сушу,
что способствует смягчению климата всей планеты.

Сохранение в пределах океанов в продолжение круглого
года одних и тех же водных и воздушных циркуляционных си-
стем объясняется однородностью подстилающей (водной) по-
верхности и относительно малой сезонной изменчивостью
свойств вод, в том числе и их циркуляции. Исключением явля-
ются северные части Атлантического и Тихого океанов. При
сохранении здесь циклонического обращения вод в течение все-
го года исландский и алеутский барические минимумы оказы-
ваются хорошо выраженными только в осенне-зимнее время;
весной и летом они размываются. Если бы циркуляция вод оп-
ределялась перемещением воздушных масс, то в северных ча-
стях океанов менялся бы и характер течений.

Для сезонной изменчивости переноса воздушных и водных
масс характерно небольшое смещение в холодное время года
всех систем в меридиональном направлении, а также усиление
интенсивности циркуляции в результате увеличения темпера-
турных контрастов между тропическими и полярными широта-
ми. В атмосфере эти изменения значительно больше, чем в оке-
ане. Только в северной части Индийского океана со сменой
муссонных ветров происходит полная обратимость циркуляции
вод. Следует ли отсюда, что перенос вод вызывается ветром?
По-видимому, нет! Перемещение и перераспределение масс в
обеих средах определяются общими закономерностями, обус-
ловленными неравномерным нагревом и охлаждением поверх-
ности Земли. Как в атмосфере, так и в океаносфере осуществ-
ляется однотипное и одновременное приспособление поля дви-
жения к полю масс. Рассмотренные закономерности можно про-
следить на процессах всех масштабов, начиная от элементар-
ных и кончая общепланетарным квазистационарным переносом
масс (что специально рассматривается в главе III).
Горизонтальное обращение масс у поверхности Земли воз-
буждает сложную систему вертикальных движений, охватыва-
ющих в конечном счете всю океаносферу и тропосферу воздуш-
ной оболочки. В остальной части атмосферы ведущую роль на-
чинают играть энергетические и физико-химические процессы,,
порождаемые солнечными и космическими лучами. В соответст-
вии с гидродинамическим эффектом, возникающим в циркуля-
ционных системах, в центральных частях антициклонических
круговоротов преобладают нисходящие перемещения, а по их
периферии — восходящие. Циклонические системы являются их
антиподами и в вертикальных потоках. В конечном счете созда-
ется довольно сложное взаимообусловленное обращение водных
и воздушных масс, осуществляющееся в горизонтальных и вер-
тикальных плоскостях. В квазистационарных системах это об-
ращение масс приобретает установившийся характер.

Поскольку вертикальные движения начинаются вблизи по-,
верхности Земли, свойства водных и воздушных масс, вовле-
кающихся в такие обращения, определяются физико-географи-
ческими условиями, в которых они формировались. Из этих
свойств особенно большое значение имеет их плотность, зави-
сящая в первую очередь от характеристики термических полей
в месте образования данных масс. Водные и воздушные массы,
перемещаясь на то или иное расстояние от поверхности Земли
в зависимости от их плотности и интенсивности вертикальных
движений, распространяются затем на различных уровнях в
горизонтальном направлении. Вовлекаясь в вертикальное пере-
мещение, они снова попадают в приповерхностные слои. Таким
образом замыкается вертикальное обращение масс.

В процессе перемещения масс происходит их смешение и
трансформация. Таким образом могут образоваться новые вод-
ные и воздушные массы с промежуточными характеристиками.
Распространяясь на различных расстояниях от поверхности
Земли и обладая отличными друг от друга свойствами, они не
только создают, но и способствуют сохранению устойчивости
стратификации атмосферы и океаносферы, формирующейся в
данной фазе развития природы Земли. В воздушной оболочке,
как известно, выделяются: тропосфера, стратосфера, мезосфе-
ра, термосфера и экзосфера. В Мировом океане подобные под-
разделения связаны с наличием поверхностных, глубинных и
придонных вод. Стационарность расслоения обеих сред опреде-
ляется наличием в каждой зоне (сфере) самостоятельных си-
стем обращения водных и воздушных масс.

I. 2. Циклическая природа развития планетарных
гидрометеорологических процессов

Приходится констатировать, что до сих пор нет сколько-ни-
будь установившихся представлений о причинах изменчивости
природы Земли. Видимо, немалую роль здесь играет то, что из
общей совокупности многочисленных и взаимосвязанных явле-
ний, определяющих планетарные процессы, принимается во вни-
мание один из них или в крайнем случае несколько, и притом
далеко не всегда важнейших. .

Из астрономических факторов для объяснения природной
изменчивости привлекаются колебания наклона земной оси и
орбиты планеты, возникающие под влиянием других планет
Солнечной системы, изменения скорости вращения Земли, лун-
ный прилив и др. Такие исследования довольно многочислен-
ны. Примером их могут быть работы И. В. Максимова, полу-
чившие обобщение в специальной монографии (1970). Еще
больше круг ученых, стремящихся выявить взаимосвязь смены
природных условий на земном шаре с колебаниями интенсив-
ности солнечной деятельности. При этом исходят из того, что
наше светило является переменной звездой, излучающая спо-
собность которой не остается постоянной. Гелеогеофизика объ-
единила специалистов самого различного профиля, ведущих та-
кие исследования. В противоположность им многие ученые счи-
тают,-что изменения природы определяются не внешними воз-
действиями, а процессами, протекающими на самой планете.
Так, В. В. Шулейкин (1947) объяснял нутацию полюсов Земли
перераспределением воздушных масс при смене сезонов. По его
подсчетам, с переходом от лета к зиме над Евразией появляет-
ся дополнительная масса воздуха в 3-1014 т, приходящего с
океана. Летом такое же его количество возвращается на океан.
При неравномерном расположении воды и суши перемещения
воздуха приводят к постоянному изменению момента инерции
масс относительно оси вращения. Одновременно смещается и
сама ось, что и вызывает нутацию полюсов.

Широкую известность получили работы, в которых смена ус-
ловий на Земле связывается с геологическими и геотектоничес-
кими явлениями: перераспределением масс внутри земного ша-
ра и горообразовательными процессами, перемещениями мате-
риков, изменениями соотношений между водой, сушей и их рас-
пределением на поверхности планеты, вулканической деятель-
ностью и пр. Из обширной литературы, относящейся к позна-
нию эволюции Земли, необходимо особо выделить труды
А. П. Виноградова (1967), А. С. Монина (1977), А. С. Монина
и Ю. А. Шишкова (1979).

Исследование гидрометеорологических, циклов. Наиболее
полная классификация современных процессов, протекающих в
атмосфере и океаносфере, разработана А. С. Мониным (1974).
•'В основу ее положены временные и пространственные масшта-
бы развития гидрометеорологических процессов. В соответствии
с этим весь спектр изменчивости подразделяется на микро- и
мезомасштабную, синоптическую, межгодичную, внутривековую
и межвековую. Первые два типа процессов, имеющие периоды,
исчисляющиеся секундами, минутами и часами, являются внут-
ренним механизмом формирования более крупномасштабных
'Процессов. Начиная с синоптического цикла, гидрометеороло-
гические условия приобретают уже глобальный характер. При
этом синоптический цикл является первичным, или элементар-
ным. Для исследования климата океана и атмосферы (харак-
терного для современной эпохи развития Земли) основное
значение имеют изменения условий, осуществляющиеся глав-
ным образом в рамках годовых и многолетних циклов.

Особенно значительных успехов в изучении планетарных
циклов достигли исследователи, занимавшиеся типизацией гид-
рометеорологических процессов. Ими было обнаружено, что в
циркуляции атмосферы имеют место циклы с относительно вы-
сокой устойчивостью, в течение которых процессы протекают не-
определенному типу. Сохраняясь в пределах целого полушария
или большей его части, они создают, пишет А. А. Гире (1971,.
с. 4), «...тенденцию определенного знака в изменении ряда ха-
рактеристик атмосферы и гидросферы». При этом «в долгосроч-
ных процессах атмосфера в целом выступает не как замкну-
тая система, а лишь как часть единой системы «атмосфера •—
деятельный слой подстилающей поверхности»... В этой систе-
ме атмосфера является малоинерционной, быстро меняющейся
компонентой, а море, наоборот, обладает большой тепловой
инерцией...» (Монин, 1969, с. 85).

Исследованиями Б. П. Мультановского, Г. Я. Вангенгеймаг
А. А. Гирса, Б. Л. Дзердзеевского установлена преемственность,
в развитии элементарных синоптических циклов, выявлены ес-
тественные сезоны, стадии развития годовых метеорологических
циклов продолжительностью 3—6 месяцев, многолетние циклы
(«стадии циркуляционных эпох»), прослеживающиеся в. тече-
ние 2—6 лет, а также физико-географические циклы («циркуля-
ционные эпохи») длительностью от 10 до- 30 лет.

А. А. Гире, возглавляя школу арктических синоптиков, про-
водящих исследование метеорологических процессов в генетиче-
ски обоснованных формах циркуляции, внес большой вклад в
развитие прогнозов с высокой оправдываемостью. Ему удалось,
успешно связать эпохи атмосферной циркуляции с изменения-
ми температуры и ледовитости, а также колебаниями уровня
морей, а также и открытых частей Атлантического и Тихого»
океанов.

Изучение циклической природы планетарных гидрометеоро-
логических процессов имеет огромное не только научное, но и
прикладное значение. Тем самым появляется возможность вы-
явления важнейших закономерностей формирования и изменчи-
вости природы как всей планеты, так и отдельных ее частей.
Количественная оценка процессов позволяет определять их роль,
в тех или иных видах обмена энергии и веществ, взаимосвязь
и взаимообусловленность явлений. В практике обслуживания
навигации на Северном морском пути и полярной авиации
уже давно используется генетическая связь циклического раз-
вития синоптических, ледовых и других гидрометеорологичес-
«их процессов. Эти исследования положены в основу разработ-
ки краткосрочных, длительных и сверхдолгосрочных прогно-
зов, отличающихся высокой оправдываемостью. Огромные си-
лы и средства расходуются на исследования, проводимые «ко-
раблями погоды», долговременное изучение отдельных «поли-
гонов», синхронные съемки различных акваторий Мирового
океана. При постановке столь сложных исследований, а также
анализе получаемых больших рядов данных знание природной
взаимообусловленности и преемственности развития циклов
различных масштабов крайне необходимо. Все больше накап-
ливается уникальных измерений турбулентности, оптических,
акустических и других специальных гидрофизических наблю-
дений, выполненных в отдельных точках, обобщение которых
крайне затрудняется эпизодичностью и отсутствием генетичес-
кой связи между изучаемыми явлениями. При разновремен-
ности и ограниченности исходных сведений, имеющихся по каж-
дой точке (трапеции), осложняется и получение климатических
характеристик, являющихся пока важнейшим фоновым звеном,
позволяющим связать данные, относящиеся к процессам раз-
личных пространственных и временных масштабов. Планетар-
ным гидрометеорологическим циклам посвящена следующая
глава.

Обмен энергии и веществ и изменчивость планетарных про-
цессов. Постоянные и многообразные изменения природы могут
быть не только учтены, но и количественно оценены на основе
исследования обмена энергии и веществ. Такой обмен носит
цикличный характер и имеет различную продолжительность,
интенсивность и пространственные масштабы. В качестве при-
мера можно привести сведения, имеющиеся по количественной
оценке планетарных циклов влаго- и теплообмена. По сведени-
ям, приводимым О. А. Дроздовым и О. Г. Сорчаном (1974), в
атмосфере единовременно находится 12,9-103 км3 влаги, что
эквивалентно слою воды в 2—3 см, испаряющейся с поверх-
ности Мирового океана; это в 40 раз меньше всей массы вла-
ги, отдаваемой океаносферой. Полное обновление влаги в ат-
мосфере может происходить 35—45 раз в год, т. е. приблизи-
тельно каждые 8—10 суток. В течение каждого такого цикла
должна быть затрачена энергия, необходимая для испарения
13-103 км3 воды. На испарение всей влаги, находящейся в ат-
мосфере, потребуется около 4-1020 ккал в год. Следовательно,
в течение одного цикла влагообмена во время конденсации в
атмосферу должно выделиться столько же тепла.

Достоверность приведенных оценок обмена в рамках эле-
ментарного цикла подтверждается данными глобального обме-
на. Общее количество тепла, расходуемого на испарение всей
массы влаги с поверхности Мирового океана, составляет 3-
♦ 1020 ккал в год, а на суше — 0,6-1020 ккал в год. Следователь-
но, 3,6-1020 ккал в год будет отдано тропосфере в процессе кон-
денсации водяных паров. Если это количество тепла отнести к
единице поверхности земного шара, оно составит 80 ккал/см2 в
год. М. И. Будыко и др. (1978) определили среднюю величину
солнечной радиации, поглощаемой земной поверхностью, в.
79 ккал/см2 в год. Таким образом, в процессе влагообмена под-
держивается динамическое равновесие между количеством по-
глощаемой солнечной радиации и теплом, идущим на испаре-
ние влаги, с одной стороны, а с другой — между энергией, вы-
деляемой при конденсации водяных паров, и ее расходованием
на поддержание атмосферной циркуляции. Без сохранения под-
вижного равновесия между этими процессами происходило-
бы постепенное, односторонне направленное потепление или по-
холодание нашей планеты.

Обмен воды в реках может быть еще одним примером коли-
чественной оценки элементарных процессов. Так, по последним
данным (Воскресенский, 1974), единовременный запас речных
вод на всей планете определен в 2,1 тыс. км3. Полное их обнов-
ление происходит 24 раза в год, или каждые 15 суток, что со-
ответствует продолжительности элементарных циклов других
рассмотренных здесь процессов.

С элементарными процессами теснейшим образом должны
быть связаны первичные циклы газо- и солеобмена между оке-
аном и атмосферой. Первичный гидрометеорологический про-
цесс на суше оказывает влияние на интенсивность выветрива-
ния горных пород, активность обращения-материковых вод и
переноса ими минеральных веществ, жизнедеятельность расти-
тельного и животного мира, а также на другие процессы.

Каждый цикл высшего порядка (отличающийся большими
масштабами) следует рассматривать как результат количест-
венных изменений энергии и веществ, совершающихся в преде-
лах низших циклов. Создающиеся при этом количественные из-
менения и обусловливают скачкообразный переход к качествен-
но иным процессам, происходящим в каждом последующем
цикле. Таким образом, различия между приходом и расходом
энергии и веществ являются количественной базой, определяю-
щей качественные особенности развития всякого последующего
цикла (как данной категории, так и более высокого порядка).
Чем больше эти различия, тем соответственно значительнее
должны быть изменения в развитии последующих процессов.

Отсюда возникает задача возможно более точного учета
всех составляющих обмена энергии и веществ, для того чтобы
определить и количественно оценить их вклад в развитие каж-
дого планетарного цикла. Тем самым выявляется и разность
между приходной и расходной частями обмена, которая соста-
вит количественную основу формирования нового цикла. Обык-
новенно же исходят из необходимости полного равенства меж-
ду обеими частями обмена. Однако, если бы это имело место,
происходило бы довольно строгое повторение одних и тех же
процессов. В условиях постоянного изменения природы баланс
энергии и веществ надо рассматривать как подвижное динами-
ческое равновесие, а не как обязательное полное равенство
между приходной и расходной частями общего обмена, которое
обычно стремятся достичь при расчетах любым путем. Поэтому
правильнее говорить не о балансе (равенстве), а о бюджете
энергии и веществ с количественным выражением составляю-
щих обмена и разностью между всеми приходными и расход-
ными компонентами. Неравенство между приходной и расход-
ной частями бюджета (если исключить ошибки, расчета) явля-
ется результатом трансформации и перераспределения энергии
и веществ во времени и в пространстве, чем и определяются
характер и интенсивность каждого цикла развития природы.

Динамичность взаимосвязей и взаимозависимостей в приро-
де, изменяющихся от одного цикла процессов к другому, соот-
ветствует спиралевидному характеру развития материи. Поэто-
му изменчивость природных процессов носит циклический, а не
периодический (строго повторяющийся через определенные про-
межутки времени) характер, отличающийся различной продол-
жительностью, интенсивностью и неравенством бюджета энергии
и веществ в пределах каждого цикла. При правильном пони-
мании принципиальной и философской сущности количествен-
ной оценки круговорота энергии и веществ допустимо исполь-
зование результатов расчета баланса в качестве некоторого
среднего значения приходной и расходной частей обмена, опре-
деляющего возможный порядок изменений, свойственных каж-
дому планетарному циклу.

При всем многообразии процессов их изменчивость всегда
будет укладываться в систему последовательно увеличиваю-
щихся пространственных и временных масштабов, не выходя-
щих за пределы самого крупного из них, соответствующего
данной фазе развития природы Земли. Это может быть опре-
деленная эпоха физико-географических условий (потепление
или похолодание, засушливая или изобилующая осадками и
т. п.), геологическая эра (период, эпоха, время), когда йроис-
ходит коренное изменение характера и интенсивности развития
планетарных процессов (вследствие перераспределения воды и
суши, различия газового состава атмосферы, особенностей раз-
вития органического мира и пр.). В каждую такую фазу раз-
вития Земли устанавливается динамическое равновесие в об-
щепланетарном обмене энергии и веществ, в результате кото-
рого можно говорить об относительном постоянстве (Ивазиста-
ционарности) природных условий. Пространственные, а глав-
ное, временные масштабы циклов, которым свойственны одно-
типные процессы, близки, но не равны. Повторяемость однотип-
ных планетарных процессов и является основанием для их
классификации.

К сожалению, пока еще не представляется возможным из-за
недостатка данных определять бюджет энергии и веществ в
рамках отдельных гидрометеорологических циклов. Получаемая
остаточная величина баланса, представляющая собой разность
между приходной и расходной частями бюджета (на основе
которой формируются качественные особенности каждого по-
следующего годового цикла), по-видимому, в большей мере
обусловлена недостаточной надежностью расчетов, чем теми
различиями обмена энергии и веществ, которые должны иметь
место в действительности. Несмотря на это, баланс и бюджет
энергии и веществ, которые стремятся определить на основе
обобщения и анализа всех накопленных к настоящему времени
материалов (прямых и косвенных), представляют, несомненно,
огромный интерес, так как позволяют получить количественную
оценку изучаемых процессов. Отсюда то внимание, которое да-
лее уделяется балансу энергии и веществ.

Глава II

ПЛАНЕТАРНЫЕ ГИДРОМЕТЕОРОЛОГИЧЕСКИЕ ЦИКЛЫ

Развитие планетарных гидрометеорологических процессов
осуществляется в виде взаимосвязанных циклов различных про-
странственно-временных масштабов (Степанов, 1970). Под воз-
действием солнечной энергии в океаносфере и атмосфере одно-
временно возбуждаются термодинамические процессы синопти-
ческого_масштаба.__Их__последовательность, повторяемость и

сочетания определяют особенности сезонного и годового цик-
лов, а последние — характер многолетних изменений природных
условий.

Для изучения планетарных циклов могут быть привлечены
гидрометеорологические данные, относящиеся главным образом
к последнему столетию. Полноценные ежедневные синоптичес-
кие карты имеются за последние 70—80 лет по северному полу-
шарию. Основное количество океанографических наблюдений
сделано после второй мировой войны; большая их часть выпол-
нена в северных частях океанов. Систематические наблюдения
помимо прибрежных гидрометеорологических станций в откры-
том океане ведутся на «кораблях погоды». В отдельных, весь-
ма ограниченных регионах проводятся повторяющиеся измере-
ния по определенным «стандартным разрезам». Количество
«океанографических съемок» невелико и большей частью от-
носится к отдельным акваториям. Систематически они ведутся
«ледовым патрулем» в северо-западной части Атлантического
океана.

Самые ценные сведения накоплены по советским арктичес-
ким. морям. Последние четыре десятилетия здесь по несколь-
ку раз в течение теплого периода года проводились океано-
графические съемки. В холодное время, когда в этих мелко-
водных водоемах в результате развития конвекции от поверх-
ности до дна устанавливается гомогенность, главным показате-
лем гидрофизических условий становится характер ледяного по-
крова. Состояние и изменение его многократно фиксируются
съемками с самолетов, причем особенно часто он обследуется в
весенний и летний сезоны. Столь обстоятельному изучению не
-подвергается какой-либо другой регион Мирового океана. По-
этому исследования циклической природы гидрометеорологи-
ческих процессов в арктических морях дали особенно ценные
результаты. Помимо обширных систематических данных этому
способствовали два обстоятельства. Во-первых, возможность
наглядно проследить изменчивость гидрофизических условий по
состоянию ледяного покрова, на котором очень ярко проявляет-
ся влияние всей совокупности гидрометеорологических процес-
сов. По его характеру сравнительно легко проследить смену
первичных (элементарных) гидрометеорологических процессов
(синоптического масштаба), фазы развития и важнейшие осо-
бенности сезонных процессов, а также взаимосвязь между се-
зонами, которая определяет тип каждого годового цикла в це-
лом. Второе обстоятельство связано с научно-оперативным обес-
печением судоходства, требующим хорошего знания закономер-
ностей, обусловливающих формирование и изменчивость всего-
комплекса природных условий.

Все отмеченные особенности изучения Арктики способство-
вали углубленной разработке идеи циклического развития гид-
рометеорологических условий, получившей конкретное выраже-
ние в классификации (типизации) метеорологических и гидро-
физических (в том числе и ледовых) процессов синоптического,
сезонного и годового масштабов в морях Северного Ледо-
витого океана. Предпринимаемое здесь обобщение материа-
лов, накопленных по циклической природе и развитию плане-
тарных процессов, относится главным образом к арктическим
морям (с учетом личного опыта научно-оперативного обеспече-
ния навигации на Северном морском пути в продолжение двух
десятков лет). Полученные результаты рассмотрены в несколь-
ких книгах, посвященных изучению типов гидрофизических ус-
ловий отдельных морей; к сожалению, знакомство с ними огра-
ничено довольно узким кругом специалистов. Некоторые весь-
ма важные материалы вообще остались неопубликованными.
Исследованиям циклического развития процессов в арктических
морях посвящены работы В. Н. Степанова (1949, 1957,' 1966,),
Б. А. Крутских и Ю. А. Горбунова (1'971, 1972), Б. А. Круге -
ких (1978).

В изучении метеорологических циклов огромную роль сыг-
рали исследования Г. Я. Вангенгейма и А. А. Гирса. Разрабо-
танная ими типизация синоптических процессов исключительно
плодотворна как в научном, так и в прикладном отношении.
Проникновение в существо развития природы синоптических
процессов позволило не только выявить и генерализовать типы
этих процессов, но и создать основы методики прогнозов е
очень большой заблаговременностью и точностью.

Упомянутые исследования были использованы для приводя-
щейся здесь характеристики планетарных циклов.
Синоптические циклы. Их также называют первичными или
элементарными циклами. Особенно значительных успехов в из-
учении этих циклов достигли метеорологи.

Несмотря на всю сложность и многообразие развития эле-
ментарных макроциркуляционных процессов, возбуждаемых
различием нагревания и охлаждения поверхности земного ша-
ра, количество характерных (типичных) ситуаций оказывается
не таким уж большим. По исследованиям Б. Л. Дзердзеевского
(1968), все наблюдавшиеся за последние 70 лет синоптические
условия во внетропических широтах северного полушария укла-
дываются в 13 типов элементарных циркуляционных механиз-
мов (ЭЦМ). За это время сменилось около 6500 ЭЦМ. При даль-
нейшем изучении макроособенностей циркуляции атмосферы
Б. Л. Дзердзеевский объединил выделенные им типы ЭЦМ в
четыре группы. Для одной из них характерно преобладание
широтных переносов (рис. 11.1). Вторая группа отличается от
первой единичными вторжениями северных потоков. Третьей
свойственно преобладание меридиональных перемещений с се-
вера, тогда как четвертой — с юга.

Каждый элементарный циркуляционный механизм представ-
ляет собой глобальный процесс, охватывающий полушарие, и
даже всю планету. Он отличается большей устойчивостью по
сравнению с конкретными погодными условиями. При этом
«крупномасштабные тропосферные возмущения распространя-
ются со скоростями до 35—40 градусов долготы и 10 градусов
широты в сутки и, значит, могут обежать всю Землю за 1—2
недели...» (Монин, 1969, с. 83). Частота появления тех или иных
ЭЦМ и продолжительность их действия определяют не только
циркуляцию атмосферы и характер погоды отдельных сезонов
и лет, но и климат в целом. Продолжительность ЭЦМ меняет-
ся от 2 до 10 суток, большей частью составляя 3—5 суток. В
течение этого времени выдерживается совершенно определен-
ная направленность в развитии синоптических процессов. За-
тем за одни-двое суток происходит полная перестройка про-
цессов, которая приводит к формированию другого типа цир-
куляции атмосферы, отличающегося уже иным направлением и
интенсивностью переноса циклонов и расположением антицик-
лонов. «В каждый данный момент ЭЦМ обеспечивает преоб-
разование потенциальной энергии в кинетическую, перераспре-
деление ее в атмосфере, образование воздушных потоков
(переносов). Возникающие и накапливающиеся при этом в раз-
ных районах контрасты с подстилающей поверхностью и усло-
виями лучистого равновесия в данном месте при достижении
критического уровня быстро, «скачком», разрушаются; вступа-
ет в действие новый ЭЦМ» (Дзердзеевский, 1968, с. 45). Спра-
ведливость этих положений подтверждена оценкой времени
превращений в атмосфере потенциальной энергии в кинетиче-
скую, произведенной А. С. Мониным (1969). Она оказалась рав-
ной 5-105 с, что примерно соответствует неделе — продолжитель-
б

-4004

Рис. 11.1. Изменчивость природных условий по различным данным:

а — годовое значение чисел Вольфа; б — интегральная кривая аномалий годовых чисел
Вольфа; в — отклонение (в сутках) повторяемости зональных (сплошная линия) и мери-
диональных (пунктир) групп циркуляции атмосферы (по Дзердзеевскому Б. Л.), от сред-
ней годовой их продолжительности; г — то же, что и на рис. «в» по десятилетним сколь-
зящим величинам; д — изменение природных условий за 20 тыс. лет до н. э. (по Фейр-
бриджу): 1—колебания уровня Атлантического океана, 2 — температуры воздуха в сред-
них широтах Европы, 3 — скорость образования донных осадков в экваториальной зоне
Атлантики, 4 — изменения эффективной солнечной радиации в летнее время; е — измене-
ние природных условий залива Кука (Аляска) за 200 тыс. лет до н. э. >(по Карлстрему):
1 — изменение солнечной радиации в летнее время; 2 — колебания климата, установлен-
ные по плейстоценовым и современным моренам Аляски, 3 — изменение температуры во-
ды в заливе Кука

ность того же порядка, которая установлена для ЭЦМ. Указы-
вается и характерный пространственный масштаб синоптичес-
ких процессов, который для умеренных широт равен 3000 км.

В 30-х годах Г. Я- Вангенгейм уста,но1вил для высоких ши-
рот северного полушария 26 типов макроциркуляциюнных про-
цессов. Он назвал их элементарными синоптическими процес-
сами (ЭСП). Затем они были объединены в более крупные фор-
мы с преобладанием западного, восточного и меридионального
переноса в атмосфере (рис. II. 2). Ранее выделенные типы
ЭСП рассматривались как разновидности этих трех форм. При
Рис. П.2. Межгодовая изменчивость повторяемости
типов элементарных синоптических процессов,
по Гирсу А. А. и Вангенгейму Г. Я., вверху — от-
клонение от норма годовой повторяемости основных
типов, процессов С, Е, внизу — многолетние пре-
образования типов процессов С, Е в сопоставле-
нии с интегральной кривой аномалий чисел Воль-
фа (В)
этом 9 типов отнесены к западной форме, 10 — к восточной и
7 — к меридиональной. Впоследствии на основании более об-
ширных материалов было прослежено развитие типов макро-
циркуляционных процессов в умеренных широтах северного по-
лушария не только в приземных слоях, но также в тропосфере
и стратосфере.

А. А. Гире (1960, 1971) выявил связь между .особенностями
развития и сменой типов ЭСП со стационарными волнами
большой амплитуды, возникающими в тропосфере1. Оказалось,
что во время наиболее интенсивного и устойчивого . развития
каждого типа процесса наблюдается определенная симметрия в
расположении высотных гребней и ложбин в атлантико-евра-
зийском и тихоокеано-американском секторах северного полу-
шария. При преобразовании типов циркуляции атмосферы эта
симметрия нарушается. В результате изучения взаимосвязи про-
цессов в обоих секторах А. А. Гирсом были выделены разно-
видности общепланетарных форм макроциркуляционных про-
цессов для западного полушария. Английский метеоролог
X. Лэмб выявил, что многие закономерности перемещения длин-
ных волн, установленные для северного полушария, наблюдают-
ся и в южных широтах. На основании этих, а также других ис-
следований А. А. Гире (1971) пришел к закономерному выводу
о наличии взаимосвязи метеорологических процессов между
обоими полушариями и проследил тенденции таких зависимос-
тей.

В арктических морях Б. А. Крутских (1978) выявил семь
типов элементарных процессов с определенным комплексом
гидрофизических условий, куда входят циркуляция вод и тер-
могалинные поля, характер и перемещение ледяного покрова, а
также колебания уровня. Формирование каждого такого типа
связано с определенными метеорологическими условиями, кото-
рые для окраинных сибирских морей являются ведущими, так
.как их развитие связано с процессами глобального масштаба.
Повторяемость типов гидрофизических условий по отношению
к элементарным синоптическим процессам очень велика, меня-
ясь от 73 до 80%. Несмотря на все многообразие синоптичес-
ких условий, они в основном группируются в характерные си-
туации, объединяющие типичные поля давления и соответству-
ющие ветровые поля. Из основных типов элементарных гидро-
метеорологических процессов, преобладающих в арктических
морях, один тип развивается при наличии льда по всей их ак-
ватории; для остальных четырех типов в летнее время харак-
терны весьма существенные изменения распространения раз-
личных, водных масс и льдов (рис. II. 3). Продолжительность
элементарных гидрофизических циклов в арктических морях та-
кова же, как и в атмосфере. При средней величине пять суток

1 Теория этих волн связывается с особенностями вихреобразования в
атмосфере.

длительность их меняется от двух до 10 суток. Особенно боль-
шой интерес представляет то, что смена элементарных циклов-
в морях и атмосфере в половине всех рассмотренных случаев
(численностью около 500) происходила в один и тот же день; в
93 % случаев она не превышала одни сутки и только в 7% до-
стигла двух суток. В арктических морях можно было бы ожи-
дать большей инерционности за счет ледяного покрова. Вполне
вероятно, что на обширных пространствах Мирового океана,
лишенных льдов, начало и окончание первичных гидрометеоро-
логических циклов в океаносфере и атмосфере происходят прак-
тически синхронно; проверить это пока невозможно из-за от-
сутствия данных синоптического характера для сколько-нибудь
значительных акваторий. Выявление закономерностей преобра-
зования типов гидрофизических условий и соответствующих им
групп элементарных процессов позволило Б. А. Крутских весь-
ма успешно прогнозировать навигационную обстановку на Се-
верном морском пути.

Дальнейшее изучение особенностей развития первичных пла-
нетарных макропроцессов в различных частях земного шара
представляет собой сложнейшую задачу. Решение ее находится
в большой зависимости от исследований гидрофизических про-
цессов в Мировом океане, и' в первую очередь синоптического
масштаба. Существующие представления о них еще очень огра-
ничены. Изучение первичных планетарных процессов могло бы
проводиться по северным частям Атлантического и Тихого оке-
анов. По этим акваториям систематически составляются карты
температуры воды, распространения льдов, ветрового волнения,
толщины поверхностного однородного слоя и др.; они переда-
ются в эфир по бильдаппарату. К сожалению, эти ценнейшие
материалы не собираются, не систематизируются и не подвер-
гаются анализу. С .созданием международной гидрометеорологи-
ческой сети на буях появится возможность исследования синоп-
тических гидрометеорологических процессов по всей акватории
Мирового океана. В этом случае огромную помощь окажет опыт
типизации и анализа первичных планетарных процессов, на-
копленный полярными океанологами и синоптиками. Исследо-
вание первичного гидрометеорологического процесса позволит
получить сведения об элементарном цикле обмена энергии и
веществ.

Сезонные циклы и фазы их развития. При хорошо выражен-
ной сезонной изменчивости свойств вод характер гидрофизичес-
ких и гидрохимических полей практически не меняется от се-
зона к сезону. Отмечающиеся неоднородности определяются,

Рис. П.З. Распространение водных масс и льдов летом при различных типах
элементарных гидрометеорологических процессов, по Крутских Б. А.

1 — арктические воды в пределах акваторий, не освобождающихся от льдов, 2 — аркти-
ческие воды в регионах, очищающихся от льдов, 3 — баренцевоморские воды, 4 — тихо-
океанские воды
по-видимому, недостатком сведений, и только в областях актив-
ного развития муссонов (север Индийского океана, северо-за-
падные части Атлантического и Тихого океанов) их можно счи-
тать вполне обоснованными. Даже при сопоставлении зимнего
и летнего сезонов гидрофизические поля оказываются подобны-
ми и все различия между ними сводятся главным образом к
некоторому смещению изолиний в меридиональном направле-
нии; кроме того, происходит относительно небольшое увеличе-
ние горизонтальных градиентов в холодное время года. Послед-
нее особенно хорошо проявляется на динамическом рельефе,
что отражает рост интенсивности циркуляции вод в осенне-зим-
ний период. Столь большая устойчивость гидрофизических и
гидрохимических полей объясняется огромными горизонталь-
ными градиентами солнечной радиации между экватором и по-
люсами, обусловливающими резко выраженную географичес-
кую зональность. Сезонной изменчивостью солнечной радиа-
ции возбуждаются колебания термических условий, вызываю-
щих соответствующие изменения обмена веществ (влаги, га-
зов, солей и пр.). Происходящие при этом смещения изолиний
и отражают годовые колебания, поскольку в каждой данной
ъочке изменяются свойства вод от сезона к сезону.

В то время как внутригодовые колебания распространяются
на всю тропосферу воздушной оболочки, в океаносфере они
редко проникают глубже 200—300 м. При исследовании сезон-
ных циклов особенно важно установление начала, конца и про-
должительности естественных метеорологических и гидрофизи-
ческих сезонов, фаз их развития, амплитуды и характера коле-
баний (годовой и полугодовой волн). Неоднократно делались
попытки выяснить причину полугодовой периодичности сезон-
ных циклов в атмосфере и океаносфере (Федоров, 1959; Вирт-
ки, 1965; Панфилова, 1972, и др.). Однако до сих пор вполне
удовлетворительного ответа найти не удалось. При большой
плотности воды сезонные колебания не только быстро затуха-
ют с удалением от поверхности океана (где они возникают), но
и происходит сильное запаздывание годовой волны, вплоть до
смещения в подповерхностных слоях вод теплого периода на
холодный. ,

Особенности распространения солнечной радиации по по-
верхности планеты и ее сезонная изменчивость определяют ха-
рактер колебаний свойств воды и воздуха и смещение годовых
фаз с широтой. В соответствии с этим в тропиках сезонная из-
менчивость невелика, со слабо выраженными теплым и холод-
ным полугодиями и весьма своеобразным проявлением в облас-
ти индоокеанских муссонов. Наиболее ярко сезонные циклы вы-
ражены в умеренной зоне, где они отличаются сравнительно
четкой сменой всех четырех сезонов и большой амплитудой, до-
стигающей максимальных величин в области развития сильных
муссонов на северо-западе Атлантического и Тихого океанов.
Различие в продолжительности отдельных сезонов в умеренных
широтах невелико. В полярных областях амплитуды колебаний
еще меньше, но резко меняется продолжительность сезонов, с
затяжной зимой и весной, с очень коротким летом и осенью; в
областях интенсивного развития ледяного покрова отмеченные
особенности проявляются еще сильнее.

С. Г. Панфилова (1972), использовав весьма обширные дан-
ные, накопленные по температуре открытой акватории океанов,
выделила пять типов сезонных колебаний и выявила границы
их распространения. Четыре из них имеют зональный харак-
тер; однако их ареалы нередко сильно смещены относительно
строго географических пределов (экватора, тропических и по-
лярных кругов). Пятый тип характерен для северной части Ин-
дийского океана. Кроме того, анализируются годовые и полуго-
довые амплитудв!, их отношение друг к другу, а также фазы и
время наступления максимума температуры по всей акватории
Мирового океана.

Весьма ценное обобщение сезонной изменчивости различных
гидрофизических явлений приводится в книге А. С. Монина,
В. М. Каменковича и В. Г. Корта (1974).

При всей сложности развития сезонных циклов в различ-
ных природных зонах крайне важно получить сведения об из-
менчивости обмена энергии и веществ в продолжение года; од-
нако такие оценки пока практически не проводились.

Отметив основные закономерности, свойственные сезонным
процессам, следует несколько подробнее остановиться на све-
дениях о продолжительности естественных сезонов, фазах их
развития и амплитудах колебаний в атмосфере и океаносфере.

В атмосфере типизация синоптических процессов поз-
волила выявить зависимость между элементарными и се-
зонными планетарными циклами. При этом было установ-
лено, что основные особенности синоптических сезонов опреде-
ляются повторяемостью и последовательностью смены элемен-
тарных циклов. Б. Л. Дзердзеевский, объединив близкие по ха-
рактеру первичные макроциркуляционные процессы, получил
10 обобщенных сезонных схем циркуляции атмосферы для се-
верного полушария. Один тип циркуляции преобладает зимой,
другой — осенью. Летом встречается два типа циркуляции,
свойственные только этому сезону, и еще один тип появляется
как летом, так и весной. Для весны характерны два типа цир-
куляции. В предвесенье и предзимье1 отмечается преобладание
по одному характерному для каждого из них процессу и один
общий для обоих сезонов. Кроме того, были определены сред-
ние сроки наступления и продолжительность сезонов по всему
северному полушарию в целом (табл. II. 1).

1 Эти два "переходных периода, выделяемые при исследованиях естест-
венных синоптических сезонов, по-видимому, могут считаться хорошо вы-
раженными первыми фазами весеннего и зимнего сезонов.
Средние сроки продолжительности климатических сезонов
в атмосфере северного полушария, по Дзердзеевскому

Начало	Окончание	Продолжительность в сутках			Возможное изменение начала се- зонов в сутках
		средняя	наиболь- шая	наимень- шая	
Осень 13.УШ	5.Х	53	77	29	48
Предзимье 5.Х	27. XII	66	113	34	49
Зима 27.ХП	13.III	91	120	52	68
Весна 13.III	18.V	63	80	37	43
Лето 18.У	13.VIII	92	119	70	49

При наибольшей продолжительности основных сезонов — зимы
и лета, составляющих в среднем около трех месяцев, длитель-
ность их в отдельные годы может доходить до четырех и со-
кращаться до 2—2,5 месяца. Продолжительность переходных
сезонов — около двух месяцев. Пространственные масштабы се-
зонных циклов находятся в зависимости от меридиональной
протяженности природных зон. Они изменяются в пределах су-
хопутных и водных пространств; низменных и горных терри-
торий.

Выявление преемственности в развитии естественных синоп-
тических сезонов было широко использовано для составления
долгосрочных гидрометеорологических прогнозов в Арктике.
«Формы атмосферной циркуляции и последовательность их сме-
ны, наблюдающиеся в данном сезоне, — пишет А. А. Гире
(1960, с. 433), — закономерно возникают в результате развития
форм, наблюдавшихся в предшествующих сезонах». Было об-
наружено, что преобладание западной формы циркуляции в
предшествующем сезоне влечет к повышенной повторяемости
восточной формы в последующем сезоне. Последняя обыкно-
венно сменяется меридиональной формой циркуляции атмо-
сферы, имеющей тенденцию сохраниться и в следующем сезон-
ном цикле. На основании этих зависимостей зимой прогнози-
руются условия, которые можно ожидать на Северном морском
пути в течение всего последующего навигационного периода.

. Сезонные циклы в океаносфере существенно отличаются от
того, что характерно для атмосферы как по фазам развития,
так и по общей их продолжительности. При этом можно гово-
рить о том, что такие различия увеличиваются в направлении
от экватора к полюсам. В целом же в Мировом океане анало-
гичные'сезонные процессы наступают несколько позднее, чем
в атмосфере. Толщина слоя, в пределах которой отмечаются се-
зонные колебания, редко превышает 200—300 м, что определя-
ется глубиной развития конвекции. Только в Атлантическом
океане, севернее 40° с. ш., конвективное перемешивание захва-
тывает промежуточные и глубинные воды, что далее рассмат-
ривается особо. С удалением от поверхности океана сезонные
колебания затухают и происходит смещение фаз. Так, макси-
мум температуры воды с лета переходит на осень, а минимум—
с зимы на весну. Причины таких сложных изменений пока еще
не ясны. Вместе с тем изучение всех особенностей развития се-
зонных циклов имеет немалое значение для познания перерас-
пределения масс и, следовательно, обмена энергии и веществ
между океаном и атмосферой.

Исследования сезонных циклов по всей акватории Мирово-
го океана проведены только по температуре воды (Степанов,
1974). Они позволили вскрыть основные закономерности сезон-
ных колебаний в каждой природной зоне и определить продол-
жительность естественных гидрофизических циклов (табл. II. 2).
При этом было выявлено, что колебания температуры достига-
ют максимальных величин в умеренных широтах (у 40—45°
г. ш. и 30—35° ю. ш.), где годовая амплитуда температуры по-
верхностных вод доходит до 10—15°; к полюсам и эк-
ватору она уменьшается до 1—2°. Изменяется и продол-
жительность естественных сезонов; так, лето от 1 —1,5
месяцев в полярных областях увеличивается до 7—8 месяцев в
экваториальной зоне, а зима уменьшается от 5—7 месяцев в
Арктике и Антарктике до 1—2 месяцев в низких широтах. При
этом следует иметь в виду, что естественные сезоны, как пра-
вило, начинаются не с первых чисел данного месяца и могут
•сместиться на месяцы, указанные для соседних сезонов. Так,
лето в Арктике в основном приходится на вторую половину ав-
густа — первую половину сентября, а в Антарктике оно быва-
ет в январе и первой половине февраля. Длительность поляр-
ной весны объясняется значительным временем, уходящим на
таяние ледяного покрова. Зима в прибрежных водах Антаркти-
ды в результате суровости климата примерно на месяц боль-
ше, чем в открытой части океана. В тропической зоне южного
полушария лето несколько длиннее, чем в северных широтах.
В экваториальной зоне при слабом проявлении сезонов пере-
ход от осени к зиме проследить особенно трудно. Наиболее спе-
цифичны сроки наступления и продолжительность сезонов в се-
верной части Индийского океана, что обусловлено муссонной де-
ятельностью (Степанов, 1974; Панфилова, 1972).

В исследовании сезонных циклов существенную роль долж-
но сыграть изучение основных фаз их развития. От года к году
изменяются время наступления и продолжительность фазы та-
яния снежного и ледяного покрова в весенний период и их ста-
новления осенью, фазы наиболее интенсивного прогрева летом,
выхолаживания зимой и т. п. При изучении арктических морей
весна подразделялась на три фазы (Степанов, 1957). Первая
из них, названная подготовительной, соответствует синоптичес-
кому предвесенью; вторая — фаза интенсивного разрушения
«снежного и ледяного покрова; третья — очищения моря от льда
Продолжительность естественных сезонов в северном (с. п.)
и южном (ю. п.) полушариях Мирового океана

Природные зоны	Начало, конец и продолжительность сезонов в месяцах							
	Зима		Весна		Лето		Осень	
	. с.п.	ю.п.	с.п.	Ю.П.	с.п.	Ю.П.	с.п.	Ю.П.
Экватори- альная Тропическая  Умеренная  Полярная	I—II I  I—III  2—3  XII—IV 4—5  XI—IV 5-6	VII—IX 2—3  VII—X  4  III—XI  8—9	III—IV 2  IV—VI 3  V—VI 2  V—VII 3	X—XII 3 XI—XII 2 XI—I 3	V—XII 7—8 VI—X 4—5 VII—IX 3  VIII—IX 1—1,5	1-У 4-5 I—III 3  I—II 1	XII—I  1 XI—XII 2 X—XII 2—3 IX—X 1—2	VI—VII  2 IV—VI  3 II—III 1—2

и начала прогрева воды. Осень состоит из двух фаз: интенсив-
ного охлаждения вод и ледообразования. Начальная стадия
зимнего цикла по характеру развития метеорологических и
гидрофизических процессов напоминает синоптическое пред-
зимье. Изучение основных фаз развития естественных сезонов
должно помочь не только более глубокому познанию природы
сезонных циклов, но и использованию этих исследований для
разработки долгосрочных гидрометеорологических прогнозов.
При этом большое значение имеет установление зависимости
между первичными макроциркуляционными процессами и фаза-
ми сезонных циклов.

Следует подчеркнуть, что дальнейшее изучение сезонных
циклов затрудняется ограниченностью имеющихся материалов.
Ежемесячные данные относятся главным образом к северо-за-
падным и северо-восточным частям Атлантического и Тихого
океанов. Что касается остальной открытой акватории океанов,
такие сведения имеются только по отдельным регионам. До ор-
ганизации международной гидрометеорологической сети на за-
якоренных буйковых установках изучение сезонных циклов в
толще вод Мирового океана крайне затруднено.

Годовые циклы. Казалось бы, в условиях строгой периодич-
ности вращения Земли вокруг своей оси и по орбите можно
ожидать, что изменчивость природных условий должна быть
невелика, по крайней мере в рамках годового цикла. В дейст-
вительности же мы постоянно наблюдаем очень большие пере-
мены: теплые или холодные, влажные или засушливые годы,
раннее или позднее наступление и окончание сезонов, а отсюда
и продолжительность естественных годовых циклов (в отличие
от календарных сезонов и годов). Последовательность смены,
повторяемость и преобладание первичных планетарных макро-
циркуляционных процессов в рамках естественных сезонов,
вполне естественно, определяют характер всего годового цикла
в целом. Пространственные масштабы годовых, так же как и
сезонных циклов, определяются меридиональной протяженно-
стью природных зон и спецификой развития гидрометеорологи-
ческих процессов в их отдельных частях.

А. А. Гире (1971, с. 202) совершенно справедливо отмеча-
ет, что в развитии процессов «должны проявляться как черты
предшествующей ей стадии («пережитого» старого), так и чер-
ты следующей за ней стадии («ростки» нового)» и «далее раз-
личные стадии развития любого процесса должны быть тесно
связаны между собой и во многом взаимообусловлены». Не-
смотря на замкнутость годовых циклов, в годовом бюджете
энергии и веществ, по-видимому, не бывает равенства между
приходной и расходной его частями. Поэтому каждый после-
дующий годовой цикл формируется на различной количествен-
ной основе предшествующего годового цикла. Тем самым и оп-
ределяются качественные особенности (интенсивность и харак-
тер развития) нового годового цикла. Так можно объяснить
межгодовую изменчивость природных условий.

Высказанное положение полностью подтвердилось класси-
фикацией годовых циклов гидрометеорологических процессов,
разработанной для советских арктических морей В. Н. Степа-
новым (1949, 1957) с участием 3. П. Федоровой и А. О. Шпай-
хера. Исследования показали, что в каждом из этих морей име-
ют место четыре основных типа годовых циклов с совершенно
определенндй преемственностью в развитии процессов от сезо-
на к сезону. Устанавливаясь зимой, один и тот же тип просле-
живается в последующую весну, лето и осень. Переход от од-
ного годового цикла к другому происходит в предзимье.

Наличие именно четырех типов годовых циклов в арктичес-
ких морях определяется преобладанием в атмосфере зонально-
го (западного или восточного) либо меридионального (север-
ного или южного) переноса. В соответствии с этим меняются
циркуляции вод, характер и интенсивность гидрофизических
процессов. В условиях относительно ограниченной акватории
арктических морей, открытых со стороны Арктического бассей-
на, один и тот же тип планетарной циркуляции атмосферы мо-
жет вызвать формирование различных типов гидрофизических
процессов в каждом из полярных водоемов. При отсутствии
расчетов бюджета энергии и веществ по типам годовых цик-
лов для арктических морей можно привлечь для анализа тер-
мических условий аномалии температуры поверхностных вод.
Особенно показательны они летом, когда изменчивость условий
проявляется наиболее ярко (рис. II. 4). В соответствии с пре-
емственностью в развитии сезонных циклов один и тот же ха-
рактер процессов выдерживается в продолжение всего года.

Особенно теплые воды наблюдаются при преобладании ме-
ридиональных южных потоков, когда летом положительные
аномалии температуры воды достигают 2—4°. Благодаря вы-
носу из арктических морей льдов уже зимой создаются усло-

вия, обусловливающие раннее очищение большей части аквато-
рии, хороший прогрев вод (рис. II. 4,1), интенсивный обмен с
атмосферой и наиболее благоприятную ледово-навигационную
обстановку. В такие годы приходная часть бюджета тепла мо-
жет существенно превышать расходную. Но это отнюдь не
предопределяет формирование столь аномально теплых усло'-
вий в последующем году. Положительные аномалии предшест-
вующего года могут целиком нивелироваться в предзимье. Сме-
на годового цикла определяется общепланетарными особенно-
стями обмена энергии и веществ.

При преобладании меридионального северного переноса еще
зимой моря заполняются мощными многолетними льдами, при-
носящимися из Арктического бассейна. Они не успевают раста-
ять в течение полярной весны и короткого лета, так как уста-
навливаются отрицательные аномалии температуры воды до
— 1, —3°. Ото льдов освобождаются лишь отдельные прибреж-
ные районы (рис. II. 4,11). Даже летом суда не всегда могут
пройти по Северному морскому пути. В такие годы расходная
часть бюджета тепла значительно превышает приходную.

В годы, когда преобладает западный перенос, отмечающий-
ся наиболее часто, формируется своеобразная циркуляция вод.
Благодаря ей в одной части моря в продолжение всего теплого
периода сохраняются холодные воды с отрицательными анома-
лиями температуры воды до —1, —2°; тяжелые льды крайне
затрудняют прохождение судов. На остальной же акватории во-
ды прогреваются, что приводит к небольшим положительным
аномалиям температуры воды, и создаются благоприятные ус-
ловия для плавания (рис. 11.4, III). Следовательно, в одной
части моря можно ожидать наличие положительного годового
бюджета тепла, а в другой — отрицательного.

Преобладание восточного переноса приводит к тому, что ото
льдов освобождается южная акватория моря и воды здесь хо-
рошо прогреваются (рис. II. 4, IV); положительные аномалии
температуры воды достигают 2—3°. Суда беспрепятственно до-
стигают большинства арктических портов. В соответствии с
аномалиями температуры в южной части моря должен быть
положительный бюджет тепла, а в северной — отрицатель-
ный.

Предположения о неравенстве между приходной и расход-
ной частями годового бюджета энергии и веществ в арктичес-
ких морях должны быть, конечно, проверены соответствующи-
ми расчетами. Это является одной из главных задач исследо-
вания годовых циклов. Полярные моря отличаются специфичес-
кими гидрометеорологическими особенностями, при которых ин-

Рис. П.4. Аномалии температуры (°С) поверхностных вод летом при раз-
личных типах годовых циклов, по Степанову В. Н.

Поле отрицательных аномалий показано точками
тенсивность охлаждения в течение длительной зимы может
значительно превышать приток тепла весной и летом. Поэтому
вся поверхностная толща вод, охлаждаясь до температуры за-
мерзания, способна резко сократить дальнейшую теплоотдачу
в атмосферу за счет образования ледяного покрова. Толщина
его будет увеличиваться в соответствии с интенсивностью зим-
него охлаждения, которое определяется не только местными ус-
ловиями, но и общепланетарными особенностями данного года,
и в частности приносом в окраинные арктические моря толстых
многолетних льдов, которые не могут растаять в течение одного
теплого периода. Более того, следует отметить, что Северный
Ледовитый океан не покрывает теплоотдачу в атмосферу
даже в условиях, когда мощный ледяной покров распространен
почти по всей его акватории не только в холодный, но и в ве-
сенне-летний период. Расчеты показали (Степанов, Гриценко,
1980), что теплообмен с атмосферой в этом океане отрицатель-
ный. Тогда как поглощение тепла определено в 122-1016 ккал
в год, расходование его в 2 раза больше — 264-1016 ккал в год.
Дефицит покрывается за счет адвекции теплых вод из Атлан-
тического и в небольшой степени Тихого океана. В пределах
мелководных арктических морей, полностью открытых со сторо-
ны Арктического бассейна, вряд ли вообще может иметь место
баланс тепла (как и веществ) в течение каждого годового цик-
ла. В многолетнем аспекте такое балансирование обмена через
поверхность моря и с Центральным арктическим бассейном осу-
ществляется за счет адвекции тепла промежуточными водами
из открытой части Северного Ледовитого океана.

Исследования арктических морей, проведенные Б. А. Крутс-
ких (1978), позволяют проследить связь между типами годо-
вых циклов и элементарными гидрометеорологическими про-
цессами. Из пяти выделенных им типов один развивается в
условиях полного покрытия морей ледяным покровом, а осталь-
ные типы связаны со значительными изменениями сплоченнос-
ти льда, динамики и свойств вод. Таким образом, по Б. А. Крут-
ских, арктическим морям свойственны четыре основных элемен-
тарных типа динамики вод и льда (А, Б, В, Г), т. е. столько
же, сколько типов годовых циклов (I, II, III, IV), выявленных
В. Н. Степановым. Сопоставление их между собой (рис. II. 3 и
II. 4) показывает большое подобие характерных для них усло-
вий. Однако при этом надо иметь в виду, что сочетание отдель-
ных типов в соседних морях может быть различным. Очень ред-
ко оказывается так, что один тип одновременно развивается во
всех морях сразу. На приведенных же схемах показаны не оп-
ределенные сочетания типов, а условия, которые могли бы на-
блюдаться при формировании одного типа во всех морях сра-
зу. Так, тип I с наиболее высокими аномалиями температуры
воды соответствует тину А, выделенному Б. А. Крутских, при
котором арктические моря почти полностью освобождаются в
летнее время ото льдов. Тип II идентичен типу Б в морях Лап-
тевых, Восточно-Сибирском и Чукотскому а в Карском — типу
В, когда низкие отрицательные аномалии температуры просле-
живаются повсеместно и арктические моря почти не освобож-
даются ото льдов. Тип III в Карском море подобен типу Г по
Б. А. Крутских; в море Лаптевых и в западной половине Вос-
точно-Сибирского моря — типу В, а далее к востоку — типу Г.
Тип IV соответствует типу Г в море Лаптевых и в западной
части Восточно-Сибирского; к востоку отсюда и в Карском мо-
ре — типу В. Подобные сочетания типов процессов и бывают в
действительности.

Преобладание определенных типов элементарных циклов
приводит к установлению того или иного годового цикла. Со-
ответствующая преемственность выдерживается в продолжение
всего года и, следовательно, проявляется от сезона к сезону в
рамках одного годового цикла. Такая закономерность в отно-
шении океаносферы выявлена впервые, и то пока лишь по ма-
териалам, относящимся к арктическим морям. То, что анало-
гичная преемственность развития метеорологических циклов
прослежена в атмосфере, позволяет надеяться, что выявленная
закономерность справедлива и для Мирового океана в целом.
При ограниченности и эпизодичности имеющихся океанографи-
ческих данных полученный вывод имеет огромную важность,
поскольку, по-видимому, он может быть использован в качестве
рабочей гипотезы, для понимания взаимосвязи процессов раз-
личных временных и пространственных масштабов. Необходи-
мая проверка может быть сделана по мере накопления систе-
матически выполняемых океанографических наблюдений.

Исследования' годовых циклов не только представляют зна-
чительный познавательный интерес, но и используются для раз-
работки фоновых прогнозов. Такие комплексные долгосрочные
прогнозы давались мною совместно с 3. П. Федоровой и
А. О. Шпайхером по советским арктическим морям на основе
классификации годовых циклов гидрометеорологических про-
цессов. Внося коррективы в типичный ход развития процессов,
в соответствии с особенностями данного года, можно произве-
сти уточнение прогнозов на каждый последующий сезон. Не-
смотря на то что прогнозы давались на очень длительный срок,
их достоверность оказывалась вполне удовлетворительной.

' Многолетние циклы. Исследованиями Б. Л. Дзердзеевского
и А. А. Гирса установлена тесная связь между элементарными
синоптическими процессами и многолетней изменчивостью ме-
теорологических условий («циркуляционными эпохами»).

Б. Л. Дзердзеевский (1968) по многолетнему изменению по-
вторяемости отклонений зональных и меридиональных групп цир-
куляции атмосферы от их средней годовой продолжительности
проследил наличие планетарных циклов с продолжительностью
от 1,5 до 3 лет (рис. II, 1 в). На существование двух-трехлет-
ней цикличности климата указывают многие ученые. Получив
по тем же исходным , данным десятилетние скользящие величи-
ны, он обнаружил три многолетних цикла, названных им цирку-
ляционными или климатическими эпохами (рис. II, 1 г). Первая
эпоха, начавшаяся в конце XIX в. и продолжавшаяся до 1915—
1916 гг., отличалась резко выраженным усилением меридио-
нальной и ослаблением зональной циркуляции атмосферы. Вто-
рая эпоха, длившаяся до 1951—1952 гг., характеризовалась ус-
тойчивым широтным переносом. Она сменилась преобладанием
меридиональной циркуляции. Пик третьей эпохи пришелся на
1959 г. с дальнейшим ослаблением меридионального переноса.
Окончание этой эпохи ожидалось в конце 70-х — начале 80-х
годов. В таком случае длительность меридионального цикла со-
ставляет около 20, а зонального — 35 лет. Различие в продол-
жительности эпох связывается с более интенсивным нарастани-
ем повторяемости меридионального переноса, что объясняется
быстротой смены меридиональных процессов за счет меньшей
продолжительности первичных элементарных циркуляционных
механизмов. Переход от одной эпохи к другой происходит при
последовательном увеличении повторяемости тех типов макро-
циркуляционных процессов, которые станут преобладающими в
наступающем цикле.

А. А. Гире (1971) за время с 1891 по 1969 г., по которому
оказалось возможным проследить повторяемость и преоблада-
ние типов макроциркуляционных процессов, выделил пять эпох
(многолетних циклов). Продолжительность каждой из них ме-
нялась от 8 до 28 лет. Исключительно интересно то, что смена
преобладающих типов процессов от одного многолетнего цикла
к другому происходила с той же закономерностью., которой от-
личается и преемственность их межсезонного развития (рис. II.
2). Первый цикл, отмечавшийся с 1891 по 1899 г., характеризо-
вался преобладанием западных типов, чередовавшихся с мери-
диональными. Последующая эпоха оказалась самой длитель-
ной; она наблюдалась с 1900 по 1928 г. и отличалась резким
преобладанием западного переноса в атмосфере. В соответст-
вии с выявленной зависимостью преобладавший ранее запад-
ный тип циркуляции должен был смениться восточным, что и
имело место с 1929 по 1939 г. Столь же последовательно затем
(с 1940 по 1948 г.) преобладал меридиональный перенос. Да-
лее (1949—1968 гг.) он оставался ведущим в сочетании с вос-
точным типом циркуляции атмосферы. Основываясь на установ-
ленной закономерности, А. А. Гире предполагает, что в следу-
ющем многолетнем цикле продолжительностью 20—25 лет наи-
более вероятно преобладание восточного типа циркуляции. При
этом в конце эпохи (1987—1992 гг.) можно ожидать перехода
к меридиональному переносу. Вне зависимости от того, в ка-
кой мере оправдается это предсказание, разработка стройной
методики столь долгосрочного прогноза на основе глубокого
анализа многолетних циклов и их генетической связи представ-
ляет огромный методологический интерес.

Недостаток данных, и в первую очередь по Мировому океа-
ну, затрудняет изучение и тем более количественную оценку
многолетней изменчивости планетарных процессов. Отсюда —
поиски различных частных связей, и прежде всего между цир-
куляцией атмосферы, солнечной активностью, метеорологичес-
кими и гидрофизическими характеристиками. Особенно широко
распространено представление об одиннадцатилетних циклах,
которые связываются с соответствующей изменчивостью сол-
нечной активности, установленной Вольфом; рассчитав ее для
различных лет за последние три столетия, А. А. Гире выявил,
что продолжительность этих циклов менялась от 8 до 17 лет.
Ф. Хэллом обнаружены циклы длительностью 22—23 года, сов-
падающие с магнитной полярностью солнечных пятен. Выделя-
ется также «двойной цикл Хэлла» продолжительностью  40—
44 года, который связывают с волнами 44-летних колебаний
геомагнитного поля; его полуволна сопоставляется с 22-летним
циклом, а четверть волны — с одиннадцатилетним. В литерату-
ре существуют указания на наличие 80—90-летних циклов;
В. Глейберг обнаружил 20 таких циклов начиная с 400 г. н. э.

Существует весьма обширная литература, посвященная свя-
зи гидрометеорологических условий с изменениями солнечной
активности. Б, Л. Дзердзеевский (1968, с. 149) указывает, что
Коэффициенты корреляции таких частных связей меняются от
±0,59 до ±0,92 с преобладанием величин около ±0,75. На ос-
новании обзора ряда проведенных исследований он делает вы-
вод о том, что «полученные удовлетворительные связи рассмот-
ренных различных процессов, имеющих флюктуационный ха-
рактер,, надо отнести если не полностью, то в значительной
степени за счет переменных по интенсивности и во времени
внешних (солнечных) воздействий». Пулковские астрономы
А. Я. Безрукова и Б. М. Рубашев провели специальное иссле-
дование, направленное на выявление связи между многолетней
повторяемостью типов макроциркуляционных процессов
Б. Л. Дзердзеевского и солнечной активностью. При этом
А. Я- Безрукова пришла к выводу, что с увеличением количест-
ва солнечных пятен вдвое примерно в 2 раза растет повторяе-
мость зональной циркуляции, тогда как меридиональный пере-
нос почти во столько же раз уменьшается. Усиление зональных
потоков происходит через 2 года после двухлетнего макси-
мума солнечной деятельности и спустя год после одиннадцати-
летнего цикла. Б. М. Рубашев сопоставил изменение повторяе-
мости групп элементарных циркуляционных механизмов в раз-
личных долготных секторах северного полушария с одинладца-
тилетней фазой солнечной активности.

А. А. Гире (1971) считает, что зависимость между солнеч-
ной активностью и циркуляцией атмосферы значительно слож-
нее. Он показал, что с увеличением притока солнечной радиа-
ции усиливается повторяемость меридионального переноса. Тем
самым нарушается преобладающий зональный тип циркуляции.
В том случае, когда вспышка солнечной активности возникает
во время преобладания меридионального переноса, последний
усиливается. Это положение соответствует закону «акцентат
ции» (установленному еще В. Ю. Визе и Е. Е. Федоровым),
согласно которому в периоды повышенной солнечной активности
понижается давление в циклонах и повышается в антицикло-
нах. Говоря о возможности влияния солнечной активности на -
планетарные процессы, А. А. Гире (1971, с. 177) пишет, что он
«отрицательно относится к исследованиям, где атмосферная
циркуляция становится в полную зависимость от внешнего
фактора — солнечной активности...». И далее указывает, что
вскрытые им закономерности преобразования типов макроцир-
куляционных процессов характеризуют атмосферу «как авто-
номную среду, развивающуюся в основном без участия внешне-
го возмущающего фактора...».

В противоположность сторонникам гелеогеофизических свя-
зей А. С. Монин (1969) считает, что предлагавшиеся гипотезы
о физических механизмах воздействия солнечной активности на
погоду не имеют убедительных оснований. Это положение объ-
ясняется отсутствием сколько-нибудь значительных изменений
во времени полного потока энергии солнечного излучения. От-
рицаются и доводы, по которым даже незначительные вариа-
ции солнечной деятельности способны вызвать большие колеба-
ния погоды. В подтверждение того, сколь неясен этот вопрос,
А. С. Монин (в книге, написанной совместно с Ю. А. Шишко-
вым, 1979, с. 14) приводит соображения Дж. Симпсона о том,
что «небольшое повышение солнечной радиации должно приво-
дить не к климатическому потеплению, а, наоборот, к похолода-
нию вследствие увеличения испарения, облачности, зимних сне-
гопадов, замедления снеготаяния из-за повышения облачности
и результирующего роста ледников». Анализ многолетней из-
менчивости некоторых метеорологических элементов привел
А. С. Монина к убеждению о том, что одиннадцатилетний цикл
солнечной активности у них не выражен. По спектрам колеба-
ний температуры воздуха проявляется размытый максимум в
интервале периодов между 2-мя и 5-ю годами. Отвергается
также целесообразность сопоставления метеорологических усло-
вий с 80—90-летним солнечным циклом при отсутствии доста-
точно больших рядов наблюдений. Если источник изменений
погоды «не удается обнаружить во внешних факторах, то его
надо искать во внутренних механизмах, регулирующих взаимо-
действия между различными частями рассматриваемой систе-
мы» (Монин, 1969, с. 114). Главным регулятором системы «ат-
мосфера— деятельный слой океана» А. С. Монин считает об-
лачность.

На примере многолетних циклов особенно наглядно ,можно
проследить две важнейшие и принципиально различные точки
зрения о причинах изменения природы Земли. Но ими отнюдь
не исчерпываются все идеи, привлекающиеся для объяснения
таких явлений. В этом свете весьма примечательны высказы-
вания Б. Л. Дзердзеевского (1968, с. 50): «Нельзя серьезно
связывать ход температуры воздуха, атмосферных осадков и
т. п. в каком-либо одном пункте с ходом любого из индексов
солнечной активности и не обращать внимания на земные про-
цессы в их взаимосвязи; в равной мере нельзя тот же многолет-
ний ход метеорологических показателей обусловливать только
местными, земными воздействиями, изолируя последние от вли-
яния разных видов солнечной радиации. Поэтому задачу сле-
дует формулировать не в альтернативной форме: либо солнеч-
ные воздействия, либо автоколебания атмосферных процессов,
а как изучение и тех и других факторов и процессов и оценку
вклада каждого из них — и их взаимодействия — в создание и
развитие флюктуаций циркуляции и климата».

Недостаток исходных данных в еще большей степени, чем
при выявлении продолжительности многолетних циклов, за-
трудняет установление их пространственных масштабов. То, что
было сказано в этом отношении при рассмотрении первичных
планетарных циклов, по-видимому, в значительной степени
справедливо и для многолетних циклов; так, на фоне общезо-
нальных территориальных связей макропроцессов следует ожи-
дать более тесной их зависимости в пределах отдельных частей
природных зон, подобно секторам, выдел-яемым А. А. Бирсом.
Одни и те же макропроцессы должны протекать несколько
иначе над океанами и материками, над низменными и горны-
ми пространствами суши. Следует ожидать, что для циклов с
преобладанием широтного переноса межзональные различия
природных условий, с которыми связаны пространственные мас-
штабы, будут выражены наиболее ярко. В эпохи меридиональ-
ной циркуляции межширотные контрасты, должны ослабевать.

С изменением характера и интенсивности циркуляции ат-
мосферы, происходящим при переходе от одного цикла к друго-
му, меняются особенности развития процессов не только в воз-
душной оболочке, но и в океане. Соответственно должен изме-
няться планетарный обмен энергии и веществ, разность между
приходной и расходной частями основных составляющих его
бюджета, а следовательно, и весь комплекс природных условий.
В этом свете становится понятным нарушение прогностичес-
ких связей со сменой циклов, установленных по данным, взя-
тым для одного из них; такие факты были обнаружены при
переходе от предшествующего цикла потепления к последующе-
му похолоданию. Поэтому крайне желательно проводить обоб-
щение метеорологических и океанографических данных по груп-
пам лет, относящимся к одному циклу.

В последнее время все больше исследований посвящается
зависимости природных условий от процессов, протекающих в
атмосфере: изменений ее циркуляции, облачности, содержания
твердых примесей и углекислого газа, физико-химических явле-
ний, происходящих в верхних слоях, и пр. При этом почти все
работы относятся к северному полушарию. По южным широтам
имеющиеся сведения весьма ограничены. А. А. Гире (1971, с. 67)
пишет: «...нет сомнений в наличии тесной взаимосвязи и взаимо-
обусловленности процессов северного и южного полушарий».
В полной мере это относится и к Мировому океану.

Многолетняя изменчивость гидрофизических условий в Ми-
ровом океане изучена значительно слабее, чем в атмосфере.
К тому же в-отношении океаносферы нет четких представлений
о цикличности процессов большого масштаба. Наиболее полная
сводка сведений, имеющихся по этому вопросу, приводится в
книге А. С. Мрнина, В. М. Каменковича и В. Г. Корта (1974).
В ней рассматриваются данные, об изменчивости отдельных те-
чений, а также температуры и солености воды в некоторых ре-
гионах. Кроме того, необходимо отметить монографию А. А. Гир-
са (1971), в которой освещаются результаты исследований вза-
имосвязи гидрофизических условий с многолетними циклами
(«эпохами») атмосферной циркуляции. Такие зависимости ус-
тановлены с, колебаниями уровня и температуры воды в океа-
нах, морях, озерах и реках, а также с ледовитостью морей.
Изменчивости природных условий посвящена обширная литера-
тура, среди которой в первую очередь следует обратиться к уже
упоминавшимся работам по гидрометеорологии А. С. Монина
(1977), А. С. Монина и Ю. А. Шишкова (1979), М. И. Будыко
(1977).

Глава III

КЛИМАТ ОКЕАНА И ВЗАИМОСВЯЗЬ ПРОЦЕССОВ
РАЗЛИЧНЫХ ПРОСТРАНСТВЕННО-ВРЕМЕННЫХ
МАСШТАБОВ

В предшествующей главе было показано, что процессы лю-
бого масштаба тесно связаны между собой, поскольку каждый
цикл высшего порядка представляет собой результат развития
процессов низшего порядка. Последовательная смена микропро-
цессов приводит к формированию определенной направленнос-
ти мезопроцессов, которые в свою очередь обусловливают ха-
рактер макропроцессов. При этом качественные особенности
всякой более высокой категории процессов будут определяться
количественными изменениями обмена энергии и веществ, про-
исходящими в рамках более интенсивных, но менее продолжи-
тельных циклов. «В высокочастотной части синоптического ин-
тервала происходит каскадная передача энергии по спектру от
крупномасштабных движений к мелкомасштабным вследствие
гидродинамической неустойчивости квазнгоризонтальных синоп-
тических движений...; на низкочастотном конце синоптического
интервала, по-видимому, имеет место передача энергии в про-
тивоположном направлении — от синоптических движений к
движениям еще более крупного масштаба» (А. С. Монин, 1969,
с. 13—14). Таким образом, климат, формируясь в результате
последовательного развития циклов различных пространствен-
но-временных масштабов, является фоном, на котором эти про-
цессы развиваются.

Взаимосвязь гидрофизических процессов различных масшта-
бов. Среди океанологов и специалистов, связанных с обеспече-
нием различных нужд флота, довольно широко распростране-
но мнение об отвлеченности средних климатических характери-
стик, о том, что они не дают представления о реальных усло-
виях в океане. При этом далеко не всегда принимается во вни-
мание, о каких временных и пространственных масштабах идет
речь. Для микропроцессов такая «реальность» будет опреде-
ляться методом анализа исходных рядов непосредственных из-
мерений. Даже при наличии синхронных океанографических
съемок трудно обойтись без сглаживания исходных данных.
Исключением может явиться синоптическое картирование.
Большей же частью необходимо обобщение наблюдений по ча-
сам, суткам, декадам, естественным периодам. Сказанное в
полной мере относится и к методике анализа мезопроцессов.
Для суждения о них применяется осреднение по различным
временным и пространственным масштабам, а также всевоз-
можные классификации по типам процессов. Изучение макро-
процессов возможно только в многолетнем аспекте на основе
использования всех имеющихся данных или какой-то их части,
относящейся к определенной климатической эпохе. Только этим
путем можно получить представление об общих закономернос-
тях, свойственных океаносфере и атмосфере, — их климате.

Таким образом, без отвлечения от непосредственных изме-
рений трудно получить представление об интересующих нас
процессах и явлениях. Исключением могут быть лишь расчеты
по теоретическим моделям; однако и при этом прослеживается
стремление использовать те или иные натурные данные.

В каких же временных и пространственных масштабах по-
лучаемые результаты можно считать реально отражающими
действительность? По-видимому, такая постановка вопроса не-
правомерна. Ведь даже непосредственное измерение, выполнен-
ное в океане или атмосфере, имеет сугубо относительную «ре-
альность», поскольку в каждый предшествующий или последу-
ющий отрезок времени состояние среды было или будет иным.
И напротив, явно выраженные сезонные условия можно за-
фиксировать и сопоставить на основе обобщения (осреднения)
длительных рядов наблюдений. То же следует сказать и о мно-
. голетней изменчивости вполне реальных периодов потепления,
похолодания и т. п.

Каждая категория гидрометеорологических процессов отра-
жает объективность, свойственную данному пространственно-
временному масштабу. Для иллюстрации сказанного можно об-
ратиться к данным о течениях. Так, непосредственные измере-
ния дают представления о мгновенной характеристике потока.
На основании длительных измерений можно получить диспер-

сию течения по направлению и скорости. С этой целью строят
‘ «розы» течений; такой статистический анализ дает возможность
получить векторную гистограмму распределения, выбрать из нее
> преобладающее (модальное) результирующее направление (ко-
нечный перенос по всем перемещениям за рассматриваемый от-
резок времени) и скорость, среднее их значение, устойчивость
и пр. По исследованиям Р. П. Булатова (1971), средняя годо-
вая скорость течений, определенная по всем потокам Атланти-
> ческого океана, равна 54 см-с-1. Такова же она (56 см-с-1) по ге-
острофическим расчетам в одноградусном масштабе осреднения
данных (температуры и солености), уменьшаясь в пятиградус-
ном в 2 раза (28 см-с-1) и снова сокращаясь вдвое (14 см-с-1)
при десятиградусном. Одноградусное осреднение для Флорид-
ского течения дало скорость 140 см-с-1, для Гольфстрима —
80, для Североатлантического — 50, для Прибрежного антарк-
тического— только 8 см-с-1. По В. А. Буркову (1980), макси-
€ мальная скорость Гольфстрима зимой составила 355, а летом—
334 см-с-1; при обобщении материалов по сезонам она умень-
шается приблизительно в 3 раза (до 118—зимой и 134 см-с-1
летом). Следовательно, рассчитанную по косвенным данным для
одноградусных трапеций среднюю за год скорость 80 см’-с-1
* можно считать вполне приемлемой для определения годового
переноса вод Гольфстрима. Соответствующие значения могут
быть использованы для расчета сезонного и максимально воз-
можного переноса.

Весьма важно и то, как сйазывается изменение масштабов
1 осреднения исходных данных на представлениях о течениях в
рассматриваемом регионе. Такие исследования были проведе-
г ны Р. П. Булатовым (1971). Он рассчитал геострофическую
циркуляцию вод Атлантического океана (от условной поверх-
ности 1500 м) при одноградусном, пяти-, десяти- и сорокагра-
дусном осреднении всех имеющихся сведений о температуре и
солености. При этом было выявлено, что общие закономернос-
х ти переноса вод проявляются в каждом случае, однако с раз-
личными особенностями.

При одноградусном масштабе осреднения макроциркуля-
ционные системы сильно затушевываются множеством мезомас-
.штабных 'вихрей. Наличие их можно связать как с самой
природой циркуляции вод, так и с недостаточным коли-
чеством исходных данных, за счет чего появляются отдельные
кольцеобразные изолинии. Надо полагать, что ограниченность
•1 сведений играет второстепенную роль, поскольку вихри просле-
живаются, пожалуй, в еще большей степени и в пределах аква-

Рис. Ш. 1. Поле средней (вверху) и модальной (внизу) температуры (°С)
на поверхности океана. ч

Заштрихована акватория, в пределах которой температура выше средней,
полученной для всей Северной Атлантики
торий с большим количеством наблюдений (северо-западные и
северо-восточные части океанов). Таким образом, можно счи-
тать, что одноградусный масштаб осреднения сравнительно
слабо «отфильтровывает» мезомасштабные вихри, являющиеся
важнейшей чертой циркуляции вод. Тем самым значительно за-
темняются общие закономерности, проявляющиеся в сочета-
нии макроциркуляционных систем циклонического и антицикло-
нического характера, последовательно сменяющихся в направ-
лении от экватора к полюсам.

При пятиградусном масштабе осреднения мезомасштабные
вихри практически целиком исчезают и с наибольшей четко-
стью проявляются все важнейшие закономерности циркуляции
вод океана. Отдельные небольшие круговороты, по-видимому,
следует считать не мезомасштабными образованиями, а частя-
ми макроциркуляционных систем. Пятиградусный масштаб яв-
ляется оптимальным для выявления основных закономерностей,
свойственных всем гидрофизическим и гидрохимическим полям
океана.

Десятиградусный масштаб осреднения позволяет просле-
дить самые главные особенности циркуляции вод океана. К их
числу следует отнести и весьма наглядное представление об
увеличении интенсивности циркуляции в умеренных широтах,
проявляющемся по сгущению изолиний динамического  релье-
фа. Вместе с тем скорости отдельных течений существенно от-
личаются от непосредственно замеренных. Несмотря на это, их
не следует считать «фиктивными», так как они дают среднюю
величину, характерную для десятиградусной трапеции (со сто-
ронами, превышающими 1000 км); по ним можно получить пе-
ренос вод в пределах всей трапеции за тот отрезок времени,
по которому проводилось обобщение исходных данных.

Сорокаградусный масштаб осреднения априорно неприем-
лем при изучении циркуляции вод. Однако в методическом от-
ношении для понимания того, что может дать использование
различных градаций обобщения первичных данных, этот экспе-
римент Р. П. Булатова вполне оправдан. Тем самым удалось
показать, что даже при столь, казалось бы, нелепом масштабе
осреднения не возникают несуразные представления и все еще
проявляются самые важные черты глобальной циркуляции вод;
особенно четко прослеживается перенос вод между полуша-
риями.

Основные черты геострофической циркуляции вод в процес-
се взаимодействия океана с атмосферой сохраняются в продол-
жение всего года; с переходом от лета к зиме лишь несколько
повышается интенсивность циркуляции, о чем свидетельствует
увеличение горизонтальных градиентов динамического рельефа.

Исследования Р. П. Булатова показали, что при осреднении
исходных данных по времени и пространству «отфильтровыва-
ются» процессы низших категорий и выявляются основные осо-
бенности явлений более крупного масштаба.
Микропроцессам свойственны высокая интенсивность, не-
большие временные и пространственные масштабы; для про-
цессов более высоких категорий характерно уменьшение интен-
сивности и увеличение их масштабов. Пространственное или
временное осреднение данных позволяет выявить взаимосвязь
между процессами различных масштабов. Объединяя ряды на-
блюдений, выполненных в течение определенного отрезка вре-
мени, мы получаем представление о. характере изучаемого яв-
ления в пределах интересующего нас периода. С предельной
простотой это можно проследить при сопоставлении элементар-
ных синоптических процессов с многолетними их преобразова-
ниями (рис. II. 1 и II. 2). С переходом к процессам более высо-
ких категорий закономерно уменьшаются получаемые средние
величины (соответственно понижению их интенсивности). При
обобщении материалов по все более крупным пространствен-
ным масштабам происходит «отфильтровывание» микропроцес-
сов и возникают представления об особенностях, характер-
ных для макропроцессов. Тем самым оказывается возможной за-
мена временного масштаба пространственным.

Специальные исследования, проведенные Арктическим и ан-
тарктическим научно-исследовательским институтом в послед-
нее десятилетие в океанографических экспедициях, подтверди-
ли, что пространственное осреднение гидрофизических полей яв-
ляется приемлемой заменой временных масштабов (Сарухонян,
1980). Так, обобщение данных по температуре воды и теплосо-
держанию по трапециям размером около 2,5° (150X150 миль)
соответствует изменяющимся функциям времени без проявле-
ния флуктуаций в продолжение 2—3 месяцев. Эти выводы яв-
ляются репрезентативными и для пятиградусных трапеций (с
линейными размерами 300x300 миль). Таким образом, путем
осреднения данных, относящихся к синоптическим и другим
процессам малых временных масштабов, получены представле-
ния о пространственно-временных явлениях высших (крупно-
масштабных) категорий.

Необходимо затронуть и вопрос о выборе картографической
проекции для правильного представления об изучаемом явле-
нии. Несмотря на всю банальность положений, которые поэто-
му поводу могут быть высказаны, по каким-то непонятным
причинам они полностью игнорируются. Наиболее ярким при-
мером в этом отношении являются атласы, посвященные океа-
нам и отдельным их частям. Как в нашей стране, так и в ино-
странных изданиях картографической основой для них обыкно-
венно выбирается проекция Меркатора. Оправдание тому на-
ходят в том, что она привычна для моряков. Довод малопонят-
ный, поскольку карты таких атласов не могут использоваться в
навигационных целях. Какой же тогда смысл приучать моря-
ков к неправильным представлениям об условиях, свойствен-
ных среде, о которой они должны иметь самые точные и досто-
верные сведения?
При всех навигационных достоинствах проекции Меркатора
общеизвестны даваемые ею огромные искажения площадей:
тогда как размер одноградусной трапеции у экватора несколь-
ко превышает 12 тыс. км2, в умеренных широтах (60°) он мень-
ше в 2 раза, а в полярных (80°) —в 6 раз. Сколь же грандиоз-
ны будут искажения при сопоставлении даже относительно не-	I

больших акваторий! Уже в рамках десятиградусной трапеции	|

площадь ее в умеренной зоне в 20 раз меньше, чем в приэква-	|

ториальных областях. Отсюда ясно, как велики искажения при-	1

родных условий в тех случаях, когда в проекции Меркатора
представляется весь океан, северные или южные его части, рас-
положенные по обе стороны от экватора. А ведь нередко эта
проекция применяется и для Мирового океана, давая совершен-
но неправильные суждения о соотношении площадей и, следо-
вательно, о происходящих явлениях.

Наглядным примером того, как искажает такая проекция
рассматриваемое явление, могут служить карты циркуляции вод (
океанов. Так, в частности, за счет вытянутости проектируемой
акватории в меридиональном направлении линии динамическо-
го рельефа Циркумполярного антарктического течения получа-	•

ют весьма значительные волнообразные искривления. Может	'

быть сделано заключение, что этому потоку свойственно силь- ’’
ное меандрирование, которое, следовательно, должно играть
вихреобразующую роль. В равноплощадной же проекции Цир-
кумполярное течение проявляется с хорошо выраженной зо-
нальностью с преобладанием протяженности линий тока в ши-
ротном направлении. Поскольку закономерности изучаемых по-
лей выявляются в картографическом их представлении, выбор
проекции сказывается на делающихся выводах. Все это весьма	,

тривиально и потому, казалось бы, не достойно внимания, если	!

бы не было столь широко распространено (несмотря на всю
очевидность необходимости правильного выбора картографиче-
ских проекций для каждого конкретного' случая). В свете всего
сказанного .следует указать, что в книге используется равно-
площадная проекция Главного управления геодезии и .карто-
графии, построенная для Мирового океана; она дает правиль-
ные представления о площадях в пределах тех возможностей,
которые допустимы при отображении шарообразной формы
Земли на плоскости.

Важнейшие особенности формирования, изменчивости и вза-
имосвязи климатических полей океана. Исследования, выпол-
ненные в последние годы в отделе физической океанографии
Института океанологии АН СССР, позволили выявить крайне
интересные и исключительно важные в научном и прикладном
отношениях закономерности формирования и изменчивости гид-
рофизических полей. Они имеют прямое отношение и к взаимо-
связи процессов различных масштабов. Изучению подвергались
северные части Атлантического и Тихого океанов, в пределах
которых собрано около 90% всех данных, накопленных по Ми-
ровому океану; это позволило провести наиболее полное и все-
стороннее климатолого-статистическое исследование. Главное
внимание было уделено тем параметрам, которые особенно
важны при рассмотрении формы кривой вероятности распреде-
ления и отражают ее основные точки и размеры. К ним отно-
сятся средние, модальные (преобладающие, получаемые по се-
редине интервала наибольшей повторяемости), минимальные и
максимальные величины, выбранные из всего ряда наблюде-
ний. Сюда же относятся такие параметры распределения, как
стандартное отклонение и коэффициент вариации, позволяющие
оценить изменчивость в абсолютном и относительном выраже-
нии. В некоторых случаях использовались и другие статистиче-
ские параметры. В океанографии в виде полей они почти не
рассматривались. Большое внимание уделено сезонной и экст-
ремальной изменчивости, а также статистической генерализа-
ции гидрофизических полей..В столь широком аспекте гидрофи-
зические поля не изучались ни в нашей стране, ни за рубежом.

Самым интересным и важным результатом проведенного ис-
следования явилось удивительное подобие средних, модальных
и экстремальных полей; оно проявляется в однотипности кон-
фигурации изолиний, прослеживающихся не только в общих
чертах, но и в большинстве деталей. В качестве примера здесь
приводятся поля температуры (отличающиеся наибольшей при-
родной изменчивостью) на поверхности Северной Атлантики
(рис. III.1 и III.2). То же характерно для полей солености,
плотности, электропроводности, скорости звука и др. Столь хо-
рошо выраженная закономерность прослеживается во всей тол-
ще вод северных частей Атлантического и Тихого океанов, по ко-
торым проводились климатолого-статистические исследования1.

Для количественной оценки взаимосвязи гидрофизических
полей использовались коэффициенты корреляции, которые ока-
зались поразительно высокими. По Северной Атлантике для
верхней пятисотметровой толщи вод Галеркиным Л. И. были
рассчитаны 45 коэффициентов корреляции между средними, мо-
дальными и экстремальными полями. Самый низкий из них в
одном случае составил 0,68, в другом — 0,69 (табл. III.1); мень-
ше 0,80 он встретился только 8 раз (в 17,8% от всех получен-
ных величин), тогда как от 0,80 до 0,90—19 раз (42%), а вы-
ше'0,90—18 раз (40%), причем 5 раз коэффициенты корреля-
ции составили 0,97, а 4 раза — 0,98.

Особенно тесная связь обнаружена по температуре, несколь-
ко меньше она у солености и еще ниже по плотности. При этом
по температуре и солености самые высокие коэффициенты кор-
реляции получены между средними и модальными (преобла-
дающими) характеристиками; немного слабее связь с мини-
мальными полями и еще меньше с максимальными. По плот-

1 Степанов В. Н. и др. Формирование и изменчивость гидрофизических
полей северной части Тихого океана. Л., 1981, а также Климатолого-стати-
стические исследования термогалинных полей Северной Атлантики. Л., 1982.

Коэффициенты корреляции между средними, модальными
и экстремальными полями Северной Атлантики

Глубина, м	Поле	Темпера- тура	Соленость	Плотность
	Модальное	0,97	0,93	0,89
0	Максимальное	0,89	0,75	0,88
	Минимальное	0,93	0,83	0,82
	Модальное	0,97	0,98	0,95
200	Максимальное	0,86	0,75	0,82
	Минимальное	0,89	0,86	0,68
500	Модальное	0,97	0,97	0,93
	Максимальное	0,83	0,75	0,69
	Минимальное	0,80	0,83	0,79

ности воды взаимосвязь между средними и модальными вели-
чинами также велика, однако на различных уровнях теснота
связи с экстремальными полями может меняться, оказываясь
большей то с максимальными, то с минимальными характе-
ристиками. С удалением от поверхности океана коэффициенты
корреляции по температуре в целом становятся немного нижег
а по солености и плотности немного растут. По сравнению с
северной частью Тихрго океана связь между полями Северной
Атлантики в целом несколько выше.

Одновременное изучение целой совокупности гидрофизичес-
ких полей, построенное на анализе одного и того же исходного
материала, позволило провести их сопоставление и выявить
свойственные им общие закономерности. Важнейшими фактора-
ми, обусловливающими формирование гидрофизических полей,
являются обмен энергии и веществ, а также циркуляция вод.
Перенос масс в пределах отдельных квазистационарных макро-
циркуляционных систем, сменяющих друг друга по широтным
зонам, способствует сохранению зональных свойств. Вместе с тем
при значительной меридиональной составляющей отдельных те-
чений нарушается широтное положение изотерм, изогалин, изо-
пикн и других изолиний, определяющих характер свойств вод.

Проведенное исследование показало, что гидрофизические
поля представляют собой единую взаимосвязанную систему,
формирование и изменение которой определяется глобальным
обменом энергии и веществ.

При преобладании зональных условий в приповерхностных
слоях океаносферы и атмосферы меридиональные градиенты
гидрофизических и метеорологических свойств (определяющих
основные закономерности свойств обеих сред) оказываются

Рис. Ш.2. Поле минимальной (вверху) и максимальной (внизу) температу-
ры (°С) на поверхности океана

Заштрихована акватория, в пределах которой температура выше средней,
полученной для всей Северной Атлантики
значительно больше широтных градиентов. При высокой плот-
ности океанических вод это приводит к исключительно большой
устойчивости гидрофизических и гидрохимических полей (струк-
туры и стратификации, их характеристик, циркуляции вод и
пр.). При значительно меньшей плотности воздуха по сравне-
нию с водой закономерности, вскрытые для океаносферы, не-
всегда приложимы к атмосфере.

Тем самым становится понятным то, что в системе «океан-
атмосфера—суша» Мировому океану принадлежит ведущая
роль в планетарном обмене энергии, масс и веществ, а следо-
вательно, в формировании и изменении природы всего земного
шара.

При наибольшей изменчивости солнечной радиации в на-
правлении от экватора к полюсам и соответствующем характе- '
ре обмена энергии и веществ меридиональные градиенты гид-
рофизических полей оказываются ведущим климатообразую-
щим фактором. Они перекрывают воздействие всех других про-
цессов, в том числе сезонные и межгодовые колебания; возму-
щающее влияние последних значительно меньше меридиональ-
ной изменчивости свойств вод. Таким образом, становятся по-
нятными причина широтной протяженности изолиний гидрофи-
зических полей, их отклонение в пределах отдельных акваторий
сильными течениями и большое сходство между средними, мо-
дальными и экстремальными полями. Следовательно, главные
особенности формирования и изменчивости гидрофизических по-
лей определяются меридиональными градиентами, за счет чего
изменчивость во времени в каждой точке океана существенно
меньше пространственной изменчивости. Поскольку эта общая
закономерность была выявлена в процессе климатолого-стати-
стических исследований северных частей Атлантического и Ти-
хого океанов, можно полагать, что она справедлива и для Ми-
рового океана в целом.

Гидрофизические поля при сохранении общих черт, вполне
понятно, различаются по абсолютным величинам, сравнитель-
но близким у. средних и модальных, но весьма существенно
различных у минимальных и максимальных значений (табл.
III.2). Выделение областей выше и ниже средней, полученной
для всей исследуемой акватории, дает представление о поло-
жительных и отрицательных аномалиях термогалинных полей и
к тому же очень наглядно отражает особенности их перестрой-
ки по вертикали. Статистическому анализу подвергались воды
верхней пятисотметровой толщи океана. Глубже количество ис-
ходных данных начинает быстро уменьшаться и статистические
характеристики оказываются менее надежными. Однако, осно-
вываясь на увеличении гомогенности вод с глубиной, можно по-
лагать, что взаимосвязь между средними, модальными и экст-
ремальными полями должна оставаться высокой. Верхняя
пятисотметровая толща вод океана подвергается наибольшей из-
менчивости, и если в ее пределах выдерживается тесная зави-
Средние годовые, модальные (преобладающие)
и экстремальные температуры (’С) воды (1), полученные
по всей Северной Атлантике по многолетним данным,
а также разности между наибольшими и наименьшими величинами (2)
в пределах рассматриваемой акватории

Глубина, м	Средняя		Модальная		Максимальная		Минимальная	
	 1 2		1	2	1 1 2		1	2
0	19,94	24	19,69	22	24,57	22	15,83	28
50	17,95	24	17,31	25	22,59	22	14,38	26
100	15,70	24	15,45	25	19,74	22	12,50	24
200	13,35	18	13,37	18	15,86	16	10,17	20
500	9,94	12	9,60	12	12,12	13	8,26	14
1000	4,27	6						

симость между средними, модальными и экстремальными поля-
ми, то она не может не иметь места во всей толще океана, по-
скольку с глубиной повсеместно возрастает однородность вод.

Привлечение статистических методов позволяет получить в
сжатой и обобщенной форме обширную информацию о прост-
ранственной и временной структуре гидрофизических, полей.
Однако, в условиях когда основная масса имеющихся океано-
графических материалов представляет собой совокупность дан-
ных, неравномерно располагающихся во времени и пространст-
ве, возникает вопрос о том, допустимо ли вообще привлечение
статистической обработки. Определение в таких условиях мини-
мальной вёличины исходных рядов наблюдений, при которой
возможно применение статистического анализа, заведомо бес-
полезно. Априори совершенно ясно, что обширнейшие открытые
пространства океана не обеспечены должным количеством дан-
ных. В таком случае расчет статистических характеристик все
же можно проводить, сопровождая его определением погреш-
ностей рассчитываемых гидрофизических параметров. Получен-
ные поля погрешностей как самого параметра, так и его стан-
дартного отклонения показали, что ошибки расчета увеличива-
ются в соответствии с природной изменчивостью гидрофизиче-
ских условий и уменьшением количества данных. Сочетание их
и определяет поля погрешностей. Однако в целом ошибки умень-
шаются с удалением от поверхности океана за счет повышения
устойчивости состояния среды. Как правило, погрешности ма-
лы, оказываясь существенно меньше средней природной измен-
чивости, оцениваемой по стандартному отклонению. Максималь-
ная изменчивость по экстремальным величинам много больше
(Степанов и др., 1981, 1982).

В качестве примера могут быть рассмотрены материалы, от-
носящиеся к полю температуры Северной Атлантики, природ-
ная изменчивость которого особенно велика. Так, оказалось,
что погрешность вычисления средней температуры на поверх-
ности океана уменьшается от 0,3'—0,5° в центральной его час-
ти до 0,1—0,2° в прибрежных районах.- Ошибки расчета стан-
дартного отклонения еще меньше, изменяясь в тех же преде-
лах— от 0,2—0,3° до 0,1—0,05°. В то же время стандартное
отклонение самого поля температуры на поверхности океана от
0,5—1,0 в тропиках нарастает до 2,0—3,0° на севере, достигая
максимальных значений 5,0—6,0° в районе Гольфстрима. Се-
зонная изменчивость по разности между экстремальными сред-
ними месячными температурами от 1—2° в экваториальной зо-
не увеличивается приблизительно до 6° в субарктических широ-
тах, доходя у берегов Северной Америки до 10—16°. Разность
между экстремальными величинами, выбранными из всего ря-
да имеющихся данных, очень велика, составляя в низких широ-
тах 2—5°, в высоких — 5—10°, а в районе Гольфстрима—15—
25°. С удалением от поверхности океана гидрофизические усло-
вия становятся более однородными и соответственно уменьша-
ются ошибки расчета статистических параметров, но они всегда
значительно меньше природной изменчивости. Те же законо-
мерности свойственны солености, плотности и, следовательно^
прочим физико-химическим свойствам океаносферы.

Возможность использования ограниченных исходных данных
для климатолого-статистического изучения гидрофизических
полей определяется также исключительно высокой устойчиво-
стью процессов в океане, нарастающей по мере удаления от
побережий и от поверхности ко дну. За счет устойчивости ус-
ловий возможно получение в первом приближении оценки из-
менчивости средних многолетних гидрофизических полей по
всей изучаемой акватории. Критерием допустимости использо-
вания каждой полученной оценки является то, как она ложит-
ся во всем поле анализируемых величин.

.Проведенные исследования показали также несостоятель-
ность широко распространенных представлений об отвлечен-
ности средних климатических характеристик, о том, что они не
дают сколько-нибудь близкого представления о реальных усло-
виях в океане. Большое сходство гидрофизических полей и
исключительно высокие коэффициенты корреляции между ни-
ми (как правило, выше 0,8—0,9) позволяют сделать вывод о
том, что формирование и изменение гидрофизических полей
происходит по единому закону, определяющему их пространст-
венную и временную взаимосвязь и изменчивость. Следователь-
но, среднее состояние (климат) Мирового океана отражает объ-
ективную реальность, связанную с каждым отдельным момен-
том, через посредство микро- и мезомасштабных процессов.

Обобщая все сказанное, можно говорить о том, что среднее
многолетнее состояние океана не представляет собой некое от-
влеченное чисто фиктивное и формальное понятие. Это состоя-
ние отряжает объективную реальность, более или менее близ-
кую к каждому отдельному моменту, определяющемуся общими
закономерностями формирования и изменчивости гидрофизиче-
ских полей. Оно является тем главным фоном, который обу-
словливает основные особенности развития микро- и мезопро-
цессов, поскольку они не выходят за рамки экстремальных ве-
личин, взаимосвязанных со всеми другими характеристиками
гидрофизических полей. Более того, основываясь на этой взаи-
мосвязи, можно по одной из имеющихся характеристик, полу-
ченных даже по ограниченным исходным данным, провести ори-
ентировочную оценку других.

В условиях когда основная масса океанографических наблю-
дений представляет собой совокупность данных, неравномерно
располагающихся во времени и пространстве, климатолого-ве-
роятностный метод дает возможность связать процессы различ-
ных пространствённо-временных масштабов.

Глава IV

ОБМЕН ЭНЕРГИИ И ВЕЩЕСТВ
МЕЖДУ ОКЕАНОСФЕРОЙ И'АТМОСФЕРОЙ

В формировании и изменении гидрометеорологических усло-
вий ведущую роль играет тепло-, влаго-, газо- и солеобмен. При
этом в глобальном круговороте влаги и солей необходимо учи-
тывать обмен с сушей, тогда как тепло- и газообмен осуществ-
ляются непосредственно между Мировым океаном и атмосфе-
рой. Хотя количество влаги, уносимой с океана на материки, от-
носительно невелико, это все же главный ее источник для суши.
Несмотря на сравнительно небольшое количество солей, пе-
реносимых на континенты, их планетарный обмен является
важнейшим процессом, определяющим различие химического
состава вод суши и океаносферы, а также сохранение его по-
стоянства в водах материков и океана. В глобальном перерас-
пределении энергии и веществ доля обмена океаносферы с ат-
мосферой по отношению к общему балансу Мирового океана
меняется в весьма больших пределах. Так, обмен солями с воз-
душной средой приблизительно на три порядка меньше пере-
распределения их между океанами. Влагообмен с атмосферой
составляет в отдельных районах от 2 до 4% общего водного ба-
ланса. Удельный же вес теплообмена с атмосферой достигает
75% по сравнению с переносом тепла в Мировом океане. Роль
газообмена, как уже отмечалось во введении, также исключи-
тельно -велика.

Между различными видами обмена существует довольно
сложная взаимозависимость, без учета которой изучение одно-
го из этих процессов может повлечь к неправильным количе-
ственным оценкам общего обмена. Особенно тесно взаимосвя-
заны планетарные круговороты тепла и влаги. Так, испарение
определяет не только количество влаги, вовлекающейся в пла-
нетарный обмен, но и расходование основной массы солнечной
энергии, поглощаемой поверхностью земного шара. В то же вре-
мя выделение тепла в атмосфере, происходящее при конден-
сации влаги, является важнейшем энергетическим фактором
циркуляции воздушных масс. Одним из наиболее показатель-
ных критериев правильности расчета влаго- и теплообмена яв-
ляется величина глобального речного стока. Определение его
относительно проще и надежнее, чем других составляющих пла-
нетарного влагообмена (на основании многочисленных прямых
измерений).,Речной сток должен уравнивать количество влаги,
испаряющейся на Земле, с общей массой выпадающих осадков.
Без этого не может иметь место то относительное постоянство
уровня Мирового океана, которое существует в первом прибли-
жении в пределах каждой фазы развития планетарных процес-
сов. Изменение глобального влаго- и теплообмена, происходив-
шего в геологическом прошлом и приводившего к колебаниям
уровня океанов и морей, сопровождалось изменениями соотно-
шений между испарением, осадками, речным стоком и количе-
ством влаги, скованной в ледяных покровах Земли. Значитель-
но более сложная зависимость существует между тепло-, вла-
го- и газообменом. Имеющиеся сведения о планетарном обмене
газов весьма ограничены; пока еще не удалось провести таких
же расчетов, какие сделаны по тепло- и влагообмену. То же
следует сказать и в отношении обмена минеральных и биоген-
ных веществ. Поэтому полнота и содержание представлений о
планетарном обмене энергии и веществ, как и роль, которую в
нем играет Мировой океан, весьма различны.

Расчет составляющих планетарного обмена затрудняется
недостатком исходных данных. Прямые измерения довольно ог-
раничены даже в пределах суши; безбрежные же водные про-
странства покрыты (наблюдениями значительно, слабее. Далеко
не все процессы пока еще удается строго фиксировать специ-
альной аппаратурой, поэтому приходится широко применять
расчетные методы по всевозможным косвенным данным, на ос-
нове различных моделей, теоретических и эмпирических фор-
мул.

Недостаток данных приводит к тому, что проводимые рас-
четы большей частью ограничиваются отдельными акватория-
ми. При исследовании океанов обыкновенно определяются
только удельные величины в пределах низких и умеренных ши-
рот. Крайняя ограниченость сведений о полярных областях за-
трудняет возможность вычисления полного баланса по отдель-
ным океанам и Мировому океану в целом. В этих условиях не-
редко стремятся уравнять приходные и расходные части обме-
на, разбрасывая каким-либо способом получающиеся «невяз-
ки». При различной направленности процессов в высоких и
низких широтах такое балансирование совершенно недопусти-
мо. Так, если в тропиках и субтропиках поглощение тепла
океаном превышает его расходование, то в субполярных и по-
лярных областях теплоотдача в атмосферу значительно боль-
ше поглощения; необходимое балансирование осуществляется
за счет адвективного переноса в толще вод океана. В таких
случаях при расчетах полного баланса нельзя ограничиваться
удельными значениями составляющих и бюджета, а необходи-
мо оперировать уже суммарными величинами. Удельные оцен-
ки дают представление об интенсивности процесса, позволяя
сопоставить его характер в различных регионах. Суммарные же
величины определяются соотношением интенсивности процесса
и размерами рассматриваемого объекта; в одних случаях пре-
валирующую роль играет интенсивность, в других — размеры,
в третьих — те или иные их сочетания.

При определении бюджета в каждой данной точке или ис-
ходной расчетной трапеции, как правило, не бывает равенства
между приходной и расходной его частями, так как происходит
перенос свойств в толще океанических вод. Так, если в низких
широтах происходит накопление тепла, то в высоких — расходо-
вание, и баланс осуществляется за счет его адвективного пере-
носа (в горизонтальной плоскости).

При исключительной ограниченности прямых измерений
приходится весьма широко привлекать различные косвенные
данные. Поэтому пока большей частью удается определять
только средний годовой баланс на основе обобщения всех име-
ющихся сведений. В таких условиях получаемые различия меж-
ду приходными и расходными частями бюджета дают представ-
ление не об особенностях обмена, а о погрешностях приведен-
ных расчетов. Годовой баланс позволяет выявить самые общие
закономерности, свойственные океаносфере и атмосфере. Пока
это единственная возможность количественной оценки интере-
сующих нас процессов и явлений. Когда расчеты баланса мож-
но будет проводить с необходимой точностью, они могут ока-
заться весьма полезными для совершенствования долгосрочных
гидрометеорологических прогнозов на весь годовой период при
выявлении преемственности развития циклов различных про-
странственно-временных масштабов.

В этой главе анализируется только обмен через поверхность
Мирового океана. Общий баланс (с учетом переноса вод, тепла
и веществ в толще океанических вод) рассматривается в гла-
ве X. Имеющиеся данные позволяют получить бюджет тепла и
влаги по всей акватории Мирового океана и их полный баланс
с атмосферой. По соле- и газообмену возможна только прибли-
женная оценка общего баланса (без определения составляю-
щих и бюджета в каждой исходной расчетной трапеции).

IV. 1. Теплообмен

В условиях, когда главная масса солнечной энергии, погло-
щаемая океаносферой, идет на испарение, роль турбулентного
теплообмена с атмосферой оказывается определяющим факто-
ром в глобальном влагообмене. На турбулентный обмен с ат-
мосферой расходуется в среднем лишь около 20% всей радиа-
ции, поглощаемой океаническими водами; однако именно эта
составляющая бюджета тепла Мирового океана является важ-
нейшим источником нагревания приповерхностных воздушных
масс. Поэтому теплообмен океаносферы с атмосферой оказыва-
ет огромное влияние на термические процессы всей планеты.

Наиболее обстоятельные исследования теплообмена поверх-
ности земного шара выполнены М. И. Будыко совместно с его
коллегами. Полученные результаты опубликованы в нескольких
книгах, атласах, многочисленных статьях (1956, 1963, 1977,1978
и др.). Кроме того, надо указать работы К. Филиппса (1949,
1950), Ф. Альбрехта (1947), В. Н. Степанова (1960), Н. А. Ти-
мофеева с соавторами (1970), В. Н. Степанова и А..М. Гри-
ценко (1980). Исходные сведения по количеству поглощаемой
радиации (радиационному балансу) любезно предоставлены
Институту океанологии АН СССР Л. А. Строкиной и М. И. Бу-
дыко. Для расчета теплообмена через поверхность океана в
высоких широтах использовались оценки, полученные Ю. П. До-
рониным (1974), при этом площадь полыней принята, по
А. Ф. Трешникову (1973), в 5% от всей акватории, покрытой
льдами. Целесообразно сопоставить рассматривающиеся здесь
сведения о теплообмене (Степанов и Гриценко, 1980) с резуль-
татами, приводимыми в работах М. И. Будыко (табл. IV.!).
По сравнению с ранними трудами М. И. Будыко величины со-
ставляющих бюджета в последние годы несколько увеличива-
лись.

Поглощаемая солнечная радиация. Повсеместно радиацион-
ный баланс является положительной величиной в бюджете теп-
ла Мирового океана. Только в полярных областях в осенне-
зимнее время и в целом за год радиационный баланс отрица-
телен. Всей океаносферой поглощается 29,7-1019 ккал в год сол-
нечной энергии, (табл. 1У.2). В соответствии с тем, что в юж-
ном полушарии Мировой океан занимает большую акваторию,
здесь усваивается 55% всей радиации (16,2-10'9 ккал), тогда
как остальная часть приходится на северные широты (13,5-
• 1019 ккал). Вместе с тем удельная величина ее выше в север-
ном полушарии — 87 ккал/год по сравнению с южным —
79 ккал/год. Количество солнечного тепла, поглощаемого от-
дельными океанами, очень близко к соотношению их площадей:
в Тихом — 52% от общей массы энергии, попадающей в Миро-
вой океан, в Атлантическом — 26%, в Индийском — 22%.

Изменение солнечной энергии с широтой во всех океанах
совершенно однотипно. При этом средний широтный процент
поглощаемой радиации (5,7—6,1%' в тропиках) постепенно по-
нижается в субполярной области до 1,0% и менее. Максималь-
ные средние широтные величины отмечаются в целом по Миро-
вому океану на 15—20° с. ш. (127 ккал/см2 в год) и 5—15° ю. ш.
(118 ккал/см2 в год) в соответствии, с расположением в тропи-
ках барических антициклонов с преобладающей ясной пого-
дой. Суммарное же количество поглощаемой радиации несколь-
ко иное; оно оказывается самым большим между 10—15° ю. ш.
Сопоставление составляющих бюджета тепла океанов (в ккал/см2
в год), по расчетам М. И. Будыко, 1956 (1); М. И. Будыко и др.,
1963 (2); М. И. Будыко, 1977 (3); В. Н. Степанова и А. М. Гриценко,
1980 (4)

Океаны	Радиационный баланс				Расходование тепла на испа- рение				Турбулентный обмен			
	1	2	3	4	1	2	3	4	1	2	3	4
Мировой	77	82	82	82	68	74	74	74	9	8	8	7
Атлантический	75	82	82	83	63	72	72	72	12	8	8	11
Индийский	78	85	85	84	83	78	77	76	8	8	7	6
Тихий	82	86	86	87	68	77	78	78	7	7	8	7

и 0—5° с. ш. (несколько' выше 2-Ю19 ккал/год). В экватори-
альной зоне при высокой облачности удельная величина радиа-
ции немного понижается (до 115 ккал/см2 в год). Необходимо
отметить особенно большую удельную величину в северных тро-
пиках Индийского (до 136 ккал/см2 в год) и Атлантического
(128 ккал/см2 в год) океанов, тогда как в Тихом—125 ккал/см2
в год. Всего в низких широтах (приблизительно от 30° с. ш. до
20° ю. ш.) поглощается около 65% всей солнечной энергии.
В умеренных областях (между 30—60° в обоих полушариях)
потребляется еще 32%, и, следовательно, только 3% приходит-
ся на субполярные акватории. Нулевой радиационный баланс
отмечается вблизи 75—80° широты в обоих полушариях, после
гггэ он быстро понижается до —2 —5 ккал/год. Для Северного
Ледовитого океана общая величина его определена в 60*
• 10ь ккал в год.

Расходование тепла на испарение. В Мировом океане на ис-
парение расходуется в 6,5 раза больше тепла, чем с суши. Об-
щее его'количество определено в 26,8-1019 ккал в год (табл.
1У.2). Из них на южное полушарие приходится 54% общей
массы тепла, что определяется различием акваторий по обе
стороны от экватора. Количество тепла, расходуемого в отдель-
ны?: океанах, как и солнечной радиации, близко к соотношению
их акваторий: в Тихом океане это 52%, в Атлантическом—25,
в Индийском — 22, в Северном Ледовитом океане — менее 1%.
К северу от экватора в Атлантическом океане потребляется
больше тепла на испарение, чем в Тихом, а в тропиках южного
полушария наоборот, тогда как в высоких широтах различия
между отдельными океанами невелики. Доля тепла, затрачи-
ваемого на испарение, по отношению ко всей расходной состав-
ляющей бюджета меняется с широтой от 99—95% в тропиках
до 80—50% в субполярных областях, уменьшаясь в арктичес-
ких и антарктических районах до ничтожно малых величин.
Бюджет тепла поверхности Мирового океана

Широта	Удельные				Суммарные			
	ккал/см2/год				ккал/год 10”			
	Радиа- цион- ный баланс	Затра- та тепла на ис- паре- ние	Турбу- лент- ный обмен	Бюд- жет тепла	Радиа- ционный баланс	Затрата тепла на испарение	Турбу- лентный обмен	Бюд- жет тепла
0°—65° с. ш.	96	—86	— 10	0	13 543	—12 101	— 1 461	—19
0°—65° ю. ш.  65° с. ш.—	83	—73	—7	3	16 279	— 14411	—1 321	547
65° ю. ш.  Северное по-	88	—79	—8	1	29 822	—26 512	—2 782	528
лушарие  Южное полу-	87	—79	—9	—1	13 482	—12 304	— 1 339	—161
шарие	79	—70	—7	2	16 238	—14 502	— 1 350	386
Весь океан	82	—74	—7	1	29 720	—26 8С6	—2 689	225

В соответствии с ростом температуры воды и воздуха в на-
правлении от полюсов к экватору количество тепла, затрачива-
емого на испарение, постепенно увеличивается в отдельных оке-
анах от 10—25 ккал/см2 в год в субполярных областях до 110—
120 ккал/см2 в год между 15—20° с. ш. и 100—105 ккал/см2 в
год на 5—10° ю. ш. (рис. 1У.1). Максимальное испарение в
субтропиках определяется высокими температурами, сильными
и устойчивыми пассатами. Между 5° и 40° широты в обоих по-
лушариях расходуется на испарение около 70% всего тепла по,
отношению ко всему Мировому океану. Вторичный максимум
в субтропических широтах (до 100 ккал/см2 в год на 30—
35° с. ш.) связан с интенсивным испарением в районах распро-
странения систем Гольфстрим и Куросио. В экваториальной зо-
не уменьшение этой составляющей бюджета тепла до 75—
80 ккал/см2 в год следует объяснить большой насыщенностью
воздуха водяными парами; в восточной части Тихого океана
наблюдаются особо малые величины — менее 50—25 ккал/см2
в год. Между 5° с. ш. и 5° ю. ш. потребляется около 8% тепла,
идущего на испарение во всем Мировом океане. По мере пони-
жения температуры воды и воздуха расходование тепла на ис-
парение постепенно понижается до 20—10 ккал/см2 в год, а в
полярных областях?—до значений, близких к нулевым. В вы-
соких широтах (от 40° в обоих полушариях) на испарение за-
трачивается Уб всего тепла по отношению к Мировому океану.

Турбулентный теплообмен с атмосферой. Доля этой состав-
ляющей в расходной части бюджета тепла меняется с широтой
ют 1—3% в тропиках до 5—10% в субполярных широтах, пос-
ле чего удельный вес ее быстро понижается до небольших, от-
рицательных величин, а затем она снова становится положи-
тельной в Арктическом бассейне.
Рис. IV.!. Изменение средних широтных величин бюджета
тепла поверхности Мирового океана и его составляющих,
в ккал/см2 в год

1 — бюджет тепла; 2 — радиационный баланс; 3 — расходование
тепла на испарение; 4 — турбулентный теплообмен с атмосферой

Интенсивность турбулентного теплообмена определяется
главным образом разностью температур между воздухом и под-
стилающей поверхностью (водой или сушей). Почти повсеме-
стно температура поверхностных вод Мирового океана выше,
чем воздуха. При этом средняя годовая разность между ними
увеличивается от 0,5—1,5° в низких широтах до 2—4° и более
в умеренных и приполярных областях. В высоких широтах воз-
дух охлаждается сильнее воды. Особенно резко это проявля-
ется на северо-западе Атлантического и Тихого океанов, где в
результате .континентальности усиливается охлаждение атмос-
феры, а вода получает большую массу тепла за счет Гольфст-
рима и Куросио. Разность между температурами воды и возду-
ха имеет хорошо выраженный годовой ход. Она увеличивается
в зимнее время в соответствии с более сильным охлаждением
воздуха (но сравнению с водой) и уменьшается летом. На се-
веро-западе Атлантического и Тихого океанов эта разность зи-
мой достигает 5—10°. Причина тому — холодные ветры, дую-
, щие с материков. Только в отдельных районах с ограниченной
площадью вода оказывается холоднее воздуха; это главным об-
разом экваториальная зона северо-западной части Индийского
океана, а также западное побережье Африки и Южной Амери-
ки.

Карты разности температур, полученные С. В. Сергуниным
по четырем календарным сезонам (январь—март, апрель—
июнь, июль—сентябрь, октябрь—декабрь),. показали,, что се-
вернее 20—30° с. ш. в осенний и зимний сезоны вода теплее
воздуха на 1—3°, а в весенний и летний периоды — холоднее на
0,5—1,0°. Исключением является, акватория,, в. пределах которой
распространяется Гольфстрим и продолжающее его Североат-
лантическое течение; в холодный период вода остается на не-
сколько десятых градуса теплее' воздуха,, а в зоне Гольфстри-
ма эта разность достигает 0,5—1,0°.. Меняется характер тепло-
обмена и в северной части Индийского океана.. В. холодное полу-
годие вода здесь теплее воздуха на 0,5—0,8°, а в весенне-лет-
ний период преобладают разности от 0,3° до 0,5°,. тогда как на
северо-западе они отрицательны (до —0,5—1,.0° у побережья
Африки и Аравии). Специфика сезонной изменчивости терми-
ческих процессов в северных частях океанов прежде всего свя-
зана с муссонами, влияние которых распространяется, на систе-
мы Гольфстрима и Куросио (с продолжающими , их Северо-
атлантическим и Северотихоокеанским течениями,, а также вет-
вями этих мощных потоков).

В соответствии с резко выраженным, повышением: темпера-
туры воды по сравнению с воздухом повсеместно.' (исключав
указанные ограниченные районы) преобладает отрицательный
теплообмен. Из общей массы энергии, выделяемой Мировым*
океаном в атмосферу, в каждом полушарии расходуется прак-
тически одинаковое количество тепла (см. табл^ ВУ.2); в то же?
время удельная величина турбулентного теплообмена несколь-
ко выше в северном полушарии. В противоположность другим;
составляющим бюджета тепла различие в суммарном теплооб-
мене океанов в меньшей степени определяется соотношением их
площадей, тогда как решающим является удельный вес высоко-
широтных акваторий южного полушария.

Во всех океанах, кроме Северного Ледовитого,, в: процессе
турбулентного обмена тепло отдается атмосфере, тогда как в
арктической области это единственная приходная составляю-
щая бюджета тепла. Объяснения тому, надо полагать, следует-
искать в поглощении тепла в весенне-летнее время, когда тем-
пература воздуха значительно выше, чем воды;’ в холодное по-
лугодие океан изолируется от атмосферы ледяным покровом и
активное расходование тепла происходит только в полыньях.
Общая сумма тепла, отдаваемого тремя остальными океанами,
равна 2811-Ю16 ккал в год (табл. ГУ.З)1. Из нее на долю Ти-
хого океана приходится 50%, для Атлантики (площадь которой
в 2 раза меньше) этот процент непропорционально велик — 32;
последнее, видимо, связано с выносом огромной массы тепла

1 Приводимая в табл. 1У.З цифра 2689-1016 ккал/год получена после
изъятия положительного теплообмена Северного Ледовитого океана; эта
разница составляет 4,5%, что соответствует 122-1016 ккал/год, которые по-
глощаются полярными водами. Подобные сочетания разнонаправленных
процессов могут давать на первый взгляд непонятные результаты при расче-
тах баланса.
Баланс тепла поверхности океана

Океаны

Мировой

Атлантиче-
ский

Индийский

Тихий

Северный
Ледовитый

1016
ккал/год

1016
ккал/год

1016
ккал/год

1015
ккал/год

1016	0/

ккал/год	9

Радиаци-
онный ба-
ланс
Затрата
тепла на
испарение
Турбулен-
тный те-
плообмен

Разность

29 720 50

—26 806 45

—2 689 5

7 783 50	6 375

—6 791 43 —5 768

—1 025	7	—485

.225 0,4	—33 0,2

50	15 623 50

46 —14 044 45

4	—1 301

—61

—203

122

16

53

31

122 0,9

278 0,8	—142 39

да север системами Гольфстрима и Североатлантического тече-
ния, а также относительно небольшой площадью антарктичес-
кой области со слабо прогретыми водами. Вместе с тем в Ин-
дийском океане большой удельный вес высокоширотной аква-
тории определяет сравнительно малую теплоотдачу в атмосфе-
ру, оцениваемую в 18% (по отношению ко всему Мировому
-океану).

Интенсивность турбулентного обмена в Мировом океане на-
растает с удалением от экватора. От значений, близких к нуле-
вым, она достигает максимума в субтропиках (35—45° широ-
ты), доходя до 10 ккал/см2 в год в южном полушарии и
20 ккал/см2 в год в северном. Второй максимум на севере (до
20—25 ккал/см2 в год) проявляется в субполярных широтах
(55—65° с. ш.). Более активный турбулентный обмен в север-
ном полушарии объясняется выхолаживанием атмосферы су-
шей и выно-сом холодного воздуха на океан. Доля турбулентной
составляющей по отношению к общей величине отрицательно-
го обмена от нескольких десятых процента в экваториальной
зоне медленно .нарастает до 9% у '35—40° с. ш. и 4% в тех же
широтах южного полушария. С приближением к Антарктиде
она падает до 1,0—0,5%, а на севере после понижения снова
возрастает до 9% на 55—60° с. ш., опять уменьшаясь до не-
больших величин в полярной области.

В тропиках (0—25° широты) выделяется в атмосферу по
всему Мировому океану 9—10% тепла. В умеренной зоне рас-
-.ходуется 70% общей массы поглощаемого тепла, что объясня-
ется наибольшими различиями между температурами воды и
воздуха; при этом почти половина (47%) отдается в северном
полушарии и около четверти (23%) в южном. Столь значитель-
ные различия определяются большей континентальностью се-
верных частей океанов, усиливающих разность между темпера-
турами воды и воздуха. Отсюда становится понятным, сколь-
велико влияние океана на смягчение климата умеренной зоны
планеты, и особенно в северном полушарии, где сосредоточена
большая часть населения Земли. Несмотря на то что в поляр-
ных областях, главным образом на севере, Мировой океан рас-
ходует в процессе турбулентного обмена только около 10% все-
го тепла, выделяемого в атмосферу, это главный источник обо-
гревания высоких широт планеты. В Арктике особенно большая
масса тепла отдается в Норвежском, Гренландском, Баффино-
вом и Чукотском морях, куда приносятся теплые воды из Ат-
лантического и Тихого океанов. За счет теплоотдачи Северного
Ледовитого океана температура воздуха в Арктике в 2—Зраза
выше, чем в Антарктике. В высоких широтах южного полуша-
рия океан обогревает атмосферу и ледовый континент. В пре-
делах акваторий, покрытых льдом, теплоотдача океана менее
3—5 ккал/см2 в год; однако общее количество тепла, расходуе-
мого водой, оказывается довольно значительным за счет посто-
янно образующихся разводий и полыней.

В заключение необходимо еще раз подчеркнуть ту огромную
роль, которую играет турбулентный теплообмен океаносферы с
атмосферой в смягчении климата всей планеты. Несмотря на
относительно малый удельный вес солнечной энергии, идущей:
на теплообмен, он является основным источником нагревания
приповерхностного слоя воздуха. В низких широтах планеты (от
экватора приблизительно до сороковых широт обоих полуша-
рий) атмосфера нагревается главн'ым образом от суши, не спо-
собной аккумулировать солнечную энергию и отдающей все?
получаемое тепло воздушной оболочке. За счет турбулентного^
обмена воздух получает от 20 до 40 ккал/см2 в год, а в облас-
тях с малым увлажнением (Сахара, Аравия и др.) даже до-
60 ккал/см2 в год. Океан же в этих широтах накапливает теп-
ло, отдавая атмосфере в процессе обмена менее 5—10 ккал/см2
в год. В высоких широтах турбулентный теплообмен существен-
но различен в северном и южном полушариях. Приповерхност-
ные слои воздуха в южном полушарии нагреваются почти це-
ликом за счет теплоотдачи Мирового океана. Общая масса тепла,,
получаемого атмосферой с огромной акватории, оказывает-
ся очень большой. В северном полушарии при слабом прогре-
ве суши в теплое время и сильном ее выхолаживании осенью*
и зимой атмосфера получает тепло в основном от океана*.
В течение года вода отдает до 25—50 ккал/см2 в год.

В антарктической части Мирового океана высокая цикло-
ничность в атмосфере определяется большими меридиональны-
ми градиентами теплообмена. В северных высоких широтах силь-
ные возмущения в атмосфере вызываются интенсивным тур-
булентным обменом. Увеличение горизонтальных температур-
Рис. 1У.2. Бюджет тепла поверхности Мирового океана в среднем за год,
в ккал/см2

.Штриховкой выделены акватории, в пределах которых расходование тепла
превышает его получение

ных контрастов в холодное время усиливает циклоничность и
соответственно поступление тепла с океана на сушу. Основная
общепланетарная закономерность теплообмена состоит в его
влиянии на повсеместное смягчение климата: в низких широтах
с океана на сушу выносится более холодный воздух, а в высо-
ких широтах — значительно более теплый. Различные сочета-
ния этих процессов в каждой отдельной части поверхности пла-
неты и являются одним из важнейших факторов, определяю-
щих многообразие природных условий.

Бюджет тепла поверхности Мирового океана представляет
собой разность между приходом и расходом тепла, определяю-
щуюся тем$ накапливает или отдает океан энергию, получаемую
ют Солнца. В низких широтах за счет превышения приходной
части бюджета над расходной происходит накопление тепла,а
в высоких — его потеря (рис. ГУ.2). Теплообмен положителен
между 25—30° с. ш. и 30—35° ю. ш. Уравнивание поглощения и
-расходования тепла в каждой данной точке и во всем океане
осуществляется за счет его перераспределения течениями в тол-
ще вод, вследствие чего повышенная теплоотдача в высоких
широтах компенсируется приносом тепла из тропиков.

В экваториальной зоне при большой величине поглощаемой
солнечной радиации и пониженной теплоотдаче годовой бюджет
имеет максимальные положительные значения. В среднем по все-
му Мировому океану он составляет 35—40 ккал/см2 в год, наи-
меньшие величины (до 25—15 ккал/см2) отмечаются в Атлан-
тическом и Индийском океанах, а самые большие (до
50 ккал/см2 ® год) — в Тихом. В центральной Атлантике годо-
вой оюджет несколько превышает 50, а в Тихом океане —
100 ккал/см2 (см. рис. 1У.2). С удалением от экватора положи-
тельный бюджет уменьшается вследствие увеличения расход-
ных составляющих теплообмена, главным образом испарения,
В тропиках и субтропиках величина его в среднем падает до»
15—5 ккал/см2; в умеренной зоне он становится отрицатель-
ным, за исключением восточной части Тихого океана. При зна-
чительных затратах тепла на испарение существенно увеличи-
вается его расходование на турбулентный теплообмен с атмо-
сферой. Обе составляющие особенно велики в районе распрост-
ранения Гольфстрима и Североатлантического течения,, а так-
же Куросио и Северотихоокеанского. Эти мощные системы вы-
носят в умеренные и высокие широты огромное количество теп-
ла из тропической зоны, обусловливая тем самым большую раз-
ность между температурой воды и воздуха. Происходит очень
сильная теплоотдача в атмосферу, и потому расход тепла с
поверхности океана значительно превышает поглощаемую сол-
нечную радиацию. Максимальный отрицательный бюджет в
среднем по Мировому океану наблюдается между 40—60° ю. ш,
10—15 ккал/см2 в год, а на 30—40° с. ш. — почти 40 ккал/см2;
в зоне Куросио он несколько превышает 75, а Гольфстрима —
100 ккал/см2 в год. Вторичный максимум (до 22 ккал/см2) от-
мечается в северной субполярной зоне (55—60° с. ш.) за счет
интенсивной теплоотдачи выносимых сюда теплых вод. В по-
лярных районах величины отрицательного бюджета тепла рез-
ко уменьшаются и становятся незначительными в пределах ак-
ваторий, покрывающихся льдами.

Баланс тепла поверхности океанов. При ограниченности
имеющихся исходных материалов и необходимости использова-
ния косвенных данных для расчета теплообмена, казалось бы»
трудно ожидать удовлетворительного соответствия между его»
приходной и расходной частями. И все же рассматривающиеся
здесь результаты определения полного баланса тепла в отдель-
ных океанах и во всей океаносфере оказались настолько удач-
ными, что не потребовали разброски получаемых «невязок»;,
различия между количеством поглощаемого и расходуемого
тепла через поверхность океана не превысили возможной точ-
ности расчета (табл. 1У.З). В Атлантическом, Индийском и
Тихом океанах эти разности составили 0,4—0,9% от общей
суммы приходной и расходной частей бюджета тепла.

Только в Северном Ледовитом океане расходная составляю-
щая на 39% превысила приходную. Этого следовало ожидать»
поскольку полярные районы являются главными областями
расходования того тепла, которое поглощается в низких широ-
тах. Создающийся дефицит покрывается за счет адвекции вод
из умеренной зоны. И действительно, оказалось, что полученная
для Северного Ледовитого океана «невязка» 142-1016 ккал в год.
практически точно соответствует тепловому стоку из Атланти-
ческого и Тихого океанов (140-1016 ккал/год» согласию данным*
приводящимся (различными авторами в литературе). Ба-
ланс тепла Северного .Ледовитого океана совершенно
отличен от других океанов по характеру его составляющих и
их удельному весу .в общем обмене. Приходная часть склады-
вается из адвекции тепла :и турбулентного теплообмена с ат-
мосферой (31%). Главной расходной компонентой (53%) яв-
ляется затрата тепла на испарение, но, кроме того, 16% прихо-
дится на долю отрицательного радиационного баланса. Тем са-
мым расходная часть обмена через поверхность океана соста-
вила 69%, тогда как положительная — только 31 %.

В Атлантическом, Индийском и Тихом океанах вклад от-
дельных составляющих практически одинаков, хотя общее коли-
чество тепла, вовлекающегося в «обмен, естественно, меняется в
«больших пределах в соответствии с различием акваторий (см.
табл. IV.3). Удельный вес поглощаемой солнечной энергии по-
всеместно составляет 50% баланса тепла;расходование тепла на
испарение меняется сот 43 до 46%, и турбулентный обмен с ат-
мосферой всего от 4 до 7%. Несмотря на столь малую величи-
ну второй расходной компоненты, теплоотдача океаносферы,
как уже отмечалось, является важнейшим фактором формиро-
вания и изменения климата, а отсюда и природы всей планеты.

^Следует подчеркнуть,- что .подвижное равновесие в приход-
но-расходных частях баланса тепла, определяющее остаточную
величину обмена, на основе которой развивается каждый по-
(следующий цикл .планетарных процессов, должно учитывать теп-
лообмен в пределах каждого океана и всего Мирового океана в
целом. Это относится .не только к обмену через поверхность,
но и ко всей совокупности переноса и перераспределения тепла
в толще вод океана, что далее будет рассматриваться особо.
Полученные небольшие различия между поступлением и расхо-
дованием тепла в пределах полушарий (см. табл. 1У.2) не вы-
ходят за пределы возможной точности расчетов.

Об интенсивности теплообмена. При ведущей роли в балан-
се тепла термического взаимодействия с атмосферой нет смыс-
ла применять обычный способ оценки «интенсивности» обмена.
Сопоставление общего теплосодержания вод океана с приходо-
расходной составляющей баланса даст неправдоподобно завы-
шенные величины. Так, полный теплообмен Атлантического и
Индийского океанов должен произойти за 17, а Тихого — за
19 лет. Прежде всего следует определить, какой толщины слой
вовлекается в теплообмен через поверхность океана в течение
года. Это можно получить по равенству приходо-расходных
частей внешнего теплообмена с теплосодержанием верхнего
«слоя океана. Оказывается, что толщина такого слоя составляет
приблизительно 50 м., причем она почти одинакова в Атланти-
ческом, Индийском и Тихом океанах. Причиной тому — бли-
зость средних удельных величин теплообмена через поверхность
каждого океана, определяющихся сходством их географическо-
го положения (главным образом меридиональной протяжен-
Таблица IV.4

Скорость теплообмена через поверхность океанов по отношению
к теплосодержанию вод деятельного двухсотметрового слоя

	Океаны			
	- Мировой	Атлантиче- ский	Индийский	Тихий
Теплосодержание, ккал Ю18	1 042	264	200	578
Скорость обмена в годах	3,4	3,4	3,0	3,7'

ности). Средняя величина поверхностного однородного слоя не-
сколько меньше — около 30 м. Такое несоответствие и должно
иметь место, поскольку в высоких широтах осенне-зимняя кон-
векция распространяется большей частью до глубины 200 —
300 м, что и определяет толщину слоя, вовлекающегося в непо-
средственный теплообмен через поверхность океана; в теплое
время года толщина гомогенного слоя редко превышает 10—
20 м. В низких широтах во все сезоны она в среднем порядка
30—40 м.

Весьма важно оценить и «интенсивность» теплообмена верх-
ней двухсотметровой толщи вод океана, которая вовлекается в
обмен в высоких широтах за счет термической конвекции,, а в
низких — соленосной. Приблизительно на глубине 200 м рас-
полагается нижняя граница поверхностных вод. Большей ча-
стью эти воды четко разделяются на верхний, гомогенный, в
подповерхностный, или нижний, слои, разделяющиеся переход-
ным слоем (часто именуемым слоем «скачка»). За счет интен-
сивного развития конвекции такая стратификация может раз-
мываться, и тогда непосредственный теплообмен в тех или
иных регионах распространяется на слой толщиной до 200 м,
а местами и больше. Эти процессы играют особенно значи-
тельную роль в формировании подповерхностного слоя, вовле-
кающегося в общую циркуляцию вод. Сопоставляя приходо-
расходные части теплообмена через поверхность океана с теп-
лосодержанием верхнего двухсотметрового слоя, можно попы-
таться приблизительно оценить скорость обмена. При этом ока-
зывается, что особенно быстро — за три года — может произой-
ти полный теплообмен верхней двухсотметровой толщи вод Ин-
дийского океана (табл. 1У.4); в Атлантическом океане на это
требуется 3,4 года, в Тихом — 3,7, а в Мировом океане в целом
приблизительно 3, 4 года. В действительности эти сроки долж-
ны быть несколько короче, поскольку в проведенных расчетах
не учтена адвективная составляющая.

IV. 2. Влагообмен

Планетарный обмен влаги, как известно, складывается из=
количества испаряющейся воды, массы выпадающих осадков,,
материкового стока и вод, образующихся при таянии льдов^
Разность между испарением и осадками позволяет получить бюд-
жет пресных вод в каждой точке океаносферы. Общий баланс
пресных вод в пределах всего океана вычисляется с учетом ма-
терикового стока и количества талых вод,

» Особенно значительный вклад в изучение планетарного вла-
гообмена внесен М. И. Будыко и его коллегами (1963, 1970,
1974, 1977 и др.). Кроме того, надо отметить работы Л. И. Зу-
бенок (1956), Ф. Альбрехта (1947), В. В. Иванова и Л. А. Стро-
киной (1974), А. М. Гриценко и В. Н. Степанова (1980), Полу-
ченные этими авторами результаты существенно различны
(табл. IV. 5), что объясняется ограниченностью имеющихся ис-
ходных материалов, большинство которых к тому же получено
путем расчетов по косвенным данным. При переходе от удель-
ных величин к оценкам объемов приходо-расходные составля-
ющие существенно увеличиваются за счет различия акваторий
океанов. Этим и определилось стремление провести очередное
уточнение составляющих влагообмена и общего баланса прес-
ных вод океанов, которые здесь рассматриваются.

Испарение. Общая масса влаги, испаряющейся с поверхнос-
ти Мирового океана, больше количества выпадающих осадков,
поскольку часть водяных паров уносится воздушными потока-
ми на сушу, а создающийся дефицит баланса пресных вод ком-
пенсируется материковым стоком. По сведениям, приводимым
М. И. Будыко и А. А. Соколовым (1974), за последнее столетие
опубликовано около трех десятков работ с результатами вы-
числения количества влаги, испаряющейся с поверхности Ми-
рового океана; приводимые цифры менялись приблизительно
от 750—800 до 1250—1400 мм толщины слоя воды (полученно-
го по суммарному объему испарения) на единицу площади.

В южном полушарии отдается атмосфере 52% всей влаги,
теряемой Мировым океаном (табл. 1У.6). В соответствии с со-

Таблица IV.5

Сопоставление составляющих бюджета пресных вод океанов (см/год),
по данным Л. И. Зубенок, 1956 (1); М. И. Будыко и Л. А. Строкиной,
1970 (2); В. В. Иванова и Л. И. Строкиной, 1974 (3); А. М. Гриценко
и В. Н. Степанова (4)

Океаны	Испарение	Осадки	Материко- вый сток		Разность между при- ходной и расходной частями
	12	3	4	12	3	4	1	2	3	4	1-234
Мировой	ИЗ 126 140'137	102 114'127 119	10 12 13	—	о о! 0'20
Атлантический	104 124 136 130	78 89 101 92	20 23 23	—	—6 —10—12 38
Индийский	138 132 142 145	101 117 132 123	7 8 8	—	—30—7 —2 |26
Тихий	114 132 151 144	121 133 146 138	6 7 8	—	13	8	369
Северный Ледови-					
тый	12 — 22 —	24 — 36 —	23 — 34	’—	35 —	48|—
отношением акваторий доля Тихого океана составляет 52%,
Атлантического — 24, Индийского — 22, Северного Ледовитого
только 1%. Характерно то, что в северной части Тихого океа-
на испарение существенно меньше (118 ЛО3 км3/год, или 45%),
чем в южном (139-103 км3/год), тогда как в Атлантике наобо-
рот (67 и 54-103 км3/год, или 52 и 48%), что сказывается на
степени осолрнения вод этих акваторий.

Изменение величины испарения с широтой во всех океанах
происходит однотипно. В экваториальной зоне отмечается по-
ниженное испарение, максимум — в тропиках и постепенное
уменьшение в направлении полюсов до значений, близких к ну-
лю (рис. 1У.З). При средней широтной величине испарения в
экваториальной зоне порядка 1000—1500 мм/год самые низкие
его величины (до 500—300 мм/год) отмечаются в восточной
части Тихого океана (рис. 1У.4). В зоне, ограниченной 5° се-
верной и южной широты, испаряется около 8% всей массы
влаги с поверхности Мирового океана. В барических антици-
клонах в среднем испаряется до 1500—2000 мм/год. В низких
широтах (между 30° с. ш. и 30° ю. ш.) в атмосферу поступает
около 60% всей влаги из океаносферы. Не везде максимальное
испарение отмечается в восточных тропиках, чего и следовало
бы ожидать в связи с расположением здесь центров высокого
давления с преобладанием малой облачности. Наиболее высо-
кое испарение (до 1800—2000 мм/год) в западных, тропиках
северного полушария закономерно связано с Гольфстримом и
Куросио. В умеренных и субполярных широтах оно понижает-
ся до 500—200 мм/год. Между 30—60° широты в обоих полуша-
риях выделяется в атмосферу около 37% всей влаги, а в поляр-
ных областях всего около 3% влаги, отдаваемой океаносферой.

Осадки. Количество их, выпадающее на поверхность Миро-
вого океана, по оценкам различных авторов, меняется прибли-
зительно от 650—750 до 1150—1250 мм на единицу площади.
Материалы по осадкам любезно предоставлены Институту океа-
нологии АН СССР Главной геофизической обсерваторией, где
они вычислялись Л. М. Шереметьевой. Полученные по ним
средние удельные величины близки к данным других авторов
(табл. IV.5). Однако общая сумма осадков — 435 тыс. км3, воз-
можно, оказалась несколько заниженной; такое заключение
следует из сравнительно большей «невязки» между приходной и
расходной частями пресного баланса, получившейся, по-види-
мому, за счет Атлантического океана (табл. 1У.7). По отноше-
нию ко всей массе осадков, выпадающей на поверхность океа-
носферы, доля Атлантического океана составляет только 20%,
тогда как Индийского — 22%, что не соответствует соотноше-
нию их площадей; вклад Тихого океана, естественно, особенно
велик — 57%, а Северного Ледовитого — всего 1%. К югу от
экватора отмечается значительное различие в количестве вла-
ги, получаемой из атмосферы океанами: в Атлантическом —
55-103 км3 в год, в Индийском — 75, в Тихом — 125. К северу
Рис. 1У.З. Изменение средних широтных величин влаго-
обмена Мирового океана с. атмосферой и его состав-
ляющих, в см/см2 в год

1—бюджет влаги; 2 — испарение; 3 — осадки

Рис. 1У.4. Бюджет влаги поверхности Мирового океана в среднем за год
в см/см2
Бюджет влаги поверхности Мирового океана							Таблица IV.6	
Широта	Удельный (см/год)				Суммарный		(103-км3/год)	
	Миро- вой океан	Атлан- тиче- ский океан	Индий- ский океан	Тихий океан	Миро- вой океан	Атлан- тиче- ский океан	Индий- ский океан	Тихйй океан
0°—65° С. Ш.	107	322	186	—24	15	15	2	—2
0°—65° ю. ш.	250	491	208	165	49	21	13	15
65° с. ш.—65° ю. ш.	190	404	205	75	64	36	15	13
Северное полушарие	104	319	165	—24	16	15	2	—2
Южное полушарие	218	438	172	144	45	20	11	14
Весь океан	169	374	170'	67	61	35	13	12
Примечание. В таблице учета материкового стока).		дана разность		между	испарением и		осадками (без	

от экватора в Тихоокеанском бассейне их почти в 2 раза боль-
ше (120-103 км3/год), чем в Атлантическом (67-103 км3/год).

При большом подобии изменения осадков с широтой макси-
мальное их количество, как известно, выпадает в экваториаль-
ной зоне, что связано с преобладанием восходящих потоков,
обусловливающих большую облачность й ливневые дожди. Эк-
ваториальный максимум осадков расположен на 5—10° с. ш. По
средним широтным величинам он достигает 1500—2500 мм/год.
Между 10° северной и южной широты выпадает сколо 20% всех
осадков, приходящихся на акваторию Мирового океана. Мини-
мальные осадки в субтропиках объясняются антициклоничес-

Таблица IV.7

Пресноводный баланс океанов

Основные составля- ющие	Мировой		Атлантиче- ский		Индийский		Тихий		Северный Ледовитый	
	юз км3/год	%	юз кмЗ/год	%	103 кмЗ/год	%	103 кмЗ/год	%	103 кмЗ/год	%
Испарение	—496	51	—121	50	—111	51	—258	50	—6	33
Осадки	435	44	86	40	98	46	246	47	5	28
Материко- вый сток	47	5	21	9	6	3	15	3	5	28
Принос (4-) или вынос (—) льдов и айсбер- гов	0	0	2	1	—	—	—	—	—2	11
Разность	— 14	1,4	—14	5,2	—7	3,2	+з	0,6	2	11
кой погодой с ясным и безоблачным небом. Большей частью
они отмечаются на 20—30° с. ш., где выпадает в среднем 700—
850 мм влаги в год, а в Атлантике только 600—450, в Ти-
хом океане — до 850 мм/год на севере и 1100 мм/год на юге.
Повсеместно области с максимальными осадками смещены в
• восточные субтропики, что хорошо согласуется с местоположе-
нием располагающихся здесь антициклонов; количество осад-
ков понижается в направлении побережий материков до 200—
•	100 мм/год и менее. Между 10° и 30° широты в каждом полу-

шарии выпадает 10—12% всей массы осадков, приходящихся
на Мировой океан. В умеренной зоне количество осадков сно-
ва увеличивается за счет повышенной циклонической деятель-
ности в атмосфере. Максимумы их отмечаются на 45—50° се-
г верной и южной широты, доходя в среднем до 1500 мм/год.

Между 30° и 60° в обоих полушариях выпадает около 40% всех
осадков. В субполярных широтах количество влаги, поступаю-
щей из атмосферы, уменьшается на севере в среднем до 600—
350 мм/год, на юге — до 400—350, а в Индийском океане даже
до 100 мм/год. На высокие широты приходится менее 3% осад-
ков, выпадающих на поверхность Мирового океана.

Материковый сток. За последнее столетие вынос речных вод
в Мировом океане оценивался различными авторами от 18до
42-103 км3 (Львович, 1974). Наиболее обстоятельные определе-
ния материкового стока сделаны в последние годы Н. М. Алю-
шинской и В. В. Ивановым (1974). Из общей величины 47*
•103 км3 доля речных вод составляет 42,1 -103 км3 в год, под-
* земных вод — 2,2 • 103, вынос айсбергов в океан — 2,7-103 км3.
Около 12% мирового речного стока (5-103 км3) приходится на
Северный Ледовитый океан; в остальные океаны стекает 37-
• 103 км3.

Влияние речных вод ограничивается небольшими приустье-
выми акваториями океана. Если предположить, что их воздей-
ствие распространится на всю акваторию Мирового океана, то
> это дает слой воды всего НО—113 мм в год, что на порядок
меньше разности между испарением и осадками. В Тихом и
Индийском океанах такой слой составил бы 80 мм, в Атланти-
ческом — 230, в Северном Ледовитом — 360 мм в год. При
сравнительно малой величине подземного стока роль его совсем
л невелика и может проявиться только в отдельных местах. Зна-
чение выноса льдов с суши также крайне ограничено; шельфо-
вые ледники тают медленно, а айсберги, плавающие несколь-
ко лет, практически не влияют на бюджет пресных вод в океа-
не. В целом вклад материкового стока в баланс пресных вод
меняется от 3% в Тихом и Индийском океанах до 9% в Атлан-
тическом (см. табл. 1У.7), увеличиваясь до 28% в Северном Ле-
довитом океане. Объемом пресных вод, образующихся в ре-
* зультате таяния и намерзания льдов, в балансе пресных вод
Мирового океана можно пренебречь, поскольку они приблизи-
тельно уравниваются в пределах каждого океана. Исключением
является Атлантика, куда из Северного Ледовитого океана
ежегодно выносится около 2-103 км3 льдов.

Бюджет влаги поверхности Мирового океана. Поскольку
влияние материкового стока ограничивается прибрежной зоной,
бюджет влаги в открытой части океана определяется раз-
ностью между испарением и осадками. Только местами, как,
например, в’ Бенгальском заливе, в районе устьев рек Амазон-
ки, Конго, в евразийских арктических морях, а также в ряде
средиземноморских бассейнов (Балтийское, Черное, Азовское *
и др.), влияние речного стока оказывается значительным. Вла-
гообмен с атмосферой определяется сочетанием диаметрально
противоположной изменчивости с широтой испарения и осад-
ков, сохраняя хорошо выраженный зональный характер (рис.

1У.4).

В приэкваториальных широтах положительный бюджет вла-
ги меняется в весьма широких пределах. По средним широт-
ным величинам максимум достигает 850 мм/год. Ширина при-
экваториальной зоны особенно значительна на востоке Индий-
ского и западе Тихого океана, где положительный бюджет не-
сколько больше 1500 мм/год. Превышение осадков над испаре-
нием во всей приэкваториальной акватории Мирового океана
близко к 25 тыс. ,км3/год, что составляет слой воды около
700 мм.

В тропических и субтропических широтах бюджет влаги от-
рицателен. Здесь океан теряет воду, отдавая ее в атмосферу в
результате превышения испарения над осадками. Максимум в
среднем по Мировому океану приходится на 15—20° широты, ?
составляя около 900—1000 мм/год. Области, в которых океан
отдает атмосфере особенно много влаги, смещены в восточные
тропики в соответствии с местоположением барических антици-
клонов. Здесь отрицательный бюджет влаги несколько превы-
шает 1500 мм/год, а на северо-западе Индийского океана — да-
же 2000 мм/год (за счет иссушающего влияния аравийских пус-
тынь). По величине отрицательного бюджета влаги можно оце-
нить интенсивность его влияния на осолонение поверхностных
вод океана.

В умеренных и высоких широтах приблизительно от 40—45°
широты в обоих полушариях бюджет влаги снова становится
положительным; океан получает воду в результате превыше-
ния осадков над испарением. Особо необходимо отметить две
области в Тихом океане — вблизи североамериканского и юж-
ноамериканского побережий, где положительный бюджет не- '
сколько превышает 1000—1500 мм/год. Здесь существенную
роль играют пресные воды, стекающие в океан с Кордильер.
Большие массы воздуха, приносимые преобладающими запад-
ными ветрами, встречая горные цепи, поднимаются; содержа-
щаяся в них влага, конденсируясь, обильными потоками стека- А
ет в океан. В умеренных и высоких широтах северного полуша-
рия Атлантического и Тихого океанов из атмосферы ежегодно
поступает около 16-103 км3 влаги в год, в тех же широтах юж-
ного полушария —22-103 км3 в год.

Баланс пресных вод в Мировом океане. На испарение, пред-
ставляющее собой во всех океанах единственную расходную
часть баланса, приходится половина всей суммы влаги, вовле-
кающейся в обмен (табл. 1У.7). Приходная часть, состоящая из
осадков и материкового стока, меняется в каждом из океанов
довольно существенно. Полученные «невязки» между расходо-
ванием и поступлением пресных вод оказались сравнительно
небольшими; они меняются от 0,6 до 11 % по отношению к по-
ложительной сумме бюджета; величина этой разности хорошо
увязывается со степенью опреснения или осолонения поверх-
ностных вод океана.

В Северном Ледовитом океане все составляющие пресновод-
ного баланса практически равны между собой. За счет этого
приходная часть (осадки и материковый сток) чуть ли не в
2 раза превышает испарение. Поэтому опреснение поверхност-
ных вод больше, чем в Тихом океане. Оно было бы еще значи-
тельнее, если бы не происходил вынос льдов в Атлантику. Прес-
новодный баланс других океанов совершенно иной. Он на 90—
95% определяется влагообменом с атмосферой за счет того, что
испарение повсеместно выше массы выпадающих осадков.
В Северном Ледовитом океане доля испарения падает до ’/з от
всего пресноводного баланса. Вклад, вносимый осадками, ме-
няется в отдельных океанах от 40 до 47%, и только в Север-
ном Ледовитом океане он существенно меньше за счет боль-
шого удельного веса материкового стока.

С поверхности Тихого океана испаряется в 2 раза больше
воды, чем с Атлантического и Индийского океанов, а количе-
ство влаги, уносимой на сушу, значительно меньше. Сущест-
венное количество водяных паров переносится пассатами толь-
ко в тихоокеанских тропиках северного полушария. Западный
перенос влаги в атмосфере, оказывающий столь большую роль
на климат Европы, в Тихом океане не может оказать сущест-
, венное влияние на Американский континент. Из-за преграды,
которую представляют собой Кордильеры, огромное количест-
во осадков, скатывающихся по склонам гор в Тихий океан, в
сумме с материковым стоком превышают испарение на
3000 км3/год, что является одним из факторов, определяющих
сильное опреснение как поверхностных вод, так и океана в це-
лом. В Тихом океане количество осадков больше, чем в Атлан-
тическом и Индийском (соответственно 1376, 923, 1227 мм в
суммарном объеме в виде слоя в год), что также способствует
понижению плотности поверхностных тихоокеанских вод; от-
сюда более резко выраженная стратификация, чем в Атланти-
ческом и Индийском океанах, что ограничивает вертикальный
«обмен под и в конечном счете сказывается на всей природе Ти-
хого океана (Степанов, 1974).
IV. 3. Обмен солей

Солеобмен Мирового океана с атмосферой и сушей тесно
связан с влагообменом. Соли, растворенные в океанической во-
де, попадают в воздух во время испарения и с брызгами при
волнении. На сушу они уносятся с водяными парами и возвра-
щаются в-Мировой океан с материковым стоком. В процессе
планетарного обмена солей происходит перераспределение ио-
нов солевого состава, чем, видимо, определяется различие хи-
мического состава океанических и речных вод. Солеобмен оке-
ана с атмосферой,приблизительно на три порядка меньше пере-
носа солей между океанами. Весьма интересно, что количество
солей, вовлекающихся в обмен с сушей, равно выпадению их
в отложения на дне Мирового океана.

При крайней органиченности имеющихся исходных данных
количественная оценка солеобмена может быть сделана лишь в
самом первом приближении. Наиболее обстоятельные исследо-
вания обмена солей выполнены С. В. Бруевичем совместно с
Е. 3. Кулик (1978), им же с В. Д. Корж (1969), а также с
В. Н. Иваненковым (1978). Весьма серьезная работа опублико-
вана В. Н. Иваненковым и О. К. Бордовским (1979). Общий
баланс солей в Мировом океане определен А. М. Гриценко и
В. Н. Степановым (1980) . Из зарубежных авторов следует от-
метить работу Е. Эриксона (1959).

Появление солей в воздухе в результате испарения называ-
ют физическим испарением; только для него имеется количест-
венная оценка, основанная на натурных и лабораторных экспе-
риментах. Согласно С. В. Бруевичу с коллегами, с 1 м2 поверх-
ности океана с испаряющейся влагой уносится за год 0,5 т со-
лей. Отсюда получается, что в атмосферу попадает 0,248-109 т
солей в год. Считается, что это составляет только 5% от всего
выноса солей в атмосферу. Следовательно, общее их количест-
во, участвующее в обмене через поверхность Мирового океана,
может быть определено в 5-109 т/год (табл. 1У.8).

Выброс солей при волнении Н. Н. Зубов предложил назы-
вать механическим испарением, а Л. И. Беляев— механическим
выносом солей. В литературе не удалось обнаружить сведений
о том, сколько солей попадает в атмосферу в результате раз-
брызгивания воды во время волнения. Получить такие оценки
очень трудно из-за крайне большой изменчивости ветрового
волнения и сложности процесса выброса солей. С. В. Бруе-
вич и В. Д. Корж (1969) изучали механизм образования и
разрушения воздушных пузырьков и капель воды, возникаю-
щих при волнении. Когда пузырьки лопаются, с их поверхно-
сти выбрасывается струйка, из которой возникают отдельные
капельки, так что более крупные из них падают в океан,
а мелкие становятся ядрами конденсации. Особенно много со-
лей попадает в атмосферу в прибрежной волноприбойной по-
лосе, где разбрызгивание воды происходит наиболее ийтенсив-
Таблица 1У.&

Обмен солей через поверхность океана, в 109 т/год

Составляющие обмена	Океаны				
	Мировой	Атланти- ческий	Индий- ский	Тихий	Северный Ледови- тый
Расходная часть солеоб- мена:  разбрызгивание ветро- вым волнением	—4,752	— 1,140	— 1,044	—2,471	—0,097
физическое испарение	—0,248	—0,060	—0,056	—0,129	—0,003
Приходная часть солеобме- на:  выпадение солей с осад- ками	4,500	0,980	1,037	2,440	0,043
химический сток рек	0,500	0,220	0,063	0,160	0,057
^бщее количество солей, участвующих в обмене через поверхность океана: 109 т/год	5,0	1,2	1,1	2,6	0,1
%	100,0	24	22	52	2

но. По расчетам С. В. Бруевича и Е. 3. Кулик (1978), под-
твержденным данными других авторов, через 1 км береговой:
линии с океана на сушу переносится около 2000 т солей в год.

В процессе разбрызгивания солей происходит перераспреде-
ление ионов солевого состава. По исследованиям С. В. Бруеви-
ча с коллегами, в момент непосредственного отрыва микрока-
пель хлориды в основном остаются в океане, а сульфаты пере-
ходят преимущественно-в аэрозоли, определяя солевой состав--
атмосферной влаги. Соотношение сульфатов и хлоридов в оке-
анических водах равно 0,14, а в атмосферных осадках и реч-
ных водах превышает единицу (в среднем 1,4, доходя до 3—4
и более). Тем самым, по-видимому, и обусловлено различие хи-
мического состава осадков и формирующихся из них вод суши,
а также океана. С речным стоком сульфаты возвращаются в;
океан. При огромной массе океанических вод унос на сушу-
очень небольшого количества сульфатов не сказывается на со-
левом составе океаносферы.

Для того чтобы получить общую величину солей, попадаю-
щих в атмосферу, были проведены расчеты по косвенным дан-
ным. Так, Е. Эриксон (1959), основываясь на количестве солей,,
переносимых через 1 км побережья в сутки (5,4 т), и общей
длине береговой линии Мирового океана (250 тыс. км), опреде-
лил, что за год на сушу переносится с океана 0,5-109 т солей..
Оценивая величину их выноса на сушу в 10% от общего их ко-
личества, попадающего в воздух, Е. Эриксон получил суммар-
ное значенце всей массы солей в атмосфере, равное 5-109 т/год..
Эти расчеты были подтверждены С. Б. Бруевичем на основании:
того, что соли, переносимые на сушу, возвращаются затем в
•«океан с речным стоком; величину химического стока он опре-
делил в 0,5-109 т/год. Принимая сток рек за 10% от суммар-
ного испарения с поверхности Мирового океана, перенос солей
в атмосферу получим таким же, как у Е. Эриксона,— равным
5-Ю9 тгод. Те же величины принимаются В. Н. Иваненковым
и О. К. Бордовским (1979) при вычислении баланса солей Ми-
рового океана.

Из общей- оценки выноса солей в атмосферу можно полу-
чить количество солей, разбрызгиваемых ветровым волнением.
Поскольку доля «физического испарения» составляет 5%, на
-«механическое испарение» приходится 95%, или, следователь-
аю, 4,752-109 т/год по всему Мировому океану. При этом с по-
верхности Атлантического и Индийского океанов будет «сни-
маться» несколько более 1 • 109 т/год, а с Тихого — почти 2,5-
•109 т/год. Таким образом определяется расходная часть соле-
юбмена океаносферы с атмосферой (табл. 1У.8). Приходная же
его часть состоит из солей, выпадающих с осадками, и химиче-
ского стока рек.

Масса солей, поступающих в океан с осадками, будет соот-
ветствовать количеству их, выносимому в воздух (без учета со-
лей, возвращающихся с речным стоком), так как между этими
составляющими обмена в первом приближении должен иметь
.место баланс.

Вынос химических веществ реками был рассчитан О. А. Але-
хиным (1966) на основании определений содержания хлора
(С1 + Вг), проведенных С. В. Бруевичем и рядом других спе-
циалистов. Годовой речной сток принимался ими за 36-103км3;
лоскольку, по более поздним данным (Алюшинская и Иванов,
1974), он оценен в 44,7-103 км3/год, количество хЛора, выноси-
мого в Мировой океан, составит 2,83-108 т. При хлорном коэф-
фициенте, принимаемом для океана за 1,8, общая масса солей,
выносимых в Мировой океан, равна 0,5-109 т/год. По отдель-
ным океанам химический сток в первом приближении можно
считать пропорциональным речному стоку. В таком случае по-
лучается, что чуть ли не половина всех солей выносится в Ат-
лантический океан (44 % всего химического стока); в Тихий—
32%, в Индийский — 13, в Северный Ледовитый — 11%.

Впоследствии О. А. Алекин (1974) получил химический сток
рек по средней величине минерализации речных вод, оцененной
в 76,8 мг/л при выражении карбонатов в виде НСО :3. Таким
образом, вынос химических веществ в Мировой океан оказался
значительно большим, равным 3,1 -109 т. Если принять эту ве-
личину при расчете солеобмена с атмосферой, то получится, что
химический сток рек составляет 60% выноса солей из Мирово-
го океана в атмосферу; ничего подобного быть не может при
том соотношении, которое имеет место между речным стоком и
массой вод океаносферы. Скорее следует, что количество солей,
переходящих в воздушную оболочку, сильно занижено. По-
скольку других оценок пока сделать нельзя, можно высказать,
предположение о том, что только часть химического стока идет*
на пополнение солей, уносимых из Мирового океана в атмосфе-
ру. Косвенным подтверждением тому служит баланс солей
между поступлением их в Мировой океан (4,9 • 109 т) и отло-
жением на дне океана (4,4 -109 т), определенный В. Н. Иванен-
ковым и О. К. Борцовским (1979); превышение приходной час-
ти над расходной в 0,5-109 т в точности соответствует той ве-
личине химического стока, которая должна покрывать вынос
солей в атмосферу (табл. 1У.8).

На основании имеющихся оценок составляющих обмена со-
лей через поверхность океана был определен их бюджет для:
Мирового океана (табл. 1У.8).**Лри определении количества
солей, которое выносится в атмосферу, использовались величи-
ны ранее вычисленного испарения. Следует отметить специфи-
ческую особенность баланса солей Северного Ледовитого океа-
на. В противоположность остальным акваториям химический
сток рек намного меньше суммарного количества солей, выпада-
ющих с атмосферными осадками; в Арктике он существенно-
выше. Казалось бы, при этом должно происходить накопление
сульфатов, преобладающих в речных водах. Однако постоянст-
во солевого состава в Северном Ледовитом океане поддержи-
вается, надо полагать, за счет приноса значительной массы хло-
ридов атлантическими и тихоокеанскими водами.

IV. 4. Газообмен

Исследование обмена газов представляет особенно большой
интерес не только из-за его исключительной роли в биохими-
ческих процессах, но и потому, что на газообмене особенно
сильно сказывается антропогенное влияние, которе в ближай-
шие десятилетия может привести к коренным изменениям пла-
нетарных условий.

Несмотря на активный обмен газами между атмосферой и
океаносферой, в каждой из сфер сохраняется постоянство соот-
ношения кислорода и азота, хотя их содержание в воздухе и
океанической воде различно. А. П. Виноградов (1967) объяс-
нял это тем, что растворимость кислорода больше, чем азота.
Указанное соотношение газов в Мировом океане выдерживается
во всей толще вод, а в воздушной оболочке только в пределах
тропосферы. С высотой содержание кислорода медленно умень-
шается; в стратосфере происходит его преобразование в озон.
Еще выше под воздействием ультрафиолетовой радиации Солн-
ца молекулы кислорода и азота расщепляются и потому оба
газа находятся в атомарном состоянии. Таким образом, в пла-
нетарном газообмене, как и во многих процессах обмена, глав-
ную роль играют океаносфера и тропосфера воздушной оболоч-
ки Земли.

«Газы атмосферы, — писал А. П. Виноградов (1967, с. 7),—
кислород и другие, проникают через всю толщу океанической
?воды, создавая фон их высокого окислительного потенциала ра-
створа океанической воды. Окислительный потенциал зависит
от парциального давления кислорода». Насыщение вод газами
находится в большой зависимости от температуры. Однако при
этом сохраняется постоянство соотношения между основными
газами. Так, при 25° в воде может раствориться до 4,9 см3/л
кислорода и 9,1 см3/л азота; при 15° — соответственно 5,8 и
10,6; при 5° — 7,1 и 12,7 см3/л. При сохранении этой зависимо-
• сти в высоких широтах поглощается больше газов, чем в тро-
пических областях, где воды оказываются перенасыщенными
газами и потому отдают их в атмосферу. Отсюда возникает се-
зонная и суточная изменчивость газообмена. Зимой и ночью
^преобладает поглощение газов водами Мирового океана, а ле-
том и днем — выделение их в атмосферу.

Количество газов в водах Мирового океана -кроме темпера-
туры зависит от жизнедеятельности растительных и животных
организмов, биохимической переработки и окисления органиче-
ских и минеральных веществ, структуры и циркуляции вод. Вы-
сокая растворимость газов в воде определяет то, что океаносфе-
ра восполняет их недостаток в воздухе или поглощает избыток,
создающийся в процессе планетарного обмена. Следовательно,
и здесь Мировой океан выступает в роли главного фактора, с
которым связано установление динамического равновесия пла-
нетарного газообмена, а также практическое постоянство газо-
вого состава атмосферы и океаносферы. Такое равновесие все
время нарушается в условиях сложного и длительного плане-
тарного перераспределения веществ, изменения характера и ин-
тенсивности биологических процессов, по-разному протекающих
у поверхности Земли и в геосферах.

Имеющиеся сведения позволяют рассмотреть обмен кисло-
родом и двуокисью углерода (СО2) между океаносферой и ат-
мосферой. Так же как и в отношении обмена солей, приводи-
мые в литературе оценки получены по Мировому океану в це-
лом, однако с несколько большей достоверностью; расчет бюд-
жета газообмена отдельно по каждой исходной расчетной тра-
пеции для всей акватории пока не производился.

Обмен кислорода между океаном и атмосферой. Основная
масса кислорода при высокой его активности находится в свяд
данном состоянии. Общее его количество в земной коре оценено
А. Полдерватом (1957) в 13-1018 т. В океанической воде содер-
жится 1,2-1018 т связанного кислорода, и, кроме того, он нахо-
лится в растворенных в воде сульфатах, бикарбонатах, силика-
тах, нитратах и-органическом веществе в количестве 2,6-1015 т.
Однако особенно большое значение имеет свободный кислород,
который используется растениями и животными и интенсивно
расходуется в результате хозяйственной деятельности человека.
По данным В. Н. Иваненкова (1979), в Мировом океане со-
средоточено 7 480 млрд, т свободного кислорода, что в 158 раз
меньше, чем в атмосфере (1184-1012 т).
Если кислород воздушной оболочки Земли образовался е/
результате фотосинтеза растительности, то океанические водо-
росли (и в первую очередь фитопланктон) должны были сыг-
рать в этом ведущую роль. Около 1,8 млрд, лет назад, когда в-
атмосфере начал накапливаться свободный кислород, живые
организмы могли существовать в подповерхностных водах или.
в донных отложениях водоемов, где они были защищены от
ультрафиолетовых лучей. И только после того, как в атмосфе-
ре накопилось значительное количество свободного кислорода
и образовался озоновый экран, поглощающий большую массу'
ультрафиолетовой радиации, мог создаться окислительный об-
мен’ веществ. По оценкам Л. Беркнера и Л. Моршалла (приво-
димым Мониным, 1977), 1,2 млрд, лет назад содержание кисло-
рода в атмосфере составляло лишь 0,1% от современного;.
600 млн. лет назад оно увеличилось приблизительно до 1%, а
400 млн. лет — до 10%. Следовательно, уже около 600 млн. лет
назад появились условия для развития многоклеточных орга-
низмов. С эволюцией жизни образовывалось все больше свобод-
ного кислорода, который в то же время . благоприятствовал/
дальнейшему развитию биосферы. Благодаря способности кис-
лорода соединяться с другими элементами возникло динамиче-
ское равновесие в развитии органической жизни. В конечном:
счете около 350 млн. лет назад создался современный обмен:
кислорода между атмосферой, океаносферой, фотосинтезом и:
развитием всех форм жизни в их тесной взаимосвязи в пище-
вой цепи. К этому времени содержание кислорода в атмосфе-
ре достигло 1,2• 1015 т и продолжает сохраняться на этом уров-
не и сейчас. На границе раздела океаносферы с атмосферой
парциальное давление кислорода стремится к равновесному со-
стоянию и, видимо, не изменялось в течение 300 млн. лет. По*
мнению В. Н. Иваненкова, годовая продукция кислорода в про-
цессе фотосинтеза в Мировом океане и на суше в настоящее
время близка по величине, различаясь не более чем на ±20%..

Обмен с атмосферой осуществляется со скоростью, пропор-
циональной разнице парциального давления кислорода между
водой и воздухом. Поглощение его из атмосферы происходит
при недосыщении воды, а выделение — при пересыщении. Об-
щее количество кислорода, усваиваемого Мировым океаном, по-
В. Н. Иваненкову (1979), определено в 54,85 млрд, т в год, а
расходуемого — в 61,35 млрд, т в год. Следовательно, атмосфе-
ра ежегодно получает от океаносферы 6,5 млрд, т кислорода;:
эта разница покрывается за счет превышения продуцирования:
кислорода в процессе фотосинтеза над его биохимическим по-
треблением. Поскольку поглощение кислорода увеличивается,
с понижением температуры, в холодное время года преоб-
ладает его поглощение, а в теплое — выделение. По данным
В. Н. Иваненкова, за зимний сезон Мировой океан поглощает
19,62 млрд, т кислорода, а осенью— 10,64 млрд. т. За весенний:
период расходование кислорода составляет 18,87, а за летний—
12,24 млрд. т. В соответствии с термическими условиями наибо-
лее интенсивный обмен происходит в высоких широтах, в тро-
ликах он слабее. Общее количество кислорода, поглощаемого
& низких широтах Мирового океана (от 40° с. ш. до 35° ю. ш.),
•составляет около 25 млрд, т, а отдаваемого в атмосферу —
-30 млрд, т в год. В высоких широтах в течение года между по-
треблением и расходованием существует динамическое равен-
ство, близкое к 30 млрд, т в год. Таким образом, получается,
что тропики являются основным поставщиком кислорода в ат-
мосферу.

При высоком насыщении кислородом вод Мирового океана
окислительные процессы повсеместно протекают весьма актив-
но. Исключением являются лишь отдельные, сильно отчленен-
ные от океана моря (Черное и Балтийское) и полностью отде-
лившееся от него Каспийское. В результате резкой стратифи-
кации, обусловленной сильным опреснением поверхностных вод,
создаваемым большим речным стоком, вертикальное перемеши-
вание осуществляется особенно медленно. В глубинных водах
кислорода не хватает, возникает восстановительная среда с не-
большим содержанием сероводорода. Во всей остальной части
Мирового океана растворенный кислород полностью обеспечи-
вает бурное развитие жизни и окисление всей массы органиче-
ских и минеральных продуктов; кроме того, остаются еще ог-
ромные его излишки. При постоянстве соотношения между кис-
лородом и азотом-это -и определяет возможность поддержания
.динамического равновесия в планетарном газообмене. Кислород
является хорошим показателем интенсивности переноса водных 1
масс, или, как говорят, «возраста» вод, которые окажутся тем
«старше», чем больше будет поглощение кислорода на пути их
распространения.

Обмен двуокиси углерода (СО2). Несмотря на малые кон-
центрации углекислого газа в атмосфере (0,3 мл/л) и океано-
сфере (0,7 мл/л), он играет весьма значительную роль в плане-
тарном обмене веществ. Являясь химически активной, двуокись .
углерода принимает участие во многих реакциях и процессах,
протекающих в геосферах. Двуокись углерода вовлекается в био-
химический обмен, приводящий к созданию органики, формиро-
ванию и развитию пищевой цепи, образованию донных органи-
ческих отложений (в частности, горючих ископаемых). Пропу- 1
ская коротковолновую солнечную радиацию и задерживая
.длинноволновое тепловое излучение Земли, СО2 оказывает вли-
яние на изменение климатических условий, в том числе и в ре- 1
зультате хозяйственной деятельности человека (за счет угле-
кислого газа, образующегося при горении).

Углекислый газ переходит в океан из атмосферы в процес-
се волнового перемешивания и диффузии. Растворимость его
увеличивается с понижением температуры и повышением дав- 1
«ления. Однако количество двуокиси углерода в поверхностных
слоях невелико благодаря интенсивному поглощению растения-
ми (преимущественно фитопланктоном). Продукты диссоциации:
- углекислоты, постепенно накапливаясь с глубиной, достигают-
максимальных значений в придонном слое океана, где темпе-
ратура особенно низка, а давление (по сравнению с атмосфе-
рой) возрастает в 400—500 раз. Наиболее интенсивно погло-
щаемая холодными водами углекислота переносится образую-
щимися в высоких широтах водными массами в другие части
Мирового океана. «В результате этой циркуляции СО2 над эк-
► ваториальной областью океана создается повышение парциаль-
ного давления СО2... Время пребывания СО2 в атмосфере со-
ставляет около 5 лет» (Виноградов, 1967, с. 68).

Двуокись углерода в отличие от других газов, входит в хи-
мическое взаимодействие с водой. Образующаяся при этом;
двухосновная угольная кислота и продукты ее диссоциации соз-
дают химически консервативную буферную систему, обеспечиг-
вающую стабильность жизни морских организмов. В результате1
1 переработки углекислоты растениями возникает органическое-
вещество. Этот процесс лежит в основе всей пищевой це-
пи. По данным М. И. Будыко Д1977), общее содержание дву-
окиси углерода в атмосфере по объему равно 0,032%, а пове-
су— 2,3-1012 т. В океаносфере СО2 растворено 130-1012 т, т.‘е..
'* в 56 раз больше.

Двуокись углерода принимает также участие в образовании-
известковых скелетов и панцирных покровов животных орга-
низмов. После их отмирания углекислый кальций, растворяясь-
в воде, вовлекается в планетарный обмен. Реками в океаны и
! моря ежегодно выносится около 1 • 109 т СаСО3, который за-
тем переходит в донные отложения. Основную же массу изве-
стковых осадков дают скелетные остатки морских животных,,
почти целиком представленных планктонными организмами..
Эти осадки широко распространены в низких широтах, где во-
ды перенасыщены углекислым кальцием и потому около поло-
вины его может перейти во взвесь; перенасыщение достигает
, иногда 300%. В карбонатных осадках, по оценке академика
А. П. Виноградова, ежегодно накапливается около 1 млрд, т
углекислоты, которая затем снова может перейти в раствор^
В процессе геологических преобразований известковые породы
(создающиеся на дне океанов и морей) попадают на сушу, где„
, растворяясь дождевыми, речными и подземными водами, снова:
’ вовлекаются в планетарный круговорот.

Г л а в а V

ОЦЕНКИ ВОЗМОЖНОГО АНТРОПОГЕННОГО
ВОЗДЕЙСТВИЯ НА ГЛОБАЛЬНЫЕ ПРОЦЕССЫ

При все нарастающем воздействии нашей хозяйственной дея-
тельности на природу нельзя не остановиться на тех оценках-
возможного изменения среды обитания растений, животных и:
“человека, которые появились в последнее время. Сколько бы
ни были они ориентировочными и, может быть, иногда завы-
шенными, к ним должно быть привлечено самое широкое об-
дцественное внимание. Поэтому и в этой книге нельзя ограни-
читься чисто академическим (отвлеченным) рассмотрением
планетарного обмена энергии и веществ, без оценок на него
«антропогенного влияния; оно не только стало весьма ощути-
мым, но и может резко усилиться в ближайшие одно-два деся-
тилетия. Нет смысла здесь останавливаться на загрязнении ат-
мосферы, суши и Мирового океана, поскольку по этим вопро-
сам в печати приводятся весьма обширные сведения; вместе с
тем необходимо обобщить те данные, которые относятся к влия-
нию океаносферы на глобальный обмен. Это особенно важно,
так как наиболее значительным изменениям подвергнутся ат-
мосфера и гидросфера. И это в первую очередь скажется на ор-
ганическом мире.

Изменения природных условий определить весьма непросто,
тем более что на естественный ход событий накладывается ан-
тропогенное влияние, масштабы которого приближаются сей-
час к планетарным. Имеющиеся в литературе сведения отно-
сятся к оценке возможных термических условий, глобального
«обмена кислорода и двуокиси углерода, а также воздействия
на озоновый экран (последнее см. Степанов, 1982).

V. 1. Некоторые соображения о влиянии
хозяйственной деятельности человека
на термические условия

Оценки возможного изменения температуры в результате
^антропогенного воздействия практически целиком относятся к
«атмосфере. В какой мере это влияние скажется на термальном
режиме океаносферы, пока неясно; при огромном теплосодер-
дкании. океанических вод оно, по-видимому, может проявиться
только на теплообмене поверхности Мирового океана, что, ко-
нечно, отразится и на планетарном теплообмене. Изменения
температуры воздуха связывают с выделением тепла промыш-
-ленными предприятиями и городами, уменьшением испарения
< засушливых территорий, загрязнением воздуха и увеличением
содержания углекислого газа в результате сжигания органиче-
ского топлива, изменением альбедо поверхности Земли. Сов-
местное влияние этих факторов, по оценкам М.И. БудЫко
(1977), может привести в городах к уменьшению прямой сол-
нечной радиации на 15%, ультрафиолетового излучения — на
30, а продолжительности поступления прямых солнечных лу-
чей — на 5—15%.

Одним из весьма важных факторов воздействия на глобаль-
ные термические процессы является быстрый рост потребления
энергии человеком: «...увеличение производства энергии от 4до
10% в год приведет к тому, что не позже чем через 100—
200 лет количество тепла, создаваемого человеком, будет срав-
ь нимо с величиной радиационного баланса всей поверхности кон-

тинентов» (Будыко, 1977, с. 299). В 70-х годах нашего столетия
ежегодный средний прирост выработки энергии составлял око-
ло 6%. Изменение солнечной радиации на 1% приведет к изме-
нению температуры воздуха у поверхности Земли на 1,5°.
М. И. Будыко указывает также, что за счет выделения тепла
промышленными предприятиями и домами средняя температу-
к ра большого города повышается на 1—2° и более. Совместное
влияние группы населенных пунктов распространяется на сотни
километров. Для всей поверхности Земли потепление составля-
ет около 0,01 ккал/см2 в год. Благодаря этому средняя темпе-
ратура всей атмосферы может повыситься на 1°. Последнее по-
тепление климата, наблюдавшееся в первой половине нашего
! столетия, привело к росту средней температуры воздуха на 0,4°.

В то время как антропогенное влияние ведет к повышению тем-
( пературы атмосферы, естественное развитие планетарных про-
цессов направлено сейчас на похолодание. В отдаленном буду-
щем, согласно соображениям, основанным на расчетах положе-
ния поверхности Земли по отношению к Солнцу, может насту-
пить новая ледниковая эпоха. М. И. Будыко (1977, с. 292) пи-
у шет: «...через 10—15 тыс. лет в области «критических широт»
северного полушария произойдет заметное понижение солнеч-
ной радиации, составляющее около двух третей снижения, имев-
шего место в эпоху последнего вюрмского оледенения. Такое
уменьшение радиации может привести к наступлению новой
ледниковой эпохи с развитием континентальных оледенений...»
Подсчитано, что для наступления оледенения средняя темпера-
тура воздуха всей планеты должна, понизиться на 2—4°.

> Углекислый газ, озон и водяные пары атмосферы, свободно
пропуская коротковолновую солнечную радиацию, задерживают
длинноволновое тепловое излучение Земли. Молекулы газов час-
тично поглощают солнечную энергию, а главное, задерживая
инфракрасную радиацию, излучаемую земной поверхностью,
| уменьшают охлаждение планеты; в то же время эти процессы

. благоприятствуют выхолаживанию атмосферы. По данным, при-
водящимся в печати, стратосфера может охладиться в 10 раз
сильнее, чем нагревается приповерхностный слой воздуха.

- Впервые идея возможного влияния углекислого газа на тем-
пературу воздуха была высказана С. Аррениусом. В-1896 г. он
писал, что с увеличением двуокиси углерода температура ста-
г нет повышаться, а с уменьшением — понижаться. Причем этот
эффект будет усиливаться от экватора к полюсам. При росте
концентрации СО2 в геометрической прогрессии температура
должна расти в арифметической. Если содержание СО2 в ат-
мосфере увеличится в 2 раза, температура повысится на 6°; при
понижении ее на 4—5° количество углекислого газа уменьшит-
ся приблизительно наполовину. Подобные оценки делались и в
последующие годы. Вполне естественно, что получаемые резуль-
гаты при крайней сложности всей проблемы существенно от-
личаются у различных авторов.

По Г. Н. Плассу (1966), при увеличении концентрации уг-
лекислого газа в 10 раз общее содержание его дойдет до 0,3%
(по объему); средняя температура воздуха поднимется на 12°.
Однако в результате поглощения углекислоты океаном через
несколько тысяч лет установится новое равновесие в планетар-
ном газообмене. После этого содержание углекислого газа в
воздухе снизится до 0,11%, оставаясь все-таки в 4 раза больше
современного. Средняя температура воздуха повысится на 7°.

Возможные колебания температуры при изменении содержа-
ния СО2 в условиях сохранения относительной влажности воз-
духа рассчитывали также С. Манаабе и Р. Везеролд; у них по-
лучилось, что при увеличении или уменьшении содержания дву-
окиси углерода вдвое температура будет меняться почти на
2,5°.

Оценки тех же явлений сделаны У. Келлоггом по поруче-
нию Всемирной метеорологической организации. По его расче-
там, при современном росте концентрации углекислого газа в
атмосфере средняя температура воздуха на планете может по-
выситься от 1,5 до 6,0°. М. И. Будыко (1977) указывает, чю к
2000 г. изменения температуры, вызванные увеличением двуоки-
си углерода, могут превысить естественные колебания, наблю-
давшиеся в первой половине XX в. С дальнейшим ростом со-
держания углекислого газа в XXI в. следует ожидать значи-
тельных изменений климата. Новые термические условия на
планете приблизятся к тем, которые были в дочетвертичное
время. Причем переход этот совершится в 100 тыс. раз быстрее
по сравнению с тем, что характерно для геологических перио-
дов.

Итак, что же все-таки ожидает человечество: потепление или
похолодание климата? Исследование планетарного теплообме-
на приводит к выводу, что может наступить если не леднико-
вый период, то по крайней мере эпоха похолодания. Влияние
же нашей хозяйственной деятельности на обмен углекислого
газа вызывает опасения в перегреве атмосферы. Прежде всего
необходимо обратить внимание на различие временных мас-
штабов этих процессов. Ледниковые периоды отделяют друг от
друга тесячелетия. Связанные с ними изменения температуры
воздуха вряд ли превышают 0,01° за десятилетие. Последнее
потепление продолжалось 60—70 лет (приблизительно с 1880—
1890 по 1940—1950 гг.). Сменившее его похолодание длится
уже около 40 лет. Таким образом, потепление, вызываемое уве-
личением углекислого газа в атмосфере, может значительно
умерить наступившее похолодание. Если максимальный про-
грев воздуха проявится в первой половине следующего века, то
он может совпасть с переходом к новой эпохе потепления. Од-
нако вряд ли это случится, так как важнейших органических
ископаемых, какими являются нефть и газ, хватит (даже по
официальным оценкам ООН) на ближайшие 50—100 лет. За
это время люди должны будуть изыскать новые виды и источ-
ники энергии; к ним в первую очередь_ относятся ядерная, сол-
нечная, ветровая энергия, сила приливов, ветрового волнения,
гидротермальные источники; освоение их привлекает внимание
специалистов уже теперь. Несомненно, будут выявлены и дру-
гие возможности. Горючие же ископаемые и древесина должны
использоваться только в качестве ценнейшего химического
сырья. Следовательно, нет оснований для тех пессимистических,
а подчас и панических высказываний, которые все чаще появ-
ляются в печати в отношении будущего человечества.

К тому же следует отметить, что в большинстве приведен-
ных выше оценок не учтено влияние океаносферы, а ее роль в
изменении планетарных процессов, несомненно, очень велика.
В этом свете интересны высказывания, появившиеся недавно в
печати в связи с обсуждением очередного проекта, направлен-
ного на увеличение влияния Гольфстрима на природные усло-
вия Северной Америки. Этот проект основан на идее пропуска
части теплых вод через канал, который должен быть прорыт у
основания полуострова Флорида. При этом (кстати, вряд ли
достаточно обоснованно) сделана попытка оценить возможное
изменение климата. Предполагается, что во Франции из-за ее
географического положения резко увеличится континенталь-
ность климата, с морозами до 30—40°. Катастрофичность таких
последствий действительно была бы очень большой. Получен-
ные оценки основаны на количестве тепла, приносимого систе-
мой течений, продолжающих Гольфстрим. Было определено, что
на западное побережье Франции поступает столько тепла,
сколько'можно было бы получить от сжигания 30 млн. т нефти,
а это в 20 раз превышает современную ее добычу в океане.
Как бы ни были ориентировочны сделанные подсчеты, они сви-
детельствуют не только о грандиозности процессов, протекаю-
щих в Мировом океане, но и о том, насколько велико может
быть вмешательство человека.

V.	2. Предполагаемые изменения
планетарного газообмена и их последствия

Сколь значительным может оказаться антропогенное влия-
ние на атмосферу, можно судить по данным, приводимым
В. И. Вульфсоном (1969), о потреблении кислорода на сжига-
ние топлива. В 1960 г. расход его составил 12 млрд, т, в 1980г.—
25, к 2000 г. он может дойти до 57, а к 2050 г. — до 230 млрд. т.
В начале следующего века потребление кислорода .на горение
по сравнению с годовым его продуцированием на суше соста-
вит 109%, еще через полсотни лет практически весь кислород
планеты (95% выделяемого растительностью суши и океана)
потребуется для сжигания топлива. Приведенные цифры, не-
сомненно, крайне ориентировочны, так как существующие пред-
ставления о планетарном балансе кислорода еще весьма огра-
ниченны. Однако становится очевидным, что «человечество при-
ступило к расходованию запасов кислорода атмосферы, на-
копленных в предшествующую историю Земли. Одновременно
идет... прогрессирующее накопление двуокиси углерода, которое
в будущем может привести к изменению климата» (Иваненков
и Борцовский, 1979, с. 414). И далее: «...расход кислорода при
сжигании всех видов топлива уже превысил разность между
продуцированием кислорода при фотосинтезе и его расходова-
нием на окислительные процессы в океане, которая ранее шла
на пополнение запасов кислорода в атмосфере».

Между содержанием кислорода и двуокиси углерода суще-
ствует тесная связь. При рассмотрении газообмена (глава IV.
4-) говорилось о том, что атмосфера ежегодно получает от океа-
носферы 6,5 млрд, т кислорода, который способен окислить до
СО2 около 2,5 млрд, т углерода ископаемого топлива
(В. Н. Иваненков, 1979). Исследования, проведенные В. В. Ру-
би (1957), привели его к мысли о том, что обмен кислородом
между различными оболочками Земли должен быть в первом
приближении сбалансированным; небольшое превышение угле-
рода объясняется тем, что часть кислорода расходуется на
превращение окиси углерода в двуокись. Было также высказа-
но предположение, что появление в Мировом океане пестици-
дов и гербицидов может привести к уменьшению фитопланкто-
на, за счет чего сократится выделение кислорода в атмосферу.
Однако многократные измерения концентрации кислорода не
показали сколько-нибудь существенного изменения в текущем
веке.

Судя по тому, что соотношение газов в атмосфере и океано-
сфере в недавнем прошлом не менялось сколько-нубудь замет-
но, можно считать, что имело место подвижное равновесие меж-
ду приходными и расходными составляющими глобального га-
зообмена. Поэтому существенное изменение в содержании од-
ного какого-либо газа, а тем более кислорода, играющего столь
важную роль, приведет к весьма значительным Последствиям;
в первую очередь это, естественно, скажется на органическом
мире. И следовательно, необходимо самым серьезным образом,
незамедлительно приступить к разработке мер по сокращению
сжигания органического топлива тем более, что запасы его
весьма ограничены.

С середины XIX в. стали интенсивно использоваться горю-
чие ископаемые. Тем самым начало происходить возвращение в
атмосферу углерода, фиксированного растительностью в про-
должение миллионов лет. Надежные измерения концентрации
углекислого газа ведутся только с конца 50-х годов, и потому
имеющиеся данные еще весьма ограничены. Отсюда те разно-
речивые представления, которые имеются относительно увели-
чения углекислого газа и его возможных последствий. В резуль-
тате сжигания органического топлива в последнее время в воз-
дух ежегодно добавляется около 5 млрд, т углекислого газа,
что составляет менее 1 % общего его содержания в атмосфере.
Кроме того, двуокись углерода увеличивается за счет уничто-
жения лесных массивов. Происходящее при этом гниение при-
ведет к выделению от 4 до 8 млрд, т в год углекислого газа.
Таким образом, общее количество углерода, ежегодно поступа-
ющее в воздушную оболочку, по-видимому, близко к 10 млрд. т.
На основании же имевшихся измерений концентрации прирост
углекислого газа в атмосфере составляет около 2,5 млрд. т.
Отсюда делается заключение, что 7—8 млрд, т СО2 должно
поглощаться Мировым океаном. При огромной массе вод океа-
носферы и растворенных в ней газов уловить сколько-нибудь <
заметное увеличение концентрации двуокиси углерода трудно.
Как велика способность океана поглотить дополнительное ко-
личество газов, в какой мере это будет способствовать разви-
тию фитопланктона, усваивающего углекислоту в процессе фо-
тосинтеза, и, наконец, как велик может быть переход различ-
ных форм углекислоты в донные отложения, — определить пока
не удалось.

Для атмосферы расчеты, связанные с ростом углекислого
газа, сделать проще. Так, если концентрация его повысится на
30%, это приведет к росту средней температуры всей атмосфе-
ры на 1° в столетие, что близко к действительному ее увеличе-
нию, наблюдавшемуся в XX в. За последнее двадцатилетие ко-
личество СО2 увеличилось на 13%. При этом отмечено, что в
полярных областях концентрация несколько выше и в Арктике
больше, чем в Антарктике. Понимание того, что может произой-
ти с климатом планеты, прежде всего связано с необходи-
мостью оценки возможных изменений в атмосфере. Дж. Махта,
Л. Махта и Дж. Олсон попытались определить возможный рост
содержания двуокиси углерода в воздушной оболочке для спе-
циальной конференции, проведенной в США, по проблеме влия-
ния хозяйственной деятельности человека на природу1. Они ос-
новывались на том, что поступление углекислого газа будет
увеличиваться при ежегодном приросте сжигаемого топлива на
3,5—4,0%. За счет использования горючих ископаемых содер-
жание СО2 в 1970 г. должно было увеличиться на 15,4 млрд, т;
к 1980 г. оно могло возрасти до 22,8; в 1990 г. — до 32,2; в
2000 г.—до 45,5 млрд. т1 2. За счет этого к концу текущего ве-
ка концентрация СО2 в воздухе превысит современный уровень
приблизительно на 2'0%. Проведенные исследования основаны
на том, что равновесие в обмене двуокиси углерода между ат-
мосферой и океаном имело место в середине прошлого века.
В последующее время увеличивалось поглощение углекислого
газа растительностью суши. Тропические леса, занимающие осо-

1 См. Влияние человека на глобальные климатические условия. Л., 1972.

2 Близкие величины получены Ю. И. Ляхиным с соавторами (1978). Так,
увеличение углекислого газа в 2000 г. определено в 35 млрд. т.
бенно большие пространства, поглощают около 40% всей дву-
окиси углерода атмосферы.

Ляхин Ю. И. с соавторами (1978) указывают, что с увели-
чением разности содержания углекислого газа в атмосфере и
океаносфере не менее половины его (по их оценке, 440 млрд, т)
должно перейти с 1960 по 2000 г. в Мировой океан. Это в
7 раз превысит количество СО2, ежегодно фиксируемое фито-
планктоном- (определенное О. П. Добродеевым в 65 млрд. т).
За счет повышения интенсивности фотосинтеза океаническая
растительность вряд ли справится с такой дополнительной на-
грузкой; это приведет к уменьшению насыщенности поверхност-
ных вод карбонатом кальция, что может вызвать неблагопри-
ятные биологические последствия. Поглощение углекислого га-
за океаном происходит не только за счет фотосинтеза, но и
разности в парциальном давлении газа между водой и возду-
хом, а также при химическом превращении в карбонатные от-
ложения. Время пребывания молекулы углекислого газа в ат-
мосфере, перед тем как она попадет в Мировой океан или био-
сферу, в среднем составляет около 5 лет, видимо укладываясь
в пределы от 3 до 30 лет.

В последние годы в печати приводятся оценки возможных
изменений содержания углекислого газа в XXI в. Если исхо-
дить из современного ежегодного пятипроцентного прироста по-
требления органических ископаемых, то к 2020 г. может про-
изойти увеличение содержания двуокиси углерода в атмосфере
в 2 раза. К 2060 г. он еще раз удвоится, а к 2100 г. в 5—10 раз
превзойдет количество, которое имело место в доиндустриаль-
ную эпоху (если не учитывать обмена углекислотой между оке-
аносферой и атмосферой и перехода ее в карбонатные осадки).

В заключение надо сказать, что исследование газообмена и
его возможных изменений представляет, несомненно, очень
большой интерес. По мере уточнения наших представлений по-
явится возможность более правильной оценки современного и
последующего влияния человека на содержание и изменение
газов в атмосфере. Такие данные необходимы для принятия
возможных контрмер, с тем чтобы их учесть при определении
дальнейших перспектив развития техники и промышленности.
Часть II

ВАЖНЕЙШИЕ ОСОБЕННОСТИ ОКЕАНОСФЕРЫ

Циркуляция вод в реально-стратифицированном океане оп-
ределяет наиболее важные и специфические черты океаносфе-
ры. Возбуждаясь неравномерным распределением солнечной
энергии на поверхности земного шара и планетарным обменом
энергии и веществ, она определяет стратификацию и структу-
ру вод. В то же время сама циркуляция усложняется, протекая
в условиях расслоенной среды.

В глобальном переносе вод конкретное сочетание макроцир-
куляционных систем обусловливает характер обращения вод не
только в горизонтальной, но и в вертикальной плоскости. По со-
временным воззрениям (Стоммел, 1966; Бурков, 1980, и др.),
крупномасштабная циркуляция вод находится в геострофичес-
ком равновесии. По условиям геострофической модели, как из-
вестно, частицы воды должны перемещаться вдоль линий ди-
намических высот без бокового смещения. В условиях когда
квазистационарные круговороты вод представлены системой
концентрических изолиний, в циклонах (в соответствии с эф-
фектом трения) воды будут перемещаться не только по кругу,
но и от центра к периферии, а в антициклонах — наоборот; та-
ким образом, перенос вод в макроциркуляционных системах
происходит как бы по спирали, с закручиванием в антицикло-
нах и раскручиванием в циклонах. За счет гидростатического
напряжения в антициклонических системах создаются нисходя-
щие движения вод, а в циклонических — восходящие. В процес-
се интенсивного горизонтального обращения вод возникает бо-
лее слабое вертикальное их перемещение (вертикальная состав-
ляющая течений). Восходящие движения захватывают боль-
шую толщу океана, нередко от поверхности до дна; нисходящие
же распространяются на значительно меньшую глубину (обык-
новенно менее 1000—1500 м). Это различие объясняется тем,
что перемещение относительно легких вод из верхних слоев
океана в глубину со всевозрастающим давлением и плотностью
требует гораздо большей затраты энергии, чем подъем вод в
слои с меньшей плотностью и давлением. Таким образом соз- -
дается весьма сложная, трехмерная циркуляция вод.

Для современной эпохи развития Земли характерна четко
выраженная четырехслойная стратификация океаносферы. В со-
ответствии с глубиной расположения и физико-химическими
свойствами принято выделять поверхностные, промежуточные,
глубинные и придонные воды. Определяя границы между ни-
ми и конкретные их сочетания по вертикали, тем самым уста-
навливается структура вод. Наличие четко выраженных четырех
типов вод привело к выделению поверхностной, промежуточ-
ной, глубинной и придонной структурных зон (Степанов, 1974).
Они повсеместно сменяют друг друга по вертикали в Мировом
океане. В пределах каждой структурной зоны сосредоточено
несколько однотипных водных масс, представляющих собой
большие объемы воды, занимающие обширные акватории и об-
ладающие специфическими, только им присущими консерватив-
ными физико-химическими свойствами. Водные массы, приоб-
ретая характерные для них свойства в определенных географи-
ческих районах, способны сохранять их при перемещении на
значительные расстояния, за пределы очага своего формирова-
ния. То или иное сочетание различных водных масс по верти-
кали и горизонтали определяет общую структуру вод.

Исследование циркуляции вод в реально-стратифицирован-
ном океане позволило провести расчеты переноса вод, тепла и
солей. На этой основе определялся обмен энергии и веществ.
Впервые получены оценки переноса вод и кинетической энергии
по всей толще океаносферы и проведено сопоставление ее в от-
дельных структурных зонах. Определен полный баланс вод, теп-
ла и солей в Мировом океане с учетом обмена с атмосферой и
сушей не только в удельных, но и в суммарных величинах, че-
го до сих пор не представлялось возможным сделать. По ба-
лансу растворенного кислорода и биогенных веществ исполь-
зованы новейшие данные, полученные в Институте океанологии
АН СССР.

Таким образом, вторая часть книги посвящена важнейшим
процессам, протекающим в океаносфере, с той количественной
их оценкой, которая возможна в настоящее время.

Глава VI

ЦИРКУЛЯЦИЯ вод

Имеющиеся материалы позволяют провести изучение общих
закономерностей глобальной циркуляции вод во всей толще
Мирового океана. Поскольку главной задачей книги является
исследование климатических закономерностей, вся совокупность
сложнейших микро- и мезомасштабных процессов, отражающих
вихревую структуру течений, не рассматривается. На основании
анализа макроциркуляционных систем выделяются квазистаци-
онарные океанические фронты, конвергенции и дивергенции.

VI.	1. Основные закономерности глобальной
циркуляции вод

Неравномерное распределение солнечной энергии по по-
верхности планеты возбуждает сложную систему переноса масс
в океаносфере и атмосфере (чему посвящена первая глава ра-
боты). Эта система представлена квазистационарными макро-
циркуляционными круговоротами, которые и формируют гло-
бальную циркуляцию вод Мирового океана.

Методика исследования циркуляции вод. В продолжение
очень длительного времени представления о циркуляции об-
ширных пространств Мирового океана ограничивались сведе-
ниями о поверхностных течениях, полученных в результате ис-
пользования массовых данных по сносу судов. Анализ и обоб-
щение карт, составленных по этим данным, послужили основа-
нием для выявления макроциркуляционных систем и изучения
важнейших закономерностей обращения поверхностных вод в
океане.

При крайней ограниченности инструментальных определе-
ний течений для исследования циркуляции вод широкое приме-
нение получили различные расчетные методы. Пройдет еще
немало времени, прежде чем накопятся настолько большие ря-
ды измерения течений, по которым можно будет судить о пере-
носе вод во всех океанах и морях. Использование имеющихся
материалов затрудняется тем, что, подобно данным о ветре, они
дают представления о мгновенных значениях направления и
скорости. С появлением массовых наблюдений их можно будет
подвергнуть статистической обработке, с тем чтобы получить
«розы» течений, преобладающие и результирующие векторы,
повторяемость, устойчивость потоков и пр.

Из расчетных методов наиболее эффективны те, которые ос-
нованы на моделях, учитывающих главные факторы, определя-
ющие циркуляцию, — ветер, плотность воды и влияние релье-
фа дна. Особенно широкое применение получил динамический
метод. Использование его в Институте океанологии АН СССР
позволило получить геострофическое приближение циркуляции
вод в Атлантическом, Индийском и Тихом океанах. Обобщение
результатов, полученных по отдельным океанам, дало возмож-
ность выявить общую картину геострофической циркуляции вод
Мирового океана (Бурков, Булатов и Нейман, 1973; Степанов,
1974 и 1975). По циркуляции вод Северного Ледовитого океана
наиболее обстоятельная работа выполнена А. Ф. Трешнико'вым
и Г. И. Барановым (1972); расчеты проводились от определен-
ной ими нулевой поверхности.

Использование динамического метода позволило выявить ос-
новные закономерности циркуляции вод Мирового океана, ква-
зистационарные макроциркуляционные системы, и в том числе
ранее неизвестные тропические циклонические и экваториаль-
ную антициклоническую (Булатов и Степанов, 1968; Степанов,
1969, 1974, 1977). Были выделены квазистационарные верген-
ции, главные. океанические фронты (Степанов, 1978). Получе-
ны представления о важнейших особенностях перестройки цир-
куляции в толще вод Мирового океана (Степанов, 1975).
В. А. Бурков (1980, с. 58, 59) совершенно справедливо отмеча-
ет: «Геострофическая модель, связанная с динамическим ме-
тодом, хорошо помогла изучить горизонтальную и отчасти вер-
тикальную структуру общей циркуляции Мирового океана.
С помощью геострофической модели было получено представле-
ние о том, что общая циркуляция вод Мирового океана пред-
ставляет собой систему чередующихся по широтам громадных,
океанского масштаба циклонических и антициклонических кру-
говоротов, разделенных главными океаническими фронтами».
И далее он констатирует, что на смену геострофической модели
пришли более совершенные «диагностические модели, учитыва-
ющие помимо бароклинной моды движения и баротропные,
вызванные некомпенсированным распределением плотности, вет-
рового уровня свободной поверхности и эффектами негоризон-
тального рельефа дна».

В поисках более совершенных методов расчета течений
В. А. Бурков разработал диагностическую модель, которую
применил для изучения циркуляции вод Тихого океана (1972).
Впоследствии ему удалось совершенствовать свой метод и из-
бавиться от обратимости переноса глубинных вод по отноше-
нию к поверхностным и промежуточным водам. Эта модель бы-
ла успешно применена для исследования трехмерной общей
циркуляции вод Мирового океана (Бурков, 1980). Его моногра-
фия дает наиболее полное и глубокое (в современной литера-
туре) представление о циркуляции вод от поверхности до дна
океана, о всех важнейших течениях, а также впервые с долж-
ной полнотой в ней рассматриваются факторы, определяющие
перенос океанических вод.

Исследование трехмерной циркуляции по всей толще вод
Мирового океана проведено сотрудниками Института океано-
логии АН СССР. Для расчетов была использована линейная
диагностическая модель А. С. Саркисяна (1977), которая, ос-
новываясь на данных о плотности воды, учитывает ветровую
компоненту и рельеф дна. Вычисления велись по средним годо-
вым данным, полученным для пятиградусных трапеций. Этот
масштаб дает наиболее правильные представления об общих
закономерностях гидрофизических полей всего океана1. Первые
результаты проведенных исследований опубликованы в статьях
В. Н. Степанова, А. С. Саркисяна, Ю. Л. Демина, В. Н. Дроз-
дова и др. (1976, 1977). Полученные материалы используются
в этой главе для того, чтобы дать представление об общей цир-
куляции вод Мирового океана.

Расчеты, проведенные по линейной диагностической модели,
позволили весьма существенно расширить представления об об-

1 Вместе с тем при таком масштабе осреднения исходных данных су-
щественно искажаются представления об относительно узких экваториаль-
ных и прибрежных пограничных течениях. Их скорость оказывается зани-
женной. Использование более крупного масштаба (что специально рассмат-
ривается в главе III) затушевывает общие закономерности циркуляции вод.
Таким образом, приходится еще раз отметить необходимость, выбора того
или иного масштаба в зависимости от задач, решаемых в проводимом ис-
следовании.
щей циркуляции вод. В результате учета ветровой компоненты
выявлено существенное различие между динамической топогра-
фией и векторным полем течений на поверхности океана. Уста-
новлено, что непосредственное воздействие ветра в основном
ограничивается верхним гомогенным слоем толщиной около
30—50 м. Уже в подповерхностном слое (располагающемся
между 50—100 и 200—300 м) решающую роль играет плотно-
стная циркуляция. Она является определяющей для всей толщи
вод океана. Удалось проследить влияние, оказываемое
рельефом дна на перемещение глубинных и придонных вод.

Аномалии приведенного давления могут быть отождествле-
ны с динамической топографией; по ним можно судить о ли-
ниях тока макроциркуляционных систем, их взаимодействии и
перестройке по вертикали. По полю векторов течений это сде-
лать сложнее, зато векторы лучше отражают интенсивность пе-
ремещения вод и по ним ярче проявляются отдельные, особен-
но хорошо выраженные течения. Векторы точнее отражают вес
плотностной и ветровой составляющих, определяющих циркуля-
цию поверхностных вод. Следует отметить, что поля аномалий
приведенного давления, полученные по диагностической моде-
ли, оказались очень близкими к динамическому рельефу, рас-
считанному ранее по динамическому методу. Поля же векторов
течений на поверхности полностью подобны общеизвестным
картам течений, основанным на массовых данных по сносу су-
дов. Поскольку использованный метод расчета неприменим в
непосредственной близости от экватора,. на картах в приэква-
ториальной полосе сделан разрыв изолиний.

Для изучения планетарных закономерностей систем течений
используются общие схемы циркуляции вод. Они существенно
уточнялись по мере развития представлений о перемещении вод
в Мировом океане (Степанов, 1960, 1974, 1975, 1977). Такие
схемы составляются путем выявления однотипных условий, ес-
ли они обнаруживаются в одних и тех же регионах (с близки-
ми широтными и меридиональными границами во всех океа-
нах). По ним легче проследить макроциркуляционные системы,
их трансформацию и перестройку в толще вод океанов; на схе-
ме планетарного обращения вод расстояния между побережья-
ми даны в соответствии с площадью, занимаемой Мировым
океаном в данной географической широте. При этом наглядно
отражается: а) вытянутость океанов по меридиану; б) наиболь-
шая их ширина в тропиках; в) сближение берегов к северу;
г) наличие сплошного водного кольца между 35—40° ю. ш. и
Антарктидой.

Основные закономерности

Известно, что всякое перемещение вод в океане, возни-
кающее под влиянием какой-либо причины, возбуждает целую
систему взаимосвязанных движений, обусловленных убылью


т
масс в одном месте и необходимостью их восполнения со сто-
роны. Таким образом создается круговое обращение вод раз-
личных масштабов. Продолжительность существования макро-
циркуляционных систем определяется временем действия про-
цессов, вызвавших перемещение вод, и временем, необходимым
для восстановления динамического равновесия сил и поля плот-
ности. Горизонтальные размеры обращения вод определяются
главным образом пространственными масштабами процессов, вы-
зывающих перенос масс. Вне зависимости от размеров циркуля-
ционные системы могут быть спорадическими, возникающими в
каком-либо районе и быстро разрушающимися, или квазиста-
ционарными. В соответствии с общепринятой классификацией
естественных процессов циркуляционные системы могут быть
разделены на микро-, мезо- и макроциркуляционные. При лю-
бом пространственном и временном масштабе обращение вод
будет циклоническим или антициклоническим. Для выявления
глобальных закономерностей наибольший интерес представля-
ют квазистационарные макроциркуляционные системы. Их ме-
ридиональная протяженность большей частью составляет
2000—5000 км, а широтная — от 5000 до 15 000 км. При столь
больших горизонтальных масштабах возбуждаемое ими верти-
кальное перемещение распространяется на всю толщу вод оке-
ана.

В одних й тех же географических областях создаются ква-
зистационарные однотипные макроциркуляционные системы с
весьма близкими горизонтальными масштабами (рис. VI.! и
У1.2). Так, в низких широтах происходит антициклоническое
обращение водных и воздушных масс, в высоких широтах —
циклоническое, в Северном Ледовитом океане оно снова меня-
ется на антициклоническое. Последовательная зональная смена
макроциркуляционных систем является общей закономерностью
планетарной циркуляции вод. Макроциркуляционные системы-,
более или менее симметрично располагаются по обе стороны от
экватора. Такая симметричность обусловлена зональной сменой
природных условий. Три системы не имеют себе подобных (эк-
ваториальная, арктическая антициклоническая и циркумполяр-

Рис. VI.!. Общие схемы циркуляции вод океана:

а) для всей толщи поверхностных вод (по аномалии приведенного давления); б) в дрей-
фовом слое (по полю векторов течений); в) промежуточных вод; г) глубинных вод
Макроциркуляционные системы:

I — экваториальная антициклоническая; II—тропические циклонические; III—субтро-
пические антициклонические; IV — антарктическая циркумполярная; V — высокоширотные-
циклонические; VI — арктическая антициклоническая. 1 — береговая линия, ограничиваю-
щая площадь океана, занимаемую им (в среднем по всем океанам) в данной географи-
ческой широте; 2 — направление перемещения основных потоков; 3 — главные океаниче-
ские фронты (зоны, разделяющие макроциркуляционные системы); Э — экваториальный;
СЭ — субэкваториальный; Т — тропические; СП — субполярные; П-—полярные. Вергенции;
макроциркуляционных систем (проходящие по их гребням и ложбинам): 4 — конверген-
ции; 5 — дивергенции.

Точками выделены циклонические системы в промежуточных и глубинных водах
Рис. У1.2. Циркуляция вод на поверхности океана: уровенная (динамическая)
поверхность (вверху, в см) и скорость течений (внизу, в см-с-1)

ная антарктическая), что связано с особенностями распределе-
ния воды и суши, а также с взаимодействием океана с атмосфе-
рой (рис. VI. 1). Они нарушают симметрию циркуляции поверх-
ностных вод. Асимметрия несколько усугубляется и тем, что
однотипные системы, как правило, имеют свои специфические
отличительные черты, которые обусловлены различием интен-
сивности переноса и перераспределения водных и воздушных
масс, а также неравномерным распределением воды и суши.

Общая схема циркуляции вод, построенная по аномалиям
приведенного давления поверхности океана, значительно отли-
чается в низких широтах от той, которая получена по полю век-
Рис. У1.3. Поле векторов течений на поверхности океана (вверху) и на глу-
бине 50 м (внизу), в см с-1
1—0—10 см-с-’; 2—11—20 см с-1; 3 — 21—50 см с-1

торов. На первой из них (рис. VI. 1а) восемь макроциркуляци-
онных систем (не считая антициклонической в Арктическом
бассейне): экваториальная антициклоническая, две тропичес-
кие циклонические, две субтропические антициклонические,
антарктическая циркумполярная и две высокоширотные цик-
лонические. По полю векторов (рис. VI. 16) выявляется только
пять систем (тропические циклонические и экваториальная не
прослеживаются). Сопоставление обеих схем показывает, что
по линиям тока субтропические антициклонические системы за-
нимают значительно меньшую акваторию и смещены своими
центральными частями к западным побережьям океанов (рис.
VI. 1а). Пассатные течения оказываются не только хуже выра-
женными, но местами в приэкваториальных широтах их потоки
направлены на восток. В восточнотропических районах просле-
живаются циклонические системы, от которых вплоть до запад-
ных окраин океана протягиваются хорошо выраженные лож-
бины. В экваториальной зоне обнаруживается антициклониче-
ское обращение вод.

Уже на глубине 50 м происходит почти полная перестройка
векторного поля (рис. VI. 3). Ниже, между динамической то-
пографией и векторами течений, наблюдается необходимая
согласованность. Несоответствие между ними в поверхностном
слое, установленное еще при сопоставлении карт течений, пост-
роенных по данным о сносе судов и геострофической циркуля-
ции, было объяснено (Булатов и Степанов, 1968; Степанов, 1969
и 1977) воздействием, оказываемым завихренностью, создавае-
мой поперечной неравномерностью скорости пассатов.
При этом делалась ссылка на теоретическое положение, вы-
двинутое В. Б. Штокманом, о возможности различных направ-
лений водных и воздушных потоков при специфическом харак-
тере ветра. Действительно, расчеты завихренности ветра пока-
зывают, что в зоне субтропических барических максимумов в
западной части океанов должны создаваться антициклониче-
ские круговороты вод, а в восточной — циклонические. Вычис-
ления дрейфовой составляющей, произведенные в восточно-
тропическом районе Атлантического океана в экспедиции на
научно-исследовательском судне «Академик Курчатов», пока-
зало наличие перемещения поверхностных вод по ветру.

Почему же только в низких широтах (приблизительно меж-
ду северной и южной тропическими конвергенциями) обнару-
живается образование в области одного центра действия атмо-
сферы двух разнонаправленных круговоротов вод? По-видимо-
му, это можно объяснить различием устойчивости приповерх-
ностных ветров. Чем меньше их постоянство, тем слабее ста-
бильность эффекта завихренности. Только пассаты при их осо-
бенно большой устойчивости и интенсивности способны вы-
звать полное обращение переноса вод. Таким образом, под
дрейфовым слоем в результате завихренности пассатного те-
чения, возбуждаемого ветром, создаются тропические циклони-
ческие круговороты. Судя по тому, что толщина поверхностного
гомогенного слоя в среднем изменяется в океане от 10—20 до
60—70 м, чисто дрейфовое течение редко распространяется на
большую глубину. Введение в используемой диагностической
модели плотностной и дрейфовой составляющих показало пре-
обладание последней в поверхностном слое океана. Это и от-
разилось на поле векторов; они тоньше реагируют на вклад
отдельных компонентов при определении меридиональной и зо-
нальной составляющих течения, по которым затем получают
результирующие перемещения потока. Динамическая топогра-
фия, улавливая интегральное влияние плотности, подавляет
ветровое воздействие, ограничивающееся тонким поверхностным
слоем. В полной мере такая топография оказывается достовер-
ной ниже дрейфового слоя.

Поскольку макроциркуляционные системы формируются в
процессе взаимодействия океана с атмосферой, наибольшее
развитие и скорость обращения они получают в поверхностных
водах (в слое толщиной около 200 м). С удалением от поверх-
ности океана эти системы постепенно размываются и распа-
даются на отдельные вихри (рис. VI. 1). Преобладание зональ-
ной циркуляции прослеживается в основном до ядра проме-
жуточных вод, располагающегося на глубинах от 300—400 до
800—'1000 м. Ниже все более усиливается меридиональная со-
ставляющая переноса, за счет чего осуществляется межзональ-
ный обмен энергии и веществ в толще вод океана. Отдельные
круговороты в промежуточных и особенно в глубинных водах
могут располагаться на значительных расстояниях друг от
друга; здесь одни и те же потоки далеко не всегда оказывают-
ся периферическими частями соседних систем (как в поверх-
ностных водах). Поэтому между ними труднее определить по-
ложение океанических фронтов как зон раздела круговоротов
(подобно тому, как это делается в отношении поверхностных
вод). Интенсивность разрушения макроциркуляционных систем
увеличивается с глубиной и в направлении от высоких широт
к экватору. Закономерности перестройки циркуляции в толще
вод океана, выявленные в процессе анализа материалов, полу-
ченных в результате использования динамического метода и
диагностической модели, были подтверждены впоследствии
расчетом коэффициента корреляции между зональной и ме-
ридиональной составляющими перемещения вод (Агапитов и
Гриценко, 1981).

Между макроциркуляционными системами с противопо-
ложным обращением вод существует теснейшая взаимосвязь.
Одни и те же потоки (течения) одновременно являются пери-
ферической частью двух круговоротов. Поэтому воды и пере-
носимые ими различные вещества (соли, взвеси и др.) способ-
ны, переходя из системы в систему, перемещаться по всей
протяженности океана. Перенос масс, обмен энергии и ве-
ществ в приповерхностном слое океана происходят в основном
в широтном направлении. Межширотный обмен помимо после-
довательного перераспределения масс между макроциркуля-
ционными системами осуществляется за счет меридионального
обмена по периферии квазистационарных круговоротов вод.
В низких широтах вдоль западных берегов океанов происходит
вынос легких тропических вод в умеренную зону. В умеренных
же и субполярных широтах, наоборот, более плотные воды
переносятся вдоль западных побережий, а менее плотные воды
умеренного и тропического поясов выносятся вдоль восточных
берегов в высокие широты Мирового океана. Создающееся та-
Рис. У1.4. Важнейшие поверхностные течения и макроциркуляционные сис-
темы:

I — циклонические тропические; II — антициклонические субтропические; III—циклони-
ческие высокоширотные

Названия течений в соответствии с нумерацией на карте даны в табл. VI. 1
ким образом различие плотностей воды в меридиональном на-
правлении увеличивает интенсивность пограничных течений в
прибрежных частях антициклонических и циклонических си-
стем.

Одни и те же макроциркуляционные системы сохраняются в
течение круглого года. Для сезонной изменчивости циркуляции
вод характерно небольшое смещение в холодное время года
всех систем в меридиональном направлении, а также усиление-
интенсивности циркуляции (в результате увеличения термиче-
ских контрастов между тропическими и полярными широ-
тами).

Вертикальные перемещения зависят от степени стратифика-
ции вод, временных и горизонтальных масштабов циркуляцион-
ных систем. Чем больше эти системы и интенсивнее обраще-
ние вод, чем слабее выражена стратификация, тем соответ-
ственно на большую глубину распространяется их влияние. Ис-
следования (Степанов, 1969 и 1974) показали, что в пределах
каждого типа вод (поверхностных, промежуточных, глубинных
и придонных)' имеется своя система вертикальной циркуляции
(рис. УШ.8, УШ.9), которая образуется в условиях измене-
ния направления и скорости переноса масс в отдельных слоях*
а также большого различия между горизонтальными и верти-
кальными скоростями. В океане скорость вертикальных дви-
жений меньше горизонтальных примерно на три — пять поряд-
ков, а в атмосфере приблизительно на два-три порядка. Однако
именно за счет вертикальной составляющей происходит пере-
распределение масс, энергии и веществ в стратифицированной
Рис. У1.5. Циркуляция вод подповерхностного слоя (уровенная динамическая
поверхность) на глубине 200 м (вверху) и промежуточных вод на глубине
1000 м (внизу), в см

Точками показаны области с глубинами менее 200 и 1000 м

среде. Между этими процессами поддерживается динамическое
равновесие за счет устойчивости циркуляционных систем. Если
бы не было такой квазистационарности условий, не могли бы
иметь место устойчивая стратификация и неоднородность фи-
зико-химических полей.

Все, что"говорилось ранее, относится главным образом к
океану. В морях с ограниченным обменом с океаном при боль-
шем своеобразии процессов, определяющих обращение вод,
циркуляционные системы отличаются значительным разнооб-
Рис. VI.6. Циркуляция глубинных вод (уровенная динамическая поверхность^
на 3000 м (цверху) и придонных вод на глубине 4000 м (внизу), в см-.

Точками показаны области с глубинами менее 3000 и 4000 м

разием и сложностью. К тому же они и менее устойчивы. Их
изменчивость связана с переменой ветров. При относительно-
малых размерах морей даже сравнительно небольшое измене-
ние преобладающих ветров приводит к существенной пере-
стройке общей системы обращения вод. Это и было просле-
жено в советских арктических морях, что специально рассмат-
ривалось в главе II. Во всех сильно отчлененных от океана
морях, кроме Аральского, преобладает циклоническая циркуля-
ция вод. Это имеет решающее значение для вертикального во-
дообмена. Антициклоническое обращение вод в Аральском мо-
ре объяснено Б. В. Штокманом на основе разработанной иь®
теории ветровых течений своеобразием ветрового режима.

Остановимся далее на рассмотрении крупномасштабных кру-
говоротов вод и образующих их потоков; для количественной
оценки скорости помимо полученных расчетных величин исполь-
зуются материалы по сносу судов, по которым дается опреде-
ление устойчивости течений.

Экваториальная антициклоническая система. Наличие ее к:
северу от экватора выявилось при исследовании геострофиче-
ской циркуляции (Степанов, 1974, 1975). Со значительно боль-
шей определенностью она проявилась в анализируемых здесь,
расчетах (рис. VI.1—У1.6). В Атлантическом океане антицик-
лоническое обращение вод прослеживается между 10 и
15° с. ш. от одного берега до другого. В Тихом океане эта си-
стема формируется из небольших антициклонических кругово-
ротов, не выходящих за пятиградусную приэкваториальную по-
лосу. В Индийском океане картина более сложна; небольшие
антициклонические круговороты имеются по обе стороны от-
экватора.

Несмотря на то что аномалии приведенного давления
не так уже велики, как в других низкоширотных круговоротах
вод, антициклонической экваториальной системе свойственна
высокая интенсивность циркуляции. Как показали расчеты,
скорости циркуляции вод в верхнем слое толщиной 200 м пре-
вышают 20—30 см*с-1. В Атлантическом и Тихом океанах юж-
ную периферию экваториальной системы образуют ветви Юж-
ного пассатного течения, проникающие в северное полушарие.
Северной периферией является Экваториальное противотече-
ние. Оно проходит примерно между 3—5 и 10—15° с. ш.
Устойчивость его доходит до 50—75% и более, повышаясь ю
востоку по мере увеличения мощности этого потока. Скорость,,
по данным о дрейфе судов, около 40—60 см*с-1; летом она по-
нижается до 15—30 см*с-1. Максимальные скорости достигают-
110—130 см*с-1.

По теории Б. В. Штокмана, Экваториальное противотечение-
обязано своим происхождением поперечной неравномерности
скорости ветра. Исходя из того что поверхность океана в эк-
ваториальной зоне близка к цилиндрической поверхности,.
Б. В. Штокман получил свои выводы в духе классической тео-
рии морских течений Экмана. При этом он пришел к мысли
о том, что форма приближенно-цилиндрической поверхности-
является следствием сгонно-нагонного эффекта зональной со-
ставляющей пассатов, обладающей поперечной неравномер-
ностью. Б. В. Штокману удалось теоретическим путем опреде-
лить скорости Экваториального противотечения, близкие к на-
блюденным, доказать необходимость существования в эквато-
риальной области линий конвергенции и дивергенции, объяс-
нить прерывистый характер этого течения. Весьма важным тео-
ретическим выводом следует считать, что Экваториальное про-
Таблица VI.!

Основные поверхностные течения Мирового океана
(местоположение их показано на рис. У1.4)

№ по		№ по	
рис. VI. 4	Наименование течения	рис. VI. 4	Наименование течения
	Все океаны	6	Южное пассатное
1 2	Прибрежное антарктическое  Антарктическое циркумпо-	7  8	Сомалийское  Экваториальное противоте- чение
2а	лярное  Южная ветвь Антарктиче- ского циркумполярного	9  10  11	Западноаравийское Восточноаравийское 3 ап а днобенга льское
	течения	12	Восточнобенгальское
	Атлантический океан		Тихий океан
3  4	Фолклендское Южноатлантическое Игольное	3  4	Западноновозеландское В осточноновозел андское
5		5	Восточноавстралийское
•6	Бразильское	6	Южнотихоокеанское
7  8	Бенгельское  Южное пассатное	7  8	Перуанское  Южное пассатное
9	Ангольское	9	Перу-Чилийское
10  11	Г вианское  Экваториальное противоте-	10	Экваториальное противоте- чение
12	чение Гвинейское	11  12	Минданао  Северное пассатное
13	Зеленого Мыса	13	Мексиканское
14	Антильское	14	Калифорнийское
15	Северное пассатное	15	Куросио
16	Канарское	16	Северотихоокеанское
17	Гольфстрим	17	Ойясио
18	Североатлантическое	18	Алеутское
19	Лабрадорское	19	Аляскинское
20  21  22	Ирмингера Баффиново Западногренландское	20	Восточноберинговоморское  Северный Ледовитый океан
	Индийский океан	1 2	Норвежское Нордкапское
3	Южноиндоокеанское	3	Восточногренландское
4	Мадагаскарское	4	Западное арктическое
5	Западноавстралийское	5	Тихоокеанское

тивотечение, исчезая с поверхности, в случае небольшой нерав-
номерности пассатов может существовать в виде глубинного
течения. В этих районах линии тока экваториальных течений
должны резко искривляться. Тем самым, видимо, и объясняет-
ся наличие антициклонических вихрей, прослеживающихся в
экваториальной зоне по расчетам циркуляции вод. Б. В. Шток-
ман также показал, что для образования противотечения не
обязательно существование берегов: оно возникает в области
минимума скорости ветра за счет его поперечной неравномер-
ности и эффекта бокового трения. Это положение позволяет
не только понять причину существования противотечений в раз-
личных частях Мирового океана против господствующего вет-
ра, но и объяснить другие явления, порожденные завихрен-
ностью поля ветра.

Интересно то, что с удалением от поверхности океана ин-
тенсивность антициклонического обращения в экваториальной
зоне не только не ослабевает, но даже усиливается. Особенно*
ярко это проявляется в Тихом океане, где уже в подповерх-
ностном слое по всей протяженности экваториальной зоны,
прослеживаются довольно обширные антициклонические кру-
говороты (рис. VI.5). В промежуточных водах интенсивность
их повсеместно нарастает. Хорошо выражены они и в глубин-
ных водах (рис. VI. 6). Слабое антициклоническое обращение
сохраняется даже в придонном слое. Таким образом, эквато-
риальная система при относительно небольших размерах об-
ладает высокой устойчивостью, распространяясь от поверх-
ности до дна океана; она играет довольно важную роль в об-
мене вод и содержащихся в них веществ между полушариями.
Преобладающие в таких системах нисходящие движения охва-
тывают всю толщу вод; скорость их доходит до 10-2—-
10-3 см «с-1. Для специального анализа экваториальной систе-
мы необходимы исходные данные по значительно более густой
сетке, чем это удалось сделать для выявления общих законо-
мерностей циркуляции вод.

Тропические циклонические системы. Их открытие, сделан-
ное по результатам применения динамического метода, пол-
ностью подтвердилось материалами, полученными по линей-
ной диагностической модели. При этом удалось более четко
проследить ложбины в приэкваториальных широтах, отходя-
щие от циклонических круговоротов, смещенных в восточные-
части океана. В местах нахождения тропических систем'и их
ложбин отмечается довольно интенсивный подъем вод.

Эти макроциркуляционные системы образуются из ветвей
холодных компенсационных течений. Приблизительно у 20° се-
верной и южной широты Канарское, Бенгельское, Калифорний-
ское и Перуанское течения, отходя от побережья, направляют-
ся в открытый океан (рис. VI.! и VI.2). Только небольшие вет-
ви Бенгельского и Перуанского течений, как показали иссле-
дования судна «Академик Курчатов», прослеживаются в не-
посредственной близости от побережья. По аналогии можно
ожидать, что такие же небольшие ветви имеются у Канар-
ского и Калифорнийского течений. С уходом компенсационных
течений от берегов они должны уже считаться пассатными.
В противоположность ранее существовавшим представлениям
пассатные течения с удалением от восточных побережий, со-
гласно проведенным расчетам, направляются не на‘запад, а на
юго-запад в северном полушарии и на северо-запад в южном.
Не доходя до экватора, примерно у 5—10° северной и южной
широты, эти мощные потоки разветвляются. Одна часть их,
направляясь на запад, замыкает антициклоническое обраще-
ние вод. Другая ветвь затем поворачивает в приэкваториаль-
пых широтах на восток. С восточными ветвями пассатных те-
чений, по-видимому, соединяются воды экваториальных проти-
вотечений. Достигая восточных побережий - океанов, они пово-
рачивают к субтропикам, замыкая с востока тропические
циклонические системы. Вдоль восточнотропических побережий
океана происходит перенос вод не к экватору, как ранее счи-
талось, а от него. Эти восточнотропические потоки предложено
назвать в Атлантическом океане течением Зеленого Мыса и
Ангольским, а в Тихом океане — Мексиканским и Перуанским
(рис. У1.4; табл. VI.1).

Благодаря тому что поперечная неравномерность скорости
пассатов имеет место по всей протяженности океанов, в при-
экваториальных широтах повсюду образуются мезомасштабные
циклонические вихри. Таким образом, по обе стороны от эква-
тора создаются относительно узкие ложбины, далеко протяги-
вающиеся на запад от циклонических макроциркуляционных
круговоротов. Интенсивность обращения вод в этих системах
высока, особенно в ложбинах, где создаются большие градиен-
ты плотности. Горизонтальная скорость на поверхности пре-
вышает 20 см «с-1. С глубиной она, несколько понижаясь,
остается все же около 5—10 см-с-1. Вертикальная скорость по
всей толще океана, как правило, более 20—50-10-5см-с-1, уве-
личиваясь местами до 10-2—10~3 см-с-1.

Специальные экспедиционные исследования южнотропиче-
ских циклонических круговоротов вод Атлантического и Тихого
океанов, проведенные в 1968 г. на «Академике Курчатове»,
показали, что в их пределах формируются отдельные мезомас-
штабные вихри циклонического и антициклонического видов.
Они возникают вдоль восточных побережий океанов, образуясь
между северными ветвями Бенгельского и Перуанского тече-
ний и ветвями восточнотроцических течений, направляющимися
им навстречу. Возможно, некоторые из них носят квазистацио-
нарный характер. На фонё общего подъема вод в циклониче-
ских круговоротах местами возникают особо интенсивные вос-
ходящие (в циклонических вихрях и дивергенциях) и нисхо-
дящие (в антициклонических вихрях и конвергенциях) движе-
ния. Эта многообразная система вертикальных перемещений
усложняется меандрированием основных потоков, образующих
тропические циклонические круговороты, и перестройкой гори-
зонтальной циркуляции (в соответствии со стратификацией
вод), а в прибрежной части океана, кроме того, сгонным эф-
фектом (апвелингом), создаваемым пассатом.

Тропические циклонические системы оказывают немалое
влияние на тепло- и влагообмен океана с атмосферой. Восхо-
дящими движениями из глубин к поверхности выносятся хо-
лодные воды. Благодаря этому температура на поверхности
океана оказывается на 5—10° ниже, чем в тех же широтах
западнее центральных частей циклонических систем. Аномалия
•температуры, воды прослеживается в верхнем слое толщиной
около 300—500 м. В противоположность остальным аквато-
риям она на несколько градусов меньше, чем у воздуха.
По данным, полученным в экспедиции на «Академике Курча-
тове», охлаждающее влияние океана распространяется в атмо-
сфере на высоту до 2 км. В результате переохлаждения про-
исходят постоянная конденсация водяного пара и образование
•сплошного слоисто-кучевого облачного покрова. При низкой
температуре воды испарение мало, облачный покров тонок и
поэтому осадки почти не выпадают.

Степень развития тропических циклонических систем суще-
ственно различается в отдельных океанах. Необходимо отме-
тить несколько большую их интенсивность в южном полуша-
рии. В поверхностных водах особенно сильно развиты они в
Тихом океане; от восточнотропических районов, где циклониче-
ское обращение вод наиболее ярко выражено, отходят доволь-
но глубокие ложбины, простирающиеся вплоть до западных
берегов океана. В Тихом океане циклонические системы замет-
но ослабевают уже в нижнем слое поверхностной структурной
зоны. В промежуточных и глубинных водах от них сохраняют-
ся только отдельные слабые циклонические круговороты, да-
леко отстоящие друг от друга. В Атлантическом океане южно-
тропический циклон охватывает обширные пространства — от
экватора до 20° ю. ш. на западе и до южной оконечности Аф-
рики на востоке. Северотропический круговорот с удалением
ют поверхности получает большее распространение на запад;
к востоку от Антильской гряды возникает самостоятельный
циклонический круговорот, углубляющийся в промежуточных
и глубинных водах. Оба циклона, постепенно ослабевая, со-
храняются даже в придонном слое. Эти круговороты играют
существенную роль в меридиональном обмене вод, который в
Атлантическом океане отличается повышенной интенсивностью.
В Индийском океане тропические циклонические системы не
прослеживаются.

Субтропические антициклонические системы. Это самые
большие круговороты вод в океане после Антарктической цир-
кумполярной системы. Они прослеживаются в субтропиках от
одного побережья океана до другого на расстоянии от 6—
7 тыс. км (в Атлантическом океане) до 14—15 тыс. км (в Ти-
хом океане). По меридиану местами их можно проследить от
экватора примерно до 40-й параллели на протяжении 4—
5 тыс. км (в Индийском океане — 3 тыс. км). Течения, состав-
ляющие субтропические антициклоны, обладают большой
устойчивостью, мощностью и силой. Это в первую очередь от-
носится к пассатным пото'кам. Преобладающая их скорость, по
проведенным расчетам, оказалась очень близкой к той, кото-
рая установлена по сносу судов. С приближением к экватору
она повышается благодаря увеличению силы пассатов до 50—
100 см-с-1, а в отдельных случаях — до 150—200 см-с-1. Ско-
рость и мощность Южного пассатного течения больше, чем
Северного. Устойчивость пассатных течений от 25—50% у юж- ,
ной и северной периферии возрастает вблизи экватора до 75%
и более. Пассатные течения, достигая западных берегов океа-
нов, разветвляются; небольшая часть вод, поворачивая к эква- ;
тору, дает начало Экваториальному противотечению. Основная
же их масса направляется в тропики, образуя мощные теплые
сточные течения. Существование последних связано не только-
со стоком огромной массы вод, постоянно приносимых пассат-
ными течениями, но и с соответствующей циркуляцией атмо-
сферы, обусловленной наличием субтропических барических
центров.

Теплые сточные тропические течения — наиболее устойчи-
вые и быстрые потоки Мирового океана. Сюда относятся тече-
ния: Гвианское, Антильское, Гольфстрим и Бразильское (в Ат-
лантическом океане), Мадагаскарское и Сомалийское (в Ин-
дийском океане), Минданао, Куросио и Восточно австралийское-
(в Тихом океане). Устойчивость сточных течений — 50—75% и
более; скорость — 25—50 см-с-*1, местами свыше 100 см-с-1.
С удалением от экватора их мощность, устойчивость и ско-
рость постепенно уменьшаются. Достигая умеренных широт,
они вовлекаются в общий поток, переносящий воды с запада
на восток в зоне преобладания западных ветров. В северном 4
полушарии' это Североатлантическое и Северотихоокеанское?
течения. В другом полушарии южную периферию антициклони-
ческих систем составляют Южноатлантическое, Южноиндийское
и Южнотихоокеанское течения. Все они являются теплыми-
субтропическими потоками, образующимися из вод, приноси-
мых из низких широт. Мощность их увеличивается за счет
смежных макроциркуляционных систем: высокоширотной цик-
логической на севере и антарктической циркумполярной на
юге.

Для североокеанических течений характерна значительная
меридиональная составляющая. Отклонение их к северу связа-
но в умеренных и субполярных широтах с квазистационарными _4
барическими циклонами, которые обусловливают активный воз-
духе- и водообмен с полярной областью. За счет более актив-
ного обмена с Северным Ледовитым океаном меридиональная
составляющая Североатлантического течения значительно
больше, чем Северотихоокеанского. По мере продвижения на
восток сокращаются мощность, скорость и устойчивость севе-
роокеанических течений. Так, скорость от 50—75 см «с-1 падает
до 10—20 см-с-1 и менее, устойчивость — от 50—75 до 25% и
ниже. Южноокеанические течения имеют значительно меньшую
скорость и устойчивость; они перемещаются на обширнейших
акваториях, где интенсивность переноса водных и воздушных
масс в условиях пониженных градиентов плотности невелика.
Преобладающие скорости этих течений — от 5—10 до 15 см «с-1. > Т
Североокеанические и южноокеанические течения в восточ-
ных частях океанов направляются к экватору. Они замыкают
антициклонические системы в тропических и субтропических
«широтах Мирового океана. Это определяется перемещением
воздушных масс над восточной периферией океанов (обуслов-
ленным субтропическим барическим антициклоном) и компен-
сацией переноса огромной массы вод пассатными течениями.

Ветви этого потока в непосредственной близости от восточно-
тропических побережий океанов получили наименования Ка-
нарского и Бенгельского течений в Атлантическом океане, Ка-
* лифорнийского и Перуанского в Тихом, Западноавстралийского

•в Индийском океане. Средняя их скорость — от 10—15 до
20 см-с-1, устойчивость — от 75 до 25%. Они формируют тро-
пическое компенсационное течение. По мере продвижения к
экватору эти воды постепенно прогреваются и, увлекаясь пас-
сатами, начинают отклоняться к западу, переходя в пассатные
течения. Некоторая часть вод североокеанических течений в
. восточных частях океанов вовлекается в циклоническую высо-
* коширотную макроциркуляционную систему, а у южноокеани-
ческих течений — в антарктическую циркумполярную.

Таким образом, антициклонические субтропические макро-
щиркуляционные системы создаются из следующих главнейших
и течений: 1) пассатных; 2) западных теплых сточных тропиче-
ских; 3) основных течений умеренных широт (южноокеаниче-
ских и североокеанических); 4) восточных холодных тропиче-
ских компенсационных. В Мировом океане насчитывается пять
таких круговоротов. В северных тропиках Индийского океана
в условиях сильной расчлененности сушей и муссонной смены
ветров циркуляция вод отличается большой сложностью и се-
зонной изменчивостью. В южной части этого океана антицик-
лоническая система имеет сравнительно небольшие размеры
из-за смещения в южное полушарие экваториальной зоны.
•В Атлантическом и Тихом океанах северные антициклониче-
«ские системы отличаются меньшими размерами и несколько
большей интенсивностью обращения вод, чем в южном полу-
шарии. Это объясняется повышенными термическими градиен-
тами и континентальностью северного полушария. В западной
части океанов накапливаются большие массы теплых вод. Они
сильно ослабляют атмосферный барический максимум, и сла-
бые, мало устойчивые пассаты не могут вызвать интенсивной
I циркуляции вод. Субтропические антициклонические системы
непосредственно связаны с экваториальной системой и цикло-
ническими тропическими круговоротами вод.

’	На поверхности океанов скорость обращения вод постепен-

но понижается к центральной части круговоротов до 3—
5 см-с-1; вертикальные движения также	малы — 2—

5-10_ 5 см-с-1. С удалением от поверхности океана, как и про-
чие макроциркуляционные системы, они постепенно размы-
у ваются и распадаются на отдельные вихри. При этом проис-
ходит их смещение в направлении высоких широт и к запад-
ным окраинам океана. Особенно сильно разрушаются южно-
тихоокеанская и южноиндийская системы; в глубинных водах
от них остаются отдельные слабые круговороты. Нисходящие
движения четко прослеживаются только в пределах поверх-
ностных вод; скорости увеличиваются с глубиной до 10—
20-10-5 см-с-1. В промежуточных и глубинных водах в области
антициклонов появляются интенсивные вертикальные переме-
щения обоих направлений, а скорости возрастают до 10-3—
10~2 см-с-1. Слабее других размывается южно атлантический
антициклон; в верхних глубинных водах он занимает еще об-
ширное пространство океана, приблизительно от 30 до
50° ю. ш., простираясь от одного материка до другого. И толь-
ко в нижних глубинных водах этот антициклон распадается
на несколько крупных круговоротов. Они сохраняются и в при-
донном слое по обе стороны от Срединноатлантического хреб-
та. Южноатлантический антициклон играет существенную
роль в обмене вод между Антарктикой и остальной частью
Атлантического океана. Северотихоокеанский и североатлан-
тический круговороты, смещаясь в северо-западные районы,
сохраняются вплоть до придонного слоя. Особенно интенсив-
ным оказывается первый из них. Вытягиваясь в меридиональ-
ном направлении в промежуточных, глубинных и придонных
водах от тропиков до северных окраин океанов, они играют
значительную роль в обмене вод и веществ между низкими и
высокими широтами.

Антарктическая циркумполярная система формируется толь-
ко одним течением — Циркумполярным, которое перемещает
огромную массу вод с запада на восток вокруг Антарктиды1.
Во всех макроциркуляционных системах перенос вод одним-
течением компенсируется другими течениями в процессе их
взаимосвязанного горизонтального круговорота обращения.
У Циркумполярного течения такая компенсация осуществляет-
ся в значительной степени в результате сплошного (циркумпо-
лярного) обращения вод вокруг Антарктиды2. Это течение по-
полняется водами южноокеанических течений и Прибрежного-
антарктического течения. В то же время оно теряет воды, за-
мыкая субтропические круговороты и отделяя ветви при встре-
че с южной оконечностью Африки, Австралии и Южной Аме-
рики, давая начало Бенгельскому, Западноавстралийскому и
Перуанскому течениям.

Антарктическое циркумполярное течение является самым
мощным в Мировом океане; ширина его — 1000—1500 км. Ош>
прослеживается сплошным потоком в Атлантическом океане- 1 2

1 Иногда его называют Поперечным — переносящим воды поперек океа-
нов, Антарктическим круговым, течением Западных ветров, Южным дрейфо-
вым, Восточным течением южного полушария, Соединительным — соединяю-
щим все океаны.

2 Кроме того, компенсация вод, как и у других систем, осуществляется
за счет вертикальной циркуляции; однако она имеет второстепенное значе-
ние, так как ее интенсивность несравненно меньше.
приблизительно между 40 и 50° ю. ш., в Индийском — от 40—
45 до 50—55° ю. ш., в Тихом — от 50—55 до 65° ю. ш. Его
устойчивость около 25—50%• Скорость на поверхности океа-
на— 20—30 см-с-1. В пределах Циркумполярного потока'Пре-
обладают слабые нисходящие движения . (около 5—
10-10~5 см-с-1). Согласно оценкам В. Г. Корта (1962), мощ-
ность Циркумполярного течения почти везде изменяется срав-
нительно мало. Так, из Атлантического океана в Индийский
переносится 215-106 м3/с воды, из Индийского в Тихий —
201-106 м3/с. Весьма мало сокращается перенос и при проходе
через пролив Дрейка — 183-106 м3/с. Определения переноса
вод и изменчивости Циркумполярного течения проведены и
Э. И. Саруханяном (1980). Через пролив Дрейка, по его
оценкам, переносится 125—130 св1. В Атлантике мощность его
увеличивается до 190—200 св (через меридиан 20° в. д.). В Ин-
дийском океане перенос уменьшается до 160—170 св. В Тихом
океане перенос сокращается еще на 30—40 св. По уменьшению
количества воды, поступающей из Тихого океана в Атлантиче-
ский, можно сделать заключение о том, что Перуанское тече-
ние питается водами Циркумполярного течения в значительно
большей степени, чем два других холодных компенсационных
потока (Бенгельское и Западноавстралийское). Увеличение
переноса воды Циркумполярным течением от пролива Дрейка
до восточной границы Атлантики показывает, что оно попол-
няется в этом океане особенно сильно. Формируясь главным
образом из вод умеренной зоны (в противоположность образо-
ванию североокеанических течений из теплых сточных тече-
ний) , Циркумполярное течение холодное.

Проведенные расчеты дали очень интересные материалы о
трансформации антарктической системы с удалением от по-
верхности океана. В поверхностном двухсотметровом слое
Циркумполярное течение почти не меняет своей мощности и
интенсивности. Ниже оно начинает ослабевать, причем этот
процесс нарастает с востока на запад. Уже в верхних проме-
жуточных водах ширина течения сокращается приблизительно
в 2 раза цо отношению к поверхности океана. Скорость падает
до 5—10 см «с-1. К оси промежуточных вод на западе это
течение становится совсем слабым, а к нижней их границе
сплошной циркумполярный поток в Антарктике практически
-исчезает. В верхних глубинных водах он прослеживается в
Тихом океане и в восточной части Индийского. На западе этого
океана и в Атлантике перенос вод на восток осуществляется
по периферии отдельных круговоротов. Скорость падает доЗ—
5 см-с-1. Восходящие движения сохраняются в .Индийском
океане; в двух других океанах преобладают нисходящие пото-
ки, доходящие до 20—30-10-5, местами 50-10-5 см-с-1. В нижних
глубинных и придонных водах Циркумполярное течение наме-

1 1 свердруп = 1-Ю6 м3/с.
чается в виде преобладающего переноса с запада на восток,,
создающегося по периферии отдельных круговоротов и вих-
рей. Скорость перемещения такая же низкая, обычно менее
2—3, местами до 5 см «с-1. Повсеместно от глубины 3000 м до
дна преобладает подъем вод, нарастающий до 30—
50-10~5 см-с-1. Это можно связать с прогревом придонных вод.
в процессе их смешения с более теплыми глубинными водами,,
а также с -притоком геотермического тепла, что далее рассмат-
ривается несколько подробнее.

Трансформация Циркумполярной антарктической системы,,
раздробление ее на отдельные круговороты и сильное ослабле-
ние скорости потока объясняются меридиональной протяжен-
ностью главных подводных хребтов. Их влияние начинает ска-
зываться уже в промежуточных водах.

Высокоширотные циклонические системы существенно отли-
чаются своими размерами и интенсивностью в северном и юж-
ном полушариях, что определяется особенностями распределе-
ния воды и суши.

Североциклонические системы создаются в области Исланд-
ского и Алеутского барических минимумов. В их образовании
ведущую роль играют Североатлантическое и Северотихоокеан-
ское течения, которые после отделения Канарского и Кали-
форнийского течений направляются вдоль восточных побере-
жий океанов на север; здесь скорость, по данным о сносе судов,
летом около 25 см-с^1, местами увеличиваясь до 50 см-с-1, при
устойчивости 25—50%. Зимой, когда обостряются термические
градиенты, скорость и устойчивость течений повышаются. Про-
ходя вдоль восточных берегов океана и достигая проливов,
соединяющих Северный Ледовитый океан с остальными океа-
нами, североокеанические течения снова разделяются на две
части. Одна из них направляется в Северный Ледовитый океан
в виде Атлантического и Тихоокеанского течений; другая, про-
должая следовать вдоль северных, а затем западных берегов,
дает начало холодным субполярным компенсационным тече-
ниям (Лабрадорскому, Камчатскому и Ойясио). В Тихом
океане субполярное течение практически целиком формируется
из охлажденных вод Северотихоокеанского течения, а в Атлан-
тическом океане к нему прибавляется значительная масса по-
лярных вод, выносимых из Северного Ледовитого океана. Суб-
полярное компенсационное течение в северной части Атланти-
ческого и Тихого океанов обладает примерно такой же ско-
ростью и устойчивостью, как и североокеанические течения.
Воды субполярного течения, встречаясь с водами сточного
тропического течения, увлекаются на запад, замыкая северо-
циклоническую систему.

Расчеты по диагностической модели не дали возможности
достаточно обстоятельно проследить североциклонические си-
стемы в условиях сильно расчлененной акватории и рельефа
дна при принятом масштабе осреднения. Для восполнения
картины привлекаются данные по сносу судов. Судя по этим
сведениям, размеры североциклонических систем в Атлантиче-
ском и Тихом океанах довольно значительны. При меридио-
нальной протяженности около 2000 км они вытянуты по па-
раллели примерно на 5000—6000 км.

Североциклоническая система благодаря активному водо-
обмену Атлантического океана с Северным Ледовитым полу-
чила довольно широкое распространение в обоих этих океанах,
подразделяясь на несколько отдельных циклонических круго-
воротов. Один из них образуется к югу от Гренландии течения-
ми Ирмингера и Лабрадорским. Другой круговорот находится
в море Баффина, где теплые воды Западногренландского те-
чения взаимодействуют с холодными водами, поступающими
через проливы Канадского арктического архипелага и следую-
щими к проливу Дэвиса. Третий весьма интенсивный кругово-
рот возникает в Норвежском и Гренландском морях между
Восточногренландским течением (выносящим основную массу
арктических вод и льдов) и теплым Атлантическим течением
(являющимся продолжением Североатлантического течения
после отделения от него течения Ирмингера). Четвертый, со-
гласно расчетам А. Ф. Трешникова и Г. И. Баранова (1972),
формируется в приатлантической части Арктического бассей-
на. В поверхностном слое его замыкают с юга системы течений
морей Баренцева, Карского и Лаптевых. В глубоководной
части океана он проявляется ниже дрейфового слоя, начинаясь
приблизительно с 25—50 м.

Интенсивность обмена вод в северных циклонических систе-
мах различна. При большой меридиональной составляющей в
переносе воды и воздуха в северной части Атлантического океа-
на в водообмен между низкими и высокими широтами включа-
ются обширные массы полярных вод; на смену им в высокие
широты выносятся воды тропического происхождения. При не-
большой ширине и глубине Берингова пролива водообмен с Се-
верным Ледовитым океаном довольно ограничен, отчего интен-
сивность обращения вод на севере Тихого океана меньше, чем
в Атлантическом.

Южноциклоническая система, по проведенным расчетам,
оказалась очень мощной и интенсивной. Ее образует южная
периферия Циркумполярного и Прибрежного антарктического
течений. Она делится на три огромных циклона, формирую-
щихся в пределах каждого океана. Особенно обширен тихо-
океанский циклон. Несколько меньше индобкеанский, с рядом
небольших центров. Атлантический циклон оказался меньше,
чем это получалось при расчетах геострофической циркуляции.
Он делится на две части, из которых большая ограничивается
морем Уэдделла. Скорости циркуляции вод на севере—10—
20 см «с-1, в центре они ниже 3—5 см «с-1. Прибрежный поток,
по анализируемым расчетам, не был выявлен в используемом
масштабе осреднения.. Данные по сносу судов показывают, что
скорость его — от 2—3 до 10—15 см-с-1, 'устойчивость — ме-
нее 25%.

Весьма интересные представления, по проведенным расче-
там, получены о трансформации антарктической циклонической
системы с удалением от поверхности океана. Заметно ослабе-
вает она, особенно в Атлантическом океане, уже в поверхност-
ной структурной зоне. В Индийском океане у нижней ее гра-
ницы формируются три отдельных центра, слабо выраженные
у поверхности океана; они сохраняются и в промежуточных
водах. В верхних глубинных водах прослеживаются отдель-
ные слабые круговороты. Из них более интенсивным оказы-
вается циклон в море Уэдделла; в Индийском и Тихом океанах
они размываются более активно. Слабые циклонические вихри
сохраняются вплоть до дна, исключая Атлантический океан,,
где в придонном слое возникает довольно сильное антицикло-
ническое обращение вод. В условиях обширной южной цикло-
нической- системы создается интенсивная антарктическая ди-
вергенция. Это приводит к тому, что даже у поверхности океа-
на восходящие потоки доходят до 10—15-10-5 см-с-1. С глу-
биной они постепенно нарастают до 30—50-10~5 см-с-1 в при-
донном слое. Следует отметить, что преобладание подъема вод.
в антарктической системе отмечается по всей толще океана.

Арктическая антициклоническая система. В Арктическом
бассейне в соответствии с особенностями его конфигурации и
наличием полярного центра высокого давления в атмосфера
образуется еще одна макроциркуляционная система. Припо-
лярное антициклоническое обращение водных и воздушных:
потоков является связующим звеном в планетарном переносе
и перераспределении масс; в Мировом океане такая связь осу-
ществляется за счет поступления тихоокеанских вод черев
Берингов пролив в Северный Ледовитый океан и выноса арк-
тических вод в Атлантический океан через пролив Нансена
(между Гренландией и Шпицбергеном) и проливы Канадского
Арктического архипелага. Имея размеры, близкие к системам,
обращения вод в крупных морях, арктический антициклон яв-
ляется одним из основных элементов общей циркуляции вод и
льдов Мирового океана. Поскольку по используемой диагно-
стической модели расчеты в Северном Ледовитом океане не
проводились, характеристика этой системы дается по работе:
А. Ф. Трешникова и Г. И. Баранова (1972).

Под воздействием полярного барического максимума и
ложбины исландского минимума (далеко простирающейся в
Северный Ледовитый океан) возникает генеральное Западное
арктическое течение. Подобно Прибрежному антарктическому
течению, оно осуществляет общее перемещение вод и льдов с
востока на запад по всей акватории Арктического бассейна.
Западное течение берет свое начало в районе о-ва Элсмир„
идет севернее Канадского Арктического архипелага и Аляски,
а затем вдоль северной окраины евразийских морей к проливу.
Нансена. Продолжением его служит Восточногренландское те-
чение. Ветвью Западного течения, по-видимому, можно считать
и холодное Баффиново течение, формирующееся главным об-
разом за счет выноса арктических вод через проливы Канад-
ского Арктического архипелага. Продолжением его является
Лабрадорское течение.

В Арктическом бассейне от Западного течения к сенеру от
Чукотского моря отделяется Полярное течение, направляющее-
ся через район Северного полюса к Гренландии. Здесь одна
часть его вод уходит к проливу Нансена, а другая вовлекается
в генеральный западный поток. Таким образом замыкается
антициклонический круговорот вод, образуемый Западным те-
чением и его полярной ветвью. В создании антициклонической
системы, возможно, немалую роль играет хребет Ломоносова,
проходящий довольно близко к поверхности океана. Западное
арктическое течение, как и образуемая им антициклоническая
система, обладает большой устойчивостью. Средняя скорость
перемещения вод (около 3—5 см-с-1) значительно увеличи-
вается лишь при подходе к проливу Нансена. Данные о ско-
рости переноса вод и льдов получены дрейфующими научными
станциями, а также наблюдениями за движением айсбергов и
ледяного покрова.

В приатлантической части Арктического бассейна от поверх-
ности до дна сохраняется циклонический круговорот, ослабе-
вающий только в глубинной структурной зоне (ниже 1000—
1500 м).

VI. 2. Общая циркуляция вод Мирового океана

В глобальном перемещении вод, формирующемся в процес-
се взаимодействия океаносферы с атмосферой, ведущую роль
играет горизонтальная циркуляция. Конкретное сочетание
макроциркуляционных систем на различных уровнях от по-
верхности до дна определяет характер обращения вод не толь-
ко в горизонтальной, но и в вертикальной плоскости.

Первые результаты анализа данных по трехмерной цирку-
ляции вод, полученные по диагностической модели, опублико-
ваны в двух небольших статьях (Степанов, Саркисян, Демин,
Дроздов и др., 1976 и 1977). Впоследствии эти материалы ис-
пользовались и в ряде других работ (Степанов, 1977, 1978, и
пр.). Здесь они рассматриваются наиболее обстоятельно.

В условиях тесной взаимосвязи между переносом и страти-
фикацией вод циркуляцию целесообразно рассматривать по от-
дельным структурным зонам.

Циркуляция поверхностных вод. Главной особенностью их:
перемещения является последовательная смена макроциркуля-
ционных систем по широтным зонам (в меридиональном на-
правлении). В поверхностном слое циркуляция осуществляется}
в процессе взаимодействия девяти таких систем (рис. VI. 1а—
У1.2). За счет влияния ветра обращение поверхностных вод
отличается наибольшей интенсивностью. По оценкам Ю. Л. Де-
мина, вклад ветровой составляющей у поверхности Атлантиче-
ского океана — почти 80%, и только, следовательно, около
20% приходится на долю плотностной компоненты. Аналогич-
ным должно быть их соотношение и в других океанах. Поле
векторов (рис. У1.3) значительно отличается от тех представ-
лений, которые дает топография динамического рельефа, что
объясняется, как уже говорилось, преобладанием ветровой
составляющей в формировании поверхностной циркуляции
•вод, и потому по полю векторов обнаруживается только пять
макроциркуляционных систем (рис. VI. 16).

Поле средних скоростей (рис. У1.2) тесно связано с макро-
циркуляционными системами. В центральных частях круговоро-
тов средняя годовая расчетная скорость понижается до
5 см «с-1 и менее, а к их периферии растет в соответствии с
интенсивностью течений, которые образуют данную систему, в
-среднем до 10—20 см*с-1. В Гольфстриме и Куросио средние
скорости превышают 50 см*с-1, в пассатных и Антарктическом
циркумполярном течениях — более 20—30 см* с-1. Среднее
значение скорости на поверхности по всему Мировому океа-
ну— около 14 см «с-1 (табл. У1.2). Максимальным оно оказа-
лось в Индийском океане (почти 20 см*с-1), что можно связать
с большим удельным весом в его пределах Южного пассатного
и Циркумполярного течений. В Тихом и Атлантическом океанах
величины средней скорости близки (около 12 см*с-1); в низких
широтах самыми быстрыми являются экваториальные и пас-
сатные течения, а в высоких широтах — североокеанические
(Североатлантическое, Северотихоокеанское) и Циркумполяр-
ное антарктическое. Средняя скорость западных пограничных
течений (Гольфстрим, Куросио, Антильское, Гвианское, Бра-
зильское) — свыше 1 м*с-1.

Перестройка циркуляции отмечается с переходом от дрей-
фового к подповерхностному слою. На глубине 200 м вклад
плотностной составляющей, по оценкам Ю. Л. Демина, свыше
70%. Активную роль начинают играть тропические циклониче-
ские системы (рис. VI.1 и У1.5). Прочие макроциркуляционные
системы значительно ослабевают за счет уменьшения интенсив-
ности обращения вод. Особенно заметно трансформируются
субтропические антициклоны. Сокращается акватория, зани-
маемая ими в Северной Атлантике. В южных частях Индий-
ского и Тихого океанов они распадаются на отдельные круго-
вороты. Появляется согласованность между динамическим
фельефом и полем векторов (рис. VI. 5). Максимальные вели-
чины отмечаются у Гольфстрима и Куросио (в среднем свыше
10—20 см*с-1), Циркумполярного течения (до 5—10, местами
до 20 см*с-1), в экваториальной зоне Атлантического и Тихого
океанов (свыше 10—20, а в Индийском океане даже до 30—
50 см* с-1). Средняя скорость в подповерхностном слое в целом
Таблица VI.2

Средние скорости переноса вод
в горизонтальной плоскости океанов
(см с-1 в год), рассчитанные Ю. Л. Деминым
и В. Н. Дроздовым

Глубины, м	Мировой океан	Атлантиче- ский океан	Индийский океан	Тихий океан
0	13,8	11,6	19,3	12,3
10	9,2	7,1	12,8	8,6
25	6,5	4,2	9,0	6,5
50	6,4	4,4	8,8	6,3
75	6,4	4,5	8,4	6,4
100	6,2	4,4	8,0	6,2
150	5,8	4,3	7,3	5,8
200	5,4	4,2	7,0	5,4
250	5,2	4,1	6,8	5,0
300	5,0	4,0	6,6	4,8
400	4,7	3,8	6,3	4,4
500	4,4	3,5	6,1	4,2
600	4,2	3,4	5,8	4,0
800	3,9	3,1	5,4	3,7
1 000	3,7	2,9	5,0	3,5
1 200	3,5	2,8	4,9	3,3
1 500	3,3	2,6	4,5	3,1
2 000	3,0	2,4	4,2	2,8
2 500	2,8	2,3	3,8	2,5
3 000	2,6	2,3	3,5	2,4
3 500	2,5	2,4	3,3	2,3
4 000	2,6	2,7	3,2	2,3
4 500	2,5	2,4	3,3	2,3
5 000	2,5	2,2	3,1	2,4
Средняя в слое 0—5 000 м	3,2	2,7	4,3	3,0
				

по всему океану уменьшается в 2—3 раза по сравнению с по-
верхностной. На глубине 200 м в Мировом океане она близка
к 5,5 см «с-1, оказываясь наиболее высокой в Индийском океа-
не— 7 см-с-1, а самой низкой в Атлантике — около 4 см-с-1.

Циркуляция промежуточных, вод. В соответствии с умень-
шением интенсивности обращения вод в промежуточной зоне
большинство макроциркуляционных систем распадаются на
отдельные круговороты (рис. VI. 1, У1.5). Значительно меньше
других систем трансформируются южный субтропический ат-
лантический антициклон и антарктические циклоны в Индий-
ском и Тихом океанах. Векторные поля не имеют столь упоря-
доченного характера, как у поверхностных вод, из-за большой
изменчивости горизонтальных градиентов динамических высот
(аномалий приведенного давления), обусловленной слабой
взаимосвязью круговоротов вод, располагающихся большей
частью на значительном расстоянии друг от друга. К тому?
же они отличаются слабой интенсивностью. Средние скорости
у термогалинного экстремума промежуточных вод (на глубине
около 1000 м) понижаются по Мировому океану в целом до
3,7 см-с-1 при наибольшей величине в Индийском океане,
равной 5 см «с-1, и наименьшей в Атлантическом и Тихом океа-
нах— близкой к 3 см «с-1. Самые высокие скорости в приэква-
ториальных широтах доходят до 10—20 см*с-1, а в Индийском
океане даже до 70—100 см-с-1. У Циркумполярного антаркти-
ческого течения в Индийском и Тихом океанах они относитель-
но велики — до 5—40 см-с-1. На всех остальных пространствах
Мирового океана скорости, как правило, не выше 2—5 см-с-1.

Циркуляция глубинных вод. По сравнению с промежуточ-
ными водами изменения сравнительно невелики. Они сводятся
главным образом к дальнейшему ослаблению циркуляции, вы-
ражающемуся в уменьшении скорости и продолжающемся раз-
рушении макроциркуляционных систем. В результате усили-
вающегося влияния рельефа дна возникает все больше отдель-
ных круговоротов. В верхних глубинных водах (2000 м) еще
сохраняются северные субтропические антициклоны (смещаю-
щиеся в северо-западные части океана), антарктические цик-
лоны и Антарктическое циркумполярное течение (в Индийском
и Тихом океанах). В нижних глубинных водах (3000 м) с
дальнейшим увеличением влияния рельефа дна (рис. У1.6) все
макроциркуляционные системы, формирующиеся в поверхност-
ных водах, сменяются отдельными относительно небольшими
круговоротами, приуроченными к котловинам. Соответственно
векторные поля становятся еще более хаотичными, так что
далеко не всегда легко установить связь векторов с кругово-
ротами. Средние скорости перемещения вод очень малы, боль-
шей частью не выше 2—3 см-с-1. Исключением являются при-
экваториальные широты, где они доходят до 5—10 см-с-1, а в
Индийском океане — до 30—50 см-с-1.

Циркуляция придонных вод. В пределах отдельных котловин
формируются самостоятельные слабые круговороты с циклони-
ческим и антициклоническим обращением вод (рис. У1.6). На-
правление их вращения большей частью совпадает с циркуля-
ционными системами глубинных вод, за исключением антицик-
лонического круговорота в море Уэдделла. Поле векторов еще
менее выразительно из-за весьма значительной изменчивости
градиентов аномалий приведенного давления. Средняя скорость
перемещения вод повсеместно—1—3 см-с-1, исключая приэк-
ваториальные области, где продолжают сохраняться более вы-
сокие ее значения — до 10—20 см-с-1, а в Индийском океа-
не— даже до 30—40 см «с-1. По всему Мировому океану в це-
лом на глубине 4000 м она составляет 2,7, а на 5000 м —
2,2 см-с-1. Наибольшие ее величины, несколько превышающие
3 см-с-1, получены по Индийскому океану (табл. У1.2).

Средние скорости горизонтальной циркуляции вод. Уже было
отмечено, что привлечение диагностической модели дало воз-
можность впервые установить основные закономерности, свой-
ственные полю скоростей Атлантического, Индийского и Ти-
хого океанов, а также их изменения по вертикали. Несмотря
на то что скорости являются средними годовыми, можно пола-
гать, что и в других пространственно-временных масштабах
характер полей будет таким же.

Наибольшие скорости отмечаются только в тонком поверх-
ностном дрейфовом слое (табл. У1.2). Уже в подповерхност-
ных водах (100—200 м) средняя скорость переноса вод пони-
жается в 2—3 раза по сравнению с поверхностью океана. Пол§
скоростей почти полностью перестраивается. По повышенным
величинам еще хорошо прослеживаются Гольфстрим и Куросио
(со скоростями свыше 20—10 см-с-1), но уже нельзя просле-
дить Североатлантическое и Северотихоокеанское течения
(рис. VI.5). Повышенные скорости (до 10—5 см-с-1) имеет
Антарктическое циркумполярное течение. Наибольшей интен-
сивностью переноса вод отличаются приэкваториальные широ-
ты за счет пассатных течений. В целом преобладают скорости
менее 5 см «с-1.

Скорости переноса промежуточных, глубинных и придонных
вод в основном сохраняют те же особенности, которые харак-
терны для подповерхностных вод. При небольших величинах,
медленно уменьшающихся по вертикали, наиболее высокие
скорости отмечаются в приэкваториальных широтах. Это, не-
видимому, связано с пассатными течениями, а также эквато-
риальной антициклонической макроциркуляционной системой,
отличающейся высокой интенсивностью и большой устойчи-
востью; она не только сохраняется от поверхности до дна
океана, но и несколько развивается с глубиной. Эта система,
надо полагать, играет значительную роль в обмене вод между
полушариями, что должно способствовать повышению интен-
сивности циркуляции вод. Средние годовые скорости, получен-
ные по всей акватории океанов на различных уровнях от по-
верхности до дна, использовались для расчета кинетической
энергии циркуляции вод.

Сезонная изменчивость. В продолжение всего года, как уже
говорилось, общая система циркуляции вод сохраняет свои
основные черты. Сезонная изменчивость проявляется в неболь-
шом смещении в меридиональном направлении всех макро-
циркуляционных систем в холодное полугодие северного полу-
шария к югу (в соответствии с увеличением интенсивности об-
ращения вод), а в весенне-летнее время — к северу (с умень-
шением скорости переноса вод). Это объясняется соответствую-
щим распределением солнечной радиации, сказывающимся на
поле плотности, определяющем геострофическую циркуляцию.
Такие преобразования в основном ограничиваются верхним
двухсотметровым слоем. Это прослежено только Р. П. Була-
товым (1971) по Атлантике. Есть все основания полагать, что
то же характерно для других океанов.
Все особенности общей циркуляции вод сохраняются в те^
чение круглого года в северных частях Атлантического и Ти-
хого океанов, в пределах которых происходит весьма значи-
тельная сезонная перестройка барического рельефа. Исланд-
ский и Алеутский циклоны, формирующиеся в холодное время
года, полностью размываются летом. Резко меняются ветровые
условия и на северо-западе океанов в связи с сезонным пре-
образованием центров атмосферного давления над Азией и
Северной Америкой, возбуждающих весьма активные муссоны.
Видимо, объяснение тому можно найти в исследованиях
Дж. Верониса и Г. Стоммела (1965), занимавшихся изучением
влияния переменных ветровых условий на стратифицирован-
ный океан. Они показали, что поле плотности преобразуется
(бароклинный эффект) при изменении ветрового поля за вре-
мя, превышающее годовой период; сезонные колебания спо-
собны вызвать лишь баротропную перестройку.

Только муссонная смена ветров в северной части Индий-
ского океана приводит к полной обратимости циркуляции вод.
Причиной тому, надо полагать, является особо интенсивная
ветровая деятельность в условиях сильной расчлененности
океана сушей. Зимний северо-восточный муссон по своему на-
правлению близок к северному пассату, и потому возбуждае-
мая им циркуляция поверхностных вод близка к той, которая
характерна для тропических акваторий океанов. Он продол-
жается с декабря по февраль. Летний юго-западный муссон
приводит к наиболее значительным изменениям системы тече-
ний в тропиках. Начинаясь в июле, он заканчивается в сен-
тябре. Во время переходных периодов длительностью около’
двух месяцев каждый (март — апрель и .октябрь — ноябрь)
происходит полная смена переноса воздушных и водных масс
в приповерхностных частях Индийского океана. При этом се-
зонная изменчивость ветра и течений в западных тропиках
значительно интенсивнее, чем в восточных. В. Дюинг (1970)
по материалам Международной индоокеанской экспедиции,
проводившейся в 1959—1964 гг., установил, что муссонная дея-
тельность прослеживается севернее 10° ю. ш., сказываясь за-
паднее 60° в. д. до глубины около 400 м, а восточнее — только
до 100 м. Южнее экватора в продолжение всего года просле-
живается Экваториальное противотечение, смещенное в южное
полушарие только в Индийском океане.

Для анализа сезонной изменчивости циркуляции вод север-
ной части Индийского океана могут быть привлечены не только1
ветровые поля и карты векторов течений, полученные по сносу
судов, но и результаты расчета геострофической циркуляции
вод; эти материалы дают несколько различные представления.
Севернее экватора по полю векторов, полученному по сносу
судов, прослеживается зимнее муссонное течение, полностью
соответствующее обычному в этих широтах Северному пассат-
ному потоку. Летнее муссонное течение переносит воды в об-
ратном направлении. По расчетам, проведенным динамическим
методом В. Г. Нейманом (1970) и А. Д. Щербининым (1976)г
к северу от экватора также обнаруживается сезонная смена
циркуляции вод, однако несколько иного характера, чем по
данным о сносе судов. Вместо общего зимнего и летнего мус-
сонного течения в холодное время года, когда перенос в ат-
мосфере близок к пассату, перемещение вод с востока на за-
пад отмечается только в восточных тропиках, тогда как на за-
паде течение направлено на восток. В Аравийском море фор-
мируется циклоническое, а в Бенгальском заливе — антицик-
лоническое обращение вод. Зимняя циркуляция вод выдер-.
живается в пределах поверхностного двухсотметрового слоя,
аравийский циклон, постепенно ослабевая с глубиной, просле-
живается почти до глубины 3000 м. Во время летнего муссона
картина менее определенная. Она представлена рядом отдель-
ных относительно небольших круговоротов. В Аравийском море
формируется обширный антициклон. В Бенгальском заливе
сохраняется перенос, близкий к тому, что отмечается зимой.
В северных тропиках не прослеживаются потоки, характерные
для пассатного течения. Отмеченные особенности летней цир-
куляции вод характерны для верхнего двухсотметрового слоя.
Ниже происходит перестройка течений с переходом к циклони-
ческому обращению вод в Аравийском море. В Бенгальском
заливе перенос вод близок к тому, что получено для зимнего
.времени, В восточных тропиках намечается слабый перенос
пассатного типа.

Анализ сезонной изменчивости циркуляции вод в северной
части Индийского океана, проведенный по данным о сносе су-
дов и расчетам динамического рельефа, подтверждает выводы,
полученные по восточнотропическим макроциркуляционным си-
стемам. Так, непосредственное влияние ветра ограничивается
тонким дрейфовым слоем (толщиной до 30—50 м, в пределах
которого отмечается гомогенность). Об этом говорит суще-
ственно отличная картина геострофического переноса. Плот-
ностная составляющая, определяющая циркуляцию во всей
толще вод океана, претерпевает сезонную изменчивость только
в пределах поверхностной структурной зоны. В океаносфере и
атмосфере осуществляется одновременное и однотипное приспо-
собление поля движения к полю масс, возбуждаемое неравно-
мерным распределением солнечной энергии по поверхности
планеты.

Сезонное изменение интенсивности циркуляции вод не мо-
жет не сказаться на пульсации скоростей отдельных течений и,
следовательно, количестве переносимых ими вод. Прямых дан-
ных очень мало. Наиболее ярким таким примером, конечно,
являются западные пограничные потоки, и прежде всего Гольф-
стрим и Куросио; сезонные колебания расхода этих течений
составляют 15—20%, доходя иногда до 50% от максимального
переноса вод (Павлова, 1964, и др.). По оценке Ф. К- Фугли-
стера (1951), колебания скорости течений в Северной Атлан-
тике, по данным о сносе судов, достигают 20—25% от их сред-
ней скорости. Чем больше интенсивность течений, тем соответ-
ственно должны быть значительнее их сезонные колебания.
Помимо прибрежных пограничных потоков этого следует ожи-
дать прежде всего у экваториальных, пассатных, североокеани-
ческих и Циркумполярного антарктического течений.

Вертикальная составляющая циркуляции вод. Использова-
ние диагностической модели позволило рассчитать вертикаль-
ные составляющие циркуляции вод от поверхности до дна по
всему Мировому океану (Степанов, Саркисян и др., 1976).
Ранее аналогичная работа была выполнена по Тихому океану
В. А. Бурковым (1972). Другой метод определения вертикаль-
ной компоненты предложен А. М. Гриценко. Несмотря на
различие моделей, основные закономерности поля верти-
кальных скоростей оказались близкими. Это, во-первых, резкое
увеличение вертикальных скоростей в десятиградусных полосах
по обе стороны от экватора, где они на два-три порядка боль-
ше, чем на остальной акватории океанов. Во-вторых, рост ско-
ростей по вертикали на один-два, нередко на три порядка в
глубинных водах по сравнению с поверхностными. В-третьих,
пестрота полей вертикальных скоростей, вызванная наличием
вытянутых в меридиональном направлении полос, е чередую-
щимися восходящими и нисходящими потоками.

У поверхностных вод отмечается довольно четкая согласо-
ванность антициклонических макроциркуляционных систем с
преобладанием подъема вод и циклонических — с их опуска-
нием. Ниже появляются полосы подъема и опускания вод, вы-
тянутые в меридиональном направлении. У промежуточных и
глубинных вод уловить зависимость между обоими компонента-
ми переноса удается только при тщательном их анализе для
каждого данного места. Таким путем можно установить, что с
глубиной в областях расположения антициклонов и циклонов
возникают нисходящие или восходящие перемещения.

При всей ценности данных по вертикальной составляющей
циркуляции вод не все полученные результаты могут быть
объяснены. Прежде всего является ли резкое увеличение вер-
тикальных скоростей в приэкваториальных широтах след-
ствием множества антициклонических вихрей, располагающих-
ся к северу от экватора, и циклонических — к югу от него, или
это связано с трудностями расчетов вблизи экватора? Соответ-
ствует ли рост скоростей от поверхности океана до дна дей-,
ствительности? С одной стороны, чем больше вертикальные
градиенты плотности, тем, казалось бы, должны быть выше
скорости. При расчетах по уравнению диффузии вертикальные
скорости понижаются с глубиной (Степанов, 1969, 1974; Прива-
лова, 1971). С другой стороны, в слабостратифицированных во-
дах условия для развития вертикальных движений особо бла-
гоприятны. Если увеличение гомогенности с удалением от по-
верхности — следствие роста вертикальных скоростей, то чем
же вызывается повышение интенсивности переноса вод по
вертикали? Горизонтальная циркуляция ослабевает, но ведь
именно она, зарождаясь в процессе взаимодействия океана с
атмосферой, вызывает вертикальные потоки. Без инструмен-
тального измерения вертикальных скоростей все эти вопросы
взаимосвязи между полем масс и полем движения пока ре-
шить нельзя.

VI. 3. Динамические зоны

В процессе постоянных перемещений вод происходит схож-
дение (конвергенция) или расхождение (дивергенция) тече-
ний. При конвергенции потоков в результате накопления вод
возникают подъем уровня океана и нисходящие движения.
Уплотнение при смешении вод способствует дальнейшему их
опусканию (Зубов, 1957), что благоприятствует распростране-
нию влияния конвергенции на большую глубину. Такие нисхо-
дящие движения будут происходить до тех глубин, на которых
плотность опускающихся вод не станет равной плотности окру-
жающих. Накопление здесь вод приведет к их оттоку в гори-
зонтальном направлении, вследствие чего под конвергенцией
может образоваться дивергенция. В случае расхождения те-
чений воды разносятся в стороны, происходит понижение уров-
ня океана и подъем вод. Необходимость компенсации послед-
него вызывает на некоторой глубине подток вод со стороны, в
результате чего под дивергенцией может возникнуть конвер-
генция.

Исследование квазистационарных климатических (макро-
масштабных) фронтов и вергенций в океане представляет ин-
терес для понимания не только глобальных закономерностей
циркуляции вод, но и особенностей формирования, а также
устойчивости стратификации и структуры океаносферы. Вместе
с тем в специальной литературе не так уж много столь запу-
танных вопросов, каким является исследование динамических
зон. Это порождено, во-первых, различием принципов выделе-
ния фронтов и вергенций и, во-вторых, далеко не всегда чет-
ким представлением того, о каких масштабах явлений идет
речь (микро-, мезо- или макромасштабных процессах). В рабо-
тах Ю. М. Шокальского, Н. М. Книповича, Н. Н. Зубова,
Г. Шотта, X. Свердрупа и др. даются представления об океа-
нических фронтах как зонах схождений течений и максималь-
ных горизонтальных градиентов различных свойств вод (глав-
ным образом температуры). Затем появились соображения о
том, что океанические фронты надо выделять не только по
конвергенциям, но и по дивергенциям. Этого явно нельзя де-
лать в условиях диаметрально противоположных процессов,
свойственных динамическим зонам. Была также выдвинута
идея, что океанические фронты связаны с максимальными
вертикальными скоростями переноса вод. Фронтами в океане
считаются и отдельные течения (фронт Гольфстрима, фронт
Куросио).

Ю. А. Иванов и В. Г. Нейман (1964)., сопоставляя физи-
ческие и динамические критерии, используемые для выявле-
ния фронтов, пришли к выводу, что они совпадают в одних
и тех же природных зонах. Необходимой ясности нет и сейчас,
так как специальные исследования этого вопроса очень огра-
ничены. Уже довольно давно (Степанов, 1960) было предложе-
но считать квазистационарными океаническими фронтами гра-
ницы, разделяющие макроциркуляционные системы, конверген-
ции проводить по гребням антициклонов, а дивергенции — по
ложбинам циклонов. По этим принципам динамические зоны
намечены В. А. Бурковым (1972, 1980 и др.). По проблеме
исследования океанических фронтов имеется довольно обшир- I
ная литература. Она обсто'ятельно рассматривается в специаль- I
ной монографии В. Н. Грузинова (1975), а также в работе
К. Н. Федорова (1983), что избавляет нас от необходимости
делать здесь систематизированный обзор работ по этому вопро-
су. Следует также отметить фундаментальные исследования (от-
носящиеся к субарктическим фронтам), выполненные Е. И. Ба-
рановым (1971) и Н. П. Булгаковым (1972).

Исследование циркуляции во всей толще вод Мирового
океана позволило более обстоятельно подойти к вопросу о
положении квазистационарных фронтов, их связи с вергенция-
ми, а главное, впервые рассмотреть изменение динамических
зон по вертикали (Степанов, 1978). Конвергенции проводились
по гребням динамических высот, а дивергенции — по их ложби- I
нам, океанические же фронты—по границам макроциркуляци- 1
онных систем (рис. VI.8, У1.9). При сравнительно строгом вы-	।

делении вергенций для определения местоположения фронтов	'

нет четких критериев. Этого, видимо, можно избежать путем
привлечения горизонтальных градиентов термогалинных пара-
метров и динамических характеристик (аномалий проведенного
давления, горизонтальных и вертикальных составляющих ско-
ростей течений). Такие сведения должны быть получены для
достаточно крупного масштаба, по-видимому, путем осреднения
исходных данных по одноградусным трапециям. Подготовка ма-
териалов представляет немалые трудности и пока не могла быть
выполнена. Следует отметить, что даже при наличии таких дан-
ных могут возникнуть серьезные осложнения, связанные с из-
менением величин градиентов у различных типов фронтов как в *
горизонтальной, так и в вертикальной плоскости.

Фронты, конвергеции и дивергенции на поверхности океана. ।
При выбранных критериях выделения динамических зон видно, ।
что океанические фронты не совпадают ни с конвергенциями,
ни с дивергенциями (рис. VI. 8 и VI.9). Они занимают свое #
совершенно определенное положение. Так, наличие в эквато-
риальной зоне антициклонической системы, формирующейся из
Рис. VI.7. Поля вертикальных скоростей (в 10-5 см-с-1) у поверхности
океана на глубине 10 м (вверху) и промежуточных вод на глубине 1000 м
(внизу)

Точками показана область с глубинами менее 1000 м

отдельных мезом асштабных круговоротов, обусловливает воз-
никновение экваториальной конвергенции. По границе между
экваториальной антициклонической и тропическими -циклониче-
скими системами проходят два фронта: экваториальный, при-
близительно вдоль географического экватора, и субэквато-
риальный, ограничивающий- экваториальную зону, смещенную
в северное полушарие. Далее по осям тропических систем и
продолжающим их к западу ложбинам располагаются тропи-
Рис. VI.8. Океанические фронты на глубинах 0, 1000, 2000 м (вверху) и
схема расположения вихрей вдоль субарктического фронта Атлантического
океана (зона схождения Гольфстрима с Лабрадорским течением, внизу) по
Баранову Е. И. (по материалам, относящимся к марту-1963 г.).

Фронты обозначены:

Э — экваториальный; СбЭ — субэкваториальный; Тс — тропический северный; Тю — тропи-
ческий южный; СбАр — субарктический; СбАн — субантарктический; Ар — арктический;
Ан — антарктический.

На нижнем рисунке:

1 — антициклонические вихри; 2 — циклонические вихри; 3 — стрежень Гольфстрима; 4 —
границы между различными типами вихрей
Рис. У1.9. Квазистационарные -конвергенции (вверху) и дивергенции (внизу)
на глубине 0, 1000, 2000 м.

Буквенные обозначения те же, что и на рис. VI.9

ческие дивергенции (северная и южная). Между тропическим»
циклоническими и субтропическими антициклоническими систе-
мами проходят тропические фронты. По гребням субтропиче-
ских антициклонических круговоротов проводятся субтропиче-
ские конвергенции.

В более высоких широтах в соответствии с особенностями
распределения воды и суши между полушариями нарушается
строгая симметричность расположения макроциркуляционных
систем и динамических зон. В южном полушарии, где Циркум-
полярное антарктическое течение выделяется в самостоятель-
ную макроциркуляционную систему, по северной ее периферии
(вдоль границы с южносубтропическим антициклоном) проле-
гает субантарктический, а по южной (по границе с высокоши-
ротным циклоном) — антарктический фронт. Еще одной дина-
мической зоной в этом полушарии является антарктическая ди-
вергенция— ось антарктического циклона. В северном полуша-
рии субарктический фронт разделяет субтропический антицик-
лон и высокоширотный циклон; ось последнего — субарктиче-
ская дивергенция. В Атлантическом океане она объединяется
с арктической дивергенцией, поскольку северный циклон двумя
^своими квазистационарными круговоротами (норвежско-грен-
ландским и приатлантическо-арктическим) простирается в
пределы Арктического бассейна. В Тихом океане продолжением
«северной системы можно считать циклонический круговорот
Чукотского моря, и потому субарктическая дивергенция здесь
также переходит в арктическую. Океанический арктический
-фронт проходит по северной периферии высокоширотной цик-
лонической системы и границе с арктическим антициклоном,
^смещенным в азиатско-канадскую (притихоокеанскую) часть
Арктического бассейна.

С. Таким образом, в открытом океане выделяются пять типов
океанических фронтов: экваториальный, субэкваториальный,
тропический, субполярный и полярный. Общее их количество в
Атлантическом океане достигает восьми, в Тихом — семи (без
арктического), в Индийском — пяти (поскольку в северном
полушарии создаются только экваториальный и субэквато-
риальный фронты), в Северном Ледовитом — только арктиче-
ский. Квазистационарных конвергенций лишь два типа (эква-
ториальная и субтропическая). Во всех океанах в каждом по-
лушарии формируются тропические квазистационарные дивер-
генции. Количество высокоширотных дивергенций (благодаря
специфике распределения воды и суши) в каждом полушарии
различно: антарктическая — в южном, субарктическая и аркти-
ческая— в северном; общее же их число в Атлантическом и
Тихом океанах равно четырем, в Индийском—трем, в Север-
ном Ледовитом-т-одной.

Чередование макроциркуляционных систем и вергенционных
зон обеспечивает неразрывность масс. Как же в этом свете
рассматривать роль океанических фронтов — несомненно ак-
тивных динамических зон? Если их отождествлять с конверген-
циями, что столь распространено в океанографии, то они, ка-
залось бы, должны нарушать условия неразрывности. Основы-
ваясь на исследованиях Е. И. Баранова (1971), можно думать,
что необходимое динамическое равновесие осуществляется за
счет циклонических и антициклонических вихрей, проходящих
по обе стороны фронта (рис. У1.8); они должны приводить к
образованию целой системы последовательно сменяющихся
конвергенций и дивергенций. Благодаря этому неразрывность
“масс достигается за счет процессов, осуществляющихся в зоне
фронта. В таком случае последовательность чередования ква-
зистационарных вергенций в макроциркуляционных системах
не будет нарушаться океаническими фронтами. Для решения
этого вопроса нет еще данных по всем океаническим фронтам,
на основе которых можно было бы провести необходимые ко-
личественные оценки переноса масс в пределах динамических
зон. Несомненно, что интенсивность развития процессов в та-
ких зонах, их активность и роль в обмене энергии и веществ в
океане различны. Пока же чисто качественное сопоставление
имеющихся представлений о циркуляции вод с характеристика-
ми физико-химических полей приводит к выводу, что океаниче-
ские фронты проявляются наиболее ярко в местах схождения
течений и тем резче, чем больше различаются по своим харак-
теристикам водные массы по обе стороны пограничной зоны.
С расхождением течений макроциркуляционных систем океа-
нические фронты размываются.

Особенно велика динамичность субполярных фронтов, где
встречаются воды из низких и высоких широт с наибольшим
различием физико-химических свойств. Эти фронты образуют-
ся между субтропическими антициклоническими и циклониче-
скими системами в северном полушарии и циркумполярной ан-
тарктической системой в южном полушарии. Асимметрия пла-
нетарной циркуляции приводит к тому, что субтропические
антициклонические круговороты вод граничат с различными
макроциркуляционными системами (циклонической на севере
и циркумполярной в Антарктике). Полярные океанические
фронты не столь динамичны, как субполярные, так как они
разделяют воды со значительно меньшим различием физико-
химических свойств (субполярные и полярные водные массы).
Располагаясь по окраине высокоширотных циклонических си-
стем, в северном полушарии они граничат с арктическими цик-
лоническими круговоротами вод, а в южном — с циркумполяр-
ной антарктической системой. Экваториальные и тропические
фронты наименее динамичны, так как в районах их формиро-
вания различия в свойствах вод выражены значительно слабее,,
чем в высоких широтах. В экваториальной зоне следует, выде-
лить два фронта — по обе стороны от экваториальной антицик-
лонической системы.

Квазистационарные динамические зоны, связанные с макро-
циркуляционными системами, играют ведущую роль в гло-
бальном обмене энергии и веществ. Вместе с тем можно гово-
рить и о динамических зонах, имеющих существенное значение
в процессах регионального масштаба. Они могут создаваться
между отдельными потоками, а также между течениями и по-
бережьем. Последние, в частности, выделялись при рассмотре-
нии общей схемы циркуляции вод (Степанов, 1960) и при спе-
циальном анализе тропических циклонических круговороте®
вод (Степанов, 1969). Благодаря отклоняющей силе вращения
Земли дивергенция будет создаваться при отклонении течения
от берега, а конвергенция — в противоположном случае. Под их
влиянием вдоль побережий происходит опускание или подъем
вод. Это явление изучено еще весьма слабо. Эффект, вызывае-
мый прибрежной вергенцией, может усиливаться сгонными или
нагонными ветрами. В большинстве случаев прибрежные вер-
генции, по-видимому, сказываются только на формировании
местных условий. Они образуются между высокоширотными
циклоническими системами и берегами, вблизи которых распо-
лагаются. Опускание вод вдоль материкового склона, вызывае-
мое прибрежным течением, усиливается нисходящими движе-
ниями периферии циклонического обращения. Совместное их
воздействие оказывается настолько большим, что нисходящие
движения в сравнительно слабо стратифицированной среде
распространяются вплоть до дна. Таким путем создаются глу-
бинные и придонные воды.

Динамические зоны в основном образуются в поверхностном
слое океана, где формируются макроциркуляционные системы.
Циркуляция вод здесь особенно интенсивна, а водные массы
отличаются наибольшим различием физико-химических свойств.
С удалением от поверхности океана и ослаблением макроцир-
куляционных систем фронты И вергенции размываются.

< Динамические зоны в толще вод океана. Проведенные рас-
четы циркуляции по всей толще вод Мирового 'океана позво-
лили впервые выделить динамические зоны на отдельных ха-
рактерных поверхностях (0, 200, 500, 1000, 2000 и 3000 м).
Для этого использовались те критерии, которые были указаны
выше. Каждая карта рассматривалась самостоятельно, без со-
поставления с другими, с тем чтобы объективизировать ее ана-
лиз. Для облегчения чтения карт здесь приводятся положения
динамических зон на поверхности океана, в промежуточных
(1000 м) и глубинных (2000 м) водах (рис. У1.8 и У1.9). Полу-
ченные результаты показывают, что фронты и вергенции про-
слеживаются по всей толще вод океана, полностью размываясь
только в придонном слое, где макроциркуляционные системы
разделяются на отдельные круговороты в соответствии с осо-
бенностями рельефа дна. По той же причине некоторые дина-
мические зоны в нижних глубинных водах удается обнаружить
не по всей протяженности океана. При нанесении на карту
данных, относящихся к каждой отдельной характерной поверх-
ности, обнаруживается поразительно большая устойчивость
местоположения динамических зон во всей толще вод океана.
Такие изменения большей частью невелики. При этом можно
отметить общую тенденцию в их смещении с удалением от по-
верхности океана в направлении роста географической широ-
ты. Наибольшая изменчивость происходит с переходом от по-
верхностных вод к промежуточным, а также от последних к
глубинным водам. Самое значительное смещение наблюдается
в низких широтах южных частей океанов. В первую очередь
это относится к субтропическим конвергенциям, расположен-
ным на поверхности океана в тропиках и смещающимся с пере-
ходом к промежуточным водам, приблизительно к 40° ю. ш.
Причиной тому — специфика циркуляции водных масс, в ре-
зультате чего субтропические .антициклоны располагаются у
поверхности океана значительно ближе к экватору, чем в юж-
ной части Атлантики и в северном полушарии в целом. В таких
условиях в умеренных широтах южной части Тихого океана
формируется вторичный антициклонический круговорот вод с
более слабой конвергенцией (рис. У1.2). Уже в подповерхност-
ном слое происходит значительная перестройка в циркуляции
вод со смещением антициклона в южные субтропические
районы.

Из всех динамических зон наибольшей изменчивостью мес-
тоположения по вертикали отличаются фронты, конвергенции
и дивергенции низких широт. Это объясняется особенностью
взаимодействия формирующих их макроциркуляционных си-
стем. С глубиной они перестраиваются сильнее других систем
главным образом за счет ослабления тропических циклонов.
Вместе с тем роль субтропических антициклонов, несмотря на
то что они разделяются на отдельные круговороты, остается
весьма значительной в циркуляции промежуточных и глубин-
ных вод. Частной особенностью последнего является разворот
субтропических конвергенций в Тихом океане в меридиональ-
ном направлении, создающихся за счет соответствующей вы-
тянутости антициклонических круговоротов в западной части
океана; тем самым здесь увеличивается меридиональный обмен
вод.

Стабильность положения динамических зон в Мировом
океане, обнаруженная по результатам расчета циркуляции вод,
подчеркивает существующие представления об исключительной
устойчивости процессов и создающихся ими условий в Мировом
океане.

Глава VII

СТРУКТУРА И СТРАТИФИКАЦИЯ ОКЕАНОСФЕРЫ

Основываясь на закономерностях стратификации (расслое-
ния) вод, можно установить границы между водами различных
свойств по вертикали и горизонтали и тем самым перейти к
изучению их структуры1. Сочетание совершенно определенных
свойств по вертикали обусловливает основные закономерности
структуры гидрофизических и гидрохимических полей, оказы-
вает огромное влияние на циркуляцию вод и, следовательно,

1 Под структурой понимается «совокупность связей объекта, обеспечиваю-
щих его целостность и тождественность самому себе, т. е. сохранение основ-
ных свойств при различных внешних и внутренних изменениях» (Советский
энциклопедический словарь. М., 1981, с. 1'291). -
играет ведущую роль в формировании и динамике водных масс.
Стратификация представлена четко выраженными типами из-
менения по вертикали физико-химических свойств вод, связан-
ными с определенными сочетаниями водных масс, сменяющих
друг друга от поверхности до дна океана. Такие типы страти-
фикации сохраняются в одних и тех же областях, как правило-
резко меняясь с переходом от одного региона к другому. Это
объясняется, во-первых, квазистационарностью гидрофизиче-
ских и гидрохимических условий, связанной с зональной из-
менчивостью природы, в той или иной степени охватывающей
всю толщу вод океаносферы, и, во-вторых, наличием экстре-
мумов физико-химических свойств подповерхностных, проме-
жуточных, глубинных и придонных водных масс. Оба факто-
ра определяют исключительно большую устойчивость страти-
фикации вод: существенные изменения свойств отмечаются
почти целиком у поверхностных вод. Изучение структуры вод
связано с установлением границ между различными типами
вод.

При ведущем влиянии термогалинных свойств вод на боль-
шинство физико-химических характеристик (плотность, скорость
распространения звука, электропроводность, устойчивость и.
пр.) изучение стратификации и структуры имеет огромное на-
учное и прикладное значение.

VII. 1. Важнейшие черты структуры вод

В предшествующих главах рассматривались принципиаль-
ные основы, определяющие расслоение океаносферы. Здесь на.
этих вопросах необходимо остановиться подробнее.

Процессы, формирующие стратификацию и структуру. Уже:
было отмечено, что трехмерная циркуляция вод является ве-
дущим фактором, с которым связано расслоение океаносферы.
Обращение вод в горизонтальной плоскости, возбуждаемое:
планетарным обменом энергии и веществ,. приводит к возник-
новению вертикальных движений, в результате которых про-
исходит сложное перемещение водных масс, охватывающих,
весь Мировой океан от поверхности до дна. Квазистационарная.
система адвективных, нисходящих и восходящих переносов^
вод, определяющаяся глобальной циркуляцией, формирует и;
постоянно поддерживает структуру. В условиях ведущей роли
плотностной циркуляции немалую роль играют процессы, под.
влиянием которых создаются и изменяются в пространстве и.
во времени термогалинные свойства вод. К ним относятся теп-
ло- и влагообмен, волновое и конвективное перемешивание.

Теплообмен, учитывающий прежде всего солнечную радиа-
цию, особенности ее поглощения и расходования, определяет
не только поле температуры, но и поле плотности Мирового*
океана. В соответствии с положительным теплообменом в низ-
ких широтах и отрицательным — в высоких температура, пони-
гкаясь, а плотность, повышаясь от экватора в направлении
полюсов, способствует уменьшению градиентов этих парамет-
ров с ростом широты и, следовательно, увеличению гомоген-
ности. Тем самым стратифицированность вод увеличивается с
переходом от высоких широт к низким. С увеличением отрица-
тельного теплообмена связано усиление развития термической
конвекции, степени распространения и мощности ледяного по-
крова. Их влияние ограничивается поверхностными водами.
В холодное время года в результате конвективного перемеши-
вания изотермия постепенно распространяется на слой толщи-
ной около 200 м. С прогревом поверхностных вод весной и
летом в подповерхностном слое на обширных акваториях со-
храняется холодный слой. Это и определяет термическую стра-
тификацию поверхностных вод высоких широт и ее сезонную
изменчивость. Исключением является Северная Атлантика, где
конвекция распространяется на большую глубину, что спе-
циально рассматривается далее.

Ледяной покров, являясь продуктом теплообмена, ограни-
чивает развитие конвекции в холодное полугодие, а в теплое
в результате таяния сильно опресняет поверхностный слой,
резко увеличивая расслоение вод и определяя соленостную
стратификацию полярных акваторий. На юге Мирового океана
зимой льды распространяются к северу в Атлантике прибли-
зительно до 55° ю. ш., в Индийском океане — до 60° ю. ш., а в
Тихом до 60—65° ю. ш.; летом они почти полностью тают,
сохраняясь в морях Уэдделла и Росса, а также в узкой при-
брежной полосе Антарктиды. В северном полушарии льды зи-
мой покрывают почти весь Северный Ледовитый океан, исклю-
чая Норвежское и Гренландское моря (кроме сравнительно
небольшой полосы вблизи Гренландии), а также юго-западную
часть Баренцева моря. Льды распространяются на значитель-
ных акваториях северо-запада Атлантического и Тихого океа-
нов. Развитием ледяного покрова в холодное полугодие в
основном определяется граница полярного типа термической и
соленостной стратификации.

Влагообмен при преобладании осадков над испарением при-
। водит к распреснению поверхностных вод, что существенно
влияет на соленостную стратификацию приэкваториальных и
высоких широт. В тропиках и субтропиках, при превышении
испарения над осадками, происходит осолонение, вызывающее
соленостную конвекцию. Однако степень ее развития оказы-
вается очень небольшой даже в области максимального отри-
цательного бюджета влаги. Причиной тому — сильная термиче-
ская стратификация тропических вод, где испарение особенно
велико. Значительно более слабая’ (по своей интенсивности)
соленостная конвекция не может размыть высокие термиче-
ские градиенты, создающиеся в условиях сильной солнечной
радиации. В конечном счете определяющей оказывается плот-
ностная конвекция. Наибольшее развитие она получает в пре-
Рис. VI 1.1. Меридиональное сечение поля солености (°/оо) океанов по средним
широтным величинам: Атлантического (вверху), Тихого (посередине) и
Индийского (внизу)

делах тех акваторий умеренных и субполярных широт, куда
выносятся из тропиков теплые и осолоненные поверхностные
воды. В этих регионах формируются субтропический, северо-
атлантический и южнотихоокеанский типы стратификации, где
плотностная конвекция распространяется не только на поверх-
ностные, но и на верхние промежуточные воды (до глубины
400—800 м), а в Северной Атлантике она захватывает глубин-
ные воды, местами доходя до дна.
Необходимо затронуть вопрос и о влиянии на стратифика-
цию материкового стока,-являющегося составляющей пресно-
водного баланса Мирового океана. Его воздействие в основном;
ограничивается прибрежными регионами и морями, куда вы-
носится большая масса речных вод. Это становится решающим-
фактором во многих морях умеренных и высоких широт. Силь-
ное опреснение поверхностного слоя приводит к резкой стра-
тификации вод в морях Баффина, Северном, Балтийском, Чер-
ном, Азовском, Каспийском, Аральском, Беринговом, Охотском,.
Желтом, Восточно- и Южно-Китайском, а также в заливах
Гудзоновом и Бенгальском. Для Северного Ледовитого океана
с его морями большой речной сток с огромной массой талых
вод оказывается фактором, определяющим не только структу-
ру, но и всю природу арктической части Мирового океана.

Влияние ветрового волнения ограничивается поверхностным
слоем толщиной в среднем от 15—20 до 50—70 м. Создавае-
мая им гомогенность является характерной особенностью струк-
туры вод верхней части океаносферы.

Совместное влияние всех факторов определяет не только
формирование того или иного типа гидрофизической и гидро-
химической стратификации вод в отдельных регионах, но и
важнейшие особенности природы каждого океана и моря.

Специфические черты структуры вод отдельных океанов.
Анализ термогалинных полей в меридиональном сечении океа.-
нов наглядно отражает уменьшение расслоения вод с удале-
нием от поверхности ко дну (рис. УИЛ, УП.2). При наиболь-
шей переслоенности поверхностных вод в пределах промежу-
точной структурной зоны прослеживаются очень хорошо выра-
женные экстремумы солености, концентрации кислорода, фос-
фатов и других гидрохимических элементов1. Значительна
меньше экстремумы физико-химических свойств в глубинных
водах и довольно четко проявляются в придонном слое. Мери-
диональное поле солености, как, в частности, и кислорода,
очень хорошо отражает симметричную структуру вод Тихого
океана по обе стороны от экватора и ее асимметричность &
Атлантическом и Индийском океанах. Последнее обусловлено
в большой мере выносом высокосоленых средиземноморских и
красноморских вод, а также специфическим развитием про-
цессов в Северной Атлантике. Выносимые в высокие широты
Гольфстримом и Североатлантическим течением теплые и со-
леные воды способствуют развитию крайне интенсивной тер-
могалинной конвекции. Таким образом формируются совер-
шенно уникальные североатлантические воды, отличающиеся
повышенной соленостью, температурой, кислородом, низкой
концентрацией фосфатов, нитратов и кремнекислоты. Вместе са
средиземноморскими водами они определяют большое разли-
чие стратификации между северным и южным полушариями

1 См. Химия вод океана, т. I. М., 1979.
Рис. УП.2. Меридиональное сечение поля температуры (°С) по средним ши-
ротным величинам Атлантического (вверху), Тихого (посередине) и Индий-
ского (внизу) океанов

Атлантики. В Индийском океане аналогичные условия создают-
ся в основном красноморскими водами. В Тихом океане подоб-
ной специфики нет, и потому развитие процессов в обоих полу-
шариях определяется в основном зональной изменчивостью
природных условий, что и приводит к симметричности термога-
линной структуры по обе стороны от экватора. То же относит-
ся и к южным частям трех океанов, благодаря чему структура
их однотипна.
При очень большом перепаде температуры в толще вод:
океаносферы для термической стратификации характерно весь-
ма значительное изменение ее вертикальных градиентов. Осо-
бенно велики они в верхней части океана (приблизительно до
1000 м), существенно уменьшаясь в промежуточных водах,,
тогда как в глубинных водах (ниже 2000 м) условия близки к
гомотермии. Экстремумы температуры отмечаются только в
полярных областях. В соответствии с уменьшением солнечной,
радиации с широтой и понижением температуры диапазон ее
изменения в толще вод уменьшается от экватора в направле-
нии полюсов, что приводит к ослаблению термической страти-
фикации. Совершенно аналогичные закономерности свойствен-
ны полю плотности, определяющемуся в первую очередь тем-
пературой. Отмеченные особенности структуры объясняются*
тем, что температура обусловлена главным образом теплооб-
меном с атмосферой, и прежде всего поглощаемой солнечной
радиацией. В процессе теплообмена в толще океаносферы про-
исходит довольно активное смешение вод, в результате которо-
го температура относительно равномерно понижается от по-
верхности ко дну.

Соленостная стратификация отличается большой слож-
ностью, ярко выраженной переслоенностью с рядом экстрему-
мов. Соответственно количество типов стратификации соле-
ности больше, чем у температуры и плотности воды. При кон-
серватизме солености ее поля, и особенно поля экстремумов,,
дают наглядное представление о распространении вод различ-
ного йроисхождения.

Устойчивость структуры вод очень велика. Весьма нагляд-
ное представление об этом может дать сопоставление мери-
диональных сечений океанов, построенных по средним широт-
ным величинам (полученным путем обобщения всех накоплен-
ных сведений), с профилями, основанными на непосредствен-
ных наблюдениях (рис. VII.1—УП.З). Особенно значительный
интерес представляют материалы, собранные во время Между-
народного геофизического года (МГГ), проводившегося в-
1957—1959 гг., так как - они относятся к определенному циклу
развития планетарных процессов (связанному 6 периодом по-
вышенной активности солнечной деятельности). Батометриче-
ские станции выбирались так, чтобы можно было построить по
два профиля, проходящих по наиболее глубоководным местам
западных и восточных частей океанов (по обе стороны от сре-
динных хребтов), а в Тихом океане, кроме того, приблизитель-
но вдоль 180-го меридиана. Таким образом, появилась воз-
можность не только проследить характер термогалинных полей
в различных частях океана, но и сопоставить их в отдельных
океанах (Некрасова и Степанов, 1963). По всем анализируе-
мым полям (температуре, солености, плотности и концентрации
кислорода) обнаружена полнейшая идентичность рисунка изо-
линий и абсолютных величин между западными и восточными
Рис. VI 1.3. Меридиональные сечения поля солености (%о) океанов по данным,
полученным во время проведения Международного геофизического года:
Тихого (вверху), Атлантического (посередине) и Индийского (внизу)

В первом из них по средней глубоководной части, в двух других — к вос-
току от срединно-океанических хребтов
Рис. УП.4. Глубина залегания (в м) подповерхностных экстремумов солено-
сти (%о) и температуры (°С).

1 — максимум солености; 2 — минимум температуры; 3 — области, в пределах которых
«ет экстремумов; 4 — области без экстремума с интенсивным осолонением поверхностных
вод; 5 — границы между водами с различными экстремумами



Рис. VI 1.5. Глубина залегания (в м) промежуточных экстремумов солено-
сти (%о) и температуры (°С).

1 — \ । н. мальная соленость субантарктических вод; 2 — минимальная соленость субарк-
тич. .	|„,д; 3 — максимальная соленость средиземноморских и красноморских вод; 4—-

максимум температуры; 5 — области, в пределах которых нет экстремумов; 6 — границы
между водами с различными экстремумами
Рис. VI 1.6. Максимальная температура промежуточных вод в полярных
областях: величина (в°С, слева) и глубина (в м), на которой она на-
блюдается (справа)

профилями, а также разрезами, построенными по средним
широтным величинам. Исключением явились отдельные регио-
нальные особенности, подобно тому как на восточном атлан-
тическом сечении распространение средиземноморских проме-
жуточных вод прослеживается в виде более обширной обла-
сти, высокой солености (между 15 и 50° с. ш.) с экстремумом в
36°/оо на глубине 1000 м, а на западном профиле — в более
узкой полосе (от 20 до 40° с. ш.). Поскольку все материалы
опубликованы, для того чтобы не перегружать книгу, для со-
поставления с разрезами, построенными по средним широтным
величинам, помещаются только сечения полей солености
Рис. VI 1.7. Положение глубинного максимума солености (%о).
Точками показаны области, в которых его нет

Рис. VII.8. Придонная потенциальная температура (°С).
Точками показаны области с глубинами менее 4000 м

(рис. УП.З); один из них совершенно уникален, так как выпол-
нен судном «Обь» по всей меридиональной протяженности
Индийского океана. Профили всех полей, построенных по дан-
ным МГГ, полностью подобны тем, которые построены по
средним широтным величинам.

Другим примером устойчивости структуры вод могут слу-
жить поля экстремумов температуры и солености, прослежи-
вающиеся в подповерхностных, промежуточных, глубинных и
Рис. УП.9. Глубина залегания минимума растворенного кислорода

(в м, вверху) и его величина (в мг-ат/л, внизу), по Иваненкову В. Н.
и Черняковой А. М.

придонных водах. Они очень четко выражены в определенных
ареалах, даже в условиях, когда их абсолютные значения от-
личаются от выше- и нижележащих вод очень мало (рис.
УП.4—УП.9). Далее эти материалы рассматриваются особо.

Третьим примером устойчивости структуры вод являются
весьма интересные материалы, собранные на полигоне ПОЛИ-
МОДЕ летом 1978 г. Здесь было выполнено 50 батометрическйх
станций практически в одном месте, в пределах тропического
типа термогалинной стратификации, отличающегося резко выра-
женным расслоением вод. И. М. Белкин (1981) провел анализ
температурно-соленостных (Т—5) кривых, построенных для слу-
чаев прохождения через полигон циклонических и антицикло-
нических синоптических вихрей, а также и по средним, полу- -
чецНым по всем выполненным наблюдениям. Во всех случаях
формы кривых оставались одними и теми же и лишь несколь-
ко смещались по ним глубины характерных точек (слоев) при
прохождении вихрей. В антициклоне верхняя граница основно-
го термоклина в среднем опускалась на 60 м, что определя-
лось преобладанием в таком вихре нисходящих движений; при
прохождении циклона эта граница поднималась в среднем на
15 м, согласно доминирующим восходящим потокам. И. М. Бел-
кин отмечает, что приведенные величины несколько занижены
в результате пространственного осреднения; он считает, что
смещения по вертикали в антициклоне должны составлять
90—100 м, а в циклоне — 20—25 м. Таким образом, становится
очевидным, что происхождение вихрей не вызывает перемеши-
вания вод. Их влияние ограничивается перемещением по вер-
тикали отдельных слоев (точек), и, следовательно, полностью
сохраняется неизменным тип стратификации вод.

Приведенные примеры показывают, сколь велика устойчи-
вость структуры вод. Поэтому переход от одного типа страти-
фикации к другому происходит большей частью очень резко;
границы типов стратификации оказываются исключительно
стабильными.

VII. 2. Термогалинные экстремумы

Гидрофизические и гидрохимические экстремумы в преде-
лах поверхностных, промежуточных, глубинных и придонных
вод представляют собой специфическую особенность страти-
фикации океаносферы. Это настолько характерно, что их от-
сутствие в каком-либо ареале требует специального анализа.
Исследование экстремумов физико-химических свойств тесно
связано с обменом веществ в Мировом океане. Рассмотрение
этой проблемы — задача отдельного труда. Здесь представ-
ляется возможным остановиться только на основных особен-
ностях формирования и распространения экстремумов и их
связи с обменом веществ.

Наиболее обстоятельные исследования подповерхностных ''
и промежуточных термогалинных экстремумов в Мировом
океане выполнены В. И. Куксой (1978). Работы зарубежных
специалистов относятся главным образом к отдельным регио-
нам или, в лучшем случае, океанам (Рид, 1965, 1973, и др.).
В этих трудах приводится основная литература и .методика ис-
ходных данных, что позволяет избежать здесь обзора прове-
денных исследований. Теории Т—5-анализа посвящена книга
О. И. Мамаева (1970). Современные представления о гидрохи-
мических экстремумах с особой полнотой освещаются в моно-
графии «Химия океана» (т. 1, 1979).
Методика выделения и анализа экстремумов. В соответствии
с используемым методом, вполне естественно, могут быть полу-
чены несколько отличные результаты. Наибольшие трудности
связаны с необходимостью распознавания экстремумов, обра-
зующихся в результате распространения вод определенных
свойств, и так называемых наведенных экстремумов, когда
выше- и нижележащие воды имеют повышенную либо пони-
женную солёность или температуру. На это специальное вни-
мание обращали О. И. Мамаев (1970) и В. Н. Кукса (1971,
1978). Такой наведенный экстремум, в частности, очень ярко
выражен в области распространения промежуточных средизем-
номорских вод; между экстремально высокой соленостью на
глубине 1000—1200 м и приблизительно такой же величиной
ее в поверхностном слое прослеживается значительный мини-
мум солености на глубине' 500—600 м. Осолоненные поверхно-
стные воды не опускаются в условиях сильной термической
стратификации, с чем связано падение солености между по-
верхностными и промежуточными ее максимумами. Еще труд-
нее выявить наведенные экстремумы при сложной стратифика-
ции с относительно слабыми изменениями свойств вод по вер-
тикали, когда особенно нелегко установить условия формиро-
вания и распространения тех. или иных вод. Возможно, с этим
связано выделение так называемых калифорнийских вод по
пониженной солености на глубинах 150—250 м, приходящихся
на пограничный слой, разделяющий поверхностную и промежу-
точную структурные зоны. Аналогичные сомнения вызывает
правомерность выделения перу-чилийских вод в том же погра-
ничном слое. В этих областях стратификация крайне сложна,,
что связано с трансформацией в приэкваториальных широтах
подповерхностных высокосоленых и промежуточных низкосоле-
ных вод, приходящих с юга и севера. Севернее экватора (в ме-
сте выделения калифорнийских вод) создается по два экстре-
мума осолоненных и опресненных вод. Нижний экстремум по-
вышенной солености представляется наведенным, поскольку
трудно представить его генезис; таким же оказывается слой
пониженной солености, относимый к калифорнийским водам.
Весьма сложна стратификация вод во всей северной части
Индийского океана. Далеко не просто проследить распростра-
нение вод Красного моря и Персидского залива, а также усло-
вия их смешения. Не полностью ясно формирование промежу-
точных соленых вод в Бенгальском заливе; непонятно проис-
хождение так называемых вод моря Банда и пр. Интерпретация
исходных данных в таких условиях может быть существенна,
различной.

Для выявления экстремумов широко используются графики
изменения по вертикали изучаемого параметра и температур-
но-соленостные (Т—5) кривые. В зависимости, от масштаба и
характера построения графиков может быть внесен, как спра-
ведливо отмечает В. И. Кукса, субъективизм. Так, например,.
на северо-западе Индийского океана между поверхностными
юсолоненными водами и промежуточными высокосолеными
красноморскими водами на Т—5-кривых отмечается четко вы-
раженный минимум солености на глубинах , 600—400 м. Его
очень легко отнести к промежуточным водам субантарктиче-
ского происхождения, прослеживающимся до 10—5° ю. ш. Од-
нако трудно представить себе, за счет каких процессов эти
воды могут проникнуть столь далеко на север только в районе
Аравийского моря. По-видимому, этот минимум также являет-
ся наведенным; и здесь соленостная конвекция не может рас-
пространиться сколько-нибудь глубоко в условиях очень силь-
ной термической стратификации. На промежуточных глубинах
переносятся воды красноморского происхождения. Совершенно
аналогичны условия в области перемещения средиземномор-
ских вод.

В отношении этих вод следует отметить еще одну осо-
бенность методики анализа их распространения. При исполь-
зовании Т—5-кривых получается, что от пролива Гибралтар
они доходят до Антильских островов. Экстремумы же высо-
кой солености прослеживаются в западном направлении по
непосредственным данным не далее Срединно-Атлантического
хребта.

Для того чтобы выбор экстремумов провести возможно бо-
лее объективно, при подготовке этой работы автор стремился
выявить генезис и особенности распространения вод, которые
их создают. Исходными материалами служили средние вели-
чины, полученные по пятиградусным трапециям в результате
обобщения всех доступных океанографических станций, общее
количество которых по Мировому океану составило около
200 тыс. Поля термогалинных экстремумов дали вполне за-
кономерную картину. Вместе с тем в ряде случаев они оказа-
лись несколько иными по сравнению с аналогичными полями,
приводимыми в публикациях других авторов. Существенные
расхождения имеют место и в работе В. И. Куксы (1978), ис-
пользовавшего те же исходные данные. Это можно объяснить
тем, что его анализ основан на Т—5-кривых, а также на не-
сколько иной интерпретации исходных материалов.

Подповерхностные экстремумы. Поверхностные воды, как
правило, делятся на верхний однородный и подповерхностный
(нижний) слои, которые большей частью разделяются пере-
ходным слоем повышенных градиентов плотности. Вполне есте-
ственно, что в двух верхних слоях экстремумы квазистацио-
нарного характера создаваться не могут. В подповерхностном
•слое в высоких широтах прослеживается пониженная темпе-
ратура, представляющая собой остаточное явление, создавае-
мое осенне-зимней конвекцией. На остальной части акватории
Мирового океана, исключая отдельные регионы, отмечается
повышенная соленость, формирующаяся в области отрицатель-
ного влагообмена (где испарение превышает осадки).
Полярный минимум температуры создается в результате
того, что плотностная конвекция, развивающаяся в холодное
время года, обусловливает ох-лаждение вод всей поверхностной
структурной зоны, которое не везде полностью устраняется
летом. Это отмечается в Арктике и Антарктике, а также в
северо-западных частях Атлантического и Тихого океанов, где,
кроме того, вертикальное перемешивание и связанный с ним
прогрев затрудняются сильной стратификацией, обусловлен-
ной опреснением поверхностных вод (рис. УП.4).

В Северном Ледовитом океане, где почти повсеместно в
течение всего года сохраняется ледяной покров, совсем не-
большое повышение температуры происходит в весенне-летнее
время в поверхностном слое толщиной всего в несколько мет-
ров; во всей остальной толще вод до глубины 100—150 м со-
храняется' температура, близкая к замерзанию при данной
солености (около —1,5°). В Антарктике, где в теплое время
года льды почти целиком исчезают, происходит постепенное
повышение температуры до 0° и выше у полярного океаниче-
ского фронта (50—60° ю. ш.). Глубины, на которых отмечаются
минимальные температуры в зоне антарктической дивергенции
(50—55° ю. ш. в Атлантическом и Индийском океанах, 55—
60° ю. ш. в Тихом), где преобладают восходящие движения,
близки к 50—75 м. К северу и югу от антарктической диверген-
ции они увеличиваются, доходя вблизи антарктического океа-
нического фронта до 100—150 м, местами до 200 м. В северо-
западных частях Атлантического и Тихого океанов на глубине
100—150 м небольшие отрицательные температуры могут
встретиться вблизи материкового побережья, а . на остальной
акватории величина ее составляет 2—3° и более.

Максимум солености прослеживается на значительной части
Мирового океана, приблизительно от 40—50° с. ш. до 30—
40° ю. ш. (рис. УП.4). Обыкновенно его образование связывают
с соленостной конвекцией. Она действительно должна иметь
место в областях превышения испарения над осадками; макси-
мальная их разность соответствует наиболее высокой соле-
ности поверхностных вод. Однако соленостиая конвекция не
распространяется глубже верхнего гомогалинного слоя, обык-
новенно не превышающего 30—50 м и только местами (осо-
бенно в Атлантике) достигающего 70—100 м и более (рис.
УШ.1). Поскольку конвекция в низких широтах не может раз-
мыть поля больших вертикальных градиентов температуры,
сразу под верхним гомогенным слоем вертикальные градиен-
ты солености также увеличиваются. При такой стратификации
вод подповерхностный экстремум не формируется в районе
максимального превышения испарения над осадками. Не мо-
жет он образоваться и на остальной акватории в низких широ-
тах, несмотря на отрицательный влагообмен (приблизительно
между 35—40° широты обоих полушарий, исключая приэквато-
риальные акватории). Здесь повсеместно распространен под-
поверхностный экстремум солености, над которым поверхност-
ный слой преснее на 0,5—1,О°/оо.

Анализ глубины залегания и величины подповерхностного
экстремума солености (рис. УП.4) приводит к заключению,
что поверхностные воды выносятся из области максимального
осолонения течениями, формирующими субтропическую макро-
циркуляционную систему. По периферии этой области экстре-
мум солености выше (35,5—36,5°/оо, местами 37,О%о), а? глуби-
на залегания меньше (50—100 м). По мере своего продвиже-
ния осолоненные воды смешиваются с выше- и нижележащим»
массами, несколько опускаясь (за счет повышенной солености)
до глубины 150—200 м, а в Индийском океане даже до 200—
250 м. Судя по характеру изогалин • и топографии глубины-
залегания, они вовлекаются в антициклонические макроцирку-
ляционные системы и течениями выносятся в умеренные ши-
роты (до 40—50° в обоих полушариях, а в Атлантике даже до
50—55° с. ш.).

На обширных акваториях Мирового океана подповерхност-
ные экстремумы не создаются (рис. УП.4), так как к тому
нет причин. Экстремумы температуры формируются только в
высоких широтах, а экстремумы солености размываются с вы-
носом вод в умеренные зоны. Для обширных акваторий между
30—40 и 50—60° ю. ш. характерно преобладание нисхо-
дящих движений, вызываемых особенностями циркуляции вод
и плотностной конвекцией, обусловленной охлаждением вод^
выносимых из низких широт (за счет их охлаждения при более
высокой солености). Самая интенсивная плотностная конвек-
ция во всем Мировом океане развивается на севере Атлантики..
В пределах субполярных широт Тихого океана поверхностные-
воды значительно опреснены, и здесь нет условий для форми-
рования подповерхностного экстремума.

Промежуточные экстремумы прослеживаются на значитель-
но большей акватории, чем подповерхностные (рис. УП.5).
По своему формированию они могут быть подразделены на три
типа. Особенно широкое распространение получили экстрему-
мы низкой солености, образующиеся в субполярных широтах
в результате опускания поверхностных вод. Экстремумы вы-
сокой солености, прослеживающиеся на относительно неболь-
ших акваториях, создаются за счет выноса вод из Средиземно-
го и Красного морей, а также из Персидского залива. В поляр-
ных областях и на северо-западе Атлантического и Тихого-
океанов промежуточные экстремумы повышенной температуры
связаны с поступлением сравнительно теплых вод из низких
широт. К промежуточной структурной зоне относятся все экс-
тремумы химических свойств вод.

Минимум солености субантарктического происхождения от-
мечается на обширнейших пространствах — от антарктического
океанического фронта до 25° с. ш. в Атлантике, 10—15° с. ш. в
Тихом океане и до 10—15° ю. ш. в Индийском океане
(рис. У11.5). Образование его обыкновенно связывают с нис-
ходящими движениями на полярном фронте. Однако еще. более
активно это должно происходить на субантарктическом фрон-
те, где изогалины почти вертикально располагаются от поверх-
ности океана до глубины 600—800 м, местами до 1000 м и
глубже (рис. VII.!—УП.З). Язык пониженной солености об-
разуется между антарктическим и субантарктическим фронта-
ми (приблизительно от 55 до 45° ю. ш. в Атлантическом и Ин-
дийском океанах и от 60 до 50° ю. ш. в Тихом). Вдоль оси
(ядра) его соленость имеет минимальные величины.

Топография экстремума вод субантарктического происхож-
дения отличается ярко выраженной закономерностью. Вблизи
полярного фронта он прослеживается на глубине 600—800 м
(рис. VII.5), несколько выше располагаясь в Тихом океане
(от 300—500 до 600—800 м) и к востоку от Патагонии в Ат-
лантике (300—400 м), что связано с опресненностью поверх-
ностных вод, за счет чего их плотность ниже и они опускаются
на меньшую глубину. В области субтропических антициклони-
ческих систем с преобладанием нисходящих движений экстре-
мум опускается до 800—1000 м, местами до 1200 м. С даль-
нейшим продвижением на север субантарктических вод он про-
слеживается в Атлантическом океане на 800 м, в Индийском —
на 800—1000 м, в Тихом — местами, особенно в области Пе-
руанского течения, — на 600—800 м, а вблизи Южной Америки
даже на 600—500 м.

Субантарктические воды создают вблизи Центральной Аме-
рики слой экстремально низкой солености на тех же- глуби-
нах, что и в южном полушарии (800—1000 м); приблизительно
западнее 110° з. д. они прослеживаются (0—10° с. ш.) до
Филиппинских островов на глубинах 600—800 м, образуя вто-
рой минимум в промежуточной структурной зоне северной,
части Тихого океана.

Соленость на глубине экстремума довольно равномерно по-
вышается от 34,2—34,4°/оо у субантарктического фронта до
-34,8—35,О°/оо в северных тропиках Атлантики; в Индийском
океане — до 34,6—34,8°/оо на 20—10° с. ш.; в приэкваториаль-
ных широтах Тихого океана — до 34,6—34,5°/оо-

Минимум солености субарктического происхождения яв-
ляется аналогом субантарктического экстремума, получившим,
однако, распространение только в северной части Тихого океа-
на. Образование его связано с нисходящими движениями на
субарктическом фронте, и особенно к югу от него, в полосе,
расположенной приблизительно между 45—35° с. ш. (рис.
VII.5). Выносящиеся сюда теплые и осолоненные воды Куро-
сио и Северотихоокеанского течения, охлаждаясь в высоких
широтах, опускаются до глубины 400—600 м. Здесь, как и в
субантарктической зоне, прослеживается почти вертикальное
положение изогалин и язык пониженной солености от поверх-
ности океана протягивается в тропики. В северной части Ти-
хого океана, при большой распресненности вод, плотностная
конвекция развивается значительно слабее, чем в тех же-
широтах других акваторий Мирового океана. Поэтому экстре-
мум низкой солености субарктического происхождения распо-
лагается выше, чем у субантарктических масс, и распростра-
няется ’не столь далеко. Он прослеживается до 10—5° с. ш., а
к востоку от Северной Америки только до 20—15° с. ш. В хо-
лодное время года активность образования субарктических вод
должна быть значительно большей, но вряд ли это сказывается
на границах их распространения.

Топографии субарктического экстремума свойственна та же
закономерность, что и субантарктическому, но глубина его за-
легания, как уже отмечалось, меньше. Вблизи субполярного
фронта он прослеживается на 30(1—400 м, местами на 500—
600 м. В пределах антициклонического круговорота вод мини-
мальная соленость отмечается на 600—800 м. В направлении
экватора экстремум поднимается на 400—500 м. В области
тропической циклонической системы и отходящей от нее к за-
паду ложбины, в условиях преобладания восходящих движе-
ний, он поднимается до 200—300 м от поверхности океана;
вблизи Калифорнии этот экстремум прослеживается на 200—
100 м, проникая, следовательно, уже в поверхностную струк-
турную зону. Столь высокое его расположение в тропиках
способствует тому, что субантарктические воды проникают в
северное полушарие, образуя второй минимум солености на
характерных для промежуточной структурной зоны глубинах
800—1000 м. Эта специфическая особенность стратификации
тихоокеанских вод объясняется существенным различием соле-
ности в северном и южном полушариях. На глубине экстрему-
ма она меняется от 33,9—34,О%о вблизи субарктического фрон-
та до 34,4—34,6%о в приэкваториальных широтах.

Средиземноморский максимум солености-играет весьма су-
щественную роль не только в стратификации вод Северной
Атлантики, но и в процессах, формирующих промежуточные и
особенно глубинные воды, получающие широкое распростра-
нение в Мировом океане. При большом отрицательном бюд-
жете влаги в пределах всей акватории Средиземного моря
происходит сильное осолонение вод (от 37—38%о на западе до
39%о и выше на востоке). В Гибралтарском проливе менее со-
леные поверхностные воды из океана входят в море, компен-
сируя превышение испарения над осадками в Средиземно-
морском бассейне. В нижних слоях пролива средиземноморские
воды выносятся в океан, веерообразно распространяясь и
активно смешиваясь с атлантическими водами., В процессе
трансформации они охлаждаются и, уплотняясь, опускаются.
Создаваемый ими экстремум отмечается на глубине 1200—
1000 м при солености от 36,0 до 35,5%о. (рис. VII.5).

По непосредственным данным, как уже отмечалось, экстре-
мум прослеживается только до Срединно-Атлантического хреб-
та. Еще Г. Бюст по материалам экспедиции на «Метеоре», ис-
пользуя весьма простой способ процентного соотношения тер-
могалинных свойств вод (по отношению к их значениям в про-
ливе Гибралтар), получил представление о распространении
-средиземноморских вод вплоть до АнтильЬких островов.
На основании анализа Т—5-кривых то же получилось у
В. И. Куксы и В. А. Бубнова. Кажется очевидным, что среди-
земноморские воды действительно доходят до Карибско-Мекси-
канского бассейна, однако в трансформированном виде. Поэто-
му экстремум солености не прослеживается на всем пути их
перемещения, наблюдаясь только вблизи Средиземного моря,
где воды сохраняют свои наиболее характерные свойства.

Красноморско-персидский максимум солености является
аналогом средиземноморского. Он создается главным образом
водами, выносимыми из Красного моря, соленость которых
очень высока (от 37°/оо на юге до 41°/оо на севере). Уже в Аден-
ском заливе она понижается до 36,0—35,7°/оо- Красноморские
воды также распространяются веерообразно по выходе в океан
11а глубине 600—800 м. На восток высокая соленость с вели-
чинами 35,2—35,О°/оо прослеживается до берегов Индостана.
В южном направлении экстремум отмечается приблизительно
до 5° ю. ш., а на крайнем юго-западе — вплоть до Мозамбик-
ского пролива (с соленостью около, 34,8%о на . глубине 800—
1000 м). На севере красноморские воды встречаются с водами,
•выносимыми из Персидского залива (где их соленость доходит
до 40—41%о). Создаваемый ими экстремум отмечается на глу-
бине 250—300 м и поэтому обыкновенно рассматривается осо-
бо. Вряд ли целесообразно совсем небольшую акваторию на
севере Аравийского моря выделять в самостоятельный регион,
тем более что воды, выносимые из Красного моря и Персид-
ского залива, смешиваются в северной части Аравийского мо-
ря. После этого экстремум их располагается на глубине 500—
600 м при солености 35,2—35,4%о. Далее на восток они, надо
лолагать, переносятся в виде красноморско-персидских вод по-
вышенной солености. Однако далее 70° в. д. экстремум не про-
слеживается. По Т—5-кривым В. И. Кукса (1978) выделяет
лрасноморско-аравийские воды почти во всей северной части
Индийского океана, приблизительно севернее -5° с. ш., исклю-
чая Бенгальский залив и север Аравийского моря. По-видимо-
му, имеет место то же, что дает анализ Т—5-кривых в отно-
шении распространения средиземноморских вод.

Возможно, именно с красноморско-персидскими водами
-связано формирование промежуточного экстремума высокой
солености в Бенгальском заливе (с величиной, близкой к 35%о.
на глубинах 300—500 м). Приблизительно то же отмечается в
сравнительно узкой полосе (5—15° ю. ш.), простирающейся на
запад от Зондских островов (до 80° в. д.), на тех же глубинах
с соленостью 34,8—34,9°/оо; формирование этого экстремума по-
вышенной солености не ясно. Имеет ли место адвекция вод из
индонезийских морей, или проявляется распространение крас-
номорско-персидских вод в условиях сильного распреснения
поверхностного слоя и нижележащих опресненных промежу-
точных субантарктических вод? Последнее в то же время мож-
но интерпретировать' как наведенный максимум между выше-
и нижележащими малосолеными водами. Пока вопрос о рас-
пространении красноморско-персидских вод в северо-восточной
части Индийского океана не будет ясен в должной мере, мож-
но говорить лишь о выделении экстремума высокой солености
в Бенгальском заливе, хотя его генезис, и в частности связь с
красноморско-персидскими водами, в полной мере не ясен;
возможно, эти воды, обходя Индостан, проникают в Бенгаль-
ский залив. Сколько-нибудь прямой связи, с промежуточным
экстремумом повышенной солености к западу от Зондских
островов нет.

Стратификация вод северной части Индийского океана еще
слабо изучена, но, несомненно, сложна. В. И. Кукса (1978)
выделяет здесь 10 типов промежуточных вод повышенной и
пониженной солености. По непосредственным данным (без при-
влечения Т—5-кривых) многие из этих экстремумов не просле-
живаются.

Полярные экстремумы повышенной температуры имеют не-
сколько различное происхождение. В Антарктике они об-
разуются из вод Антарктического циркумполярного течения,
вовлекающихся в циклонические антарктические макроцирку-
ляционные системы. Поскольку они приходят из более низких
широт, температура их оказывается выше поверхностных и
глубинных температур антарктических вод. В условиях форми-
рования трех циклонических антарктических систем, распола-
гающихся на юге каждого океана, теплые промежуточные мас-
сы проникают к Антарктиде по периферии этих циклонов (при-
близительно вдоль 5—20° в. д., 120—140° в. д. и 100—55°
з. д.). Это отчетливо проявляется по языкообразному искрив-
лению изотерм. Кроме того, теплые промежуточные воды про-
ходят на юг вдоль Земли Греэма, встречающейся на их пути;
отсюда они уносятся на запад с общим генеральным переме-
щением прибрежных антарктических вод. Таким образом за-
мыкается их круговое обращение в Антарктике. По северной
периферии циклонических систем вблизи Антарктического
фронта экстремально высокие температуры до 2,5—3,0° про-
слеживаются на глубине 800—600 м, а вблизи Антарктиды —
на 800—1000 м, местами до 1200 м благодаря преобладанию
нисходящих движений (рис. УП.6). В соответствии с преобла-
данием подъема вод в центральных частях этих макроцирку-
ляционных систем (вдоль оси которых проходит' антарктиче-
ская дивергенция) экстремум температур поднимается до глу-
бины 500—300 м. Величина ее здесь составляет 1,0—1,5°,
уменьшаясь у материкового склона до 0,5—0,0°,. а местами и
до отрицательных значений (в морях Росса и Уэдделла).
В северо-западных частях Атлантического и Тихого океанов
промежуточный экстремум повышенной температуры форми-
руется приблизительно так же, как и в Антарктике. Распола-
гаясь в западной периферии высокоширотной макроциркуля-
ционной системы, теплые воды приносятся сюда на промежу-
точных глубинах ветвями Североатлантического и Североти-
хоокеанского течений. Вдоль материковых побережий экстре-
мум температуры прослеживается на глубине 800—600 м, под-
нимаясь в центральной части циклона на глубину 500—300 м
(рис. УП.6). Температура порядка 3—4°.

В Северном Ледовитом океане теплые промежуточные воды
формируются, как известно, из вод атлантического и в неболь-
шой степени тихоокеанского происхождения. В районе Шпиц-
бергена теплые и соленые атлантические воды опускаются под
более легкие арктические воды (за счет низкой солености}.
Максимальная температура (1—2° и выше) к северу от Шпиц-
бергена постепенно понижается до 0,3—0,4° и ниже в амери-
канском секторе Арктики; глубина, на которой она отмечает-
ся, уменьшается в тех же пределах — от 100—200 до 400—
500 м (рис. УП.6). Кроме того, воды атлантического происхож-
дения. проникают в Центральный арктический бассейн непо-
средственно на промежуточных глубинах через глубокие доли-
ны, прорезающие порог Нансена (между Гренландией и Шпиц-
бергеном).

Промежуточные экстремумы не создаются в трех регионах
Мирового океана (рис. VII.5). В Северной Атлантике это объ-
ясняется интенсивной плотностной конвекцией в умеренных и
субполярных широтах, а в субтропиках — нисходящими дви-
жениями, обусловленными антициклоническим круговоротом
вод и опусканием высокосоленых масс средиземноморского
происхождения в результате их охлаждения по мере продви-
жения в океане.

В экваториальной зоне Индийского океана прослеживается
область без термогалинных экстремумов, поскольку сюда не
доходят воды ни с высокой соленостью с севера, ни с низ-
кой— с юга. В северной части Тихого океана, в полосе 40—
50° с. ш., нет условий для образования промежуточных теплых
вод, а субарктический экстремум пониженной солености обра-
зуется вблизи южной периферии этой области.

Глубинный экстремум представлен только повышенной со-
леностью. Он образуется североатлантическими водами. В се-
веро-восточной части Атлантического океана благодаря интен-
сивному охлаждению теплых и соленых вод, приносимых Се-
вероатлантическим течением, плотностная конвекция распро-
страняется на всю толщу океана, местами вплоть до придонно-
го слоя. В то время как температура по вертикали, постепенно»
понижаясь, выравнивается, соленость, являясь более консер-
вативной, сохраняется повышенной, образуя глубинный экстре-
мум. Он прослеживается от 60 до 45° с. ш. с величинами от
34,95 до 34,99%о, лишь на несколько сотых превышающими со-
леность выше- и нижележащих вод (рис. УП.7). Между 45 иг
25° с. ш. экстремум повышенной солености размывается нисхо-
дящими движениями, создаваемыми субтропической антицикло-
нической макроциркуляционнсгй системой и опускающимися
водами средиземноморского происхождения. Последние при
‘большой своей солености и повышенной температуре осолоняют
глубинные воды. Поэтому с удалением от области, в- пределах
которой они распространяются, соленостный экстремум не-
сколько увеличивается (до 34,0—34,2%0). Возникает он снова
в полосе 25—20° с. ш., до которой проникают субантарктиче-
ские промежуточные воды с юга. Под ними, на глубине 1500—
1200 м, и создается экстремум повышенной солености. К эква-
тору он опускается до 2000 м при солености 34,95—34,97°/оо, а
в южных субтропиках, куда смещаются антициклонические
круговороты вод, — до 3000—3500 м с соленостью 34,90—
34,8О°/оо. В Антарктике глубина залегания экстремума соле-
ности постепенно повышается в направлении материка за счет
преобладания подъема вод в циклонических системах. Вблизи
субантарктического фронта он поднимается до глубины 3000—
.2500 м, а в зоне антарктической дивергенции — до 1000—800 м.
Затем глубина его положения снова понижается у материко-
вого склона Антарктиды до 2000—3000 м и ниже под воздей-
ствием преобладающих здесь нисходящих движений (по пери-
ферии циклонов); соленость постепенно понижается до 34,70—
34,75%0.

Глубинные североатлантические воды уносятся Антарктиче-
ским циркумполярным течением на восток, попадая в южные
части Индийского и Тихого океанов. Вовлекаясь в южные ан-
тициклонические макроциркуляционные системы, они доходят
в Индийском океане приблизительно до 10° ю. ш. На юго-за-
паде Тихого океана глубинный экстремум высокой солености
-отчетливо прослеживается на западе до 30° ю. ш., а на юго-
востоке только до 50° ю. ш. (вблизи пролива Дрейка до 55—
>60° ю. ш.). Он отмечается здесь на глубинах от 3500—4000 м
в районе Новой Зеландии до 1000—800 м в зоне антарктиче-
ской дивергенции. Местами экстремум повышенной солености
обнаруживается в отдельных местах вплоть до 15—20° с. ш.
Это, по-видимому, объясняется тем, что в некоторые периоды
с особо интенсивным образованием глубинных североатланти-
ческих вод они проникают значительно дальше на север в Ти-
хом океане. Судя по характеру физико-химических свойств,
глубинные воды североатлантического происхождения в транс-
формированном виде, без сохранения стойкого экстремума по-
вышенной солености, проникая в северную часть Тихого океа-
на, становятся важнейшей составной частью глубинных северо-
тихоокеанских вод.

Придонные экстремумы образуются в результате распро-
странения придонных вод, формирующихся в высоких широ-
1:1*	163
тах, с чем связана их низкая температура и невысокая соле-
ность. Изучены они значительно хуже, чем подповерхностные,
промежуточные и глубинные. Это определяется - малым коли-
чеством океанографических станций, доходящих до дна, а
также крайне слабыми представлениями о процессах, проте-
кающих в придонном слое (интенсивности притока геотермиче-
ского тепла, химического обмена между водами и донными
отложениями и пр.).

К тому же получение закономерной картины усложняется
большой сложностью рельефа дна. В этих условиях целесооб-
разно использовать поля температуры и солености на глубине
4000 м. Особенно показательно поле потенциальной темпера-
туры, когда исключение адиабатического эффекта позволяет
судить о перемещении вод. Это позволяет ограничиться здесь
приведением только потенциальной температуры (рис. УП.8),
тем более что коллекция новых полей температуры, солености
и плотности для всей толщи вод Мирового океана недавно
опубликована (Степанов; 1977, 1980). Следует указать, что
поле температуры, построенное по данным прямых измерений,
имеет такую же конфигурацию изотерм.

По обе стороны Срединноатлантического хребта, от глубо-
ководных антарктических котловин приблизительно до 40° с. ш.,
прослеживаются языки пониженной температуры и солености.
При этом температура от величин —0,5 —0,8° и ниже на юге
постепенно повышается до 2° на севере, а соленость изменяется
в тех же пределах — от 34,66—34,68 до 34,90—34,92°/оО. На се-
вере Атлантики в очень небольшом количестве сползают по
материковому склону воды арктического происхождения с
весьма близкими термогалинными характеристиками. Анало-
гичные процессы свойственны Тихому океану. При значитель-
ной расчлененности дна западной и восточной его частей наи-
более благоприятны условия для перемещения придонных ан-
тарктических вод в средней глубоководной части океана; при
этом их температура меняется от —0,2—0,5 на юге до 1,1 —
1,2° в приэкваториальных широтах, а соленость — от 34,69—
34,70 до 34,70—34,72°/оо- Северотихоокеанские придонные воды
при весьма слабом перемещении имеют весьма однородную
температуру — около 1,2° и соленость — 34,67—34,7О%о. На се-
вере Индийского океана придонные воды образуются из теп-
лых и соленых вышележащих масс за счет опускания по пери-
ферий циклонической системы вдоль материкового склона.
Температура их 1,1—1,3°, соленость — 34,72—34,74%0.

VII. 3. Гидрохимические экстремумы и их связь
с термогалинными экстремумами

Для полного представления о структуре океаносферы необ-
ходимо остановиться на стратификации гидрохимических эле-
ментов. Эта задача упрощается выходом в свет монографии
«Химия вод океана»» Гидрохимические поля, в том числе поля
экстремальных свойств, дают весьма характерные представле-
ния об особенностях формирования и распространения водных
масс, а также об интенсивности их переноса в Мировом
океане. Очень ценны представления и о химическом обмене
вод.

Стратификация гидрохимических элементов довольно про-
ста: от максимальных или минимальных величин на поверх-
ности океана происходит постепенное уменьшение или увеличе-
ние растворенных веществ. Особенно большой интерес пред-
ставляют экстремумы кислорода и биогенных элементов —
фосфатов и нитратов. При этом для первого характерен мини-
мум, а для биогенов — максимум.

Наличие экстремумов у кислорода и биогенов совершенно
закономерно. Осаждающаяся органика (как, кстати, и мине-
ральные взвеси) расходует кислород, растворенный в океа-
нических водах. Биохимическое его потребление, как указы-
вают В. Н. Иваненков, А. М. Чернякова, А. Н. Гусарова и
В. В. Сапожников (1979), убывает с удалением от поверхности
океана: в слое от 200 до 1000 м годовое его потребление опре-
деляется десятыми долями миллилитра О2/л, на глубинах
1000—2000 м — сотыми долями, а еще ниже — тысячными до-
лями миллилитра О2/л. К этому надо добавить, что интенсив-
ность окисления органики обусловлена термогалинной страти-
фикацией, характером перемещения вод по вертикали (преоб-
ладанием нисходящих или восходящих движений), а также
соотношением концентрации кислорода и количества осаждаю-
щейся органики и минеральной взвеси. Динамическое равно-
весие между потреблением кислорода и деструкцией биогенов
в основном осуществляется в промежуточной структурной зоне;
поэтому именно здесь создаются экстремумы фосфатов, нитра-
тов и кислорода. Поскольку разложение органики происходит
повсеместно, эти экстремумы формируются и поддерживаются
по всей акватории Мирового океана (в противоположность тер-
могалинным экстремумам). Гидрохимические экстремумы рас-
полагаются в промежуточной структурной зоне, как правило,
ниже термогалинных экстремумов (за исключением Северной
Атлантики и ее южных тропиков). Только в умеренных широ-
тах южной части Тихого океана, в условиях слабой термога-
линной стратификации, под влиянием интенсивных нисходящих
движений, возбуждаемых антициклонической макроциркуля-
ционной системой и повышенной активностью плотностной
конвекции, гидрохимические экстремумы опускаются в верх-
нюю часть глубинной зоны.

Минимальное содержание растворенного кислорода. В цик-
лонических макроциркуляционных системах экстремальна
низкая концентрация кислорода (рис. УП.9) отмечается зна-
чительно выше (на глубине 400—600 м), чем в антициклони-
ческих (800—1000 м); особенно глубоко она прослеживается
в южном индоокеанском антициклоне (1200—1500 м) и его
аналоге в Тихом океане (2000—2400 м). Влияние преобладаю-
щих вертикальных перемещений вод неоднозначно сказывается
на величине минимума растворенного кислорода и топографии
его залегания. В то время как опускание вод в антициклонах
практически не проявляется, подъем их в циклонах приводит
к резкому падению концентрации кислорода; так, содержание
его в восточнотропических системах Атлантики понижается до
0,15—0,10 мг-ат/л и менее, а в Тихом океане — до 0,02—
0,01 мг-ат/л. Это объясняется подъемом вод не только обеднен-
ных кислородом, но и богатых биогенами. Последнее опреде-
ляет особо высокую биологическую продуктивность поверхно-
стных вод в области циклонов. В связи с этим здесь осаждает-
ся особенно много органики, на окисление которой расходует-
ся почти весь кислород, содержащийся в верхней тол!це вод
океана; отсюда особенно низка его концентрация. Минималь-
ное содержание кислорода изменяется в Атлантике от 0,50,—
0,55 мг-ат/л на Крайнем Севере до 0,35 мг-ат/л в приантаркти-
ческой области. В этих пределах концентрация кислорода со-
храняется во всей южной части Мирового океана (приблизи-
тельно южнее 40° ю. ш.), увеличиваясь до 0,40—0,45 мг-ат/л
в прибрежной зоне Антарктиды. В Индийском океане от юж-
ных 40-х широт к северу содержание кислорода постепенно по-
нижается до 0,10—0,05 мг-ат/л. Аналогичны его изменения в
Тихом океане с той лишь разницей, что низкие значения от-
мечаются во всей северо-восточной части (до 0,05 мг-ат/л). Та-
ким образом, поле экстремума кислорода связано не только с
биогенным обменом и вертикальными движениями, но и с гло-
бальными перемещениями вод (Степанов, 1974).

По отношению к термогалинным экстремумам минимум
кислорода, как правило, располагается ниже, за исключением
отдельных регионов. В Атлантическом океане более высокое
положение минимума кислорода в значительной мере связано
с насыщенностью этим газом глубинных вод. В верхней части
промежуточной зоны происходит окисление основной массы
органики, и минимум кислорода создается на глубине 200—
400 м, т. е. выше термогалинных экстремумов. На востоке эк-
ваториальной зоны Индийского океана, при сильной стратифи-
кации вод, кислородный минимум совпадает с термогалинным.
О причине высокого залегания минимума кислорода в восточ-
ных тропиках уже говорилось.

Низкая концентрация кислорода в основном создается в
промежуточной зоне, ниже термогалинных экстремумов на
200—400 м, а в полосе сильных течений (Северотихоокеанско-
го, Антарктического циркумполярного, пассатных), где адвек-
ция кислорода повышена, — на глубинах от 400—600 до 600—
800 м.

Максимальное содержание фосфатов. Общий характер то-
пографии глубины залегания высокой концентрации фосфатов
полностью подобен положению экстремума кислорода. Однако
закономерности поля величин существенно различны, посколь-
ку в низких широтах максимум фосфатов расположен большей
частью ниже минимума кислорода, а в высоких — наоборот.
Наиболее глубокое залегание экстремума фосфатов отмечает-
ся в области южных антициклонических макроциркуляционных
систем: до 1200—1400 м в Атлантическом и Индийском океа-
нах и 1800—2000 м в Тихом (рис. VII.10). В зоне антарктиче-
ской дивергенции он поднимается особенно высоко—до 400—
600 м; в восточнотропических круговоротах вод и в эквато-
риальной зоне Атлантического и Тихого океанов находится не-
сколько ниже — на 800—900 м, а западнее Африки — на 600 м.
В северном полушарии положение его не связано так четко
с макроциркуляционными системами, как в южном. В северной
части Атлантического океана он почти повсеместно лежит на
глубине 800 м, Индийского — на 1100—1200 м, Тихого — на
1000—1400 м в области Куросио, а на востоке океана —на
600—800 м. Различия в глубине залегания максимума фосфа-
тов зависят от особенностей биогенного обмена, термогалин-
ной стратификации, интенсивности вертикальных движений.

Содержание фосфатов на глубине их максимальной кон-
центрации определяется теми же закономерностями, что и
экстремум кислорода, но оно в еще большей степени связано
с глобальным перемещением вод. На севере Атлантики в ре-
зультате интенсивного опускания поверхностных вод, обеднен-
ных фосфатами, потребляющимися фитопланктоном, содержа-
ние биогенов минимально для всего Мирового океана; от-
меченная особенность характерна для всей толщи вод и слоя
их максимальной концентрации (составляющих всего 1,0—
1,5 мг-ат/л). При преобладающем глобальном перемещении
североатлантических вод на юг (главным образом нижних
промежуточных и глубинных) содержание фосфатов посте-
пенно нарастает, достигая в антарктической циркумполярной
зоне 2,0—2,5 мг-ат/л. В Индийском океане с продвижением
вод на север концентрация их несколько увеличивается (до
2,5 мг-ат/л). Особенно сильно повышается содержание фосфа-
тов в Тихом океане, постепенно нарастая от 2,5 мг-ат/л в Ан-
тарктике до 3,4—3,5 мг-ат/л в северо-восточной части океана.

Почти по всей акватории Мирового океана максимум фос-
фатов располагается ниже минимума кислорода (рис. VII. 10).
В области южных антициклонов Атлантического и Индийского
океанов он расположен глубже экстремума кислорода на ве-
личину от 200—400 до 600—800 м, а в Тихом океане — на
800—1000 м, местами даже 1200 м, попадая, следовательно,
уже в верхние глубинные воды. Приблизительно то же имеет
место в северной части Тихого океана. В области расположе-
ния циклонов и в экваториальной зоне оба экстремума распо-
лагаются на одних и тех же глубинах и даже максимум фос-
фатов оказывается выше минимума кислорода на 100—200 м.
Рис. VII. 10. Глубина залегания максимальной концентрации фосфатов (в м,
вверху) и их величина (в мг-ат/л, внизу), по Иваненкову В. Н.

В пределах субарктических циклонов максимум фосфатов про-
слеживается ниже на 200—400 м. Причины этих различий уже
указывались выше — это интенсивность обмена биогенов, коли-
чество осаждающейся органики, характер стратификации вод
и вертикальных движений.

VII. 4. О распространении вод
экстремальных свойств

В то время как причины и условия образования термогалин-
ных и гидрохимических экстремумов кажутся объяснимыми,
их распространение и постоянство существования на необъят-
ных пространствах Мирового океана представляются явлением
совершенно поразительным и вместе с тем недостаточно из-
ученным. То, что они прослеживаются повсеместно на совер-
шенно определенных глубинах, с более или менее постоянны-
ми средними характеристиками и строго выраженными зако-
номерностями,- свойственными данному полю, говорит о. ква-
зистационарности их формирования, распространения и транс-
формации (в процессе перемещения и смешения с другими
водами как по фронту, так и с выше- и нижележащими мас-
сами). Поэтому экстремумы и прослеживаются в строго опре-
деленных регионах, без разрывов сплошных изолиний, фик-
сируясь в каждой точке океана даже эпизодическими наблю-
дениями.

* Существует представление, что распространение вод экс-
тремальных свойств связано с изопикничностью. Это положе-
ние было разработано в конце 30-х годов нашего столетия
Р. Б. Монтгомери и А. Е. Парром. Действительно, в условиях
неизменного повышения плотности океанических вод по вер-
тикали и резко увеличивающегося давления (на 1 атмосферу
в слое в 10 м) перемещение вод со свойствами, совершенно
отличными от выше- и нижележащих, вряд ли возможно без
того, чтобы они не перемещались по вертикали и в горизон-
тальном направлении с той плотностью, которую они имеют
в области своего образования. Наиболее обстоятельно изопик-
ничность изучал В. И. Кукса (1978). Он подтвердил ее для
экстремумов промежуточных вод и пришел к заключению, что
подповерхностным водам это не свойственно.

Высказываются также соображения, что происхождение и
распространение вод с экстремальными свойствами связаны с
горизонтальным турбулентным обменом во фронтальных зо-
нах (Н. М. Кошляков, В. И. Кукса, И. Л. Рид). Ставится во-
прос об исследовании влияния циркуляции вод и бокового пе-
ремешивания в сохранении экстремумов, а также баланса
между адвекцией и диффузией. Все эти вопросы подлежат
дальнейшему изучению, в чем, видимо, значительную помощь
может оказать моделирование условий формирования вод экс-
тремальных свойств. Пока же кажется совершенно очевидным,
что в распространении этих вод главной является адвекция,
осуществляемая в процессе общей циркуляции; такое объясне-
ние само собой напрашивалось при рассмотрении как термо-
галинных, так и гидрохимических экстремумов. Специальные
расчеты геострофической циркуляции вод, проведенные
В. И. Куксой (1978) для криволинейной поверхности, соответ-
ствующей глубине расположения подповерхностных и проме-
жуточных термогалинных экстремумов, показали, что перенос
вод в точности соответствует тому, который отмечается на
близлежащих стандартных уровенных поверхностях. Так, цир-
куляция вод, полученная для глубины подповерхностных экс-
тремумов практически без всяких отклонений, подобна дина-
мическому рельефу (на 100—200 м), вычисленному по линей-
но-диагностической модели (рис. У1.5). Аналогичную картину
для промежуточных экстремумов дает уровенная поверхность
1000 м.

Отсюда следует, что воды с экстремальными свойствами,
как и все водные массы, последовательно перемещаются по
периферии макроциркуляционных систем из одного круговорот
та в другой. При этом они постепенно трансформируются как
по фронту своего перемещения, так и в процессе их смешения
с выше- и нижележащими водами. Поэтому глубина положе-
ния экстремумов понижается в области расположения анти-
циклонов и квазистационарных конвергенций, а в циклонах и
дивергенциях — поднимается. Процессы эти имеют установив-
шийся характер, что и обусловливает квазистационарность су-
ществования экстремумов в определенных регионах, обеспечи-
вая неразрывность поля и постоянство поступления формирую-
щих их вод. Видимо, поэтому и не наблюдается резко выра-
женного языкообразного искривления изолиний; вместе с тем
по полю физико-химических экстремумов, как уже многократ-
но отмечалось, можно получить представление о глобальной
адвекции вод со значительно большей наглядностью,, чем по
расчетным полям динамического рельефа (соответствующим
линиям тока)1.

Нельзя не подчеркнуть и того значения, которое имеет в про-
цессах распространения вод с экстремальными свойствами (как
и в обмене веществ в целом) баланс между адвекцией и диф-
фузией. Использование соответствующего уравнения позволи-
ло рассчитать результирующий перенос вод в меридиональной
плоскости океанов по меридиональным и вертикальным со-
ставляющим потока (Степанов, 1969, 1974), что особо рас-
сматривается в следующей главе (рис. УШ.8 и УШ.9).

Для изучения изопикничности распространения вод с экс-
тремальными свойствами была взята плотность, полученная в
результате осреднения всех исходных данных по пятиградус-
ным трапециям. По ним построены поля плотности на глуби-
не термогалинных экстремумов. Они показали сравнительно
равномерное изменение плотности по акватории с небольшим
различием ее по вертикали. Чтобы выявить основные законо-
мерности, были определены средние широтные величины плот-
ности (табл. VII.1, рис. VII.! 1). Диапазон изменений их ока-
зался очень большим, с общим вполне естественным пониже-
нием от высоких широт к экватору в подповерхностных и в
некоторой мере промежуточных экстремумах (с существенно

1 Отсюда становится понятным все больший интерес, проявляющийся в
последнее время к так называемому трассерному методу, на что, в частно-
сти, существенное внимание в своей последней работе обращает В. А.' Бурков
(1980).
28

Рис. УП.Ц. Изменение средних широтных величин ус-
ловной плотности воды в океанах на глубине подпо-
верхностных (вверху), промежуточных -(посередине) и
глубинных (внизу) термогалинных экстремумов

1 — Тихий; 2 — Атлантический; 3 — Индийский океаны

меньшей плотностью у субарктических и тихоокеанских вод по
сравнению с субантарктическими).

В южном полушарии плотность у глубинных экстремумов
очень близка. В северной части Атлантики, где в основном
формируются глубинные массы, плотность несколько повы-
шается.

Для анализа изменчивости плотности на глубине термога-
линных экстремумов были получены по ареалам распростра-
нения различных типов вод (табл. УП.2, УП.З) средние, мак-
симальные и минимальные величины, а также разность между
Средняя широтная условная плотность воды на глубине
термогалинных экстремумов по океанам

(Т — Тихий, А — Атлантический, И — Индийский)

Широта	Экстремумы								
	подповерхностный			промежуточный			глубинный		
	т	А	И	Т	А	и	т	А	И
70—65 с. ш.		25,93			27,65				
65—60		27,17			27,68			27,88	
60—55	26,42	27,44		27,06	27,76			27,88	
55—50	26,45	27,03		26,92	27,77			27,87	
50—45	26,67	26^91		27,12	27,62			27,85	
45--40	26,84	26,59		26,74	27,63			27,86	
40—35	25,62	26,31		26,79	27,73				
35—30	24,99	25,92		26,83	27,69			27,88	
30—25	24,49	25,77		26,60	27,61			27,92	
25—20	24,22	25,65	26,43	26,37	27,56		27,73	27,74	
20—15	24,40	25,53	26,66	26,53	27,44	26,98	27,74	27,77	
15—10	24,99	25,51	26,68	26,63	27,37	27,05	27,82	27,75	
10-05	24,65	25,07	26,68	26,53	27,36	27,01	27,70	27,81	
5—0	24,28	25,31	25,79	27,33	27,34	26,71	27,71	27,82	
0—5 ю. ш.	24,56	24,81	24,44	27,29	27,35	27,26	27,79	27,83	
5—Ю	24,79	24,82	25,12	27,31	27,34	27,34	27,78	27,82	
10—15	24,49	24,94'	25,69	27,32	27,32	27,29	27,79	27,83	27,77
15—20	24,74	24,90	25,64	27,18	27,34	27,26		27,83	27,77
20—25	25,11	25,63	25,84	27,18	27,25	27,24	27,79	27,84	27,80
25—30	25,21	25,41	25,60	27,16	27,24	27,28	27,80	27,84	27,81
30—35	25,63	25,71	25,83	27,14	27,27	27,28	27,81	27,84	27,82
35—40	26,02	.26,57		27,16	27,19	27,26	27,81	27,84	27,82
40—45	26,58	26,75		27,14	27,22	27,27	27,81	27,83	27,81
45—50	26,78	27,15		27,16	27,28	27,59	27,80	27,80	27,79
50—55		27,35	27,31	27,16	27,70	27,65	27,80	27,82	27,81
55—60		27,46	27,35	27,46	27,71	27,70	27,82	27,84	27,81
60—65	27,36	27,58	27,52	27,66	27,81	27,80	27,84	27,85	27,84
65—70	27,48	27,70	27,62	27,78	27,83	27,85	27,84	27,86	27,87
70—75 ю. ш.	27,51	27,65		27,81	27,84		27,84	27,85	

Примечание. В местах отсутствия сведений о плотности экстремумов нет.

ними по всему региону расположения рассматриваемого экс-
тремума. Кроме того, по средним широтным значениям (с уче-
том количества исходных данных и косинуса широты) вычис-
лена средняя разность между экстремальными величинами, а
также стандартное отклонение. Даже при таком наборе харак-
теристик изменчивости анализируемого поля плотности все-
таки нет определенных критериев того, какие пределы могут
быть приняты в качестве изопикничности. Каковы могут быть
допустимые экстремальные значения или величина стандарт-
ного отклонения? В конечном счете было решено определить
соотношение природной изменчивости и разницы между мак-
симальным и минимальным средним широтным значением
Изменение условной плотности воды по глубине подповерхностных
термогалинных экстремумов по океанам

(А — Атлантический, Т — Тихий, И — Индийский)

Экстремумы	Океаны	Условная плот- ность воды			Разность между макс, и мин.	Разность по ср. широтным величи- нам	Станд. откл. по ср. широтным ве- личинам	% станд. откл. от разности по ср. широтным величи-  нам
		сред- няя	макси- маль- ная	мини- маль- ная				
I. Полярный экстре-								
мум пониженной температуры								
Антарктика	А	27,48	27,8/	27,04	0,83	0,36	0,17	47
	Т	27,43	27,72	27,01	0,71	0,53	0,15	28
	И	27,44	27,76	27,09	0,67	0,43	0,16	37
Северо-западная	А	26,87	27,44	25,86	1,58	0,50	0,55	—
часть океана	Т	26,51	26,84	25,90	0,94	0,52	0,26	50
								
II. Экстремум высо-								
кой солености								
Весь океан	А	25,63	27,41	23,75	3,66	1,12	0,76	68
	Т	24,74	26,73	22,06	4,67	2,24	0,89	40
	И	25,38	26,68	23,80	2,88	1,17	0,90	77
Северное полуша-	А	25,69	27,41	24,13	3,38	1,24	0,68	55
. рие	Т	24,61	26,52	22,06	4,46	2,86	1,03	36
	И	25,16	26,77	22,81	3,96	1,10	1,47	—
Южное подуша-	А	25,53	27,05	23,75	3,30	0,91	0,89	98
рие	Т	24,88	26,73	23,29	3,44	1,56	0,66	42
	И	25,44	26,12	23,71	2,41	1,19	0,61	51

плотности. Однако и в таком случае можно чисто условно счи-
тать тот или иной процент используемых соотношений за кри-
терий изопикничности. Не считая целесообразным устанавли-
вать подобные чисто условные градации, ограничимся логиче-
ским анализом полученных данных. Переходя к такому обоб-
щению имеющихся сведений, можно сказать, что пределы из-
менений плотности довольно значительны, особенно у подпо-
верхностных экстремумов. Большая изменчивость плотности
на глубине минимума температуры в северо-западных частях
океанов определяется не только природными условиями, но и
ограниченным количеством исходных данных. За счет этого в
Тихом океане стандартное отклонение по ареалу оказалось
больше разности между максимальной и минимальной сред-
ней широтной величиной плотности. В Атлантике процент ис-
пользуемого соотношения тоже значительный — 50%. Соответ-
ственно различны и сами экстремальные величины. В Антарк-
тике изопикничность проявляется лучше, однако и в этом
случае процент отношения, стандартного отклонения к раз-
ности средних экстремумов меняется приблизительно от 30 до
-50%, несмотря на близость всех рассматриваемых статистиче-
ских характеристик (табл. УП.2).

Изменения плотности на глубине подповерхностного макси-
мума солености значительно больше, чем температуры. Это
объясняется прежде всего весьма обширным ареалом распро-
странения повышенной солености, в пределах которого плот-
ность меняется очень существенно (рис. VII.! 1, табл. VII.!).-
Даже средняя условная плотность меняется от 24,6 до 25,7,.
разность экстремальных величин составляет почти 5 единиц,
а средняя широтная — 3, стандартное отклонение доходит до
1,0—1,5 единицы. Не удивительно, что процент используемого-
соотношения в Атлантическом и Индийском океанах достигает
70—80% и только в Тихом — 40%. При этом в южном полу-
шарии в целом он больше, достигая почти 100% в Атлантике.
В северной части Индийского океана стандартное отклонение
по средним широтным величинам оказалось больше средней
разности между экстремумами.

Таким образом, можно полностью согласиться с В. И. Кук-
сой (1978), пришедшим к выводу, что подповерхностным тер-
могалинным экстремумам не свойственна изопикничность. Рас-
пространение подповерхностных вод в основном определяется
циркуляцией. Переходя к анализу условий изопикничност»
промежуточных и глубинных термогалинных экстремумов, сле-
дует сказать, что и для них соотношение между экстремальной
разностью средних широтных значений условной плотности и
ее стандартным отклонением оказывается большим.

У промежуточного экстремума повышенной температуры,
отмечающегося в высоких широтах, различия рассматривае-
мых статистических характеристик условной плотности неве-
лики (табл. УП.З). В целом несколько меньше разность экс-
тремальных значений в северо-западных регионах Атланти-
ческого и Тихого океанов, тогда как по средним широтным
величинам в Тихом океане эта разность, как и стандартное
отклонение, максимальна. Процент используемого соотноше-
ния меняется от 40 до 50%, что следует считать немалым.

Промежуточный экстремум пониженной солености при
вполне понятной более низкой величине условной плотности у
вод субарктического происхождения имеет очень значительную
разность экстремумов и соответственно стандартное отклоне-
ние. В то же время соотношение между ними оказывается са-
мым малым. У экстремума пониженной солености, образуемого
водами субантарктического происхождения, рассматриваемые
характеристики условной плотности довольно близки во всех
океанах. Исключением являются повышенные величины раз-
ности экстремумов в Атлантике, видимо, за счет особенно ши-
рокого их распространения, определяющего большие разли-
чия широтной изменчивости плотности; здесь в 2 раза больший
процент анализируемого соотношения (табл. УП.З).
Изменение условной плотности воды на глубине промежуточных
и глубинных термогалинных экстремумов по океанам

(А — Атлантический, Т — Тихий, И — Индийский)

Экстремумы	Океаны	- Условная плот- ность воды			Разность между макс, и мин. *	Разность по ср. широтным величи- нам	Станд. откл. по ср. широтным ве- личинам	% станд. откл. от разности по ср. широтным величи- нам	1
		средняя	макси- маль- ная	мини- маль- ная				
1. Промежуточный полярный повы- шенной температу-								
ры  Антарктика	А Т  И	27,73  27,73  27,74	27,91  27,89  27,91	27,38  27,44  27,38	0,53  0,45  0,53	0,27  0,24  0,22	0,12  0,09  0,10	44  38  45
Северо-западная  часть океана	А  Т	27,70  26,98	27,77  27,22	27,56  26,70	0,21  0,52	0,16  0,36	0,07  0,19	44  53
П. Промежуточный экстремум пони- женной солености субантарктиче- ского проис- хождения	А Т И	27,31  27,26  27,28	27,69  27,72  27,50	26,13  26,93  27,08	1,56  0,79  0,42	0,18  0,30  0,19	0,13  0,12  0,08	72  40  42
субарктического про- исхождения	т	26,70	27,44	24,86	2,58	1,52	0,55	36
III. Промежуточный экстремум высо- кой солености средиземномор- ский красноморский	А  И	27,67  27,22	27,78  26,34	27.59  26,65	0,19  2,69	0,09  0,55	0,07  0,10	78  18 ’
IV. Глубинный экст- ремум повышен- ной -солености	А Т И	27,82  27,81  27,80	27,91  27,88  27,87	27,66  27,75  27,66	0,25 О', 13  0,21	0,07  0,06  0,07	0,04  0,02  0,03	57   53  43 4

Промежуточные экстремумы высокой солености, создавае-
мые в океане средиземноморскими и красноморскими водами,
отличаются существенно различными статистическими харак-
теристиками условной плотности. При близких средних и мак-
симальных величинах минимальные значительно ниже, в силу
чего разность экстремумов очень велика (2,7 усл. ед.), а стан-
дартное отклонение мало и процент их соотношения совсем
низкий (18%). У экстремума средиземноморского происхож-
дения при небольших значениях разности экстремумов и стан-
дартного отклонения тот же процент очень велик (78%).

Заключая рассмотрение изменчивости плотности на глуби-
не промежуточных термогалинных экстремумов, приходится
говорить о том, что строгой изопикничности, так же как и у
подповерхностных вод, здесь нет. Соотношение между раз-
ностью экстремальных величин плотности и стандартным от-
клонением меняется в весьма больших пределах: от 18 до 78%;
преобладают же величины 30—50%. По-видимому, для про-
межуточных вод это много.

Глубинный экстремум повышенной солености имеет в от-
дельных океанах весьма близкие средние и экстремальные
значения условной плотности и соответственно разность экст-
ремумов, а также стандартное отклонение. Однако соотноше-
ние между двумя последними характеристиками опять-таки ве-
лико—от 33 до 57%, и, следовательно, даже для глубинных
вод принятые оценки не позволяют сделать вывод об изопик-
ничности их распространения.

Может быть, выбранный критерий неудачен? Вполне ве-
роятно, что в будущем появится возможность провести более
строгие оценки изопикничнЪсти. Однако даже анализ поля
плотности на глубине термогалинных экстремумов показывает,
что изменения ее весьма значительны. Эти материалы здесь не
помещены в целях экономии места, да и вряд ли они необхо-
димы при наличии в табличном виде основных статистических
характеристик полей плотности. В. И. Кукса (1978) использо-
вал для оценки изопикничности' потенциальную плотность, что,
казалось бы, должно было дать более точные показатели.
Для промежуточных экстремумов им определено стандартное
отклонение. При несколько различной классификации вод ока-
залось возможным сопоставить стандартное отклонение натур-
ной и потенциальной плотности только по некоторым,' правда
главным, экстремумам. Для промежуточных минимумов соле-
ности субантарктического происхождения в Атлантическом,
Индийском и Тихом океанах В. И. Кукса получил стандартное
отклонение от 0,08 до 0,13, что в точности соответствует дан-
ным табл. УП.2; полное их равенство имеет место и для сре-
диземноморского и кр^сноморского максимумов солености.
Лишь для промежуточного минимума солености у В. И. Куксы
стандартное отклонение оказалось в 4 раза меньшим.

Таким образом, предпринятый здесь анализ изопикнич-
ности распространения вод экстремальных свойств подтверж-
дает соображения, высказанные в начале этого раздела. Полу-
чается, что формирование и сохранение квазистационарности
термогалинных экстремумов не только подповерхностных, но
даже промежуточных и глубинных масс определяется главным
образом циркуляцией вод. Изопикничность, следовательно, иг-
рает второстепенную роль. При анализе тех же процессов по
.натурным данным (а не по средним, как в данном случае]
можно ожидать еще больших отклонений от изопикничности
за счет циклической изменчивости процессов, с которыми свя-
зано образование и распространение подповерхностных, про-
межуточных, глубинных и придонных вод. У гидрохимических,
экстремумов изопикничность, по-видимому, выдерживается &
еще меньшей степени в условиях активного обмена веществ,,
осуществляющегося в большой мере за счет переноса органики-
по вертикали.

Глава VIII

СТРУКТУРНЫЕ ЗОНЫ И ВОДНЫЕ МАССЫ

Ранее, при рассмотрении различных особенностей природы
океаносферы, неоднократно приходилось говорить о структур-
ных зонах и сосредоточенных в них водных. массах. Здесь на
этом необходимо остановиться специально.

VIII. 1. Структурные зоны

Основываясь на закономерностях стратификации, можно
установить границы между водами различных свойств и тем
самым определить границы структурных зон. Такие границы
существуют в Мировом океане повсеместно, сменяя друг друга
по вертикали. По последним морфометрическим данным полу-
чены объемы содержащихся в них вод, что весьма важно не
только для количественного сопоставления водных масс, но и
для оценок обмена энергии и веществ. Для понимания процес-
сов, протекающих в структурных зонах, и квазистационарности
их границ проведены расчеты циркуляции вод в меридиональ-.
ных сечениях океанов.

Изучение структуры прежде всего связано с установлением
границ вод с различными свойствами (водных масс). Большое
значение при этом имеет выбор метода (принципа), который
позволил бы возможно более объективно решить эту задачу.
Она усложняется тем, что в океане такие границы далеко не
всегда четко выражены. Чем интенсивнее происходит переме-
шивание двух водных масс, тем более размытой будет граница
между ними; то же имеет место в областях их формирования и
активной трансформации. Другая трудность установления гра-
ниц структурных зон связана с тем, что они представлены не
поверхностями раздела, а переходными (пограничными) слоя-
ми различной толщины, в пределах которых не всегда можно
проследить увеличение градиентов физико-химических свойств.
С глубиной такие границы становятся все более и более раз-
мытыми. Установление этих границ необходимо для изучения
процессов взаимодействия между отдельными структурными
.зонами, с чем непосредственно связано перераспределение ве-
ществ и энергии в толще вод Мирового океана. Для выявления
общих закономерностей структуры вод были привлечены
устойчивость, температура, соленость, плотность и их верти-
кальные градиенты. Карты топографии границ структурных
зон и пограничных слоев составлялись по средним величинам,
полученным по пятиградусным трапециям. По Индийскому
океану эта работа проделана А. Д. Щербининым.

Поверхностная зона. Свойства ее вод формируются в про-
цессе непосредственного обмена энергии и веществ между
океаном и атмосферой. В такой обмен вовлекается относитель-
но небольшой слой воды, толщиной всего около 200 м. В со-
ответствии с особенностями развития планетарных процессов
у поверхности Земли динамика и физико-химические характе-
ристики вод подвержены широтной изменчивости. Сезонные
колебания динамики и свойств вод в основном ограничивают-
ся поверхностной зоной. Вследствие того что поверхностные
воды подвергаются воздействию внешних сил (солнечной ра-
диации, ветру и другим физико-географическим факторам),
стратификация их довольно сложна. Она определяется глав-
ным образом взаимодействием процессов ветрового и конвек-
тивного перемешивания, а также циркуляцией вод. Ветровое
перемешивание приводит к созданию относительно гомогенного
поверхностного слоя, нижняя граница которого определяется
в основном глубиной волнового перемешивания. Эта однород-
ность постоянно нарушается нагреванием или охлаждением,
опреснением или осолонением поверхностных вод, что приводит
к изменению их плотности.

В местах интенсивного развития конвекции охлажденные
или осолоненные воды, проникая в подповерхностный слой, рас-
пространяются затем в горизонтальном направлении, вовле-
каясь в сложную систему циркуляции вод поверхностной зоны.
За счет этого в высоких широтах в теплое время года под
прогретым поверхностным слоем сохраняется холодная про-
слойка, а в низких широтах — подповерхностные осолоненные
воды. Поверхностный и подповерхностный слои обычно разде-
ляются переходным слоем. Нижняя граница поверхностнрй
структурной зоны большей частью отмечается на глубине 200—
300 м. В местах расположения циклонических макроциркуля-
ционных систем и дивергенций она приподнята до 150—200 м,
л в областях антициклонических круговоротов вод и конвер-
генций опущена до 300—400 м (рис. VIII.!, табл. VIII.!).

Нижняя граница поверхностного слоя определялась по
средним годовым величинам температуры, солености и верти-
кальному градиенту плотности. Эта граница довольно четко
прослеживается по переходу от поверхностных гомогенных
вод к повышенным градиентам плотности переходного слоя.
В соответствии с широтными изменениями ветрового переме-
Рис. VIII.!. Средняя годовая толщина поверхностного однородного слоя
(в м, вверху) и глубина расположения нижней границы поверхностной
структурной зоны (в м, внизу)

шивания толщина поверхностного слоя от 10—30 чм в эквато-
риальной зоне увеличивается до максимальных значений в
умеренных широтах северного (30—50 м) и южного (50—
100 м) полушарий (рис. VIII.!, табл. УШ.2). В полярных
районах она снова уменьшается до 10—20 м. По непосред-
ственным наблюдениям толщина поверхностного .слоя нередко
бывает значительно больше. Нижняя граница переходного слоя
в среднем по Мировому океану находится на глубинах от
30—40 м в полярных районах до 80—100 м, местами до 150 м
в тропических областях. Толщина его от 20—30 м в эквато-
риальном и полярных районах нарастает в тропических и
умеренных широтах до 80—100 м. Толщина подповерхностного
слоя еще больше. В местах преобладания подъема вод она
составляет 100—150 м, а в областях опускания увеличивается
до 200—250 м.

Пограничный слой выделялся только между поверхностной
и промежуточной структурными зонами, где он выражен наи-
более ярко. Толщина его составляет 200—300 м, местами
400 м (табл. VIII.!). В некоторых случаях он не принимался
во внимание. Так, при вычислении морфометрических харак-
теристик, определении переноса вод и кинетической энергии
он был отнесен к промежуточной зоне, при большой толщине
которой (в среднем около 1500 м) прибавление пограничного
слоя не приводит к существенным завышениям делающихся
расчетов. Можно, конечно, разделить его пропорционально
толщинам (или объемам) обеих зон, но такая прибавка мало
ощутима. И наконец, процессы, свойственные поверхностным
водам, в основном не проникают глубже нижней их границы. 1

Поверхностный изотермический, изогалинный, изопикниче-
ский слои и их годовая изменчивость рассматриваются особо,
с тем чтобы проследить и сопоставить толщину гомогенного
слоя по каждой термогалинной характеристике в отдельности.
Такие исследования были проведены по северным частям Ат- л
лантического и Тихого океанов, по которым имеются необходи-
мые исходные данные. Полученные результаты опубликованы в
двух монографиях, посвященных стратификации вод (Труды
ВНИИГМИ—М.ЦД, 1978, т. 45 и 1980, т. 69). Толщина однород-
ного слоя определялась по принятому вертикальному градиен-
ту и изменению перегиба кривых анализируемых параметров.
Для установления изотермии Л. К- Моисеев взял градиент
0,01°С-м-1; по изогалинности С. Г. Панфилова оперировала с
0,001%0-м-1; по изопикничности А. Д. Щербинин выбрал вели-
чину 0,005 усл. ед.-м-1.

Топография толщины однородного слоя по средним годовым
значениям оказалась сходной по температуре, солености и
плотности (при том, что она получена различными авторами).
Поверхностный изотермический слой от 10 м и менее на севере
Атлантического и Тихого океанов увеличивается в низких ши-
ротах до 30—50 м с максимумом до 7,5—100 м. Приблизитель-
но то же отмечается по плотности, а по солености толщина»	*

меньше, всего до 20—30 м. Самым примечательным является	1

распространение гомогенности до дна на северо-востоке Ат-
лантического океана. При этом особенно обширен ареал изога-
линности, несколько меньше — изопикничности, и совсем неве-
лик — изотермии (установленных по выбранному вертикальному
градиенту).

В Северной Атлантике в теплое полугодие топография по-
верхностного однородного слоя мало отличается от средней I
годовой. Однако толщина слоя почти в 2 раза меньше. Только
по солености (в принятом критерии изогалинности) однород-
Глубина расположения нижних границ структурных зон Мирового океана, в м
(по средним широтным данным)

Широты	Зоны															
	Поверхностная				Пограничный слой между по- верхностной и промежуточной зонами				Промежуточная				Глубинная			
	Мировой	Атлан- тичес- кий	Индий- ский	Тнхий	Мировой	Атлан- тичес- кий	Индий- ский	Тихий	Мировой	Атлан- тичес- кий	Индий- ский	Тихий	Мировой	Атлан- тичес- кий	Индий- ский	Тихий
50—60° с. ш.	200	150	-		250	400	350		450	1600	1 300	—	1800	4 000	3 700	—	3 700
40—50°	250	250	-		250	450	450		450	1800	1800	—	1800	4 100	3 900	—	3 500
30—40°	220	250	—	200	400	550	—	350	2000	2 300	—	1800	4 400	4 700		4 200
20—30°	190	250	•*—“	150	400	550	—	300	1900	2100	—	1800	4100	4300	—	4100
10—20°	210	250	350	150	400	500	700	300	1600	1700	1800	1600	4100	4 700	—	3 900
0—10°	170	150	250	150	300	250	450	250	1200	1 100	1400	1200	4 000	4 600	3 800	3 900
0—10° ю. ш.	190	150	200	200	350	300	400	300	1300	1 100	1600	1300	3 800	3 900	3 800	3 800
10—20°	200	150	250	200	350	300	450	350	1500	1300	1400	1600	4 000	3 800	3 800	4 200
20—30°	200	200	200	200	400	350	350	400	1600	1 400	1600	1700	4 000	3 700	3 900	4 200
30—40°	200	200	200	200	400	400	350	400	1800	1 700	1800	1800	3 700	3 500	3 900	3 700
40—50?	250	250	250	250	550	700	450	550	1600	1400	1600	1800	3 800	3 700	4 200	3 400
50—605	230	250	200	250	500	550	400	550	1100	1 100	800	1400	4 000	4 500	3 400	4 200
60—705	200	200	200	200	500	450	500	500	1200	1300	1400	1100	3100	3 700	3 200	2 800
70—80°	200	200	—	200	450	450	—	450	1500	1 500	—	1500	2 700	3 400	—	2 400
Рис. VIII.2. Толщина верхнего изотермического слоя в марте (в м)„
по А. А. Кузнецову (вверху) и К- Батену (внизу)

ный слой на северо-востоке прослеживается до дна (без суще-
ственного изменения ареала его распространения). В холодное
полугодие картина резко меняется. В Северной Атлантике
толщина: изогалинного слоя от 10—30 м вблизи экватора уве-
личивается к 40° с. ш. до 100—200 м, а по температуре — до
200—500 м, доходя еще севернее до дна (рис. УШ.2).
При этом изотермичность охватывает почти всю акваторию
высоких широт, а изогалинность в крайней западной части
океана в условиях ойресненности вод ограничивается поверх-
ностным слоем толщиной не более 25—50 м. По этой причине
и изопикничность вблизи североамериканского побережья ока-
зывается столь же малой. Таким образом, можно полагать, что
на обширных пространствах северной части Атлантического
океана (приблизительно от 40—30° с. ш. и западнее меридиана
южной оконечности Гренландии) конвекция может распро-
страняться вплоть до придонного слоя.

В северной части Тихого океана отмечаются совершенно
иные условия. За счет конвекции и повышенной интенсивности
ветрового перемешивания в осенне-зимнее время толщина по-
верхностного слоя достигает 100—150 м с максимумом при-
близительно на 30—50° с. ш. (рис. УШ.2). В результате
опреснения крайних северных акваторий гомогенный слой раз-
вит несколько меньше. Однако в Аляскинском заливе по при-
нятому критерию Л. К. Моисеев обнаружил изотермию до дна;
малые градиенты температуры позволяют здесь распростра-
ниться конвекции на небольшую глубину, адвекция же способ-
ствует восстановлению слабой стратификации. В теплое полу-
годие развитие однородного слоя в северной части Тихого
океана приблизительно такое же, как в Северной Атлантике.

Исследование изотермии проводилось не только по выбран-
ному критерию, но и по кривым изменения температуры по
вертикали. Для северной части Тихого океана такую работу
выполнил К. X. Батен (1972) по большому количеству бати-
термограмм. Для Северной Атлантики А. А. Кузнецов по-
строил температурные кривые на основании осреднения всех
имеющихся данных по трапециям в 2,5°; при этом были ис-
пользованы как средние, так и модальные температуры для
получения кривых. Результаты оказались довольно близкими.
Оба упомянутых автора установили толщину однородного
слоя по перелому кривых температуры (от вертикали к на-
клонному положению). Анализ проводился по 12 месяцам. Не-
смотря на использование различных исходных данных, полу-
ченные сведения можно считать сопоставимыми.

Используя карты, составленные обоими авторами, были по-
строены графики изменения толщины однородного слоя в те-
чение года по двум меридианам — 30° и 180° в. д.; толщина
слоя снималась по параллелям через 5° по всей меридиональ-
ной протяженности северных частей океанов (рис. УШ.З).
Анализируя полученные графики, можно обнаружить, что в
низких широтах (как это и следовало ожидать) изменчивость
изотермического слоя от месяца к месяцу невелика; при этом
толщина слоя в Тихом океане повсеместно несколько выше, что
можно связать с более сильным ветровым волнением. С пере-
ходом в умеренную зону (от 45° с. ш.) сезонная изменчивость
резко возрастает. Толщина слоя в теплое полугодие в обоих
океанах становится практически одинаковой. С октября изо-
термия начинает быстро развиваться, достигая в Атлантике
о

Рис. VII 1.3. Изменение толщины верхнего изотермического слоя (в м) в те-
чение года в северной части Атлантического (вдоль 30° в. д. — сплошная
линия) и Тихого (вдоль 180° — пунктир) океанов

придонных глубин в феврале — апреле. От апреля к маю она
уменьшается до величин, близких к тем, которые отмечаются
в теплое полугодие.	I

Исходя из предположения, что изменения толщины изотер-
мического. слоя зимой определяются развитием конвекции,
можно понять особенности формирования столь уникальных
свойств глубинных североатлантических вод. Они отличаются
самой высокой в Мировом океане концентрацией кислорода -»
(до 0,55—0,60 мг-ат/л), очень высокой соленостью (до 34,9—
35,1°/оо) и плотностью (до 27,7—27,8 усл. ед.), а также повы-	.

шенной температурой. Вместе с тем глубинным североатлан-	’

тическим водам свойственна самая низкая концентрация фос-
фатов (менее 1,5 мкг-ат Р/л), что характерно для поверх-
ностных вод. Все это является косвенным подтверждением их
формирования за счет интенсивного опускания вод сверху. , <
Высокое содержание кислорода от поверхности до дна оказы- *
вается достаточным для активного окисления органического
вещества. Сколь специфичны процессы, развивающиеся в Се-
Таблица VIII.2

Глубина расположения нижних границ слоев поверхностной
структурной зоны (по средним широтным величинам), в м

	Слои											
	поверхностный				переходный				НИЖНИЙ			
Широты	Мировой	Атлантиче- ский	Индийский	Тихий •	Мировой	; Атлантиче- ский	Индийский	<5 а х  Н	Мировой	Атлантиче- ский	Индийский	Тихий
50—60 ° с. ш.	15	20			15	30	40			20	200	150			250
40—50^	15	15	—	15	40	40			40	250	250		250
30—40°	15	20	—	10	45	50		40	220	250	—	200
20—30?	25	35	25	15	60	60	—	50	190	250	—	150
10—20°	25	25	35	25	80	70	80	80	210	250	350	150
0—10ч	25	20	35	20	75	50	120	70	170	150	250	150
0—10° ю. ш.	30	20	30	30	90	70	120	80	190	150	200	200
10—20 9	30	35	30	25	85	70	100	80	200	150	250	200
20—309	35	40	30	30	65	80	80	50	200	200	200	200
30—409	40	30	35	50	50	50	60	40	200	200	200	200
40—509	55	50-	60	55	70	80	80	50	250	250	250	250
50—609	55	40	60	70	85	80	100	80	230	250	.200	250
60—709	25	20	35	25	40	40	40	40	200	200	200	200
70—809’	20	20	—	20	40	40	—	40	200	200	—	200

верной Атлантике, и создающиеся при этом воды, можно су-
дить по сопоставлению их со свойствами глубинных тихоокеан-
ских вод. При резко выраженной стратификации нисходящие
движения в северной части Тихого океана слабы, и потому _
содержание растворенного кислорода — менее	0,10—

0,05 мг-ат/л, а фосфатов — более 2,7 мкг-ат Р/л.

Интенсивность охлаждения поверхностных вод и развитие
конвенции определяются разностью между температурой воды
и воздуха. Термическое различие обеих сред является основой
турбулентного теплообмена океана с атмосферой. В результате
интенсивного осенне-зимнего ветрового волнения между по-
верхностным гомогенным и подповерхностным слоями обра-
зуется небольшой переходный слой с повышенными градиента-
ми плотности. Однако конвекция, видимо, легко может его
размывать, распространяясь на большую глубину в условиях
относительно высокой изопикничности. Последующее сильное
волнение снова приведет к некоторому расслоению поверхност-
ных вод, которое опять-таки будет размыто конвективным пере-
мешиванием. Чередование этих условий происходит в течение
всего года, но особенно интенсивно в осенне-зимний период с
постепенным распространением конвективного перемешивания
на все большую глубину. Расслоение промежуточных, глубин-
ных и придонных вод поддерживается адвективными процесса-
ми. Конвекция приводит к разрушению слабовыраженной стра-
тификации, а адвекция направлена на восстановление расслое-
ния. Таким образом, между волновым и конвективным пере-
мешиванием, с одной стороны, и адвективным переносом вод —
с другой, должно создаваться сложное динамическое взаимо-
действие с некоторым преобладанием влияния конвекции в хо-
лодное время года, за счет чего огромное количество тепла и
влаги выделяется в атмосферу. В годовом цикле теплообме-
на океана с’ атмосферой степень развития верхнего гомогенно-
го слоя и отсюда, видимо, конвекции изменяется не по сезо-
нам, а по полугодиям. Разности температуры воды и воздуха
имеют один характер весной и летом, а другой—осенью и зи-
мой. Переход между ними осуществляется весьма быстро, при-
близительно в продолжение одного месяца. Это сказывается
на развитии верхнего однородного слоя (рис. УШ.З).

Промежуточная зона. Ее -воды образуются главным обра-
зом из поверхностных, опускающихся в местах интёнсивных
нисходящих движений, которые возбуждаются горизонтальной
циркуляцией в верхних слоях океана. Увлекаясь на различные
глубины (в зависимости от плотности и мощности вертикаль-
ных потоков), они несколько охлаждаются и уплотняются в
результате смешения с другими водами. Затем промежуточные
водные массы начинают перемещаться на различных уровнях в
горизонтальном направлении. Возникновение горизонтального
переноса обусловлено компенсационным эффектом, поскольку
в одних местах происходит постоянное опускание вод, а в
других — их подъем.

С началом горизонтального движения заметно ослабевает
влияние поверхностных макроциркуляционных систем. Преоб-
ладание зональной циркуляции отмечается до экстремума про-
межуточных вод, располагающегося большей частью на глуби-
не 600—1000 м. Ниже этого слоя все более усиливается мери-
диональный перенос и начинает осуществляться межзональный
обмен вод, энергии и веществ. Следовательно, промежуточная
структурная зона играет особую, «промежуточную» роль в про,-
цессах обмена энергии и веществ в Мировом океане. На верх-
нюю ее часть большое влияние оказывают процессы, зарож-
дающиеся у поверхности океана. Воды из низких широт, про-
никая в полярные области, создают теплую промежуточную
прослойку. Опресненные воды высоких широт, перемещаясь в
направлении экватора, образуют под высокосолеными поверх-
ностными тропическими водами мощный слой с пониженной
соленостью. Вынос вод из Средиземного и Красного морей и
Персидского залива создает в смежных районах океана про-
межуточный слой с повышенной соленостью.

Нижняя граница промежуточной зоны располагается на
глубинах от 800—1000- до 1600—1800 м (табл. VIII.1, рис.
УП1.4), в среднем на 1500 м. В Атлантическом океане по
сравнению с другими океанами она отмечается выше в обла-
стях преобладающего подъема вод и ниже в местах их опус-
Рис. УШ.4. Положение нижней границы (в м) промежуточной структурной
зоны (вверху) и ее толщина (внизу)

кания, что объясняется более интенсивной циркуляцией вод.
В Тихом и Индийском океанах, где обращение вод несколько
слабее, она более выровнена. Толщина ее в Мировом океане
изменяется от 600—800 до 1000—1200 м (рис. УП1.4).

Толщина слоя, отделяющего промежуточную зону от глу-
бинной,— 200—500 м.

Глубинная зона. Свойства и динамика глубинных вод опре-
деляются тем переносом и тем перераспределением масс, кото-
рые возбуждаются планетарным обменом энергии и веществ.
Для глубинных вод большую роль играет меридиональный об-
мен, прослеживающийся на большей части Атлантического,
Индийского и Тихого океанов, а также обмен между всеми
Рис. VIII.5. Положение нижней границы (в м) глубинной структурной зоны
(вверху) и ее толщины (внизу)

океанами. Он возбуждается различием свойств вод каждого
из океанов и Антарктическим циркумполярным течением, за-
хватывающим всю толщу океана. Глубинным водам свой-
ственны большая гомогенность и небольшая интенсивность об-
ращения. Однако масса переносимой энергии и веществ весь-
ма велика, поскольку огромны объемы вод.

Нижняя граница глубинной  структурной зоны располагает-
ся приблизительно на 3500—4000 м. Толщина ее составляет
около 2000 м (рис. VIII.5, табл. VIII.!). Топография нижней
границы глубинной зоны, а следовательно, и ее толщина нахо-
дятся в большой зависимости от рельефа дна. В котловинах
Рис. УШ.б. Толщина (в м) придонной структурной зоны (от условной по-
верхности 5000 м)

Точками показана область с глубиной менее 4000 м

нижняя граница опускается до глубины около 4500 м, а над
возвышенностями поднимается на 2500—3000 м. Толщина во
впадинах доходит до 2000—2500 и даже 3000 м, сокращаясь
местами до 1000—1500 м. Особенно высокое положение ниж-
ней границы глубинной зоны в Антарктике связано с преобла-
дающими здесь восходящими потоками.

Придонная зона. Свойства ее вод в основном формируются
за счет адвекции вод полярного происхождения, взаимодей-
ствия между водой и океаническим дном, а также адиабатиче-
ских процессов. Положение нижней границы придонной зоны
в значительно меньшей степени связано с теми факторами,
которые обусловливают топографию границ других структур-
ных зон. На толщине придонной зоны рельеф дна сказывается
особенно сильно, и поэтому ее целесообразно определять по
отношению к какой-либо условной глубине. Наиболее удобной
отсчетной поверхностью является пятитысячеметровая, харак-
терная для ложа океана. Таким образом, условная толщина
придонной зоны может быть определена между верхней ее
границей и глубиной 5000 м (рис. УШ.б). Максимальной ве-
личины толщина достигает в Антарктике (благодаря высокому
положению верхней границы). Особенно значительной толщи-
ной придонная структурная зона отличается в Индийском и
Тихом океанах за счет несколько более высокого положения
верхней границы. Наименьшую толщину она имеет в Атлан-
тическом океане, где верхняя ее граница располагается глубже.

Структурные зоны Арктического бассейна. Небольшие раз-
меры, строение дна и другие специфические черты природы
Рис. VIII.7. Границы структурных зон и расчетные векторы течений, полу-
ченные для профиля, проходящего от Шпицбергена, через Северный полюс
к Аляске

У нижних границ структурных зон проставлены следующие номера:

1 — поверхностной; 2 — промежуточной; 3 — глубинной

Основные формы рельефа дна обозначены буквами. Хребты:
Г — Гаккеля; Л — Ломоносова; М — Менделеева; Чу — чукотское поднятие.

Котловины:

Н — Нансена; А —Амундсена; Ма — Макарова; Б — Бофорта

Неверного Ледовитого океана очень сильно отличают его от
остальных океанов (Степанов, 1970). Для глубоководной его
части характерна такая же четырехслойная стратификация
вод, как и во всем Мировом океане, но только промежуточная
•структурная зона получила «нормальное» развитие, поверх-
ностная и глубинная зоны значительно тоньше, а придонная —
аномально толще обычного (рис. УШ.7). Причина тому —изо-
лированность от остальной части Мирового океана, расчле-
ненность Арктического бассейна подводными хребтами, а глав-
ное — наличие мощного ледяного покрова и сильное опресне-
ние поверхностных вод. Морфологические факторы опреде-
ляют ограничение водо- и теплообмена со смежными океанами,
а физические — с атмосферой.

Поверхностная структурная зона легко прослеживается
здесь по относительно однородной наиболее низкой температу-
ре воды, близкой к точке замерзания. Соленость быстро на-
растает с удалением от поверхности океана, где опреснение,
вызываемое таянием льда и большим выносом речных вод в
Северный Ледовитый океан, оказывается максимальным. Тол-
щина поверхностной зоны большей частью составляет 50—
100 м, что значительно меньше, чем в других океанах.

Воды пограничного слоя, расположенного между поверх-
ностными и атлантическими водами, часто называют промежу-
точной арктической водной массой, что не согласуется с общей
классификацией водных масс Мирового океана. То же следует
сказать и в отношении атлантических вод, именуемых глубин-
ными, хотя по положению в толще вод Арктического бассейна-
они являются типичной промежуточной водной массой, которая
отличается характерными «промежуточными» свойствами (по-
вышенной температурой, подобно аналогичной водной массе
Антарктики).

Нижняя граница промежуточных атлантических вод отме-
чается на глубине 1500 м, а в котловине Амундсена — около
2000 м, т. е. примерно на тех же глубинах, что и в других
океанах. Толщина промежуточной структурной зоны также
близка к обычной — примерно 1500 м.

Глубинная структурная зона в Арктическом бассейне имеет
очень небольшую толщину, всего около 1000 м, что примерно
в 2 раза меньше, чем в остальной части Мирового океана.
В положении ее нижней границы, так же как и в свойствах
глубинных и придонных арктических водных масс (а отсюда
и по физико-химическим и биологическим условиям), отме-
чаются существенные различия между отдельными котловина-
ми; особенно велики они по обе стороны хребта Ломоносова.
Нижняя граница глубинной структурной зоны располагается
между Шпицбергеном и хребтом Ломоносова на глубине
2500—3000 м, а по другую его сторону — на 2000—2500 м.

По сравнению с прочими частями Мирового океана верх-
няя граница придонной структурной зоны располагается зна-
чительно выше, чем обыкновенно. Большей частью она про-
слеживается на глубине 2000—2500 м. Таким образом, в Арк-
тическом бассейне толщина придонной структурной зоны раза-
в два больше, чем глубинной, тогда как в других океанах
наибольшее развитие по вертикали имеют глубинные воды. Эта
специфическая особенность структуры вод Арктического бас-
сейна вызвана сильной его расчлененностью высокими подвод-
ными хребтами и большим удельным весом материкового скло-
на (по отношению к остальным частям дна), которые создают
благоприятные условия для вертикального перемешивания вод.

Объемы вод, содержащихся в структурных подразделениях.
Имеющиеся морфометрические данные позволяют лишь при-
ближенно определить массу воды, сосредоточенную в преде-
лах отдельных структурных зон (табл. УШ.З). Это объясняет-
ся тем, что исходные данные относятся к «стандартным гори-
зонтам».

Объемы вод поверхностной зоны в океанах довольно близ-
ки к тому, что могли бы дать подсчеты по криволинейной по-
верхности, ограничивающей ее от нижележащих вод. Общая
масса воды верхнего двухсотметрового слоя Атлантического и-
Индийского океанов близка к 15 млн. км3, а в Тихом океане
почти в 2,5 раза больше. Удельный вес этих вод составляет
5 % от общего их количества в океане. Только в Северном Ле-
довитом океане он доходит до 7,5% при массе воды несколько»
более 1 млн. км3.
Объем воды структурных зон в океанах

Глубина границ структурных зон' в м	Мировой		Тихий		Атлантичес- кий		Индийский		Северный Ле- довитый	
	млн. км3	%	млн. КмЗ	%	млн. кмЗ	%	МЛН. КмЗ	%	млн. кмЗ	%
поверхностной (0—200 м)	68,4	5,1	34,9	4,9	17,5	5,3	14,8	5,2	1,25	7,5
промежуточ- ной	(200—  2000 м)	414,2	31,0	213,6	30,2	103,3	31,3	90,0	31,6	8,10	48,4
глубинной (2000— 4000 м)	680,0	50,7	358,0	50,7	167,3	50,7	145,8	51,4	7,28	43,6
придонной (глубже 4000 м)	176,3	13,2	100,6	14,2	42,0	12,7	33,7	11,8	0,09	0,5

Объем воды промежуточной зоны представилось возмож-
ным подсчитать в слое 200—2000 м между ближайшими «стан-
дартными горизонтами» к тем глубинам, на которых распола-
гаются верхняя и нижняя пограничные поверхности. В указан-
ных границах масса промежуточных вод в Атлантическом и
Индийском океанах оценивается в 90—100 млн км3, а в Тихом
приблизительно в 2 раза больше. В Северном Ледовитом океа-
не на те же глубины приходится почти половина всех вод, в
абсолютном выражении равная всего лишь 8 млн км3. Про-
межуточные воды занимают около Уз всего объема Мирового
океана, однако следует иметь в виду, что полученные объемы
несколько завышены по отношению к их объемам между кри-
волинейными пограничными поверхностями. Сюда целиком от-
несен пограничный слой, отделяющий промежуточные воды от
поверхностных. Весьма приближенно можно считать, что объ-
ем вод в промежуточной зоне, в принятых границах (200—
2000 м), на 30—35% больше той величины, которая должна
иметь место в действительности. По всему Мировому океану в
целом он, следовательно, будет превышать приведенную вели-
чину на 100—150 млн. км3; в естественных границах это со-
ставит около 300 млн. км3, или несколько более 20% от всей
массы вод Мирового океана. Таким образом, общий объем
_ промежуточных вод в естественных границах в 5 раз, а в
формальных в 6 раз больше всего количества поверхностных
вод.

В глубинной зоне, в границах 2000—4000 м, сосредоточено
около половины всей массы вод океанов. В Атлантическом и
Индийском океанах это 150 млн. км3, в Тихом — почти
.360 млн. км3, а в Северном Ледовитом — только 7 млн. км3.
Полученные величины несколько занижены, главным образом
за счет того, что граница, отделяющая глубинные воды от
промежуточных, лежит в среднем на 1500 м, а не на 2000 м.
Следовательно, действительный объем глубинных вод должен
быть приблизительно на 100—150 млн. км3, или на 20%, боль-
ше, а по всему Мировому океану в целом он может быть оце-
нен в 800—850 млн. км3. Это в 2—3 раза превышает всю мас-
су промежуточных и в 10—12 раз массу поверхностных вод.

Количество придонных вод в Атлантическом и Индийском
океанах близко к 40 млн. км, а в Тихом — в 2,5 раза больше.
По отношению ко всей массе вод океана это около 12—14%.
В Северном Ледовитом океане в тех же границах объем вод
только 100 тыс. км3, что составляет лишь 0,5% от общей массы
вод океана. По всему Мировому океану в целом объем при-
донных вод приблизительно в 3 раза больше поверхностных, в
2—3 раза меньше по отношению к промежуточным и в 4—5 раз
меньше по сравнению с глубинными водами.

Циркуляция вод в структурных зонах. Благодаря различию
направлений и скоростей переноса поверхностных, промежу-
точных, глубинных и придонных вод сохраняется многообразие
свойств водных масс, поддерживается квазистационарность
стратификации и структуры вод океана, характерных для со-
временной эпохи развития Земли. Смешение водных масс и
перераспределение энергии и веществ не только в пределах
отдельных структурных зон, но и между ними происходит в
значительной степени путем вертикальных перемещений.
В этих условиях динамическое равновесие поддерживается за
счет большой устойчивости циркуляции вод. Если бы этого не
было, воды Мирового океана за долгую историю Земли под-
верглись бы полному перемешиванию; они стали бы совер-
шенно однородными, не было бы столь хорошо выраженной
-стратификации вод. Четырехслойность циркуляции и структуры
вод имеет исключительно большое значение не только для
процессов, протекающих в Мировом океане, но и для глобаль-
ного обмена энергии и веществ, а следовательно, для планетар-
ных процессов, определяющих формирование и изменение при-
роды Земли в целом.

Для того чтобы получить количественную оценку переме-
щений вод, по которым можно судить о глубине распростране-
ния вертикальных движений, возбуждаемых макроциркуля-
ционными системами, океаническими фронтами и квазистацио-
нарными вергенциями, необходимо привлечение расчетных ме-
тодов. Таким путем были вычислены вертикальные и меридио-
нальные составляющие течений по средним широтным величи-
нам температуры и солености воды (Степанов, 1969). Расчеты
проводились по общеизвестному уравнению турбулентной диф-
фузии, но в условиях большой стабильности стратификации
и свойств вод из уравнения был исключен член, относящийся к
изменению процесса во времени. При использовании средних
Рис. УШ.8. Вертикальная циркуляция вод поверхностной структурной зоны
в меридиональной плоскости океанов: Атлантического (вверху), Тихого (по-
середине) и Индийского (внизу)

Цифрами справа от линий показаны нижние границы слоев:

1 — поверхностного; 2 — переходного; 3 — подповерхностного (нижнего)
Скорости меридионального переноса даны стрелками различного вида, а вер-
тикального — головками этих стрелок в соответствии с градациями и услов-
ными обозначениями, приведенными под рисунком

широтных величин зональная составляющая течения равна
нулю. Учитывая все те допущения, которые были сделаны при
расчете вертикальной и меридиональной составляющих тече-
ний, и относительно произвольном выборе величины коэффи-
циента турбулентной диффузии (неизменной к тому же по-
вертикали), полученные величины скоростей течений следует
рассматривать лишь как приближающиеся к истинным значе-
ниям. Имеете с тем они оказались довольно близкими к суще-
ствующим представлениям о скоростях вертикального и мери-
дионального переноса вод.

По вертикальным и меридиональным составляющим тече-
ний были получены результирующие векторы. Это оказалось
возможным благодаря большому искажению горизонтального
Рис. УШ.9. Вертикальная циркуляция вод ’в меридиональной плоскости
океанов: Атлантического (вверху), Тихого (посередине) и Индийского
(внизу).

Цифрами справа от линий показаны нижние границы структурных зон:
1 — поверхностной; 2 — промежуточной; 3 — глубинной

Скорости меридионального переноса даны стрелками различного вида, а вер-
тикального — головками этих стрелок в соответствии с градациями и услов-
ными обозначениями, приведенными под рисунком
масштаба схем обращения вод по отношению к вертикальному,
В принятом масштабе такое искажение примерно соответствует
различию в порядке скоростей между вертикальной и гори-
зонтальной компонентами течений. Для того чтобы было воз-
можно проследить, как интерпретировались исходные резуль-
тирующие вектора течений, они нанесены маленькими стрел-
ками на помещаемых здесь рисунках.

Анализ полученных схем вертикальной циркуляции вод по-
казывает, что каждая структурная зона обладает самостоя-
тельной системой обращения вод (рис. УШ.8 и УШ.9). Этим
в основном, видимо, и определяется сохранение квазистацио-
нарности термогалинных полей, а следовательно, структуры вод
Мирового океана. Водообмен между структурными зонами
происходит повсеместно с большей или меньшей интенсив-
ностью. Вполне естественно, что наиболее активен он в обла-
стях формирования и трансформации водных масс. Из общих
закономерностей, которые выявляются при анализе схем вер-
тикальной циркуляции вод Атлантического, Индийского и Ти-
хого океанов, необходимо прежде всего отметить однотипность
основных переносов, тесную взаимозависимость вертикального
обращения вод с горизонтальной циркуляцией, а также их
связь со структурой. При этом в низких широтах в соответ-
ствии с наличием горизонтальных антициклонических систем в
центральных частях (примерно от 10 до 30° северной и южной
широты) преобладает опусканиё вод, а в высоких широтах —
подъем, обусловленный наличием здесь циклонических круго-
воротов. Восходящие движения захватывают большую толщу
вод, нередко от дна до поверхности океана; нисходящие же
перемещения распространяются на значительно меньшую часть
океана (не более 1000—1500 м). Такое различие объясняется
тем, что значительно труднее происходит опускание менее плот-
ных вод из верхних слоев в глубины со всевозрастающим дав-
лением и плотностью, чем их подъем в слои с меньшей плот-
ностью и давлением.

В пределах поверхностной и промежуточной зон отмечается
некоторое преобладание меридионального обмена вод в на-
правлении от высоких широт к экватору. В глубинной и при-
донной зонах меридиональный обмен вод нередко прослежи-
вается почти по всей протяженности океанов. По антарктиче-
ской области схемы вертикальной циркуляции вод во всех
океанах подобны, что является косвенным доказательством до-
стоверности полученных схем, построенных по совершенно раз-
личным (по своему количеству и качеству) исходным данным.

Для вертикальных составляющих характерно повсеместное
преобладание восходящих движений, за исключением высоких
широт. Таким образом, по-видимому, компенсируется опуска-
ние промежуточных, глубинных и придонных водных масс,
большая часть которых, формируясь в субполярных и полярных
областях, распространяется затем на различных глубинах в
меридиональном направлении. По мере продвижения в низких
широтах их температура несколько увеличивается, благодаря
чему они становятся легче и приобретают небольшое восходя-
щее движение.

Величины вертикальных составляющих скорости течений в
среднем по всему Мировому океану от наибольших значений
порядка нескольких единиц на 10-3 см-с-1 в поверхностной зо-
не уменьшаются до нескольких единиц на 10-4 см-с-1 в глу-
бинной и придонной зонах без существенных их изменений в
широтном направлении. Исключением является значительное
увеличение вертикальных скоростей в субантарктических ши-
ротах (40—50° ю. ш.), происходящее за счет интенсивного
опускания образующихся здесь промежуточных вод; то же
отмечается и несколько южнее (55—65° ю. ш.) в результате
подъема глубинных и. опускания придонных вод, что и спо-
собствует увеличению вертикальных составляющих течений.

Несколько более заметны изменения меридиональных со-
ставляющих течений, как и более значительны различия аб-
солютных величин скоростей между отдельными структурными
зонами. Максимальными они оказываются в приэкваториаль-
ной области поверхностной зоны, доходя в среднем по всему
Мировому океану до 55 см «с-1. С ростом широты скорость ме-
ридионального переноса вод постепенно уменьшается до 1—
2 см-с-1 у 40—50°, а затем снова увеличивается до 10—
20 см-с-1 в субполярных районах. В промежуточной зоне ско-
рости меридионального переноса вод значительно меньше; они
меняются от нескольких десятых до 5—8 см-с-1. В глубинной
и придонной зонах преобладают величины от 0,2 до 0,8 см-с-1,
причем в первой из них в целом они несколько больше.

Для глубоководной части Арктического бассейна проведен-
ные расчеты позволили выявить весьма специфические черты
циркуляции вод, совершенно отличные от тех, которые, свой-
ственны другим океанам (Степанов, 1970). При особом геогра-
фическом положении Северного Ледовитого океана, относи-
тельно >.небольшой площади и сильной расчлененности дна со-
здается очень сложная система обращения вод с несколькими
самостоятельными круговоротами, ограниченными отдельными
котловинами (рис. VIII.?). На это указывает направленность
векторов от средней части котловин в сторону поднятий. По-
добные условия более характерны для крупных средиземных
морей, чем для океанов, которым свойственны переносы со зна-
чительной меридиональной составляющей, играющей большую
роль в межзональном водообмене.

VIII.	2. Водные массы

Зональная изменчивость природных условий, особенности
распределения солнечной энергии, тепло- и влагообмена, нали-
чие макроциркуляционных систем с их своеобразием горизон-
тальных и вертикальных перемещений обусловливают форми-
рование водных масс с определенным комплексом квазистацио-
нарных характеристик. Под водными массами понимаются
большие объемы воды, занимающие обширные акватории и об-
ладающие специфическими, только им присущими консерва-
тивными свойствами; эти свойства они приобретают в опреде-
ленных районах и сохраняют при перемещении за пределы об-
ласти своего формирования даже после значительной транс-
формации, происходящей в результате смешения с водами дру-
гих типов. Исследование всего того многообразия свойств вод,
которое встречается в реальных условиях, необходимо не толь-
ко для понимания структуры и динамики вод, но также для
изучения обмена энергии и веществ, особенностей развития
биосферы и всей совокупности природных условий Мирового
океана. В изучение водных масс большой вклад внес
А. Д. Добровольский.

Большинство промежуточных, глубинных и придонных вод-
ных масс формируется из поверхностных. Опускание поверх-
ностных вод происходит главным образом за счет тех верти-
кальных перемещений, которые вызываются их горизонталь-
ным обращением. Особенно благоприятны условия для обра-
зования водных масс в высоких широтах, где развитию интен-
сивных нисходящих движений по периферии циклонических
систем способствуют высокая плотность вод и небольшие вер-
тикальные ее градиенты. Границами различных типов водных
масс являются слои, разделяющие структурные зоны.

Может быть выделено самое различное количество водных
масс в зависимости от тех критериев или их комплекса, кото-
рые для этого привлекаются. В целях объективизации такой
классификации Л. И. Галеркиным (1981) проведен статисти-
ческий анализ термогалинных свойств вод северной части Ти-
хого океана на нескольких характерных уровнях (0, 200, 800,
1500 и 3000 м). Используя рельеф двухмерной вероятности
между температурой и соленостью по возвышенностям релье-
фа, он выделил водные массы, вершины принял за их ядра,
а по ложбинам провел границы между ними (зоны смеше-
ния). Однако, несмотря на всю обоснованность метода, полу-
ченные результаты не всегда понятны. Так, например, у по-
верхностных вод на глубине 200 м граница экваториально-тро-
пических вод представляется смещенной далеко на север —
до 40° с. ш.; не выявилась арктическая масса, четко проявляю-
щаяся по экстремуму температуры в северо-западной части
океана. Трудно согласиться с тем, что в пределах расположе-
ния промежуточных субарктических вод с хорошо выражен-
ным экстремумом пониженной солености между экватором и
40° с. ш. выделяются три водные массы: экваториально-тропи-
ческая, тропическая и субтропическая. Может быть, дело в том,
что, как пишет Л. И. Галеркин и др. (1981, с. 89), «степень
подробности выделения водных масс зависит как от единиц
Рис. VIII.10. Области распространения поверхностных (вверху) и промежу-
точных (внизу) водных масс.

Буквенные их обозначения расшифровываются в тексте. Границы разновид-
ностей типов даны пунктиром. Точками показана глубина менее 1000 м

пространственно-временного масштаба исходных данных, так
и от количества интервалов по обеим осям». С другой стороны,
совместный анализ температуры и солености, видимо, форма-
лизует выделение вод различных типов, что, в частности, про-
явилось в разделении субарктических тихоокеанских вод на
три водные массы; главный их признак — экстремум понижен-
ной солености — оказался затушеванным. Другим таким при-
мером может быть «потеря» поверхностных арктических вод,
где ведущая роль подповерхностного минимума температуры
не проявилась в условиях большого диапазона изменения со-
лености в высоких широтах.

Являясь идеологическим сторонником метода, разработан-
ного Л. И. Галеркиным (автором работы, в которой опублико-
ваны полученные результаты), должен отметить, что сделан-
ные здесь замечания имеют своей целью подчеркнуть трудно-
сти поиска способа объективизации выделения водных масс.
В этих условиях целесообразно положить в основу классифи-
кации водных масс Мирового океана не только физико-хими-
ческие свойства вод, но и особенности их стратификации, и в
первую очередь термогалинные экстремумы, а. также харак-
тер процессов, определяющих свойства и динамику каждого
типа вод по всей толще данной структурной зоны. В какой-
то мере объективизацией при таком подходе можно считать
то, что критерием для выделения водной массы является нали-
чие или отсутствие экстремума термогалинных свойств, отра-
жающих важнейшие особенности развития комплекса гидро-
физических процессов.

По мере удаления от поверхности океана количество вод-
ных масс уменьшается. Так, было выделено 11 типов поверх-
ностных водных масс, по 6 типов промежуточных и глубинных
и 4 типа придонных (см. рис. УШЛО и УШ.Н). Это объяс-
няется увеличением гомогенности, определяющейся меньшим
числом факторов, под воздействием которых формируются
свойства вод, а также общим ослаблением интенсивности гид-
рофизических процессов. Водные массы называют по месту их
расположения или формирования. При наличии экстремума
свойств границы между ними довольно четкие, в остальных же
случаях их приходится проводить с меньшей определенностью.

Поверхностные водные массы

Свойства и пределы распространения этих вод определяют-
ся зональной изменчивостью обмена энергии и других природ-
ных условий, и в первую очередь тепло- и влагообменом океа-
на с атмосферой, стратификацией, циркуляцией вод и возбуж-
даемыми ею восходящими и нисходящими потоками, волновым
и конвективным перемешиванием.

Огромные пространства Мирового океана (приблизительно
от 35° с. ш. до 25—35° ю. ш.) занимают шесть типов тропиче-
ских вод. Они формируются в области положительного тепло-
обмена и отрицательного влагообмена поверхности океана, ис-
ключая приэкваториальные широты, где количество выпадаю-
щих осадков превышает испарение. В пределах остальной ак-
ватории Мирового океана, где преобладает отрицательный
бюджет тепла и положительный бюджет влаги, создаются все
прочие водные массы — от субтропических до полярных вклю-
чительно. Водам, расположенным в высоких широтах, свой-
ственно значительное изменение физико-химических свойств,
Рис. VIII.! 1. Область распространения глубинных (вверху) и придонных
(внизу) водных масс.

Буквенные обозначения типов расшифровываются в тексте. На верхней кар-
те точками выделены глубины менее 3000 м, а на нижней — менее 4000 м

и главным образом температуры. Охлаждение поверхности
океана в холодное полугодие обусловливает интенсивное раз-
витие конвекции, за счет чего меняются не только характери-
стики вод, но и их стратификация. На обширных пространствах
создается гомогенность во всей ’ поверхностной структурной
зоне. В весенне-летнее время устанавливается хорошо выра-
женное расслоение с подразделением на. поверхностный одно-
родный и подповерхностный слои. Последний может иметь тер-
могалинные экстремумы и вместе с тем на обширных аквато-
риях лишен их (рис. УП.4).
Экваториально-тропическая (ЭТ) водная масса отличается
самой высокой в Мировом океане температурой и пониженной
соленостью, связанной с положительным влагообменом, усу-
губляющимся местами материковым стоком (Атлантика) и
адвекцией опресненных вод (Перуанским и Калифорнийским
течениями). Поверхностный слой развит слабо; для подповерх-
ностного слоя характерен экстремум повышенной солености
адвективного происхождения. При весьма значительной измен-
чивости термогалинных свойств границы распространения этой
водной массы четко определить довольно трудно. Экваториаль-
но-тропическим водам свойственна сложная динамика, связан-
ная с экваториальной антициклонической макроциркуляцион-
ной системой, экваториальным противотечением, пассатными
потоками, экваториальным и субэкваториальным океанически-
ми фронтами и, наконец, с экваториальной квазистационарной
конвергенцией. Столь большого количества динамических зон,,
создающих весьма сложную систему вертикальных движений,
на относительно ограниченной акватории, нет ни в одном дру-
гом регионе Мирового океана. К тому же здесь происходит
значительная перестройка циркуляции по вертикали, возбуж-
дающая подъем холодных вод, в результате чего максимум
температуры, отмечающийся вблизи экватора на поверхности
океана, смещается в тропики.

Бенгальская (Бг) водная масса в Индийском океане яв-
ляется модификацией экваториально-тропической. Выделение
ее в самостоятельную водную массу определялось отсутствием
подповерхностного экстремума солености. В условиях очень
значительного превышения осадков над испарением и огром-
ного материкового стока опреснение распространяется на всю-
поверхностную структурную зону.

Тропическая основная (Т) водная масса при высокой тем-
пературе и солености поверхностного слоя имеет в подповерх-
ностном слое хорошо выраженный максимум солености. Ей
свойственна весьма небольшая сезонная изменчивость свойств.
Перемещения этих вод отличаются повышенной интенсивностью,
поскольку они распрлагаются в области таких Мощных макро-
циркуляционных систем, которыми являются субтропический
антициклон и тропический циклон. С первым связаны сравни-
тельно глубокие нисходящие движения, способствующие зна-
чительному развитию поверхностного слоя и всей структурной
зоны в целом. В пределах тропических вод проходит только
ложбина циклона с относительно слабым подъемом вод. Гра-
ницы между тропической и экваториально-тропической водны-
ми массами не всегда четко выражены. Лучше они проявляют-
ся в субтропиках (по пределам распространения подповерхно-
стного экстремума солености).

В северном полушарии тропические воды (Тс) прослежи-
ваются от 5—10 до 25—35° с. ш., а в южном (Тю) —от 0—
10 до 25—30° ю. ш.
Восточнотропическая (ВТ) водная масса занимает сравни-
тельно ограниченную акваторию, приуроченную к основной час-
ти тропического циклона. Интенсивные восходящие движения
обусловливают уменьшение вертикальных градиентов физико-
химических характеристик, а следовательно, и более активное
перемешивание вод; отсюда более размытые границы слоев,
на которые разделяется поверхностная структурная зона, подъ-
ем ее нижней границы и сокращение толщины поверхностного
слоя. По той же причине здесь нет условий для адвекции под-
поверхностных высокосоленых вод, которые появляются только
по периферии циклонической системы.

В южном полушарии (ВТю) ареал этой водной массы не-
сколько больше, чем в северном (ВТс).

Срединнотропическая (СрТ) водная масса располагается в
области наибольшего превышения испарения над осадками, что
обусловливает постоянное повышение солености поверхностных
вод. Здесь находятся воды с наивысшей соленостью для от-
крытого океана. Как уже говорилось, несмотря на интенсивное
юсолонение вод, соленостная конвекция почти целиком ограни-
чивается поверхностным слоем, так как не может размыть
очень сильной термической стратификации, свойственной тропи-
ческим акваториям. Поэтому для срединнотропической водной
массы характерна трехслойная стратификация с высокими тер-
могалинными градиентами в переходном слое.

Аравийская (Ав) водная масса по своим свойствам и ха-
рактеру образования аналог срединнотропической. По-видимо-
му, она также является очагом формирования подповерхност-
ного максимума солености.

Таким образом, тропические водные массы существенно
различаются по стратификации, причем для экваториально-
тропических и основных тропических вод характерно наличие
подповерхностного экстремума.

Субтропическая (СбТ) водная масса формируется из тро-
пических вод, выносимых западными, северными и южными
(в соответствующих полушариях) течениями в умеренные ши-
роты. Эти теплые и осолоненные воды, попадая в область от-
рицательного теплообмена, охлаждаясь, уплотняются, за счет
чего развивается довольно интенсивная конвекция. Тем самым
размывается переходный слой и расположенный под ним высо-
косоленый экстремум. Однако слабая стратификация все же
создается волновым перемешиванием и адвективным поступ-
лением осолоненных подповерхностных вод. Граница субтро-
пических масс с тропическими довольно условна. Субтропиче-
ские воды, охлаждаясь, отдают огромное количество тепла в
атмосферу и играют весьма значительную роль в планетарном
теплообмене. В соответствии с характером циркуляции особен-
но в'елики вынос этих вод в Северную Атлантику и их влияние
на климат. В холодное время конвекция усиливается, теплоот-
дача в атмосферу рез^ко увеличивается.
Североатлантические (СА) и южная индоокеанская (ИТ}
водные массы также образуются из тропических вод, выноси-
мых в умеренные широты. Поэтому они имеют повышенную
температуру и соленость. Это благоприятствует активному раз-
витию конвекции в условиях отрицательного бюджета тепла.
За счет конвективного перемешивания гомогенность распро-
страняется на значительную глубину. Таким образом, эти
воды являются аналогом субтропических масс, однако без под-
поверхностного экстремума. По сравнению с субполярными
водами, отличающимися значительной опресненностью, они
имеют повышенную соленость и тем самым способствуют раз-
витию конвекции. Поверхностный слой создается под влиянием
волнового перемешивания. В осенне-зимнее время конвекция
усиливается, резко обостряя процессы обмена с атмосферой.

Североатлантическая (СА) водная масса образуется в
основном из субтропических вод, выносимых в высокие широ-
ты. Они распространяются не только почти по всей Северной
Атлантике (за исключением крайней северо-западной окраины
океана), но уходят и в Северный Ледовитый океан. Чем даль-
ше проникают воды субтропического происхождения, тем ин-
тенсивнее развивается конвекция и соответственно больше ста-
новится гомогенный слой.

Довольно условно североатлантические воды могут быть
разделены на южную (САю) и северную (САс) разновидности.
Из них формируется, как уже неоднократно отмечалось, глу-
бинная североатлантическая водная масса. В Северном Ледо-
витом океане атлантические воды (севернее островов Шпиц-
берген), опускаясь под более легкие поверхностные арктиче-
ские воды, создают промежуточную атлантическую массу.

' 'Южная индотихоокеанская (ЙТ) водная масса играет не-
сравненно меньшую роль в процессах, протекающих в Миро-
вом океане, по сравнению с североатлантическими водами. Од-
нако за счет развития конвекции гомогенность распростра-
няется на промежуточную структурную зону. В противополож-
ность своим аналогам эта водная масса формируется не из
субтропических, а из тропических масс. Обе разновидности
(южнотихоокеанская — ЮТ и южноиндоокеанская — ЮИ) до-
вольно близки по своим свойствам. Следует, однако, отме-
тить, что в Индийском океане нет срединных тропических вод
и осолонение поверхностных вод происходит к западу от Ав-
стралии; в пределы южноиндоокеанской водной массы подпо-
верхностные высокосоленые воды течениями не заносятся.

Субполярная (СбП) водная масса имеет низкую соленость
и температуру, формируясь в области отрицательного тепло- и
влагообмена. Для нее характерна значительная сезонная из-
менчивость свойств, и в том числе стратификации. В холодную
часть года в результате развития конвекции гомогенность рас-
пространяется почти на всю поверхностную структурную зону
до глубины 100—150 м в северном полушарии и до 200—
300 м в южном. В весенне-летнее время поверхностный слои
прогревается и опресняется, имея толщину менее 10—20 м;
стратификация резко обостряется. Амплитуда сезонных коле-
баний температуры — порядка 1—2°, а солености — 0,5—1,О°/оо,
что весьма существенно для открытого-океана. Субарктическая
(СбАр) водная масса образуется только в Тихом океане.
В Атлантике она почти не проявляется, трансформируясь в;
североциклоническом круговороте и вовлекаясь в интенсивные
нисходящие движения, возбуждаемые конвекцией. Субантарк-
тический (СбАн) подтип прослеживается в узкой полосе между
45—50° ю. ш., а в Тихом океане’— между 55—60° ю. ш.

Полярная (П) водная масса, имея самую низкую темпера-
туру и соленость, отличается также значительными сезонными
изменениями свойств и стратификации вод. В осенне-зимний
период во всей толще поверхностной структурной зоны усили-
вается гомогенность с температурой, близкой к замерзанию
при данной солености (до —1,8—1,9°). В соответствии с этим
большая часть занимаемой этими водами акватории покры-
вается льдами (толщиной 1,5—2,0 м). Летом тонкий поверх-
ностный слой прогревается там, где льды не исчезают, за счет
стока талых вод. В пределах акваторий, освобождающихся ото
льдов, образуется тонкий (менее 10—20 м) поверхностный
слой. Под ним создается переходный слой с большими термо-
галинными вертикальными градиентами. Характерной особен-
ностью полярных вод является сохранение летом холодного
подповерхностного слоя; в северо-западных частях океана тем-
пература его от отрицательных величин в районе течений
Восточногренландского, Лабрадорского, Камчатского и Ойясио
повышается до 1—2° у внешней границы распространения по-
лярных вод.

Антарктический (Ан) подтип занимает обширные простран-
ства к югу от антарктического океанического фронта (южнее
50° ю. ш., а в Тихом океане — 60° ю. ш.). Арктический (Ар)
подтип характерен для Северного Ледовитого океана, исклю-
чая почти всю акваторию Норвежского и Гренландского морей,
юго-западную часть Баренцева и восточную часть моря Баф-
фина; кроме того, он занимает северо-западные части Атланти-
ческого и Тихого океанов.

Промежуточные водные массы

В полярных районах они отличаются повышенной темпера-
турой, создающейся за счет вод, приносимых из низких ши-
рот. Во всей остальной части Мирового океана их можно об-
наружить по пониженной или повышенной солености. В трех
регионах формируются водные массы, у которых термогалин-
ные экстремумы отсутствуют (рис. УШЛО).

Полярные (П) водные массы создаются главным образом
за счет вод, приходящих из низких широт и потому образую-
тцих относительно тонкую теплую промежуточную прослойку
между более холодными поверхностными и глубинными водны-
ми массами.

Промежуточная арктическая масса (Ар) в Северном Ледо-
витом океане формируется водами, приносимыми полярными
^ветвями Североатлантического течения. Благодаря своей высо-
кой солености они оказываются тяжелее поверхностных арк-
тических вод и потому уходят под них, распространяясь далее
в пределах промежуточной структурной зоны1. В большей час-
ти Арктического бассейна промежуточные воды совершают
циклоническое обращение, проходя сначала вдоль материко-
вого склона Евразии, а затем Канады. В районе моря Бофор-
та они вовлекаются в антициклонический круговорот. Граница
раздела проходит приблизительно вдоль хребта Менделеева
(между 85 и 81° с. ш., рис. VIII.7); это можно проследить по
максимальным температурам воды (рис. УП.6). Ниже экстре-
мума температуры в перемещении промежуточной арктической
водной массы проявляется связь с системами обращения вод,
создающимися в отдельных котловинах.

Антарктические промежуточные воды (Ан) образуются
главным образом из глубинных, поднимающихся в зоне антарк-
тической дивергенции. Благодаря этому нижняя их граница
оказывается выше, чем в Арктике (как и в других частях Ми-
рового океана). Основной своей массой они перемещаются на
восток в соответствии с общим циркумполярным переносом
(рис. УП.6 и УШЛО).

Субполярные (СбП) водные массы занимают наиболее об-
ширные акватории. Они распространяются по всему южному
полушарию (исключая полярные акватории) и заходят в се-
верные тропики, сохраняя при этом свои свойства, проявляю-
щиеся прежде всего в экстремуме пониженной солености.

Субантарктическая (СбЛн) водная масса образуется между
антарктическим и субантарктическим фронтами. По всей этой
зоне расчеты вертикальной составляющей перемещения вод
показывают наличие нисходящих движений от поверхности
океана до нижней границы промежуточной структурной зоны.
Опускание вод усиливается нисходящими движениями, воз-
буждаемыми южными антициклоническими макроциркуляцион-
ными системами. У субантарктического фронта вертикальные
составляющие циркуляции вод особенно велики, изогалины и
изотермы располагаются почти вертикально, горизонтальные
градиенты плотности максимальны. Здесь, видимо, и создается
основная масса промежуточных субантарктических вод. В хо-
лодное .время года опускание их усиливается интенсивным раз-
витием конвекции. Кроме того, в формировании промежуточ-
ной^ субантарктической водной массы участвуют и глубинные

1 В океанографических работах эти воды принято называть глубинными
атлантическими. По своим свойствам и глубине расположения они являются
типичными промежуточными.
воды, поднимающиеся в области антарктической дивергенции.
В процессе опускания происходит смешение вод различных
свойств, в результате которого создаются специфические ха-
рактеристики этой водной массы.

Промежуточные воды субантарктического происхождения в-
южных умеренных широтах вовлекаются в обращение, созда-
ваемое субтропическими антициклоническими макроциркуля-
ционными системами. Вдоль западной периферии этих систем
происходит перемещение вод на юг, а вдоль восточной — на се-
вер. Перенос их усиливается тропическими циклоническими
круговоротами. Согласно расчетам, меридиональная составляю-
щая потоков в промежуточной структурной зоне направлена на
север на всем пространстве от субантарктического фронта до-
5—10° ю. ш. в Индийском океане, а в Атлантическом и Тихом
океанах — приблизительно до 20—25° с. ш. В макроциркуля-
ционных системах за счет вертикальных движений происходит
интенсивное смешение промежуточных антарктических вод с
поверхностными и глубинными.

Субарктическая (СбАр) водная масса по условиям форми-
рования, свойствам и особенностям распространения весьма
близка к субантарктической. Основная ее масса также обра-
зуется в зоне субполярного фронта. Однако степень ее разви-
тия в Атлантическом и Тихом океанах совершенно различна.
В первом из них субарктические воды сразу же за субаркти-
ческим фронтом попадают в область интенсивно опускающихся
высокосоленых вод и, быстро трансформируясь, теряют свои
отличительные характеристики. В Тихом океане субарктическая
водная масса по промежуточному минимуму солености просле-
живается повсеместно от субарктического фронта вплоть до
экваториальной зоны. На ее формирование также оказывают
влияние нисходящие движения субтропического антициклони-
ческого круговорота. Однако это влияние, судя по полю рас-
творенного кислорода, ограничивается верхней частью проме-
жуточной структурной зоны. Область повышенного содержа-
ния кислорода в этой макроциркуляционной системе (прибли-
зительно между 20 и 40° с. ш.) прослеживается только вблизи
промежуточного экстремума пониженной солености. Глубже
наблюдается резкое обеднение вод кислородом. Минимум кис-
лорода в нижней части промежуточной структурной зоны свя-
зан с поступлением глубинных тихоокеанских вод. Поднимаюсь
в районе североциклонического круговорота, глубинные воды
вовлекаются в горизонтальную циркуляцию промежуточных
вод. Глубинные тихоокеанские воды, попадая в промежуточную
структурную зону, расходуют содержащийся в них кислород
на окислительные процессы. В результате смешения поверх-
ностных вод (опускающихся вдоль субарктического фронта и
в области антициклонической макроциркуляционной системы)
с трансформированными глубинными водами и формируется
субарктическая водная масса Тихого океана. Благодаря тому
что доля глубинных вод в ней значительно больше, чем у суб-
антарктических вод, ей свойственны пониженное содержание
растворенного кислорода и высокая концентрация фосфатов
(свыше 3,0 мг-ат/л). В этом и состоит основное их различие.

Присредиземноморские (ПСр) водные массы образуются в
результате выноса вод из Средиземного и Красного морей, а
также Персидского залива. Этим водам свойственны повышен-
ная соленость и пониженное содержание растворенного кисло-
рода. Первое объясняется -высокой соленостью средиземных
морей, второе — тем, что воды по мере своего перемещения
расходуют кислород на окислительные процессы.

Средиземноморские (Ср) воды рассматривались довольно
обстоятельно при анализе экстремумов промежуточной струк-
турной зоны. Здесь можно напомнить, что по максимальной
солености их можно проследить на сравнительно ограниченной
акватории. В трансформированном виде они достигают Антиль-
ских островов, широко распространяясь в субтропиках Ат- <
лантики.

। Красноморские (Кр) промежуточные воды особенно бедны
кислородом, так как очень слабо смешиваются с поверхност-
ными водами. Летом в северном полушарии, когда в Аравий-
ском море формируется антициклоническое обращение поверх-
ностных вод, концентрация кислорода, по-видимому, несколько
больше, чем зимой. В холодное время года обогащение вод
кислородом осуществляется нисходящими движениями по пе-
риферии циклонической системы. Такие возможности особенно
благоприятны у материкового склона, вдоль которого нисходя-
щие движения могут распространяться на весьма значитель-
ную глубину. При сезонной смене макроциркуляционных систем
в поверхностной структурной зоне промежуточные средизем-
номорские воды в течение круглого года обращаются в направ-
лении, противоположном движению стрелки часов. По мере
удаления от Красного моря и Персидского залива содержание
кислорода в них постепенно увеличивается. Судя по экстрему-
му максимальной солености, красноморские воды не только
распространяются во всей северной части Индийского океана,
но и проникают на западе в южное полушарие.

Экваториально-тропическая (ЭТ) водная масса может быть
выделена условно. Она формируется в результате трансформа-
ции основных водных масс: в Тихом океане — субполярного
происхождения, в Индийском — при смешении субантарктиче-
ских и красноморских масс. Воды, приходящие в экваториаль-
ную зону, подвергаются довольно интенсивному преобразова-
нию, вовлекаясь в находящуюся здесь антициклоническую си-
стему и сложную систему вертикальных движений, возбуждае-
мых экваториальным и субэкваториальным океаническими
фронтами, а также квазистационарной конвергенцией.

В Индийском океане трасформация происходит особо ин-
тенсивно в результате смешения красноморских вод высокой
солености (с экстремумом на глубине 400—500 м) и субантарк-
тических вод пониженной солености (с экстремумом на глу-
бине 800—1000 м). При этом образуется довольно однородная
масса без сколько-нибудь выраженной стратификации.

В Тихом океане субантарктические воды, переходя через
экватор, попадают в область расположения субарктических
масс. Экстремум солености субарктических вод с глубины
800—600 м в области северного субтропического антициклона
поднимается в ложбине тропического циклона до 400—200 м.
Экстремум солености субантарктических вод отмечается на глу-
бине 1000—800 м (рис. УП.5). Таким образом, между 5 и 10—
15° с. ш. прослеживаются два промежуточных экстремума по-
ниженной солености, создавая довольно сложный характер
стратификации, не встречающийся в каком-либо другом районе
Мирового океана.

Североатлантическая (С А) водная масса занимает умерен-
ные и высокоширотные пространства северной части Атланти-
ческого океана (исключая районы распространения арктиче-
ских и средиземноморских водных масс). Ей свойственна сла-
бая стратифицированность без термогалинных экстремумов,
при высокой солености и концентрации растворенного кислоро-
да, а также низком содержании биогенов. Такие условия со-
здаются за счет преобладания нисходящих движений, возбуж-
даемых субтропическим антициклоном, интенсивным конвек-
тивным перемешиванием, опусканием трансформированных вод
средиземноморского происхождения. В конечном счете создают-
ся высокосоленые и относительно теплые промежуточные воды,
отличающиеся по своим свойствам от поверхностных и глу-
бинных водных масс. Эти различия поддерживаются самостоя-
тельной системой вертикальной циркуляции вод, имеющей ме-
сто в пределах каждой структурной зоны. Характер процессов
и создаваемых ими свойств вод совершенно уникален для все-
го Мирового океана. Эта весьма своеобразная, промежуточная
североатлантическая водная масса играет значительную роль
в образовании глубинных североатлантических вод.

Северотихоокеанская (СТ) водная масса так же отличается
слабой стратифицированностью и отсутствием термогалинных
экстремумов. Однако это не может служить основанием для
того, чтобы считать ее аналогом североатлантической водной
массы, так как свойства вод и характер гидрофизических про-
цессов существенно иные. Особенности ее определяются глав-
ным образом сильным опреснением поверхностных вод. Тем
самым не получают сколько-нибудь активного развития про-
цессы, которые могли бы вызвать интенсивное опускание вод.
Отсутствие промежуточных экстремумов определяется тем, что
здесь нет условий для их возникновения. В этом и проявляется
специфичность региона, в котором формируется эта водная
масса.

Особенности формирования, свойства и распространение
промежуточных водных масс весьма различны, даже в преде-
лах однотипных вод. Некоторые из них образуются главным
образом из поверхностных вод, другие — преимущественно из
глубинных. Однако всегда имеется некоторая доля и тех и
Других.

Глубинные водные массы

Несмотря на большую гомогенность, все типы глубинных
вод имеют свои специфические свойства, по которым их мож-
но отличить друг от друга (рис. VIII.! 1). Хотя скорости пе-
ремещения совсем малы, количество переносимых веществ
очень велико благодаря их огромной массе; это играет со-
вершенно исключительную роль в межширотном обмене веществ
и энергии Мирового океана.

Североатлантическая (СА) водная масса имеет наиболее
высокую (среди других глубинных вод) соленость (от 35,1 до
34,7%о), температуру (4,0—2,0°) и содержание растворенного
кислорода (до 0,50—0,55 мг-ат/л). Вместе с тем концентрация
фосфатов минимальна (ниже 1,5 мкг-ат/л), что свидетельствует
о большой доле поверхностных вод в создании глубинной се-
вероатлантической водной массы. По-видимому, она образуется
в нескольких местах в результате различных процессов, что и
обусловило неоднородность ее характеристик по вертикали.

Североатлантические воды могут быть разделены на две
разновидности по особенностям их формирования и наличию
слабого глубинного экстремума солености в умеренных широ-
тах (рис. VIII.7). Северная разновидность (САс) создается в
результате особенно активного опускания поверхностных вод.
С началом интенсивной адвекции в южном направлении воз-
никает небольшой экстремум повышенной солености за счет
несколько меньшей ее величины у промежуточных и придон-
ных вод. Южнее 45—50° с. ш. экстремум солености размывает-
ся в результате усиления нисходящих движений, возбуждаемых
субтропической антициклонической системой и водами среди-
земноморского происхождения, уплотняющимися за счет охлаж-
дения при высокой солености; так формируется южная раз-
новидность (САю).

Глубинные североатлантические воды, вовлекаясь в север-
ный субтропический антициклон, в конечном счете выносятся
в тропики, перемещаясь от Африки к Антильским островам.
В полосе 20—25° с. ш. они проходят непосредственно под про-
межуточными субтропическими водами. Здесь на глубине
1200—1500 м появляется экстремум высокой солености, а не-
посредственно над ним, на глубине 800—1000 м, находится
промежуточный экстремум пониженной солености. Между
этими водами происходит интенсивное перемешивание, в ре-
зультате которого субантарктические массы полностью транс-
формируются, а глубинные североатлантические продолжают
перемещение в генеральном южном направлении (последова-
тельно переходя из одной макроциркуляционной системы в
другую). Район возникновения глубинного экстремума соле-
ности принят за северную границу южных глубинных атлан-
тических вод. Это новое качество (экстремум солености) они
сохраняют при своем продвижении на юг вплоть до Антарк-
тиды. Судя по глубинному максимуму солености, атлантиче-
ские воды проникают в Индийский и Тихий океаны. Их можно
было бы продолжать считать глубинными североатлантиче-
скими, но, видимо, правильнее выделить новую водную массу
не только из-за наличия экстремума (создающего несколько
иную стратификацию), но и за счет пополнения антарктиче-
скими водами.

Североиндоокеаническая (СИ) водная масса, как и северо-
атлантическая, отличается повышенными соленостью и темпе-
ратурой. Ее формирование связано со сползанием вдоль мате-
рикового склона высокосоленых вод Красного моря и Персид-
ского залива, увлекающих вниз промежуточные воды. Нисхо-
дящие движения возбуждаются циклонической системой, рас-
полагающейся в северной части Аравийского моря в промежу-
точной и глубинной структурных зонах (от 500 до 3000—
4000 м).

Северотихоокеанские (СТ) глубинные воды выделить осо-
бенно трудно. На всем пространстве Тихого океана — от его
северных окраин до антарктического фронта — температура не
превышает 1,1—2,0°, соленость—34,6—34,7°/оо. В значительно
больших пределах изменяется содержание кислорода: от
0,05—0,02 мг-ат/л на севере до 0,40—0,35 мг-ат/л на юге; кон-
центрация фосфатов повышается примерно от 2,5 мкг-ат/л в
средней части океана до 2,7 мг-ат/л и более к северу от эква,-
тора. Формирование этих вод, по-видимому, происходит в ре-
зультате того обращения, которое создается североциклониче-
ской и северной субтропической антициклонической системами.
В области циклонической циркуляции промежуточные и глу-
бинные воды поднимаются в центральной ее части, а по пери-
ферии опускаются.

Южноокеаническая (ЮО) водная масса выделена по экс-
тремуму повышенной солености, формирование которого сле-
дует связывать с глубинными североатлантическими водами.
Других источников его возникновения не только в Атлантиче-
ском, но и в Индийском и Тихом океанах обнаружить не
удается. Некоторую роль в поддержании экстремума соле-
ности должны играть красноморские воды. В Тихом же океа-
не его можно связать только с адвекцией глубинных вод цир-
кумполярным потоком с запада. Судя по физико-химическим
характеристикам, к этим’водам примешиваются антарктиче-
ские воды, сползающие по материковому склону. Однако при-
месь их невелика, поскольку на экстремуме солености такое
влияние проявляется в очень небольшой степени, сказываясь
на совсем небольшом ее уменьшении (на 0,03—О,О5%о) только
в непосредственной близости от Антарктиды.

Подразделение южноокеанических вод на подтипы в рам-
ках отдельных океанов (ЮА, ЮШ, ЮТ) совершенно условно,
поскольку физико-химические их свойства меняются очень
мало.

Срединная тихоокеанская (СрТ) водная масса выделяется
весьма условно по исчезновению глубинного экстремума соле-
ности, в связи с чем определяется ее южная граница. Север-
ные пределы ориентировочно приняты по гидрохимическим
характеристикам. Переход к северотихоокеанским водам про-
исходит постепенно на огромных пространствах. Некоторым
основанием для подразделения глубинных тихоокеанских вод
на срединные и северные могут служить повышение биогенов
и понижение растворенного кислорода, прослеживающегося
севернее экватора, в основном в северо-восточной части океа-
на. Кроме того, в области расположения срединных вод чаще
проявляется в отдельных местах экстремум повышенной соле-
ности, что можно связать с пульсацией в распространении юж-
нотихоокеанских вод.

Полярная (П) водная масса отличается пониженной темпе-
ратурой и высокой плотностью воды. Она формируется из про-
межуточных и глубинных вод с примесью поверхностных вод,
сползающих по материковому склону в результате нисходящих
движений, возбуждаемых циркуляцией вод. Являясь, следова-
тельно, несколько преобразованной промежуточной водной
массой, она мало отличается от нее по своим свойствам.

Антарктическая (Ан) глубинная вода может быть выделена
весьма условно. Переход от южноокеанических вод происходит
малозаметно, экстремум повышенной солености прослеживает-
ся вплоть до материкового склона Антарктиды. Температура
антарктических масс близка к нулевой, изменяясь от неболь-
ших положительных величин на севере до 0,2—0,3° на юге.
Соленость немного меньше 34,7°/оо- Наибольшее распростране-
ние эти воды получают в морях Уэдделла и Росса.

Арктическая (Ар) глубинная вода, располагающаяся в
Северном Ледовитом океане, имеет более определенные харак-
теристики. Температура ее в европейско-гренландском секто-
ре— 0,7—0,8°, за хребтом Ломоносова — 0,3—0,4°. Соленость
наибольшая по отношению ко всем глубинным водам Мирово-
го океана — около 34,99%о- По вертикали эти воды развиты
слабее других водных масс. При сильной расчлененности дна
свойства вод несколько меняются между различными котло-
винами^ так как в каждой из них существует самостоятельная
система циркуляции вод.

При этом меняется соотношение долей поверхностных и про-
межуточных вод, в процессе смешения которых образуются не-
сколько отличные свойства глубинных (как, кстати, и придон-
ных) вод.
Придонные водные массы

Заполняя наиболее глубокие части океанов, эти воды пе-
ремещаются по котловинам и соединяющим их подводным
долинам (рис. VIII.! 1). Подобно формированию других вод-
ных масс, их образование связано с опусканием вышележащих
вод, причем это опускание вызывается в конечном счете по-
верхностной горизонтальной циркуляцией. При этом все типы
придонных вод, кроме североиндийских, формируются в высо-
ких широтах одновременно с промежуточными и глубинными
водами. Из-за расчлененности рельефа дна придонные воды
при своем перемещении подвергаются более сильной трансфор-
мации.

Полярные (П) водные массы помимо Северного Ледови-
того океана и Антарктики широко распространены почти по
всей протяженности Атлантического, Индийского и Тихого
океанов.

В Арктике (Ар) они отличаются самой высокой соленостью
и заметным различием свойств в отдельных котловинах.

Антарктические воды (Ан) получили в Мировом океане
наибольшее распространение. Они хорошо прослеживаются по
пониженной придонной температуре воды и относительно вы-
сокому содержанию кислорода. В Атлантическом и Индийском
океанах они имеют соленость несколько более низкую, чем
глубинные воды, а в Тихом океане — более высокую. По этим
отличительным признакам довольно легко проследить их рас-
пространение в наиболее глубоких частях океанов.

Придонные североокеанические (СО) водные массы получи-
ли значительно меньшее распространение. В Атлантическом и
Тихом океанах они образуются на северной периферии цикло-
нических круговоротов за счет вод, наиболее глубоко сползаю-
щих по материковому склону. Их распространение прослежи-
вается до 35—40° с. ш. Придонная североатлантическая водная
масса (СА) отличается несколько более высокой температурой
и соленостью по сравнению с придонной северотихоокеанской
водной массой (СТ). Придонная североиндийская водная мас-
са (СИ) образуется из соленых вод Красного моря и Пер-
сидского залива, опускающихся на северной периферии цикло-
нической системы Аравийского моря и сползающих по мате-
риковому склону на большую глубину.

В заключение надо отметить, что опыт выделения водных
масс с учетом их стратификации, проведенный при подготовке
этой книги, требует дальнейшего совершенствования. Впослед-
ствии весьма желательно предпринять усилия для объективи-
зации их классификации, чего, по-видимому, можно будет до-
стичь путем привлечения статистических методов анализа ис-
ходных данных, подобно тому как это сделано в отношении
термогалинного анализа, предпринятого Л. И. Галеркиным
(о чем говорилось выше).
Глава IX

ТИПЫ ТЕРМОГАЛИННОЙ СТРАТИФИКАЦИИ ВОД

Исследование структуры океаносферы было бы неполным
без классификации типов стратификации. Подобные работы по-
единичным вертикальным профилям (более или менее равно-
мерно покрывающим всю акваторию Мирового океана) были
опубликованы в начале 60-х годов (Степанов и Шагин, 1961;
Некрасова и Степанов, 1962); впоследствии типы стратифика-
ции были несколько уточнены (Степанов, 1974). Наиболее об-
стоятельное изучение типов стратификации температуры, со-
лености, плотности, электропроводности, скорости звука, их
вертикальных градиентов и статистических характеристик вы-
полнено по северным частям Тихого и Атлантического океа-
нов. Для этого использовались все накопленные к настоящему
времени океанографические данные, осредненные по пятигра-
дусным трапециям. Полученные результаты опубликованы в-
нескольких работах (Степанов, Галеркин, Кутько, Моисеев,.
Олейников, Панфилова, Щербинин, 1981, 1982, и др.). Типиза-
ция проводилась путем последовательного сопоставления вер-
тикальных кривых и выделения регионов с однотипной страти-
фикацией. Этот метод получил название экспертного. Попытка
провести объективную классификацию с помощью ЭВМ не да-
ла удовлетворительных результатов. Последующее использо-
вание ЭВМ, видимо, позволит избежать субъективизма визу-
ального анализа исходных данных, вполне вероятного при- при-
менении экспертного метода. Особенно велика трудность та-
ких исследований при изучении всего Мирового океана; толь-
ко в открытой его части свыше 1500 пятиградусных трапеций.
Вместе с тем машинная классификация таит опасность форма-
лизации всего многообразия природных условий, которое мо-
жет быть уловлено опытными специалистами. До появления
достаточно хорошо апробированной программы анализа массо-
вых исходных данных было решено несколько изменить экс-
пертный метод путем учета экстремумов термогалинных
свойств.

IX. 1. Районирование Мирового океана
по термогалинным экстремумам
и методика исследования типов стратификации

Изучение экстремальных свойств вод не только имеет
огромное значение для понимания важнейших особенностей
природы океаносферы, но и очень важно для выявления типов
стратификации и установления границ их распространения.
При различии условий формирования и распространения по-
верхностных, промежуточных, глубинных и придонных вод бу-
дет меняться сочетание экстремумов по вертикали. Тем самым
определится тот или иной тип стратификации вод.
Рис. IX. 1. Районирование Мирового океана по количеству термогалинных
экстремумов.

Экстремумы солености обозначены:

1 — подповерхностный; 2 — промежуточный минимум; 2 в круге — промежуточный макси-
мум; 3 — глубинный, температур: I — подповерхностный; II — промежуточный, точками
выделены регионы без экстремумов

Наибольшее распространение имеют промежуточные экс-
тремумы, несколько меньшее — подповерхностные и сравни-
тельно ограниченное — глубинные, представленные только по-
вышенной соленостью. Промежуточный и глубинный экстрему-
мы выражены тем лучше, чем выше они располагаются. При-
донный экстремум проследить особенно трудно из-за ограничен-
ности данных и сложности процессов, с которыми связано его
формирование; на него большое влияние оказывают геотерми-
ческий поток тепла и гидрохимические преобразования, об-
условленные взаимодействием вод с дном океана. В этих усло-
виях было решено придонный экстремум не учитывать при
районировании Мирового океана.

Подразделение Мирового океана по термогалинным экстре-
мумам. При установлении типов стратификации необходимо
иметь в виду, что в высоких широтах отмечается подповерхно-
стный минимум и небольшой промежуточный максимум темпе-
ратуры (рис. IX. 1). Первый из них наблюдается только в теп-
лое время года как результат остаточной зимней конвекции
(там, где поверхностные воды не полностью прогреваются ле-
том). Промежуточный максимум температуры. адвективного
происхождения связан с приносом вод из низких широт.

На всей остальной акватории Мирового океана встречают-
ся лишь экстремумы солености. ' В подповерхностных водах
повышенная соленость связана с отрицательным влагообме-
ном океана с атмосферой (превышение испарения над количе-
ством выпадающих осадков). В промежуточных водах особен-
но широкое распространение получил минимум солености,
связанный с распространением вод арктического и антаркти-
ческого происхождения. Промежуточный экстремум повышен-
ной солености отмечается на сравнительно небольших аквато-
риях за счет выноса в океан осолоненных вод из морей Среди-
земного и Красного, а также Персидского залива.

Значительные пространства занимают воды с тремя экс-
тремумами солености (подповерхностным, промежуточным и
глубинным) в низких широтах Атлантического и Индийского
океанов. В Тихом океане три таких экстремума отмечаются в
неширокой полосе севернее экватора за счет подповерхност-
ного максимума и двух промежуточных минимумов солености,
создаваемых субарктическими и субантарктическими водами.
Три других экстремума отмечаются в Антарктике повсеместно
к югу от антарктического океанического фронта и в Арктиче-
ском бассейне; они представлены подповерхностным и проме-
жуточным минимумами температуры, а также небольшим глу-
бинным максимумом солености. В холодное время подповерх-
ностный экстремум размывается конвекцией, и в осенне-зим-
ний период сохраняются только два экстремума (промежуточ-
ный и глубинный).

Акватории с двумя экстремумами солености также весьма
обширны. Они преобладают в низких широтах Тихого океана
(при отсутствии повышенной солености у глубинных вод) и в
субтропиках южного полушария, где прослеживаются проме-
жуточный минимум и глубинный максимум солености. В от-
дельных, относительно небольших регионах наблюдается по
два различных экстремума. В северо-западных частях Атлан-
тического и Тихого океанов в продолжение всего года отме-
чаются слабый максимум и подповерхностный минимум темпе-
ратуры в весенне-летнее время. Два максимума солености
имеются в тропиках Индийского океана, где -ниже подповерх-
ностной высокой солености располагается красноморский экс-
тремум, а также на севере Атлантики, где сочетаются подпо-
верхностный и глубинный максимумы солености.

Акватории с одним экстремумом особенно велики в суб-
тропиках Тцхого океана, где прослеживается только промежу-
точный минимум солености. Промежуточный максимум соле-
ности характерен для области распространения средиземномор-
ских и красноморских вод (субтропики Атлантики, Аравийское
море и Бенгальский залив). Подповерхностный максимум со-
лености встречается в зоне Гольфстрима и в восточных при-
экваториальных широтах Индийского океана.

Отсутствие термогалинных экстремумов имеет место в трех
относительно ограниченных регионах: на северо-востоке и в
субтропиках Северной Атлантики, а также в субарктических
широтах Тихого океана. В первой из этих трех акваторий сла-
бостратифицированная среда связана с сильным развитием
конвекции, обусловленным тем, что осолоненные и теплые
воды Гольфстрима и продолжающего его Североатлантическо-
го течения, охлаждаясь в высоких широтах, опускаются
местами вплоть до дна. В субтропиках Северной Атлантики,
интенсивные нисходящие движения начинаются с поверхности
океана за счет квазистационарной антициклонической макро-
циркуляционной системы и отрицательного влагообмена океа-
на с атмосферой; в промежуточных слоях опускание усили-
вается водами средиземноморского происхождения, что связа-
но с их высокой соленостью и охлаждением по мере распрост-
ранения в океане. В субарктических широтах Тихого океана
слабая стратификация вод объясняется прежде всего интен-
сивным опреснением поверхностного слоя в условиях доволь-
но высокого положительного влагообмена с атмосферой. Про-
межуточный экстремум формируется южнее, на субарктиче-
ском океаническом фронте (вблизи 40-й параллели), откуда
опресненные воды переносятся в северные умеренные и тропи-
ческие широты. Глубинные и придонные воды северной части
Тихого океана отличаются большой гомогенностью. Все это и
определяет слабую стратификацию субарктической зоны этого
океана.

О методике выявления типов стратификации вод. Исполь-
зуя районирование Мирового океана по количеству экстрему-
мов по кривым изменения по вертикали температуры и соле-
ности, можно выделить типы стратификации, имеющие опре-
деленный научный и прикладной интерес. Поля термогалинных
экстремумов определялись по средним, полученным по всем
накопленным океанографическим данным, обобщенным по
пятиградусным трапециям. Наличие определенных сочетаний
экстремумов в отдельных регионах океана в виде полей без
разрывов сплошности распространения свидетельствует о ква-
зистационарности их формирования и расположения. Отсюда
можно сделать заключение о том, что такие сочетания экс-
тремумов должны сохраняться во всех пространственно-вре-
менных масштабах. Тем самым классификация типов страти-
фикации, проведенная с учетом районирования термогалинных
экстремумов по средним значениям, полученным для пятигра-
дусных трапеций, будет справедлива для других масштабов
обобщения исходных данных. Аналогичный результат даст ис-
пользование более мелких трапеций с той лишь разницей, что
границы распространения типов стратификации могут не-
сколько измениться.

Следует особо подчеркнуть удивительно четкое положение
границ, в пределах которых располагается каждый тип стра-
тификации. С переходом через такие границы вид кривых из-
менения по вертикали гидрофизических параметров резко
меняется, повсеместно сохраняясь в пределах распростране-
ния данного типа расслоения вод. Это обстоятельство Э. И. Са-
руханян (1980) использовал для установления положения ан-
тарктического океанического фронта. Действительно, к югу
от фронта кривые, характерные для полярного типа страти-
фикации, весьма существенно отличаются от субантарктиче-
ского типа. То же можно проследить как по непосредственным
наблюдениям, относящимся к отдельным батиметрическим
станциям, так и по средним, полученным в различных мас-
штабах, вплоть до пятиградусных трапеций, по средним го-
довым величинам. Ранее считалось, что границами типов
стратификаций являются океанические фронты. Проведенное
исследование показало, что это имеет место только в отноше-
нии наиболее резко выраженных полярных и субполярных
фронтов.

При выявлении типов стратификации очень большую по-
мощь оказывают сведения о термогалинных экстремумах, их
характере, количестве и сочетании по вертикали. Это особен-
но важно для установления типов стратификации солености, у
которой в пределах поверхностных и промежуточных вод мак-
симумы и минимумы отмечаются почти по всей акватории
Мирового океана. Формирование и распространение типов стра-
тификации связаны с тепло- и влагообменом между океаном
и атмосферой, особенностями развития волнового перемеши-
вания, интенсивностью конвекции, циркуляцией вод и возбуж-
даемыми ею вертикальными движениями, а также адвекцией
(играющей особенно большую роль у промежуточных, глубин-
ных и придонных масс), и динамическими зонами (фронтами
и вергенциями). Положение границ большей частью опреде-
ляется совокупным влиянием нескольких факторов. Поэтому
даже в регионах с одним и тем же сочетанием экстремумов
может быть несколько различных типов стратификации или
по -крайней мере их разновидностей. Несмотря на то что мно-
гие упомянутые процессы приурочены к поверхности океана,
влияние их распространяется на большую глубину, поскольку
поверхностные воды в той или иной степени формируют все
водные массы.

В пределах каждого типа стратификации сохраняется один
и тот же вид вертикальных кривых температуры и солености.
Наиболее ярко кривые изменяются в верхней толще океана,
где различие свойств вод велико и экстремумы особенно хоро-
шо выражены. Поэтому тип кривой практически определяется
стратификацией верхнего слоя толщиной 1500—2000 м. В со-
ответствии с различием свойств вод в пределах данного типа
положение кривой относительно горизонтальной шкалы гра-
фика может перемещаться в довольно больших пределах, од-
нако вид кривой сохраняет все свои важнейшие черты. В де-
талях же могут наблюдаться отклонения, которые являются
основанием для выделения разновидности того или иного типа
стратификации. Таковыми следует считать и различия, отме-
чающиеся в каждом типе при нахождении его в обоих полу-
шариях. Осреднение данных, относящихся к северной и юж-
ной разновидностям, позволяет получить подтип стратифика-
ции для каждого океана. Путем обобщения сведений, относя-
щихся к отдельным океанам, устанавливается тип стратифика-
ции вод для Мирового океана в целом.

В соответствии с предварительным анализом кривых, полу-
ченных для каждой трапеции, по которым проводилось обоб-
щение имеющихся батиметрических станций, выбирается ха-
рактерная кривая в качестве эталона для сопоставления всех
кривых, которые могут быть отнесены к данному типу стра-
тификации. Подобный крайне трудоемкий анализ приходится
проводить до тех пор, пока выявятся все типы, подтипы, раз-
новидности и уточнятся границы их распространения.

Дальнейшая задача состоит в получении основных статисти-
ческих характеристик по каждому макрорайону: средних, мак-
симальных и минимальных величин, разности между ними,
стандартного отклонения, вертикальных градиентов. При ана-
лизе солености, кроме того, определялась средняя температу-
ра, а для типов термической стратификации — соленость. Тем
самым можно установить взаимосвязь их изменения по вер-
тикали, а также получить Т, 5-кривые. Столь сложная обра-
ботка исходных данных проводилась на ЭВМ. Статистические
характеристики используются здесь в очень небольшой мере.
Их анализ — предмет самостоятельной довольно обширной ра-
боты. В целях дальнейшего совершенствования классификации
расслоения вод намечается использование ЭВМ для уточнения
границ типов стратификации. Машинный анализ, возможно,
позволит получить более объективную классификацию, а глав-
ное— избавит от огромной затраты времени, необходимого при
визуальном анализе исходных данных. Весьма перспективным
может оказаться привлечение теории распознавания образов.
Однако пока не ясно, какой будет степень формализации полу-
чаемых с помощью ЭВМ результатов. В этом свете проведен-
ная сейчас типизация станет важным критерием (эталоном)
машинного анализа. В основу метода машинной классифика-
ции должно быть положено изменение вертикальных градиен-
тов, наличие экстремумов и других характерных точек на кри-
вой (определяющих границы гомогенных слоев, «перелома»
градиентов, в том числе термоклина, галоклина и пр.). Такое
исследование может быть проведено как по средним данным,
так и по индивидуальным батиметрическим станциям. Послед-
нее позволит получить очень широкий спектр статистических
характеристик стратификации, выявить влияние на нее раз-
личных факторов, и прежде всего сезонной изменчивости, а
также установить колебания границ распространения типов
расслоения вод.

Важнейшие общие черты, свойственные типам термической
и соленостной стратификации вод. Уже подчеркивалось, что
соленостная стратификация отличается значительно большим
многообразием и сложностью по сравнению с термической.
Соответственно количество типов по солености составило 11 с
разновидностями у четырех из них, тогда как по термической
стратификации выделено 8 типов с разновидностями у двух
типов. Большая часть типов связана с зональной изменчи-
востью природных условий, что сказывается на всей, толще
океаносферы, исключая придонные воды. Это определяется со-
хранением -одних и тех же макроциркуляционных систем от
поверхности океана вплоть до придонного слоя, а также боль-
шой долей примеси поверхностных вод, принимающих участие
в формировании промежуточных, глубинных и даже придонных
вод. У солености семь зональных типов и четыре азональных,
у температуры — соответственно шесть и три. Типы стратифи-
кации именовались по их географическому местоположению
и только в одном случае по происхождению, связанному с вы-
носом вод из Средиземного и Красного морей, а также Пер-
сидского залива.

С увеличением гомогенности вод с ростом географической
широты типы стратификации становятся все менее резко вы-
раженными, что способствует улучшению условий перемеши-
вания по вертикали. Поэтому большая часть промежуточных,
глубинных и придонных вод образуется в высоких широтах.
В области положительного бюджета тепла поверхности океа-
на за счет интенсивного нагрева поверхностных вод в продол-
жение всего года создаются особенно высокие вертикальные
градиенты температуры. В пределах низких широт распола-
гаются экваториально-тропические, тропические и субтропиче-
ские типы стратификации. В умеренных и высоких широтах с
отрицательным бюджетом тепла термическая стратификация в
направлении полюсов постепенно ослабевает; здесь находятся
субполярный, полярный и основные азональные типы расслое-
ния вод. С отрицательным влагообменом океана с атмосферой
связаны типы стратификации с повышенной соленостью. Тако-
вы все типы низких широт: четыре тропических, субтропиче-
ских и два внезональных. Только экваториально-тропический
тип, а также субполярный и полярный, находящиеся в области
положительного влагообмена, имеют пониженную соленость в
поверхностной и промежуточной структурных зонах. Глубин-
ные и придонные воды отличаются повышенной соленостью.

Ареалы распространения типов термической и соленостной
стратификации большей частью различны. Это следует уже из
того, что количество типов и их разновидностей не одинаково.
Причина тому — процессы, формирующие типы расслоения
температуры и солености, и прежде всего несовпадение границ
изменения бюджетов тепла и влаги поверхности океана. Так,
например, на довольно обширных пространствах приэквато-
риальных широт влагообмен положителен, тогда как тепло-
обмен достигает максимальных величин. В тропиках и суб-
тропиках отрицательный влагообмен достигает своего макси-
мума, а теплообмен постепенно понижается. В умеренных и по-
лярных областях влагообмен положителен, океан теряет осо-
бённо много тепла. В промежуточных и глубинных водах экс-
тремумы солености распространяются на огромные простран-
ства, а экстремумы температуры отмечаются лишь в высоких
широтах. Все это и определяет различие в положении границ
соленостной и термической стратификации. Особенно близки
пределы распространения экваториально-тропического, восточ-
нотропического, субполярного и полярного типов.

IX. 2. Типы соленостной стратификации

В низких широтах выявлено шесть тропических типов, суб-
тропический, субполярный и два весьма своеобразных внезо-
нальных типа: североатлантический и южнотихоокеанский
(рис. 1Х.2 и 1Х.З, табл. IX. 1).

Между субтропическим, североатлантическим и южнотихо-
океанским типами, с одной стороны, и субполярным типом —
с другой, проходит граница, которая разделяет Мировой океан
на воды с повышенной и пониженной соленостью. Такое под-
разделение распространяется на поверхностную и промежуточ-
ную структурные зоны, тогда как в глубинной зоне соленость
во всех типах стратификации становится близкой. Граница, о
которой идет речь, проходит по зоне раздела положительного
и отрицательного влагообмена. В область превышения осадков
над испарением попадают североатлантический, почти весь
южнотихоокеанский и частично субтропический тип Северной
Атлантики. Тем самым определяется специфика процессов и
создаваемая ими соленостная стратификация этих регионов.
Пониженная соленость у субполярного типа распространяется
и на промежуточные воды, а у полярного в основном ограни-
чивается поверхностной структурной зоной, исключая субарк-
тическую разновидность в Тихом океане.

Экваториально-тропический тип (ЭТ) формируется в усло-
виях положительного влагообмена, и потому ему свойственна
пониженная соленость поверхностных вод. В Атлантике он не
выделялся, так как опреснение отмечается только вблизи Юж-
ной Америки и Африки, причем это связано не с влагообменом,
а с материковым стоком; понижение солености в приэквато-
риальных широтах за счет превышения осадков над испаре-
нием почти не выражено из-за сильного осолонения тропических
вод. К тому же и по вертикали характер изменения солености
в Атлантическом океане существенно иной, с хорошо выражен-
ным промежуточным минимумом и глубинным максимумом.
В Тихом и Индийском океанах этому типу свойственна относи-
тельно слабая стратификация, обусловленная тем, что в при-
экваториальных широтах происходит активная трансформация
вод субполярного происхождения, а глубинный экстремум от-
сутствует. Из трех тихоокеанских разновидностей особенно
своеобразна северная (ЭТс) с двумя промежуточными экстре-
Рис. 1Х.2. Ареалы распространения типов соленостной стратификации.

Буквенные обозначения типоз:

ЭТ — экваториально-тропический; Бг — бенгальский; Т — тропический; СрТ — срединно-
тропический; ВТ — восточнотропический; СбТ — субтропический; Пр — присредиземномор-
ский; СА — североатлантический; ЮТ — южнотихоокеанский; СбП — субполярный'
Сбар — субарктический; СбАн — субантарктический; П — полярный; Ар — арктический-

Ан — антарктический

мумами (создаваемыми субарктическими и субантарктически-
ми водами). Южная (ЭТю) и восточная (ЭТв) разновидности
близки к типовой стратификации.

Бенгальский тип (Бг) является аналогом экваториально-
тропического. Он также образуется в области положительного-
влагообмена, определяющая роль которого усиливается боль-
шим материковым стоком. Однако у него вместо пониженной
солености промежуточных вод она повышена и нет подповерх-
ностного максимума.

Тропический тип (Т), занимающий обширные акватории,
является основным по отношению к другим типам соленостной
стратификации в низких широтах. При повышенной солености
поверхностного слоя у него прослеживается резко выраженный
подповерхностный максимум и промежуточный минимум. Пре-
делы изменения солености как у отдельных разновидностей
(выделяемых в северном — Тс и южном—Тю полушариях), так
и у подтипов (относящихся к каждому океану) весьма значи-
тельны. Это определяется интенсивностью влагообмена с ат-
мосферой и адвекцией промежуточных, глубинных и придон-
ных вод.

Срединнотропический тип (СрТ) располагается в средней
части океана, в области максимального превышения испаре-
ния над количеством выпадающих осадков. В соответствии с
разностью между ними повышается соленость поверхностного
Рис. 1Х.З. Типы соленостной стратификации.

Обозначения те же, что и на рис. IX.2
Таблица 1Х.1

Средние величины солености по типам стратификации

Название типов	Шифр	Глубина, м															
		03	50	100	150	200	300	400	500	600	800	1 000	1 500	2 000	3 000	4 000	5 000
Экваториально-тропи- ческий	ЭТ	34,42	34,73	34,93	34,89	34,79	34,78	34,72	34,68	34,64	34,67	34,62	34,65	34,66	34,68	34,70	34,71
Бенгальский	Бг	32,83	33,87	34,62	34,87	34,95	34,99	35,01	35,00	35,00	34,95	34,92	34,84	34,79	34,76	34,72	—
Тропический (основной)	Т	35,16	35,40	35,57	35,56	35,43	35,08	34,86	34,72	34,64	34,58	34,61	34,72	34,75	34,76	34,76	34,76
Срединнотропический	СрТ	36,10	36,05	35,94	35,75	35,54	35,16	34,93	34,76	34,65	34,56	34,56	34,71	34,77	34,78	34,77	34,81
Восточнотропический	ВТ	34,94	34,92	34,82	34,77	34,76	34,74	34,67	34,59	34,54	34,51	34,55	34,69	34,75	34,77	34,77	34,79
Присредиземноморский	Пр	35,80	35,84	35,78	35,70	35,64	35,54	35,46	35,42	35,39	35,39	35,38	35,13	34,94	34,86	34,82	34,80
Субтропический	СбТ	35,23	35,27	35,27	35,22	35,16	35,02	34,87	34,74	34,63	34,51	34,48	34,61	34,70	34,75	34,74	34,75
Североатлантический	СА	35,04	35,14	35,19	35,19	35,19	35,17	35,14	35,12	35,09	35,06	35,03	34,96	34,94	34,94	34,91	—
Южнотихоокеанский	ЮТ	34,28	34,29	34,32	34,35	34,37	34,37	34,37	34,35	34,33	34,31	34,33	34,50	34,63	34,69	34,70	34,68
Субполярный	СбП	33,94	33,96	34,02	34,09	34,14	34,21	34,27	34,31	34,36	34,45	34,52	34,64	34,71	34,71	34,70	34,68
Полярный	п	33,48	33,74	33,96	34,17	34,31	34,44	34,50	34,54	34,58	34,62	34,64	34,68	34,69	34,70	34,69	34,70
слоя, оказываясь во всех случаях самой большой для полу-
шария (в пределах которого располагается данная разновид-
ность). Однако соленостная конвекция не может получить
сколько-нибудь значительного развития из-за очень большой
термической стратификации. Осолоненные поверхностные во-
ды, разносясь течениями и постепенно опускаясь, дают начало
столь широко распространенному в низких широтах подповерх-
ностному максимуму, который в пределах этого типа не обра-
зуется. У данного типа соленость от максимальных величин на
поверхности океана постепенно понижается вплоть до промежу-
точного минимума.

Восточнотропический тип (ВТ) является модификацией
основного тропического типа, создающегося в условиях подъ-
ема вод в циклонической макроциркуляционной системе, рас-
положенной в восточной части океана. Благодаря преоблада-
нию восходящих движений несколько размываются и почти
исчезают подповерхностный максимум и промежуточный мини-
мум; при этом происходит некоторое смещение экстремумов
вверх по сравнению с положением, характерным для основного
тропического типа.

Присредиземноморский тип (Пр) образуется за счет выноса
в океан высокосоленых и относительно теплых вод из Среди-
земного и Красного морей, а также Персидского залива. Они
образуют у средиземноморского подтипа (Ср) промежуточный
максимум солености. Он выражен несколько сильнее, чем у
красноморского подтипа (Кр); последний имеет три разновид-
ности: западная (Крз) имеет только промежуточный максимум;
у восточной (Крв), кроме того, отмечается подповерхностный
максимум; персидская (Пре) образуется за счет выноса вод из
Персидского залива, создающих промежуточный максимум на
глубине 300—400 м.

Субтропический тип (СбТ) распространен на весьма обшир-
ных пространствах Мирового океана. В Тихом океане он на-
ходится в более низких широтах, чем в Атлантическом и Ин-
дийском. Типовая кривая, полученная по всей занимаемой ак-
ватории, довольно близка к тому, что характерно для тропи-
ческого типа. Основное отличие состоит в слабом развитии
подповерхностного максимума. Осолоненные и теплые тропи-
ческие воды с переходом в область с отрицательным бюджетом
тепла охлаждаются и уплотняются. Возникающее йри этом
конвективное перемешивание приводит к размыванию подповер-
хностного максимума и уменьшению вертикальных градиентов.

При большом подобии кривых в северном и южном полу-
шариях всех океанов у североатлантической разновидности от-
сутствует промежуточный минимум солености, так как сюда
не приходят субполярные опресненные воды. Эта разновид-
ность специфична еще и потому, что в противоположность
аналогам занимаемый ею регион сильно вытянут в меридио-
нальном направлении. Причиной тому — значительная мери-
диональная составляющая Гольфстрима и продолжающего его
Североатлантического течения. С этими течениями связана вы-
сокая интенсивность выноса тропических вод в высокие широ-
ты, чем и обусловлены огромная теплоотдача в атмосферу и
очень глубокое развитие конвекции. Это является одной из
важных причин ограничения распространения промежуточных
субарктических вод в Северной Атлантике. Активность тех же
процессов у других субтропических разновидностей существен-
но меньше, но и в области их распространения теплоотдача в
атмосферу должна быть весьма значительной.

Североатлантический, тип (СА). Его исключительное свое-
образие определяется высокой соленостью поверхностных и
промежуточных вод при общей слабой стратификации и отсут-
ствии термогалинных экстремумов. -Формирование этого типа
связано с выносом Североатлантическим течением теплых и
осолоненных вод из тропиков. Попадая в высокие широты, ко-
торым свойствен самый высокий в Мировом океане отрицатель-
ный теплообмен с атмосферой (до 50—100 ккал/см2 в год), во-
ды тропического происхождения сильно охлаждаются и при
своей высокой солености значительно уплотняются. Развиваю-
щаяся при этом конвекция распространяется в холодное полу-
годие вплоть до придонного слоя. Отсюда слабая стратифика-
ция вод с повышенной соленостью и температурой, максималь-
ная концентрация кислорода и минимальное содержание био-
генных веществ. У этого типа выделено две разновидности.
Восточная (САв) располагается вдоль основного потока тро-
пических вод, и потому соленость ее особенно высока. Запад-
ная (САз) имеет несколько пониженную соленость. Последнее
приводит к тому, что на типовой кривой, полученной по всему
региону, отмечается небольшое опреснение, за счет чего появ-
ляется «наведенный» подповерхностный максимум, которого в
действительности здесь нет.

Южнотихоокеанский тип (ЮТ) является аналогом северо-
атлантического. Он также отличается слабой стратификацией
и связан с выносом теплых и осолоненных вод тропического
происхождения в область с отрицательным бюджетом тепла.
Однако соленость значительно ниже, интенсивность выноса вод
существенно меньше, а отрицательный теплообмен с атмосфе-
рой сравнительно невелик (всего 5—10 ккал/см2 в год). Кон-
вективное перемешивание в холодное полугодие распростра-
няется до промежуточного экстремума; наличие его является
важнейшей особенностью этого типа, отличающей его от севе-
роатлантического. В пределах южнотихоокеанской стратифи-
кации также выделяются западная (ЮТз) и восточная (ЮТв)
разновидности с несколько различной соленостью поверхност-
ных вод (более осолонены они в восточной части региона).
Поэтому на типовой кривой и в данном случае наблюдаются
понижение солености поверхностных вод и «наведенный» под-
поверхностный экстремум.
Субполярный тип (СбП) имеет относительно слабую страти-
фикацию со значительным опреснением поверхностных и про-
межуточных вод, создающих повышенные вертикальные гра-
диенты в верхней толще океана. Глубинным водам свойствен-
на гомогалинность. Эти особенности субполярного типа об-
условлены отрицательным влагообменом, отсутствием термо-
галинных экстремумов и несколько повышенной температурой
поверхностных вод. Конвективное перемешивание получает
значительное развитие лишь в холодное полугодие, но, ви-
димо, ограничивается только поверхностными водами. Этот
тип представлен субантарктическим подтипом (СбАн), просле-
живающимся во всех океанах, и субарктической разновид-
ностью (СбАр) в Тихом океане. В Северной Атлантике он поч-
ти не выражен. Субарктическая разновидность располагается
в южной части северотихоокеанской зоны, в пределах кото-
рой нет термогалинных экстремумов и потому вертикальный
обмен здесь, можно полагать, распространяется на значитель-
ную толщу вод.

Полярный тип (П) имеет очень низкую соленость поверх-
ностных и верхних промежуточных вод. Немного меньше она
только у бенгальского типа. Пониженная соленость полярных
вод определяется отрицательным влагообменом с атмосферой,
•опреснением, создаваемым льдами, тающими в теплое полуго-
дие, а в Северном Ледовитом океане, кроме того, огромным
речным стоком. Большие вертикальные градиенты солености
ограничивают конвекцию, возникающую в осенне-зимнее время
за счет интенсивного охлаждения. Полярный тип помимо Ан-
тарктики (Ан) и Арктики (Ар) формируется в северных частях
Атлантического и Тихого океанов. В Атлантике он создается
только на крайнем северо-западе, а в Тихом океане занимает
всю северную его часть. У тихоокеанской разновидности, как и
у субантарктической, опреснение распространяется на большую
глубину.

IX.	3. Типы термической стратификации

Все типы изменения температуры воды по вертикали можно
разделить на три вида {рис. 1Х.4 и 1Х.5, табл. 1Х.2). Первый
из них характерен для низких широт, где вертикальные гра-
диенты в поверхностных и промежуточных водах (в основном
выше промежуточного экстремума солености) очень велики.
Эту часть кривых относят к термоклину. Ниже преобладает
гомотермия с весьма малым различием абсолютных величин
между отдельными регионами. Такая стратификация опреде-
ляется положительным бюджетом тепла поверхности океана,
за счет чего происходит больший или меньший прогрев поверх-
ностных вод и отсюда создаются различия вертикальных гра-
диентов между типами в верхней толще океаносферы. По этим
признакам и различаются типы стратификации, имеющие до-


*

1

Рис. 1Х.4. Ареалы распространения типов термической стратификации.
Буквенные обозначения типов:

ЭТ — экваториально-тропический; Т — тропический (основной); ВТ — восточнотропический;
Пр — присредиземноморский; СбТ — субтропический; Ат — атлантико-тихоокеанский;
СбП — субполярный (СбАр — субарктический; СбАн — субантарктический), П — полярный;

(Ар — арктический; Ан — антарктический).

Границы разновидностей типов показаны пунктиром

вольно близкие по своей форме кривые изменения температу-
ры по вертикали. Такая общность наблюдается у трех типов, |
расположенных в тропиках, и у одного — в субтропиках.
По изменению вертикальных градиентов и выявляются разли-
чия между ними. Сюда же следует отнести своеобразный тип '
термической стратификации, создающийся в результате выноса
в океан вод из Средиземного и Красного морей, вертикальные
градиенты у которых существенно меньше. Второй вид терми-
ческой стратификации наблюдается в умеренных и субполяр- в
ных широтах, где в условиях отрицательного теплообмена
океана с атмосферой происходит охлаждение поверхностных
вод и большее или меньшее развитие конвекции. Создаваемое
ею перемешивание и небольшой прогрев вод обусловливают
слабую термическую стратификацию. Значительные вертикаль-
ные градиенты температуры создаются только в верхней части *
океана. Помимо субполярного типа к этой группе относится
весьма своеобразный атлантико-тихоокеанский тип. Третий вид -»
стратификации температуры формируется в полярных обла-
стях, только для него характерно наличие экстремумов (подпо-
верхностного минимума и промежуточного максимума темпе-
ратуры). Как и другие типы, расположенные в высоких широ-
тах, он слабо стратифицирован.	А

Экваториально-тропический тип (ЭТ) отличается самыми
большими изменениями температуры. Поэтому ему свойствен-
Рис. IX.5. Типы изменения температуры по вертикали.

Обозначения те же, что и на рис. 1Х.4

ны особенно высокие вертикальные градиенты в поверхностной
структурной зоне (с перепадом температуры в 15—20° в слое
200 м). В промежуточных водах градиенты значительно умень-
шаются (разность температуры сокращается приблизительно
на 10° в толще воды около 1500 м). Условия, близкие к гомо-
термии, отмечаются ниже 2000 м. Этот тип характерен для
обширных акваторий в северном (ЭТс) и южном (ЭТю) полу-
шариях. В Тихом океане выделены две разновидности: запад-
ная (ЭТз) и восточная (ЭТв) с несколько отличным положе-
нием кривой в поверхностной зоне.

Тропический тип (Т) при несколько меньшем перепаде тем-
пературы от поверхности океана по сравнению с экваториаль-
но-тропической стратификацией также имеет два излома вер-
тикальных кривых. Из них хорошо выражен только верхний,
происходящий на глубине промежуточного экстремума соле-
ности. От поверхности океана до глубины 800—1000 м темпе-
ратура изменяется приблизительно на те же 20°, что и в верх-
ней части экваториально-тропического типа, но уже в слое в
5 раз большем, и потому вертикальные градиенты значительно
меньше. Второй перелом кривой отмечается на границе- между
промежуточными и глубинными водами (около 2000 м), после
чего появляется гомотермия.

Восточнотропический тип (ВТ) по своему расположению
мог бы быть отнесен к тропической стратификации. Выделение
его в самостоятельный тип в пределах основной части тропи-
ческой циклонической системы обусловлено формированием
специфической стратификации, создающейся в условиях пре-
обладания подъема вод. Благодаря этому вертикальные гра-
диенты от поверхности океана до оси промежуточного экстре-
мума солености значительно уменьшаются по сравнению с тем,
Средние величины температуры по типам стратификации

Тип стратификации	Шифр	Глубина, м															
		0	50	100	150	200	300	400	500	600	800	1 000	1 500	2 000	3 000	4 000	5 000
Экваториально-тропиче- ский	эт	26,65	24,23	19,52	15,55	12,99	10,74	9,39	8,14	7,19	5,82	4,93	3,58	2,69	2,00	1,70	1,56
Тропический (основной)	Т	26,06	25,41	23,48	20,98	18,06	13,60	10,77	8,82	7,44	5,70	4,62	3,25	2,48	1,87	1,56	1,51
Восточнотропический	ВТ	20,15	17,94	15,25	13,31	12,01	10,46	9,03	7,67	6,71	5,30	4,44	3,33	2,70	2,13	1,84	2,09
Присредиземноморский	Пр	22,78	21,32	18,66	16,28	14,62	12,86	11,87	11,18	10,58	9,50	8,44	5,48	3,50	2,32	2,04	1,95
Субтропический	СбТ	20,32	18,95	17,15	15,90	14,87	13,10	11,49	9,99	8,69	6,51	4,93	3,19	2,58	1,99	1,55	1,55
Атлантико-тихоокеан- ский	АТ	10,12	9,40	8,60	8,04	7,66	7,06	6,60	6,20	5,82	5,06	4,30	3,02	2,57	2,02	1,74	—
Субполярный	СбП	8,22	6,65	5,76	5,20	4,83	4,24	3,84	3,56	3,36	3,02	2,77	2,33	2,00	1,40	1,00	0,86
Полярный	П	1,69	0,99	0,55	0,85	1,29	1,75	1,84	1,83	1,79	1,69	1,55	1,14	0,85	0,44	0,26	0,57
															’К.Л!		

й-
что характерно для тропиков. Совсем малы они в нижней час-
ти промежуточной структурной зоны, после чего температура
становится однородной.

Субтропический тип (СбТ) очень близок к тропическому,
но у него значительно меньше вертикальные градиенты темпе-
ратуры в верхней толще вод океана (приблизительно до про-
межуточного экстремума солености). Причина тому — разви-
тие конвекции, возникающей в результате охлаждения теплых
и осолоненных тропических вод, выносящихся в область отри-
цательного бюджета тепла. В нижних промежуточных водах
вертикальные градиенты температуры велики так же, как в
в низких широтах. С переходом к глубинным водам возникают
условия, близкие к гомотермии. Субтропический тип занимает
обширные пространства Мирового океана.

Присредиземноморский тип (Пр) в противоположность та-
кому же типу, выделяемому по солености, выражен слабее.
В промежуточной структурной зоне происходит перелом изме-
нения градиентов температуры по вертикали, уменьшающейся
по мере удаления от Гибралтарского и Баб-эль-Мандебского
проливов. В поверхностных водах вертикальные градиенты
температуры довольно велики. С переходом к промежуточным
водам они резко уменьшаются до минимальных в слое экстре-
мума солености (на глубинах от 600—800 до 1200—1400 м).
Затем градиенты быстро увеличиваются в нижней части про-
межуточной зоны, и с верхней границы глубинных вод кривая
температуры приближается к вертикали. Различия кривых из-
менения температуры между средиземноморским (Ср) и крас-
номорским (Кр) подтипами значительно меньше, чем по соле-
ности.

Атлантико-тихоокеанский тип (АТ) занимает приблизитель-
но те же акватории, в пределах которых по солености выделе-
ны североатлантический и южнотихоокеанский типы. По тем-
пературной стратификации общность их очень велика, с чем и
связано объединение обоих ареалов в один тип (для которого
не удалось подобрать более удачного названия). У североат-
лантического (СА) и южнотихоокеанского (ЮТ) подтипов
отмечается слабая термическая стратификация.

Относительно небольшие вертикальные градиенты наблю-
даются в поверхностной структурной зоне, очень малые — в про-
межуточных водах и гомотермия — в глубинных массах. Обра-
зование этого типа, как и в субтропиках, связано с выносом
вод тропического происхождения, интенсивно охлаждающихся
в области отрицательного бюджета тепла и вызывающих кон-
векцию. При слабой стратификации вод изотермия получает
большое развитие у североатлантического подтипа, доходя до
придонного слоя, а у южнотихоокеанского — до промежуточ-
ного экстремума солености. В каждом подтипе выделены по
две разновидности: северная и южная (тогда как у солености —
западная и восточная).
Субполярный тип (СбП) также слабо стратифицирован.
После сравнительно небольшого прогрева поверхностных вод
условия становятся близкими к гомотермии. Вполне естествен-
но, что в осенне-зимнее время почти по всей толще вод — от
поверхности до дна океана — устанавливается довольно одно-
родная температура. Вместе с тем конвекция не распростра-
няется на сколько-нибудь значительную глубину из-за сильно-
го опреснения поверхностных вод. В Антарктике этот подтип
(СбАн) прослеживается в пределах сравнительно узкой поло-
сы в Атлантическом и Индийском океанах, тогда как в тех
же широтах Тихого океана формируется весьма близкая по
характеру южнотихоокеанская стратификация. Субантарктиче-
ский подтип (СбАр) отмечается только в Тихом океане. В Ат-
лантике он почти не выражен.

Полярный тип (П) при относительно слабой стратифициро-
ванное™ имеет четко выраженные промежуточный максимум
и подповерхностный минимум (создающийся в теплое время
года как остаточный слой зимнего охлаждения и размываю-
щийся в холодное полугодие). Этот тип . занимает довольно
обширную акваторию в Антарктике, Северном Ледовитом океа-
не (исключая почти полностью Норвежское и Гренландское
моря и юго-запад Баренцева моря), а также северо-западные
части Атлантического и Тихого океанов.

Здесь представилось возможным дать лишь самое общее
представление о типах термогалинной стратификации. Не уда-
лось использовать статистические характеристики типов, под-
типов и их разновидностей. Анализ этих материалов требует
значительного места и потому является предметом самостоя-
тельной монографии.

Глава X

ОСНОВЫ ОБМЕНА ЭНЕРГИИ И ВЕЩЕСТВ
В МИРОВОМ ОКЕАНЕ

Заключительная глава посвящена балансу вод, тепла, солей
во всем Мировом океане в суммарном его выражении и в
удельных величинах (позволяющих сопоставить интенсивность
обмена в отдельных океанах). Эти исследования в большой
мере связаны с определениями переноса вод. Об энергетике
Мирового океана удалось получить представления по кинети-
ческой энергии циркуляции вод, являющейся важнейшей со-
ставляющей обмена энергии в океаносфере; кроме того, рас-
сматривается баланс тепла. Баланс солей позволяет судить об
общем обмене растворенных веществ. В конце главы приво-
дятся сведения об обмене растворенного кислорода и фосфа-
тов.
X.	1. Перенос вод и водный баланс

Оценки переноса вод представилось возможным сделать
для океанов в целом, по отдельным слоям и структурным
зонам. Водный баланс определен для отдельных океанов и
всего Мирового океана.

Оценка интенсивности переноса вод в океанах

По этому вопросу сведения весьма немногочисленны. Расчеты
по непосредственным измерениям течений крайне ограниченны.
Судя по косвенным данным, интенсивность обмена вод в океа-
не велика. На это прежде всего указывает высокое содержа-
ние кислорода от поверхности до дна океана, обеспечивающее
активное развитие окислительных процессов. Кислорода в океа-
носфере достаточно для того, чтобы обеспечить жизнедеятель-
ность организмов до самых больших глубин и переработать
всю огромную массу органики. Падение содержания кисло-
рода в промежуточных водах (на глубинах преимущественно-
от 600—800 до 1400—1600 м) до минимальных концентраций
(близких к нулевым) определяется не слабым переносом водг
а особенностями обмена веществ.

Проведенные исследования построены на средних годовых
скоростях переноса вод, полученных по каждому океану (табл.
У1.2). По ним определены средние удельные и суммарные ве-
личины переноса вод между отдельными «стандартными гори-
зонтами» в нарастающем итоге по всей вертикали — от поверх-
ности до глубины 5000 м, а также в структурных зонах. Рабо-
та выполнялась совместно с Л. И. Галеркиным, Е. И. Шульма-
ном, Т. И. Кузьминой.

Полученные удельные величины переноса очень близки к
средней скорости течений (табл. Х.1). Так, в поверхностном де-
сятиметровом слое интенсивность переноса вод меняется при-
близительно от 10 см-с-1 (в Атлантическом и Тихом океанах)
до 16 см-с-1 (в Индийском), составляя по Мировому океану в
целом 11,5 см-с-1. К нижней границе поверхностных вод (на
глубине около 200 м) интенсивность переноса понижается в
2 раза. С дальнейшим ростом глубины удельный перенос умень-
шается несколько медленнее, сокращаясь вдвое у дна. Средняя
скорость переноса в слое 0—5000 м в Мировом океане составила
3,2 см-с-1 с максимальным значением в Индийском океане-
(4,3 см-с-1) и минимальным в Атлантике (2,7 см-с-1).

Суммарный удельный перенос определялся в слое от по-
верхности до каждой данной глубины (в нарастающем итоге)
через вертикальное сечение шириной 1 м (табл. Х.1). При об-
щем понижении интенсивности перемещения вод по вертикали
в слое 0—5000 м наиболее активным (согласно скоростям те-
чений) он оказывается в Индийском океане, достигая
213 м3-с~’. Почти в 1,5 раза меньше суммарный перенос во
всей толще вод Атлантического океана—133 мЪс'1. Для Ми-
рового океана эта величина составила 160 м3«с-1.

Значительный интерес представляет оценка переноса вод в
структурных зонах. В поверхностной зоне удельный перенос
(табл. Х.2) чуть ли не в 2 раза больше, чем в промежуточной,
и приблизительно в 2,5 раза выше, чем в глубинной и придон-
ной зонах. В Индийском океане интенсивность переноса в
1,5 раза превышает величину ее в Атлантике.

При определении суммарного переноса вод в структурных
зонах использовались объемы, которые рассчитаны по мор-
фометрическим данным, относящимся к градациям глубин, со-
ответствующим обычно принимаемым при проведении изобат
(Степанов, 1977). Поэтому средний перенос в промежуточной
зоне оказывается несколько завышенным, поскольку он вы-
числялся в слое 200—2000 м, тогда как нижняя граница в
среднем по Мировому океану близка к 1500—1600 м. Несколь-
ко повышен и перенос глубинных вод, так как нижняя их
граница в Мировом океане близка к 3800 м, тогда как ближай-
шей изобатой, по которой рассчитывался объем вод, является
4000 м. Перенос придонных вод нельзя получить с учетом релье-
фа дна, а только в слое 4000—5000 м. Несмотря на некоторую
неточность определения переноса в структурных зонах, полу-
ченные величины дают весьма наглядное представление об
интенсивности перемещения вод (табл. Х.2). Так, перенос в по-
верхностной зоне (несмотря на большие скорости) составляет
только 7—8% всей массы вод, вовлекающихся в обмен в
океане, что определяется малой толщиной слоя. Перенос про-
межуточных вод максимальный — 40—43% (вследствие значи-
тельной скорости и большой толщины зоны). По интенсивности
перемещения глубинные воды занимают второе место — 33—
36%; большая величина переноса определяется главным обра-
зом развитием глубинной зоны по вертикали (толщиной около
2000 м). Несмотря на малую скорость движения придонных
вод, количество переносимых масс приблизительно в 2 раза
больше, чем в поверхностной структурной зоне (за счет зна-
чительной ее толщины).

При определении интенсивности переноса вод в Мировом
океане весьма интересно попытаться оценить влияние, оказы-
ваемое атмосферой. В процессе взаимодействия обеих сред бо-
лее подвижная воздушная оболочка передает импульс (и, сле-
довательно, энергию) поверхностным водам посредством вет-
рового трения. Продолжительность перестройки океанических
масс можно выявить по отношению импульса потока поверх-
ностных вод к среднему потоку импульса, передаваемого ат-
мосферой океану. Первый из них получен. по средней скорости
переноса вод (табл. Х.1). При этом ветер считался неизменным
и однородным по всему Мировому океану во времени как
по величине, так и по направлению. По оценке А. С. Монина
и Ю. А. Шишкова (1979), средняя скорость атмосферных дви-
Оценки средней скорости (V) и суммарного переноса в слое
от поверхности до данного горизонта (ф) по отдельным океанам
(М— Мировой, А — Атлантический, И — Индийский, Т — Тихий')

Глубина, м	V, см-с—1				(}, м3-с—1			
	М	А	и	т	м	А	и	т
0  10	11,5	9,4	16	11	1,1	0,9	1,6	1,0
25	9,3	7,1	13	8,7	2,3	1,8	3,2	2,2
50	7,9	5,7	11	7,6	3,9	2,9	5,4	3,8
75	7,4	5,3	10	7,2	5,5	4,0	7,6	5,4
100	7,1	5,1	9,6	6,9	7,1	5,1	9,6	6,9
150	6,8	4,9	9,1	6,6	10	7,3	14	10
200	6,6 .	4,7	8,5	6,4	13	9,4	17	13
250	6,4	4,6	8,2	6,1	16	12	21	15
300	6,1	4,5	7,9	5,9	18	14	24	18
400	5,8	4,4	7,6	5,6	23	17	30	22
500	5,6	4,2	7,3	5,3	28	21	36	27
600	5,4	4,1	7,1	5,1	32	24	42	31
800	5,0	3,9	6,7	4,8	40	32	53	38
1 000	4,8	3,7	6,4	4,6	48	37	64	46
1 200	4,6	3,6	6,2	4,4	55	43	74	•54
1 500	4,4	3,4	5,9	4,1	65	52	88	62
2 000	4,1	3,1	5,5	3,8	81	62	110	77
2 500	3,8	3,0	5,2	3,6	96	74	130	90
3 000	3,6	2,8	4,9	3,4	109	86	148	102
3 500	3,5	2,8	4,7	3,3	122	97	164	114
4 000	3,4	2,7	4,5	3,1	134	120	181	126
4 500	3,3	2,7	4,4	3,0	147	122	197	137
5 000	3,2	2,7	4,3	3.0	160	133	213	149

жений (€/оо) определена в 17 м-с-1. Не учитывалось умень-
шение импульса потока от атмосферы к океану за счет пере-
стройки поля поверхностных течений. Импульс потока через
единичную площадь (т. е. тангенциальное напряжение ветра)
вычислялся по формуле

т=Рвозд • сю-«2ю>	(О

где — средняя скорость ветра на расстоянии 10 м от по-
верхности воды (соответствующей высоте палубы судна);
Сю~ 10-3 — эмпирический коэффициент. Для оценки средней
скорости ветра на высоте 10 м использовано логарифмическое
приближение пограничного слоя; за характерную для океана
толщину пограничного слоя атмосферы принято 7=100 м и на
. верхней его границе Сю = Соо. Таким образом,

«ю = «оо/1п « 7,4 м • С"1.

Оценка импульса потока приближенно такова: т~5-10~2Н/м2,
а для потока импульса (П) через всю поверхность Мирового
океана (5М0) получено:

П=т.$м0 « 18* 1012Н.	(2)
Оценки средних скоростей (V) и суммарного количества
воды (0), переносимого в структурных зонах
по отдельным океанам

(М — Мировой, А — Атлантический, И — Индийский, Т — Тихий)

Структурные’зоны	V, см-с-1				<2, м3-с-'				<2, %			
	М	А	И	т	М	А	и	т	м	А	И	т
Поверхностная (0—200 м)	6,6	4,7	8,5	6,4	13	9	17	13	8	7	8	8
Промежуточная (200—2000 м)	3,8	2,9	5,1	3,5	68	53	93	64	42	40	43	43
Глубинная (2000—4000 м)	2,7	2,4	3,6	2,4	53	48	71	49	34	36	33	33
Придонная (4000—5000 м)	2,5	2,3	3,2	2,3	25	23	32	23	16	17	16	16

При оценке импульса потока вод, по-видимому, целесооб-
разно исходить из того, что чисто дрейфовое ветровое воздей-
ствие в основном распространяется на поверхностный гомоген-
ный слой толщиной около 50 м. Такой вывод был сделан в
процессе сопоставления поля векторов течений, полученных по
дрейфу судов и расчетам, проведенным по линейно-диагности-
ческой модели (Степанов, 1977). При средней скорости верх-
него пятидесятиметрового слоя океана V = 7,4 см-с-1 масса во-
ды (т) в нем составит 18-1015 т. Импульс потока вод (Р)
слоя в 50 м рассчитан по формуле

Р =	13,4-1017 Н-с.	(3)

Отсюда характерное время перестройки гидрофизических
р

полей поверхностных вод	примерно равно одним сут-

кам. По исследованиям Б. А. Крутских (1978), смена элемен-
тарных циклбв в арктических морях и атмосфере не превыша-
ла одни сутки в 93% всех рассмотренных случаев (общей чис-
ленностью около 500). Полученное время перестройки можно
считать характерным для Мирового океана в целом. Если до-
пустить, что импульс, передаваемый воде от ветра, в основном
гасится в поверхностном десятиметровом слое океана (что со-
ответствует средней толщине слоя гомогенных вод, довольно
широко распространённого в океане в теплое время года), то,
принимая скорость дрейфового потока 20 см-с-1, а скорость
ветра —10 м-с-1, получим импульс ветра П=45-1012Н, а вре-
мя перестройки составит около 5 часов. Аналогичная оценка
может представить интерес и для всей поверхностной струк-
турной зоны, средняя толщина которой составляет 200 м.
В таком случае, подставляя в формулу (3) 7=6,4 см-с-1 и
т « 6,84 • 1016 т, получим 4,5-1018 Н-с. Следовательно, ха-
р

рактерное время перестройки	2,9 суток будет соответ-

ствовать наименьшей продолжительности естественного гидро-
метеорологического процесса.

В заключение следует отметить, что определение времени
перестройки гидрофизических полей поверхностных вод сде-
лано в самом первом приближении, поскольку не учитывался
ряд факторов, имеющих немаловажное значение: неоднород-
ность поля ветра по величине и направлению и его изменчи-
вость во времени, перестройка поля ветра и возбуждаемое им
волнение, передача импульса более глубоким слоям океана.
Несмотря на это, полученные оценки можно считать вполне
приемлемыми, так как они дают представление об интенсив-
ности переноса в среднем за год, позволяя сопоставить между
собой активность обмена вод в пределах отдельных океанов.

Баланс вод Мирового океана

Расчеты составляющих баланса вод по всей акватории
Мирового океана впервые были выполнены В. Г. Кортом
(1962). Впоследствии такие вычисления провели В. Н. Ива-
ненков и А. Н. Гусарова (1973). А. М. Гриценко и В. Н. Сте-
панов (1980) предприняли еще одну попытку уточнения водо-
обмена Мирового океана. С этой целью был проведен крити-
ческий отбор результатов расчетов, выполненных различными
авторами по отдельным проливам и сечениям; полученные
результаты оказались очень близкими. По некоторым ство-
рам были сделаны дополнительные вычисления (табл. Х.З).
Определение полного водного баланса (с учетом влагообмена
с атмосферой) имело своей задачей его уточнение по современ-
ным данным. По сравнению с предшествующими исследования-
ми оценка составляющих велась по всей акватории Мирового
океана; ранее расчеты, особенно по влагообмену океана с ат-
мосферой, в основном ограничивались пространствами, не по-
крывающимися льдами. Расхождения («невязки») между при-
ходными и расходными частями бюджета помещены в приво-
димых таблицах, для того чтобы можно было оценить получен-
ные ошибки.

Водообмен между океанами. Вычисление его может быть
проведено по инструментальным измерениям течений или пу-
тем определения величины переноса вод по различным рас-
четным данным. Получаемые сведения не всегда хорошо со-
гласуются между собой. Так, например, результирующий водо-
обмен через пролив Дрейка разнится по определениям отдель-
ных авторов в 2—4 раза, приблизительно от 1,5—3,0-106 до
5—6-Ю6 км3/год. Еще более разнородные результаты получе-
ны по водообмену Атлантического океана с Северным Ледови-
Водообмен между океанами (103 км8/год) по данным: 1 — Корта, 1962;

2 — Иваненкова и Гусаровой, 1973; 3 — Гриценко
и Степанова, 1980

-	Приход			Расход			Разность		
Океаны	. 1	2	3	1	2	3	1	2	3
Атлантический	7 200	6 802	6 704	7 204	6 795	6 706	—4	+7	—2
Индийский	7 320	7210	7 200	7 295	7 190	7 190	+25	+20	+10
Тихий	6 343	5 775	5 775	6360	5 800	5 790	—17	—25	—15
Северный Ле- довитый	436	370	281	436	375	277	0	—5	+4
Всего	21 299	20 157	19 960	21 301	20 160	19 963	+4	—3	—3

тым. Причиной тому не только различие используемых методов
и данных, но, и природная изменчивость, особенно хорошо улав-
ливаемая инструментальными измерениями течений. Рядом ав-
торов было проведено сопоставление результатов определения
водообмена как по непосредственным измерениям течений, так
и по полученным расчетным путем (в частности, динамическим
методом). Анализ материалов, проведенный В. Ф. Суховей
(1970) и А. Ф. Трешниковым с сотрудниками (1975), подтвер-
дил ранее существовавшее чисто логическое предположение а
том, что степень расхождения результатов вычисления водо-
обмена уменьшается по мере увеличения отрезка времени, за
который осуществляется осреднение инструментальных изме-
рений течений.

Определение водообмена между океанами имеет решающее
значение в исследовании водного баланса Мирового океана.
Основная масса вод переносится в антарктической части, во-
дообмен между Атлантическим, Индийским и Тихим океанами
составляет 29—36% от общей массы воды, вовлекающейся в
обмен в Мировом океане (табл. Х.4). При этом Тихий океан
отличается самой малой величиной переносимых вод, посколь-
ку водообмен ограничивается узким проливом Дрейка. Послед-
нее сказывается и на Атлантике. Максимальное количество
вод, переносимое в Индийском океане, определяется огромными
пространствами между Африкой, Австралией и Антаркти-
дой. Удельный вес водообмена с Северным Ледовитым океа-
ном всего лишь около 1 % от общего баланса Мирового океа-
на. Водообмен между океанами не имеет какого-либо значе-
ния в планетарном влагообмене, но его роль исключительно
велика в процессах, определяющих основные черты океано-
сферы.

Некоторое представление об «интенсивности» водообмена
может дать соотношение ’ между приходо-расходными частями
баланса и общей массой вод в океане. Согласно такой оценке,
полный -обмен вод в Индийском океане осуществляется за
40 лет, в Северном Ледовитом — за 45, в Атлантическом — за
50, в Тихом —за 120 лет. Приблизительно одинаковый полу-
вековой срок в Атлантическом и Индийском океанах объяс-
няется малым различием объемов вод при почти одинаковой
величине водообмена. То же соотношение определяет столь же
быстрое обновление вод в Северном Ледовитом океане. В Ти-
хом океане при несколько меньшем количестве вод, вовлекаю-
щихся в обмен, общий объем вод в 2 раза больше. Получен-
ные величины не учитывают стратификацию вод и, несомнен-
но, неодинаковую активность обмена в различных частях океа-
нов, а также в пределах поверхностной, промежуточной, глу-
бинной и придонной структурных зон. И все же проведенная
весьма грубая оценка несомненно допустима. Полученные циф-
ры на несколько порядков меньше тех, которые дает радиоуг-
леродный метод. Однако интенсивность обмена вод должна
быть очень большой. Об этом говорит высокая концентрация
кислорода во всей толще вод океана. Минимальное содержа-
ние отмечается не у дна, а в промежуточных слоях,. где со-
здается специфическое соотношение между его количеством и
массой осаждающейся органики. На глубинах 500—1000 м
концентрация кислорода падает до 0,5—1,0 мл/л, увеличиваясь
ко дну до 3—4 мл/л, а в Северной Атлантике даже до 5—
6 мл/л. Ярко выраженные окислительные процессы свидетель-
ствуют об активном вертикальном обмене с уносом в глубины
поверхностных вод, насыщенных кислородом. Жизнь разви-
вается до самых больших глубин, несмотря на отсутствие све-
та и высокое давление, доходящее до 1000 атмосфер. Раство-
ренный кислород обеспечивает переработку всей огромной мас-
сы органики и активный обмен биогенных веществ; это сказы-

Водообмен между океанами

Таблица Х.4

Океаны	Приход		Расход		Разность	
	103 кмЗ/год	%	ЮЗкмЗ/год	% '	103км3/год	% ст об- щего обме- на в океаьэ
Атлантический	6 704	34	6 706	34	—2	0,2
Индийский	7 200	36	7 190	36	+ 10	0.1
Тихий  Северный Ледови-	5 775	29	5 790	29	—15	0,2
тый	281	1	277	1	+4	1.4
$ с е г о	19 960	100	19 963	100	—3	0,01
Водный баланс океанов

Составляющие	Приход	Расход	Приход	Расход	Использованный источник		
	103 км3/год		%				
Обмен:  с Индийским океа- ном  с Тихим океаном  с Северным Ледови-  тым океаном  со Средиземным мо- рем  Пресноводная составля- ющая  Всего ...  Разность между прихо- дом и расходом	1 515  4 860  277  52  109  6 813  —	Атлант  6 300  100  251  55  121  6 827  4	ически]  22  71  4 .  1  2  100  0,	Г  92  1  4  1  2  100  5	Трешников  Трешников Булатов и Гриценко  1980	и др.; 1966  и др., 1975  ДР-, 1971  и Степанов,	
Обмен:  с Атлантическим оке- аном  с Тихим океаном че- рез:  а)	проливы Зонд- ского архипела- га и Бассов пролив  б)	о-в Тасмания — Антарктида  Пресноводная составля- ющая  Всего ...  Разность между прихо- дом и расходом	6 300  800  100  104  7 304  4-	Инд1  1 515  5 675  111  7 301  3	1ЙСКИЙ  86  11  1  2  100,0  0,	21  77  2  100,0  04	Гриценко 1980  Иваненков  1973  Гриценко 1980	и  и  и	Степанов,  Гусарова,  Степанов,
Обмен:  с Индийским океа- ном через:  а)	проливы Зонд- ского архипела- га и Бассов пролив  б)	о-в Тасмания — Антарктида  Обмен:  с Атлантическим оке- аном	5 675  100	Ти  800  100  4 860	СИЙ  94  2	13  2 .  80	Иваненков 1973  Гриценко 1980	и и	Гусарова,  Степанов,
Продолжение

Составляющие	Приход Расход		Приход	Расход	Использованный источник
	103 км3/год		%		
с Северным Ледо- витым океаном Пресноводная составля- ющая  Всего ..  Разность между прихо- дом и расходом	261  6 063	30  258  6 048  12	4  100,0  0	1  4  100,0  ,3	Федорова и Янкина, 1963  Гриценко и Степанов, 1980
Обмен  с Атлантическим оке- аном  с Тихим океаном  Пресноводная составля-  ющая	Сев  251  30  10	ерный  277  8	Ледов!  86  10  4	1ТЫЙ  97  3	Трешников и др., 1975  Федорова и. .Янкина, 1963  Гриценко и Степанов, 1980
Всего ...  Разность между прихо- дом и расходом	291  4	285  -6	100,0  2,	100,0  0	

Мировой

Количество вод, участву-
ющих в обмене между
океанами

19 963

19 963

Пресноводная составля-
. ющая

Всего ...

Разность между прихо-
дом и расходом

484	498

20 458 20 447

98	98	Гриценко

1980.

2	2

100,0 100, 0

0,05

и Степанов,

вается на характере донных осадков и развитии геологических
процессов.

Водный баланс океанов. Вполне понятно, что перенос вод
через пограничный створ для одного океана будет приходной,
а для другого — расходной составляющей. Во всех океанах,
кроме Северного Ледовитого, главной компонентой является
перемещение вод в антарктическом циркуляционном кольце;
доля ее составляет 96—98%. Пресноводный баланс поверх-
ности океана колеблется в Атлантическом, Индоокеанском и
Тихоокеанском бассейнах от 2 до 4% всей массы переносимых
вод. Второстепенным для . Атлантического .океана является
водообмен с Северным Ледовитым океаном (4%) ц Средизем-
ным морем (1%); для Индийского .океана — с Тихим через
проливы Зондского архипелага (11—13%); для Тихого — с Се-
верным Ледовитым (1%).
Величина разности между приходной и расходной частями
водного баланса океанов оказалась удивительно малой (мень-
ше 1%), и только в Северном Ледовитом океане — 2% (табл.
Х.5). Полученные данные использовались для вычисления ба-
ланса тепла и солей.

X. 2. Энергетические оценки

В этой области пока удалось провести расчеты кинетической
энергии циркуляции вод и баланса тепла Мирового океана.

Кинетическая энергия циркуляции вод

В процессе циркуляции вод происходит перераспределение
огромного количества энергии, перенос которой, осуществляясь
во взаимодействии макроциркуляционных систем, охватывает
весь океан — от поверхности до дна. Весьма важно получить
представление о распределении кинетической энергии в толще
вод океана и суммарной ее величине, оценить, сколько энергии
переносится поверхностными, промежуточными, глубинными
и придонными водами.

Для вычисления анализируемой в этой главе кинетической
энергии использовались скорости переноса вод, полученные по
линейно-диагностической модели. Кинетическая энергия рас-
считывалась на единицу массы по средним величинам скорости
переноса вод, полученным для каждой пятиградусной трапеции.

Поскольку полученные данные опубликованы в нескольких
статьях, здесь приводятся лишь основные представления о
кинетической энергии циркуляции вод (Степанов, 1982; Сте-
панов, Шульман, Галеркин, 1982, 1983).

Поле кинетической энергии. Исследование полей на харак-
терных уровнях по всей толще вод Мирового океана позволило
выявить основные закономерности энергетики циркуляции вод.
Ранее имевшиеся представления ограничивались исследованием
поля кинетической энергии поверхности Атлантического, Ин-
дийского и Тихого океанов (приблизительно до 50° ю. ш.);
К. Виртки, Л. Маагард и И. Хагар (1976) использовали для
расчетов средней и вихревой кинетической энергии массовые
данные по дрейфу и сносу судов, собранные в США с 1900 по
1972 г. (около 4 млн. определений). Они осреднялись по пяти-
и одноградусным трапециям. Обобщение материалов по одно-
градусным трапециям не внесло существенных изменений, так
как осреднение проводилось за сутки, в течение которых суда
проходят около 400 км, что близко к размерам пятиградусных
трапеций и превышает протяженность большинства вихрей.
По модулям скоростей вычислялась средняя кинетическая
энергия, а по отклонениям от средних — вихревая кинетическая
энергия. При большом подобии полей вихревая энергия повсе-
местно превышает среднюю: в сильных течениях приблизи-
Рис. Х.1. Удельная кинетическая энергия (Дж/м3) на поверхности океана
(вверху) и на глубине 1000 м (внизу).

Точками показана глубина менее 1000 м

тельно вдвое, а на открытых пространствах океана местами в
20—40 раз. Сопоставление полей средней и вихревой энергии
показывает, что вихревое движение, возбуждаясь в зоне силь-
ных струйных потоков, распространяется по акватории океанов.

Можно было полагать, что средняя кинетическая энергия,
вычисленная по сносу и дрейфу судов, будет существенно выше
определенной по диагностической модели. Однако поля кине-
тической энергии по обоим методам оказались очень сходными
как по рисунку изолиний, так и по расчетным величинам. Ис-
ключением явились только узкие и очень быстрые пограничные
течения, главным образом Гольфстрим, Куросио, Сомалийское
и Западноавстралийское;' в их пределах плотность кинетине*
ской энергии на поверхности океана меняется от 5—10 до 20—
50 Дж/м3, превышая по оси этих потоков 50 Дж/м3. По дан-
ным, полученным по линейно-диагностической модели, энергия
тех же течений — более 15—25 Дж/м3 (рис. Х.1). Вместе с тем,
по проведенным расчетам, энергия Североатлантического и
Северотихоокеанского течений оказалась выше: от 15—
20 Дж/м3 на юго-западе океанов она уменьшается до 5—
10 Дж/м3 на северо-востоке. В зоне пассатных течений плот-
ность кинетической энергии близка к величинам, полученным
К. Виртке и др., — порядка 20—30 Дж/м3, местами превышая
50—100 Дж/м3. Вторая обширная зона большой кинетической
энергии приурочена к Антарктическому циркумполярному те-
чению, . что американским исследователям проследить не уда-
лось. В остальном поля, полученные по разным материалам,
дали аналогичную картину, строго соответствующую всем
основным закономерностям циркуляции вод; четко прослежи-
ваются макроциркуляционные системы с падением кинетиче-
ской энергии в их центральных частях до 1—2 Дж/м3 и менее
и увеличением ее до 5—10 Дж/м3 к периферии круговоротов.

Средняя величина кинетической энергии циркуляции по-
верхностных вод по всей акватории как Атлантического, так и
Тихого океана близка к 10 Дж/м3, а в Индийском океане она
в 3 раза больше (табл. Х.6). С удалением от поверхности
океана поле кинетической энергии перестраивается соответ-
ственно полю скоростей и циркуляции вод в целом. В подпо-
верхностном слое, на глубине 200 м, поле кинетической энер-
гии значительно отличается от того; которое характерно для
поверхности Мирового океана. Отмеченные закономерности в
основном сохраняются и в верхних промежуточных водах, до
глубины около 500 м. Ниже происходит вторая значительная
перестройка циркуляции вод в соответствии с изменением поля
скоростей. На глубине 1000 м средняя скорость по всему Ми-
ровому океану понижается в 4 раза по сравнению с поверх-
ностной (до 3,7 см«с-1)> а кинетическая энергия — приблизи-
тельно в 3 раза (до 3 Дж/м3). В пределах нижних промежу-
точных (от 1000 до 1500—2000 м) и глубинных вод (от 1500—
2000 до 4000 м) характер средней удельной кинетической энер-
гии относительно мало меняется по сравнению со слоем проме-
жуточных экстремумов.

Особо следует остановиться на анализе плотности кинети-
ческой энергии в океанах (табл. Х.6). По Мировому океану в
целом энергия циркуляции поверхностных и промежуточных
вод к югу от экватора оказывается в 2—3 раза больше, чем в
северном полушарии. В глубинной и придонной зонах север-
ного полушария энергия в 1,5 раза больше.

В соответствии с уменьшением интенсивности переноса вод
по вертикали кинетическая энергия постепенно понижается от
поверхности к дну океана. На этом фоне очень большие ее
Средняя плотность кинетической энергии по океанам*
северному и южному полушариям (Дж/м5)	’ ' ..

Глубина, м	Мировой			Атлантический			Индийский			Тихий		
	океан	с. п.	ю. п.	океан	С. п.	ю. п.	океан	С. п.	ю. п.	океа!	с. п.	ю.
0	15,5	10,9	18,1	9,8	7,3	11,7	32,6	37,9	31,9	11,0	9,6	11,9
200	4,2	2,5	6,5	2,1	1,8	2,4	9,8	9,2	9,9	2,8	2,1	3,2
1 000	3,1	1,8	3,8	1,3	1,4	1,2	8,4	7,3	8,6	1,7	1,3	2,0
2 000	2,6	1,6	3,2	1,3	1,5	1,1	7,2	6,6	7,3	1,3	1,0	1,4
3 000	1,9	1,1	2,4	1,2	0,3	1,8	5,6	4,7	5,7	1,0	1,0	1,1
4 000	1,6	1,0	2,1	1,6	0,6	2,4	2,8	4,2	2,7	0,9	0,9	1,0

величины сохраняются в тропиках во всей толще вод, что свя-
зано с пассатными течениями, а также с экваториальной анти-
циклонической макроциркуляционной системой, отличающейся
значительной интенсивностью и большой устойчивостью. Эта си-
стема должна играть существенную роль в обмене вод между
полушариями, что сказывается и на энергетике циркуляции вод.

Средняя кинетическая энергия в отдельных океанах опреде*
лялась от поверхности до каждого следующего «стандартного
горизонта» (Степанов и др., 1982). Тем самым можно получить
удельные и суммарные (в слое) величины и сопоставить по
ним энергетику циркуляции вод отдельных океанов. Так, при
плотности кинетической энергии верхнего пятисотметрового
слоя Мирового океана, равной 4,2 Дж/м3, она оказывается в
2,5 раза большей в Индийском океане, в Атлантическом —
в 2 раза меньшей, тогда как в Тихом — 2,7 Дж/м3. Средняя
величина энергии всей толщи океанических вод (в 5000 м)
также существенно разнится в отдельных океанах. При значе-
ниях, близких к 2,4 Дж/м3 в Мировом океане, в Индийском
она в 2,5 раза больше, а в Атлантическом и Тихом равна
1,4 Дж/м3.

А. С. Монин и Ю. А. Шишков (1979) указывают, что плот-
ность кинетической энергии океана составляет 0,6 Дж/м3, что
в 200 раз больше, чем в атмосфере. По нашим расчетам, энер-
гия определена в 2,4 Дж/м3, и, следовательно, это только в
50 раз больше, чем в воздушной оболочке. Средняя кинетиче-
ская энергия атмосферы теми же авторами оценена в 140 Дж
на 1 кг. При сопоставлении ее со средней плотностью энергии
океаносферы оказывается, что отношение рассматриваемых
величин на единицу массы близко к 6-104. Таким образом,
средняя квадратическая скорость циркуляции вод в толще
океана составит 7,5 см-с-1, что в 2 раза больше среднего ариф-
метического модуля скорости (табл. У1.2). По оценке
И. Л. Вуллис и А. С. Монина (1975), плотность доступной по-
тенциальной энергии океана определена в 700 Дж/м3, что при-
близительно в 300 раз больше полученной нами для океано-
сферы; следовательно, коэффициент перехода доступной по- *
тенциальной энергии в кинетическую составляет всего 0,34%. I

Суммарная кинетическая энергия в столбе воды площадью 1
в 1 м2 от поверхности океана до дна также очень значительно
отличается в отдельных океанах. При величине ее в Мировом
океане 120-102 Дж/м2, в Индийском океане она в 2,5 раза
больше, тогда как в Атлантическом и Тихом — приблизительно
в 2 раза меньше. В верхнем слое океана толщиной 2000 м со- <
средоточено около половины всей кинетической энергии океана.

Сопоставление кинетической энергии по структурным зонам.
Для поверхностных, промежуточных, глубинных и придонных
вод получены удельные и суммарные величины кинетической
энергии. При этом объемы вод в структурных зонах определя-
лись с некоторым отклонением от естественных границ, по- .
скольку исходные морфометрические данные относятся к гра-
дациям, определяющимся интервалами проведения изобат '
(Степанов, 1977). В этих условиях объемы промежуточных вод
и соответственно энергия оказались несколько завышенными,
а глубинных — немного заниженными. Массы же придонных
вод взяты не в соответствии с рельефом дна, а в формальных
границах (4000—5000 м). Кинетическая энергия структурных
зон изменяется в соответствии с различием объемов содержа-
щихся в них водных масс и скорости переноса вод.

Средняя плотность кинетической энергии поверхностной зо-
ны Мирового океана близка к 5 Дж/м3. В Индийском океане
она в 2 раза больше, а в Атлантическом во столько же раз 1
меньше (табл. Х.7). В каждой нижележащей зоне кинетиче-
ская энергия последовательно уменьшается, согласно падению
скорости переноса вод. В промежуточной зоне по сравнению с
поверхностными водами энергия понижается в Атлантическом
и Тихом океанах приблизительно в 2 раза, а в Индийском —
относительно мало. В глубинной зоне кинетическая энергия во
всех океанах уменьшается в 2—3 раза, в придонной — в 3—
5 раз по отношению к поверхностным водам.

Суммарная кинетическая энергия в столбе воды площадью
1 м2 (табл. Х.7) в поверхностной зоне составляет 7—10% от ее
величины по всей вертикали, в промежуточной — близка к по-
ловине, в глубинной — около ’/з, а в придонной несколько выше, (
чем у поверхностных вод (увеличиваясь в Атлантике в 3 раза
за счет повышенных скоростей переноса вод). Для плотности
кинетической энергии решающее значение имеет скорость пе-
реноса вод, а для суммарной ее величины в структурных зо-
нах, кроме того, очень важен объем вод. Вместе с.тем повы-
шенная интенсивность циркуляции вод все же приводит к то-
му, что суммарная энергия в столбе воды единичной площади
в структурных зонах Индийского океана в 2—3 раза больше,
чем в других. Между Атлантическим и Тихим океанами разли-
чия сравнительно невелики. При этом самая низкая энергия
Оценка средней плотности (Е) и суммарной (Есум)
кинетической энергии в структурных зонах по океанам
(М — Мировой, А — Атлантический, И — Индийский, Т — Тихий)

Структурные зоны	Е, Дж /м3				Есум’ Дж/м2				ссум’ /о			
	М	А	И	т	М	А	и	Т	м	А	И	Т
Поверхностная (0—200 м)	4,9	2,5	11,5	3,5	9,8	5,0	23,0	7,0	8	7	8	10
Промежуточная								31,1			50	
(200—2000 м)	3,2	1,4	8,4	1,7	56,8	24,5	150,8		47	35		45
Глубинная (2000—4000 м)	2,0	1,3	5,2	1,0	39,4	25,7	104,0	21,0	33	37	34	31
Придонная										21		
(4000—5000 м)	1,5	1,4	2,4	0,9	14,8	14,2	23,5	9,4	12		8	14
В слое 0—5000 м	2,4	1,4	6,0	1,4	120,9	69,4	301,2	68,5	100	100	100	100

отмечается в поверхностной и промежуточной зонах в Атлан-
тике, а в глубинной и придонной зонах — в Тихоокеанском
бассейне.

Весьма значительный интерес может представить оценка
общей кинетической энергии в структурных зонах океанов, по-
лученная умножением величин на объем вод (табл. Х.8). В по-
верхностной зоне Мирового океана общее количество энергии
определено в 3,4-1017 Дж, что составляет 10% от интеграль-
ной оценки для океаносферы. В отдельных океанах она ме-
няется от 0,4-1017 Дж (Атлантика) до 1,7-1017 Дж (Индоокеан-
ский бассейн). Удельный вес кинетической энергии относи-
тельно всей ее величины в данном океане меняется от 10% в
Атлантическом и Индийском до 13% в Тихом. В промежуточ-

Таблица Х.8

Оценка общей кинетической энергии (ЕОбщ)
в структурных зонах по океанам

(М — Мировой, А — Атлантический, И — Индийский, Т — Тихий)

Структурные зоны	Еобщ-1017 Дж				% по океану				% по Мировому океану		
	М	А	и	Т	М	. А	и	Т	А	И	Т
Поверхностная (0—200 м)  Промежуточная	3,4	0,4	1,7	1,2	10	10	10	13	1	6	4
(200—2000 м)  Глубинная	13,1	1,4	7,5	3,7	40	30	43	38	4	23	11
(2000—4000 м)  Придонная	13,4	2,2	7,6	3,8	41	47	43	39	7	23	12
(4000—5000 м)	2,5	0,6	0,8	0,9	9	13	4	10	2	3	3
По океану в целом	32,5	4,6	17,6	9,6	100	100	100	100	14	54	30
ной зоне сосредоточено приблизительно в 4 раза больше энер-
гии (13-1017 Дж), чем в поверхностных водах. По сравнению
с общим количеством кинетической энергии в данном океане
на долю промежуточных вод приходится около 40% всей энер-
гии; в отдельных водоемах она изменяется от 30% (Атланти-
•ка) до 43% (Индоокеанский бассейн). Общее содержание ки-
нетической энергии в глубинной зоне близко к тому, которое
характерно для промежуточной зоны, поскольку их объем и
средние скорости переноса вод довольно близки. Несколько
меняется лишь доля глубинных вод по отношению ко всему
количеству энергии данного океана. Так, в Атлантике на глу-
бинные воды приходится 47% всей энергии, тогда как в Ти-
хом— только 39% при вдвое большем объеме вод. В придон-
ной зоне кинетическая энергия несколько меньше (2,6*
1017 Дж), чем в поверхностных водах. В процентном отноше-
нии ко всей энергии в океане доля глубинных вод меняется
от 13% (в Атлантике) до 4%’ (в Индийском океане).

Существенно иным оказывается отношение общей кинети-
ческой энергии в структурных зонах ко всему ее количеству в
Мировом океане (табл. Х.8). В результате различных сочета-
ний скоростей переноса и объемов вод в поверхностной зоне
Тихого и Индийского океанов энергия одинакова — 4—5%, а
в Атлантическом — только 1%. В промежуточной зоне разли-
чия значительно больше. На долю Индийского океана прихо-
дится почти 74 всей кинетической энергии Мирового океана,
тогда как в Тихом океане (с вдвое большей массой промежу-
точных вод) ее только 11%, а в Атлантике — лишь 4%. При-
близительно то же характерно для распределения энергии в
глубинных водах океанов. В придонной зоне энергия очень
мала (всего 2—3%). Энергия циркуляции вод Северного Ледо-
витого океана очень приближенно может быть оценена в 2%
от всей океаносферы.

Общая кинетическая энергия. По всему Мировому океану
она определена в 32,5-1017 Дж (табл. Х.8). Это приблизитель-
но на два порядка меньше кинетической энергии в атмосфере,
которая оценена А. С. Мониным и Ю. А. Шишковым (1979) в
1021 Дж; плотность доступной потенциальной энергии воздуш-
ной оболочки (по тому же источнику) составляет 5-102 Дж/м3,
что одного порядка с соответствующей величиной энергии океа-
носферы.

Весьма различным оказалось распределение кинетической
энергии по отдельным океанам. Поскольку средняя удельная
ее величина по всему Индийскому океану приблизительно в
4 раза больше, чем в Атлантическом и Тихом, очевидно, что
общее содержание должно быть существенно выше. Проведен-
ные подсчеты показали, что общая кинетическая энергия в
Индийском океане составляет 17,6-1017 Дж, т. е. 54% всей
энергии океаносферы. При почти одинаковой плотности кинети-
ческой энергии в Тихом и Атлантическом океанах (около
1,4 Дж/м3) общее ее количество в первом из них составляет
30% (9,6-Ю17 Дж), а во втором—14% (4,6-Ю17 Дж). Вместе
с тем в Тихом океане сосредоточена половина, а в Атлантиче-
ском — четверть всех вод океаносферы. Совсем мала общая ки-
нетическая энергия циркуляции вод Северного Ледовитого океа-
на— всего 2% (0,6-1017 Дж) от того, что содержится в Миро
вом океане.

Столь своеобразное распределение энергии по океанам и
несоответствие массе вод в каждом из них могут вызвать не-
доумение. Прежде всего следует отметить, что использованные
скорости переноса вод не должны вызывать сомнения, так как
полученные величины полностью соответствуют оценкам дру-
гих авторов, основанным на прямых измерениях и косвенных
данных. Особенно большая общая величина кинетической энер-
гии Индийского океана определяется значительной долей силь-
ных течений низких широт. Одной из важнейших особенностей
энергетического поля циркуляции вод являются высокие зна-
чения кинетической энергии в тропиках. Они связаны, как уже
говорилось, с пассатами, муссонами и специфической при-
экваториальной системой течений. Сколь велика роль течений
в низких широтах, можно судить по их количественной оценке
в Тихом океане, полученной Л. И. Галеркиным и А. М. Гри-
ценко (1980). В условиях когда вклад зональных потоков со-
ставляет 77% всей кинетической энергии, половина ее прихо-
дится на пассатные течения и Экваториальное противотече-
ние. У поверхностных вод, кроме того, существенную роль иг-
рают Гольфстрим, Куросио и антарктический циркумполярный
поток. В пределах промежуточных, глубинных и придонных
вод повсеместно, исключая тропики, преобладают весьма не-
большие величины кинетической энергии. Доля их особенно ве-
лика в Тихом океане, значительна в Атлантическом и предель-
но мала в Индийском. Это, видимо, также сказывается на сум-
марных величинах кинетической энергии отдельных океанов.

Следует отметить, что наличие особенно высоких скоростей
в тропиках по всей толще вод океанов не следует считать ре-
зультатом возможных погрешностей , использованной модели.
То же отмечается и на карте К. Виртке и др. (1976), построен-
ной по данным о сносе и"Дрейфе судов. И если отмеченная за-
кономерность установлена по совершенно различным материа-
лам для поверхностных вод, нет оснований подвергать сомне-
нию данные, полученные по той же модели для остальной тол-
щи вод.

Оценки интенсивности переноса кинетической энергии. Та-
кие оценки получены как произведение энергии на скорость
перемещения вод. Поскольку при этом вклад скорости течений,
увеличивается, то перенос энергии в океанах становится боль?
ше содержащейся в них кинетической энергии.

Удельный поток кинетической энергии (табл. Х.9) во всей
толще индоокеанских вод (26-10~2 Дж/м2*с) в 6 раз превы-
шает интенсивность переноса тихоокеанских (4,1 -10—2 Дж/м2-с)
и в 7 раз — атлантических вод (4-10—2 Дж/м2-с). По Мирово-
му океану в целом особенно велика интенсивность переноса
кинетической энергии поверхностными водами (32-10-2 Дж/м2-
с), приблизительно на 7з ниже — промежуточными водами
(12-10_2 Дж/м2-с) и в 6—8 раз — глубинными и придонными
водами (около 5 и 4-Ю-2 Дж/м2-с). Такого же порядка раз-
личия в характеристике этого процесса в структурных зонах
отдельных океанов при значительно большей интенсивности
переноса энергии в Индийском океане.

Суммарный поток кинетической энергии в столбе воды от
поверхности до дна (точнее — до 5000 м) по Мировому океану в
среднем определен в 424 Дж/м2-с (табл. Х.9). В Индийском
океане он приблизительно в 4 раза интенсивнее, а в Атлан-
тическом и Тихом океанах — в 2 раза слабее по сравнению с
Мировым. В структурных зонах интенсивность переноса кине-
тической энергии меняется в очень больших пределах, что
определяется не только удельной величиной потока энергии, но
и объемом вод. Приблизительно половина энергии переносит-
ся промежуточными водами, около — глубинными, тогда
как остальная четверть приходится на поверхностные и при-
донные воды, причем доля первых составляет в среднем 15%,
а вторых — 9% (по отношению ко всему потоку энергии в Ми-
ровом океане).

В заключение следует отметить, что проведенные оценки
кинетической энергии циркуляции вод и интенсивности ее пере-
носа могут представить совершенно определенный интерес для
понимания. энергетических процессов, протекающих в океано-
сфере. Полученные удельные суммарные и общие величины
кинетической энергии позволяют сопоставить энергетику цир-
куляции вод различных частей Мирового океана в соответствии
со свойственной ему реальной стратификацией. Впоследствии
эти сведения будут уточняться по более совершенным исходным
данным. Однако методологический подход к ним представляет-
ся вполне обоснованным.

Баланс тепла Мирового океана

Еще не было попыток определить полный баланс тепла Ми-
рового океана. Основные усилия были направлены на исследо-
вание теплообмена через поверхность океаносферы. К тому же
бюджет тепла в основном оценивался по удельным величинам,
относящимся к единице поверхности океана. В то же время
очень важны сведения о вовлекающемся в обмен в отдельных
океанах и во всем Мировом суммарном количестве энергии.
Оценка полного баланса тепла Мирового океана, осуществлен-
ная В. Н. Степановым и А. М. Гриценко (1980), дала весь-
ма интересные результаты. Так, в противоположность балансу
вод и солей оказалось, что в балансе тепла главную роль игра-
Оценка удельного (Руд) и суммарного (Рсум) в столбе воды
площадью 1 м2 потоков кинетической энергии
в структурных зонах по океанам

(М — Мировой, А — Атлантический, И — Индийский, Т — Тихий)

Структурные зоны

Руд-10-2, Дж/м2.С

РСУМ’ Дж'м2/С

РСуМ’ 0/,°

Поверхностная
(0—200 м)

Промежуточная
(200—2000 м)

Глубинная

(2000—4000 м)

Придонная
(4000—5000 м)
По всему океану
в целом

32,5 11,897,622,5

12,0

5,3

3,7

7,7

3,942,7

3,1 18,7

3,3 7,5

3,825,9

6,1

2,5

2,2

4,1

65

216

106

37

424

20 45

15 13

769 НО

374 50

75 22

51 37 62

189 1 238 227

25 33

9 17

I

100 100

1

30

!

6

1

100

I

20

48

20

10

100

ет не обмен между океанами, а теплообмен через поверхность
(анализируемый в главе IV).

Теплообмен между океанами. Впервые наиболее обстоя-
тельные исследования в этой области выполнены В. Г. Кортом
(1963). Им определено количество тепла, переносимого в ан-
тарктической части Мирового океана.

Рассматриваемые здесь результаты расчета теплообмена •
проведены по данным водообмена между океанами, приведен-
ным в предшествующем разделе этой главы. Общая величина
переносимого при этом тепла выразилась в 8,9-1019 ккал в год
(табл. Х.10). «Невязка» между приходной и расходной час-
тями баланса оказалась небольшой — менее 1%. То обстоя-
тельство, что в теплообмен через поверхность океанов вовле-
кается по крайней мере на порядок больше тепла, объясняет-
ся сопоставимостью их акватории с относительно ограниченны-
ми площадями пограничных сечений, через которые осуще-
ствляется водообмен. К тому же сравнительно невелика и тем-
пература воды. Среднее ее значение по всей толще вод Ми-
рового океана равно 3,7°; в антарктической же части, где в
основном осуществляется теплообмен между океанами, она
еще ниже — около 1,3°.

Наибольшее количество тепла переносится в Индийском
океане (37% приходо-расходной части; табл. Х.10), что объяс-
няется особенно большой площадью сечений, через которые
осуществляется водообмен с другими океанами. На втором
месте по «интенсивности» теплообмена находится Атлантиче-
ский океан (32%), у которого поступление вод с запада лими-
тируется относительно узким проливом Дрейка. В Тихом океа-
не, несмотря на огромные его размеры и объем вод, теплооб-
Теплообмен между океанами

Океаны	Приход		Расход		Разность	
	101в ккал/год	%	1016 ккал/год	%	1016 ккал/год	%
Атлантический	2 824	32	2 937	33	— 113	4
Индийский	3 323	37	3 152	35	171	5
Тихий	2 487	28	2 692	30	—205	7
Северный Ледо- витый	258	3	118	2	140	55
. Всего ...	8 893	100	8 899	100	—62	0,8

мен ниже (28%); причиной тому не только ограниченный пе-
ренос слабо прогретых вод через пролив Дрейка, но и сток в
Северный Ледовитый океан. Теплообмен последнего весьма
невелик (3%) и своеобразен; при разнице между приходной
и расходной частями теплообмена океанов всего в 4—7% в
Северном Ледовитом она достигает 55%. Сюда приносится на
140-1016 ккал тепла в год больше, чем выносится.

Баланс тепла Мирового океана. Доля теплообмена через
поверхность океаносферы меняется в отдельных океанах от
67 до 85% (табл. X. 11). Перенос тепла между океанами иг-
рает второстепенную роль, составляя в Индийском и Северном
Ледовитом океанах около */з (37 и 31%) от общей массы
тепла, вовлекающегося в обмен; в Атлантическом океане это
27%, а в Тихом только 15%. Количество тепла, находящегося
в обороте как в Атлантическом, так и в Индийском океане,
составляет 10«1019 ккал в год, а в Тихом чуть ли не в 2 раза
больше— 18-1019 ккал в год.

В Атлантике помимо переноса тепла в циркумполярном
антарктическом кольце (около 25%) небольшое значение имеет
теплообмен с Северным Ледовитым океаном и Средиземным
морем (всего 2—3%); относительная доля обмена через по-
верхность океана очень велика — почти 3/4 в общем балансе.
В Индийском океане при наименьшей доле внешнего теплооб-
мена (67%) по сравнению с другими бассейнами существенное
значение имеет поступление тепла из Атлантического океана
(26%), тогда как обмен с Тихим невелик (7%). В Тихом океа-
не при огромной его акватории теплообмен через поверхность
(85%) более чем в 5 раз превышает обмен с другими океана-
ми. Помимо поступления тепла из Индийского океана к югу
от Австралии и выноса его через пролив Дрейка некоторое
Значение имеет сток через проливы Зондского архипелага, а
также Берингов пролив. Северный Ледовитый океан при самой
малой величине тепла, вовлекающегося в обмен, отличается и
неравенством составляющих, формирующих приходную и рас-
Баланс тепла в океанах

Составляющие теплообмена	Приход	Расход	Приход	Расход
	101в ккал/год		%	

Атлантический океан

Обмен с океаном:				
Индийским	685	2 583	7	24
Тихим	1 944	20	18	—
Северным Ледовитым	118	250	1	2
Обмен со Средиземным морем	78	84	1	1
Теплообмен через поверхность океана	7 783	7816	73	73
Всего ..	10 608	10 753	100	100
Разность между приходом и расхо-				
дом	—145		1,4	
Индийский океан				
Обмен с океаном:				
Атлантическим	2 583	685	26	7
Тихим	740	2 467	. 7	26
Теплообмен через поверхность океана	6 375	6 253	67	67
Всего ...	9 698	9 405	100	100
Разность между приходом и расхо-				
дом	4-293		3,0	
Тихий	океан			
Обмен с океаном:				
Индийским	2 467	740	14	4
Атлантическим	20	1944	—	11
Северным Ледовитым		8		—
Теплообмен через поверхность океана	15 623	15 345	86	85
Всего ...	18110	18 037	100	100
Разность между приходом и расхо-				
дом	4-73		0	4

Северный Ледовитый океан

Обмен с океаном:  Атлантическим	250	118	66	31
Тихим океаном	8		2	
Теплообмен через поверхность океана	122	264	32	69
Всего ...	380	382	100	100
Разность между приходом и расхо-				
ДОМ		2	0,5	
Мировой океан				
Количество тепла, участвующего в				
обмене между океанами	3 893	8 899	23	23
Теплообмен через поверхность океана	29 903	29 673	77	77
Всего ...	38 796	38 577	100	100
Разность между приходом и расхо-				
дом	4-219		0,5	
Скорость теплообмена слоев различной толщины
в океанах в сопоставлении с их теплосодержанием

Океаны	|	В слое 200 м		0м— дно	
	Теплозапас, 1018 ккал	Продолжитель- ность в годах	Теплозапас, 1018 ккал	Продолжи- тельность в годах
Атлантический	1 563	55	1 827	65
Индийский	1 447	46	1 647	52
Тихий	3 275	132	3 853	155
Мировой	6285	73	7 327	82

ходную части баланса. В первой из них 2/3 приходится на пе-
ренос тепла из других океанов, а 7з — на обмен через поверх-
ность; в расходной части они меняются местами.

Если исходить из того, что теплообмен через поверхность
океана является главным фактором, обусловливающим интен-
сивность обмена поверхностной структурной зоны с атмосфе-
рой, то ниже этой зоны бюджет тепла практически целиком
определяется переносом между океанами. Сопоставив теплооб-
мен с количеством тепла, содержащегося на глубине от 200 м
до дна, получим, что его интенсивность зависит главным об-
разом от водообмена. Так, если теплообмен в Атлантическом
океане может осуществиться за 55 лет, то водообмен — за
50 лет; в Индийском океане — соответственно за 46 и 40, в
Тихом — за 132 и 120 (табл. Х.12).

В заключение отметим, что определение составляющих ба-
ланса тепла и сопоставление его по отдельным океанам важны
для изучения не только обмена энергии в Мировом океане, но
и влияния теплообмена на планетарные процессы. С появле-
нием возможности определения баланса тепла по конкретным
годам и анализа его перераспределения в толще вод океанов
будут заложены основы долгосрочного прогнозирования гидро-
метеорологических условий.

X. 3. Обмен веществ, растворенных в океаносфере

При всей важности этой проблемы и ее роли в планетарном
обмене изучена она еще сравнительно слабо. Имеются коли-
чественные оценки обмена общей массы солей, содержащихся
в Мировом океане, растворенного кислорода и биогенных ве-
ществ. По общему количеству солей в самом первом прибли-
жейии получен суммарный баланс с учетом обмена океаносфе-
ры с атмосферой и сушей, а также переноса солей в толще вод
Мирового океана. По кислороду, фосфатам, кремнию и азоту
сделана количественная оценка основных процессов, обуслов-
ливающих их обмен в океаносфере, и определен перенос этих
веществ между океанами; общий суммарный баланс пока еще
Количественная оценка процессов, определяющих обмен ионов
основного солевого состава вод Мирового океана,
по Иваненкову и Бордовскому

	Поступление		Удаление	
Составляющие обмена	10’ т  В ГОД	%	10’ т в год	%
Приходная часть обмена  1.	Ионный сток  В том числе:  речной  пресных подземных вод  при таянии материковых льдов (айсбергов и шельфовых лед- ников)  2.	Поступление солей за счет:  растворения взвесей речного стока  растворения пылеватых частиц из атмосферы  растворения донных отложений десорбционных и диффузионных процессов  растворения продуктов вулкани- ческого извержения  Расходная часть обмена  Вынос на сушу солей, попавших в атмосферу при испарении океани- ческих вод  Осаждение и коагуляция при смеше- нии речных и морских вод  Сорбция ионов донными отложения- ми и взвесями  Осаждение солей при испарении в мелководных бассейнах	31,0 12,0  3  20  5 20  10  5	62,3  24,5  0,7  4,1  1,1  4,1  2,1  1,1	50  260  120  60	10,2  12,3  24,5  12,3
Всего ...	490	100	490	100

получить не удалось из-за отсутствия сведений об обмене кис-
лорода и биогенов по отдельным океанам.

Баланс солей

Помимо общего баланса солей с учетом их обмена через
поверхность Мирового океана и переноса между отдельными
океанами дается оценка процессов, с которыми он связан.

Оценка процессов, определяющих обмен солей в океано-
сфере. Согласно исследованиям В. Н. Иваненкова и О. К. Бор-
довского (1979), основной солевой состав определяется и под-
держивается 12 факторами. Они относятся к трем источникам
поступления солей: материковому стоку, атмосфере и дну океа-
на. Из них восемь являются приходными составляющими, а
четыре — расходными (табл. Х.13). За счет продуктов разру-
шения суши, выносимых с материковым (ионным) стоком, в
океан поступает 86,5% всей массы солей, а остальные обра-
зуются в результате обмена веществ. Только 10% солей океан
отдает атмосфере в процессе испарения; основная масса со-
лей, составляющая расходную часть обмена, осаждается на
дне океана. Общее количество солей, вовлекающихся в плане-
тарный круговорот (равное приходной или расходной его час-
ти), составляет почти 5 млрд, т в год.

Обмен солей между океанами определяется главным обра-
зом водообменом. Концентрация солей в океанических водах
играет второстепенную роль. По проведенным расчетам (Сте-
панов, Гриценко и др., 1978), общее их содержание в Миро-
вом океане составляет около 46,5-1015 т. В обмен между
океанами вовлекается почти 7-1014 т (табл. Х.14), или 1,5% об-
щего их количества в океаносфере. Полный обмен солей в
Мировом океане может происходить приблизительно за 70 лет.
Основная масса солей переносится в антарктической части
океанов (табл. X. 15), где водообмен особенно значителен.
Полный обмен солей в Атлантическом и Индийском океанах
может произойти за 40—45 лет. В Тихом океане при огромной
массе его вод он может осуществиться приблизительно за
125 лет. Самый небольшой удельный вес в планетарном обме-
не занимает Северный Ледовитый океан — всего. 2% от общей
массы солей, переносимых в Мировом океане. Следует под-
черкнуть, что приведенные оценки могут рассматриваться как
весьма ориентировочные, так как сделаны без учета интенсив-
ности перемещения вод и их стратификации. Полученные вели-
чины оказались такими же малыми, как и у других авторов
(в частности, у Иваненкова и Гусаревой, 1973). Вместе с тем
известны оценки и совершенно иного порядка; так, А. Полдер-
ват (1957) указывает на то, что последний миллиард лет хло-

Таблица Х.14

Обмен солей между океанами

Океаны	Приход		Расход		Разность	
	1012т/год	%	Ю12т/год	%	1012т/год	%
Атлантический	232,7	33	235,3	34	—2,6	1,1
Индийский	249,9	36	249,2	36	+0,7	0,3
Тихий	199,9	29	197,5	28	+2,4	1,2
Северный Ледови- тый	13,0	2	13,1	.2	—0,1	0,8
Всего ..	695,5	100	695,1	100	+0,4	0,06
Баланс солей океанов

Составляющие обмена	Приход  1012 т/год	Расход  1012 т/год	Приход  %	Расход  %

Атлантический

Обмен с Индийским океаном	52,7	218,4	23	93
» с Тихим океаном	164,9	3,4	70	1
» с Северным Ледовитым оке-				
аном	13,1	11,9	6	5
» со Средиземным морем	2,0	2,0	1	1
Итого ...	232,7	235,3	100	100
Разность между приходом и расхо-				
дом	—2,6		1,1	
Индийский				
Обмен с Атлантическим океаном	218,4	52,7	88	21
» с Тихим океаном через:				
а) проливы Зондского архипе-				
лага и Бассов пролив	28,1	—	11	—
б) о-в Тасмания — Антарктида	3,4	196,2	1	79
Итого ...	249,9	249,2	100	100
Разность между приходом и расхо-				
дом	—0,7		0,3	
Тихий				
Обмен с Индийским океаном через:				
а) проливы Зондского архипе-				
лага и Бассов пролив	—	28,1	—	14
6} о-в Тасмания — Антарктида	196,5 .	3,4	99	2
Обмен с Атлантическим океаном	3,4	164,9	1	83
» с Северным Ледовитым оке-				
аном	—	1,1	—	1
Итого . .	199,9	197,5	100	100
Разность между приходом и расхо-				
дом	2,4		1,2	
Северный.	Ледовитый			
Обмен с Атлантическим океаном	11,9	13,1	92	100
» с Гихим океаном	1,1	—	8	—
Итого ...	13,0	13,1	100	100
Разность между приходом и расхо-				
дом	—0,1		0,8	
Мировой				
Количество солей, участвующих в об-				
мене между океанами	695,5	695,1	100	I 100
Разность между приходом и расхо-				
дом	0,4		0,06	
Годовой обмен растворенного кислорода
в Мировом океане, по Иваненкову

Составляющие обмена	Поступление		Расходование	
	107 т	04	107 т	%
Приходная часть  Продуцирование при фотосинтезе	15 400	72,5			
Поглощение из атмосферы (при не- насыщенности океанических вод)	5 480	25,8		—
Поступление с дождевыми водами	340	1,6	—	
Принос речными водами	20	0,1	—	—
Расходная часть  Биохимическое потребление					15 100	71,0
Выделение в атмосферу (при пересы- щении океанических вод)	—	—	6 140	29,0
Всего ...	21 240	100	21 240	100

ристый натрий, составляющий 77% всех растворенных солей,
в Мировом океане менялся всего 9—10 раз.

Баланс солей Мирового океана. Предпринятая здесь попыт-
ка оценить величину основных составляющих баланса солей
представляет интерес для понимания особенностей планетар-
ного их перераспределения. Это тем более важно, что, по
установившимся представлениям, основной химический состав
океанической воды практически не менялся в течение несколь-
ких сот миллионов лет. По этому поводу А. П. Виноградов
(1967, с. 3) писал: «В океане установились сложные динамиче-
ские и химические равновесия между водным раствором —
океанской водой и газами атмосферы, твердым веществом гор-
ных пород, слагающих берега и дно, взвешенными в воде сус-
пензиями, непрерывно отлагающимися осадками дна, веществом
живых организмов, населяющих толщу воды и дно, продук-
тами их жизнедеятельности и т. д.».

Поскольку солеобмен через поверхность океана на три по-
рядка меньше переноса в толще вод, в балансе солей Миро-
вого океана обмен с атмосферой и сушей можно не учитывать
(табл. Х.15). В Тихом и Индийском океанах существенное зна-
чение имеет солеобмен через Зондские проливы, а в Атланти-
ческом— с Северным Ледовитым океаном (5—6% приходо-рас-
ходной части); для Северного Ледовитого океана этот обмен
оказывается решающим не только в балансе, но и во всей при-
роде. «Невязки» баланса солей оказались очень небольшими —
порядка 1% и менее.

Обмен кислорода. Для количественной оценки этого важ-
нейшего процесса привлекаются данные по обмену кислорода
в океаносфере и его переносу между океанами.
Обмен растворенного кислорода между океанами,
по Иваненкову и Гусаровой

Г			Приход	Расход		Приход	Расход
			10е тонно-ат./г			°/	
•ь  )  1  1	Атлант  Обмен:  с Тихим океаном  с Индийским  с Северным Ледовитым  со Средиземным морем  Всего ...  Разность между приходом и расхо- дом		ический  21 870  6 454  2 445  208  30 977  1 4	470  29 610  2 006  368  32 464  87		70,6  20,8  7,9  0,7  100	1,4  91,2  6,2-  1,1  100
ч	Обмен:  с Атлантическим океаном  с Тихим  Все  Разность между приходом и дом	И иди  го...  расхо-	йский  29 610  3 578  33 188  1	6 454  25 538  31 992  96		89,2  10,8  100	20,2  79,8  100
е  г	Ти  Обмен:  с Атлантическим океаном  с Индийским  с Северным Ледовитым  Всего ...  Разность между приходом и расхо- дом  Северный  Обмен-  с Атлантическим океаном  с Тихим  Всего ...  Разность между приходом и расхо- дом		хий  470  25 538  26 008  +  Ледовить  1 006  186  2 192	3  и	21 870  3 5 78  18,6  25 634  74  2 445  2 445  >43	1,8  98,2  100  91,3  8,7  100	85,4  13,9  0,7  100  100

Обмен кислорода в океаносфере

Оценка процессов, определяющих поглощение и расходова-
ние кислорода, проведенная В. Н. Иваненковым (1979), пока-
зала, что в обмен вовлекается около 200 млрд, т кислорода в
год (табл. Х.16), что приблизительно в 40 раз больше массы
солей, участвующей в обмене в океаносфере.

Обмен кислорода определяется главным образом продуци-
Обмен растворенных фосфатов в океаносфере
в 10е т в год, по Иваненкову

Составляющие обмена	Поступление	Расходование
Поступление фосфатов:  в результате растворения биогенной взвеси и метаболитов организмов	1 067,3	
принос с речным стоком	2,0	—
вынос с подземным стоком	0,2	—
в результате растворения взвеси терриген- ного и вулканического происхождения	0,5	—
Извлечение фосфатов фитопланктоном из воды в процессе фотосинтеза	—	1 070,0
Всего ...	1 070	1 070

рованием его в процессе фотосинтеза и потреблением на ды-
хание, а также на окисление отмершей органики; это состав-
ляет около 70% всей массы кислорода, находящегося в оборо-
те в океаносфере. Крайне интересно, что главная приходная
составляющая обмена близка к продуцированию кислорода
растениями суши (с разницей около ±20%).

Обмен кислорода между океанами. Точность его расчета
обусловлена принятыми величинами водообмена и средней кон-
центрацией в океанической воде, которые, как и величина пе-
реноса, полностью заимствованы из работы В. Н. Иваненкова
и А. Н. Гусаровой (1973). Общее количество кислорода, вовле-
кающегося в обмен в Мировом океане, оценено в 90 млрд, тон-
нотатомов в год (табл. Х.17). Из этой величины на долю Атлан-
тического и Индийского океанов приходится по 34—35%, Ти-
хого— около 28%, а Северного Ледовитого — 2,5%. В соответ-
ствии с интенсивностью водообмена главная масса кислорода
(порядка 70—90%) .переносится в антарктическом циркумпо-
лярном кольце.

Обмен фосфатов

Все исходные данные по его обмену заимствованы у
В. Н. Иваненкова (1979), а перенос их между океанами — из
работы В. Н. Иваненкова и А. Н. Гусаровой (1973).

Обмен фосфатов в океаносфере практически целиком опре-
деляется поглощением этих питательных солей фитопланкто-
ном в процессе фотосинтеза. Насыщение же вод происходит
при разложении остатков отмерших организмов. Прочие фак-
торы играют ничтожно малую роль (табл. Х.18). Общее коли-
чество фосфатов, находящееся в обмене, составляет около
1 млрд, т в год, что, следовательно, в 200 раз меньше массы рас-
творенного кислорода, вовлекающегося в планетарный обмен.
Обмен растворенных фосфатов между океанами,
по Иваненкову и Гусаровой

Составляющие обмена	Приход	Расход	Приход	Расход
	103 тонно-ат./год		% '	

Атлантический

Обмен:  с Тихим океаном  с Индийским  с Северным Ледовитым  со Средиземным морем  Всего ...		12,510  3,264 0,364 0,010	0,220  13,230  0,370  0,005  13,825
Разность между приходом и дом	расхо-	+ 1	,963
	Индийский		
Обмен:  с Атлантическим океаном  с Тихим		13,230  1,526	3,264  13,052
Всего ...		14,756	16,316
Разность между приходом и дом	расхо-	—1,560	

Тихий

Обмен:  с Атлантическим океаном  с Индийским  с Северным Ледовитым  Всего ...  Разность между приходом и расхо- дом  Северный Ле Обмен:  с Атлантическим океаном с Тихим  Всего ...  Разность между приходом и расхо- дом	0,220	12,150  13,052	1,571  —	0,045  13,272	12,721  —0,649  довитый океан  0,370	0,364  0,045	—  0,415	0,364  4-0,051	

Обмен фосфатов между океанами определен в 44 млн. тон-
но-атомов в год (табл. Х.19). Из них по 32—37% приходится
на Атлантический и Индийский океаны, около 30% —на Ти-
хий и менее 1%—на Северный Ледовитый. Перенос фосфатов
в антарктической части Мирового океана составляет от 77 до
98%. С накоплением новых данных появится возможность пе-
рейти к определению полного баланса растворенных веществ
с учетом переноса в толще вод океана, обмена с атмосферой,
сушей и дном, оценкой суммарных и удельных величин основ-
ных составляющих.
При строго лимитированном объеме книги представилось
возможным рассмотреть лишь самые общие закономерности,
свойственные океаническим водам как самостоятельной гео-
сфере. К ним относятся процессы, формирующие океаносферу
и главнейшие ее свойства, которые определяются циркуляцией
вод в реально-стратифицированной среде. Повсеместно, где это
позволили имеющиеся данные, приводятся количественные
оценки процессов, протекающих в океанической оболочке.

В очень малой степени удалось затронуть те важнейшие
особенности, которые связаны с гидрофизическими и гидрохи-
мическими полями, характеризующими климат вод Мирового
океана. Имеющиеся сведения рассматриваются в книге автора
«Мировой океан. Динамика и свойства вод», изданной в 1974 г.
Использование новых материалов позволит существенно углу-
бить имеющиеся представления; новое обобщение намечено на
ближайшее время. Наиболее полное климатолого-статистиче-
ское исследование гидрофизических полей проведено в Инсти-
туте океанологии АН СССР (ИОАН) по северным частям Ти-
хого и Атлантического океанов; в пределах этих акваторий
сосредоточена главная масса океанографических данных, на-
копленных по Мировому океану. Результаты исследований
опубликованы в двух шеститомных сериях, монографиях-атла-
сах, а также в нескольких отдельных книгах, вышедших в свет
в 1980—1983 гг. Синтез этих материалов послужил основой
двух трудов: Степанов В. Н., Галеркин Л. И., Кутько В. П.,
Олейников С. А., Панфилова С. Г., Щербинин А. Д. Климато-
лого-статистические исследования термогалинных полей Север-
ной Атлантики, 1982; их же «Формирование и изменчивость
гидрофизических полей северной части Тихого океана», 1981.

Гидрохимические свойства вод рассматриваются в моно-
графии группы ученых ИОАН «Химия вод океана», т. 1, «Океа-
нология», изданной в 1979 г.

В книге проблемы обмена затронуты в самом общем виде,
без должной полноты анализа всех составляющих, как и пере-
носа энергии и веществ в условиях стратифицированного океа-
на. И все же помещенные материалы дают, пожалуй, наиболее
полное представление об основных видах обмена энергии и
веществ в океаносфере. Накапливающиеся сведения и расчеты,
проводящиеся сейчас в ИОАН, позволяют в ближайшее время
дать значительно более полные сведения об обмене энергии и
веществ Мирового океана и его влиянии на планетарные про-
цессы.
Таким образом, публикуемая книга дает представление о
самых общих закономерностях, свойственных океаническим во-
дам как самостоятельной геосфере. Полная характеристика вод
Мирового океана в одной монографии потребовала бы весьма
значительного объема; по этой причине здесь не удалось с же-
лаемой полнотой осветить циркуляцию вод и ее энергетическую
оценку, термогалинную стратификацию и водные массы с их
статистикой, некоторые аспекты обмена энергии и веществ и
ряд других вопросов; существенно ограничены иллюстратив-
ные картографические и графические материалы.

Главной особенностью книги следует считать стремление
автора дать количественную характеристику (повсеместно, где
к тому имелись основания) процессам, свойственным океано-
сфере. Вполне вероятно, что такие попытки не всегда оказыва-
лись удачными. При огромной массе приводящихся сведений,
по-видимому, могли быть допущены неточности, неясно выра-
женные мысли, за что автор просит снисхождения у читателей
и будет признателен за указания на обнаруженные недо-
статки.

Должен выразить свою глубокую признательность всем
коллегам, материалы которых использованы в книге, без чего
она не могла бы быть написана.
ЛИТЕРАТУРА

Агапитов Е. И., Гриценко А. М. Использование коэффициента корреля-
ции для оценки изменчивости крупномасштабной циркуляции вод по верти-
кали.— ДАН, 1981, т. 256, № 6.

Алекин О. А. Химия океана. Л., 1966.

Алекин О. А. Сток растворенных веществ. — В кн.: Мировой водный ба-
ланс и водные ресурсы Земли. Л., 1974.

Алекин О. А., Бражникова Л. В. Вынос растворенных веществ с земной
поверхности. — В сб.: Современные осадки морей и океанов. Изд-во АН
СССР, 1961.

Алю шине кая И. М., Иванов В. В. Приток вод с суши. — В кн.: Мировой
водный баланс и водные ресурсы Земли. Л., 1974.

Атлас океанов. Тихий океан. Главное управление навигации и океано-
графии МО СССР, 1974.

Атлас океанов. Атлантический и Индийский океаны. Главное управление
навигации и океанографии МО СССР, 1977.

Атлас теплового баланса земного шара. Л., 1963.

Атлас теплового баланса океанов. МГИ АН СССР, 1970.

Баранов Е. И. Динамика и структура вод фронтальной зоны Гольф-
стрима.— Океанологические исследования, 1971, № 22.

Баранов Е. И., Бубнов В. А., Булатов Р. П., Привалова И. В. Иссле-
дование циркуляции и переноса вод Атлантического океана. — Океанологи-
ческие исследования, 1971, № 22.

Белкин И. М. Статистический анализ изменчивости термогалинного поля
в районе ПОЛИМОДЕ летом 1978 года. — Океанологические исследования»
1981, № 34.

Борисенков Е. П. Климат и его изменения. М., 1976.

Бру евин С. В., Иваненков В. И. Проблемы химического баланса Мирового
океана. — В кн.: Проблемы химии моря. М., 1978.

Бруевич С. В., Корж В. Д. Солевой обмен между океанами и атмосфе-
рой.— Океанология, 1969, т. 1Х,'вып. 4.

Бруевич С. В., Кулик Е. 3. Химическое взаимодействие между океаном
и атмосферой. — В кн.: Проблемы химии моря. М., 1978.

Будыко М. И. Тепловой баланс земной поверхности. Л., 1956.

Будыко М. И. Глобальная экология. М., 1977.

Будыко М. И., Берлянд Т. Г., Ефимова И. А. и др. Тепловой баланс Зем-
ли. Л., 1978.

Будыко М. И., Соколов А. А. Водный баланс земного шара. — В кн.:
Мировой водный баланс и водные ресурсы Земли. Л., 1974.

Будыко М. И., Строкина Л. А. Водный баланс океанов. — Метеорология
и гидрология, 1970, № 4.

Булатов Р. П. Исследование циркуляции и переноса вод Атлантического
океана. — Океанологические исследования, 1971, № 22.

Булатов Р. П., Степанов В. И. Тропические циклонические круговороты
вод океанов. — ДАН, 1968, т. 178, № 6.

Булгаков И. П. Субарктический фронт северо-западной части Тихого,
океана. Владивосток, 1972.

Булгаков И. П. Конвекция в океане. М., 1975.

Бурков В. А. Циркуляция вод северной части Тихого океана. — Океано-
логия, 1963, т. III, вып. 5.

Бурков В. А. Циркуляция вод. — В кн.: Гидрология Тихого океана,
т. 2. М„ 1968.

Бурков В. А. Общая циркуляция вод Тихого океана. М., 1972.
Бурков В. А. Общая циркуляция Мирового океана. Л., 1980.

Бурков В. А., Булатов Р. П., Нейман В. Г. Крупномасштабные черты
циркуляции вод Мирового океана. — Океанология, 1973, т. XIII, вып. 3.

Веронис Дм., Стоммел Г. Действие переменного ветра на стратифициро-
ванный океан. — В кн.: Проблемы океанической циркуляции. М„ 1965.

Виноградов А. П. Введение в геохимию океана. М., 1967.

Влияние человека на глобальные климатические условия. Л, 1972.

Воскресенский К. П. Вода на Земле. — В кн.: Мировой водный баланс
и водные ресурсы Земли. Л., 1974.

Вулис И. Л., Монин А. С. О доступной потенциальной энергии океана. —
ДАН, 1975, т. 221, № 3.

Вульфсон В. И. Топливо и проблема ресурсов свободного кислорода. —
Мир науки, 1969, № 5.

Галеркин Л. И. Статистика термогалинных полей и водные массы се-
верной части Тихого океана. — Труды ВНИИГМИ — МЦД, 1981, вып. 90.

Галеркин Л. И., Гриценко А. М. Статистика поля циркуляции Тихого
океана. — ДАН, 1980, т. 251, № 5.

Гире А. А. Основы долгосрочных прогнозов погоды. Л., 1960.

Гире А. А. Многолетние колебания атмосферной циркуляции и долго-
срочные гидрометеорологические прогнозы. Л., 1971.

Горбунов Ю. А., Крутских Б. А. Основные элементарные гидрологические
процессы в арктических морях. — Проблемы Арктики и Антарктики, 1972,
вып. 40.

Гриценко А. М., Степанов В. Н. Водный баланс Мирового океана и его
роль в планетарных процессах. — Изв. АН СССР, сер. геогр., 1980, № 6.

Гриценко А. М., Степанов В. Н. Баланс солей в Мировом океане.—
Метеорология и гидрология, 1980, № 4.

Грузинов В. М. Фронтальные зоны Мирового океана. — Труды ГОИНа,
вып. 123. М., 1975.

Дзердзеевский Б. Л. Циркуляционные механизмы в атмосфере северного
полушария в XX столетии. — Изд. Междуведомственного геофизического ко-
митета при Президиуме АН СССР, 1968.

Дзердзеевский Б. Л., Монин А. С. Типовые схемы общей циркуляции
атмосферы в северном полушарии и индексы циркуляции. — Изв. АН СССР,
сер. геофиз., 1954, № 6.

Доронин Ю. П. Влияние ледяного покрова на теплообмен атмосферы
с океаном. — Проблемы Арктики и Антарктики, 1974, вып. 43—44.

Дроздов О. А., Сорчан О. Г. Влагооборот в атмосфере земного шара. —
В кн.: Мировой водный баланс и водные ресурсы Земли. Л., 1974.

Зубенок Л. И. Водный баланс континентов и океанов. — ДАН, 1956,
т. 106, № 5.

Зубов Н. Н. Уплотнение при смешении морских вод разной температу-
ры и солености. Л., 1957.

Иваненков В. Н. Исследование некоторых составляющих химического
баланса вод океанов. — Океанология, 1974, т. XIV, вып. 3.

Иваненков В. И. Баланс кислорода и главных биогенных элементов.—
В кн.: Океанология. Химия океана, т. I. М., 1979.

Иваненков В. И., Бордовский О. К. Годовой химический баланс океа-
на.— В кн.: Океанология. Химия океана, т. I. М., 1979.

Иваненков В. И., Гусарова А. И. Годовой обмен растворенным кислоро-
дом, кремниевой кислотой и неорганическим растворенным фосфором между
океанами.—В кн.: Химия морей и океанов. М., 1973.

Иванов Ю. А., Нейман В. Г. Фронтальные зоны Южного океана. —
В сб.: Антарктика. Докл. комиссии 1964. М., 1965.

Иванов В. В., Строкина Л. А. Баланс пресных вод в океане. — В кн.:
Мировой водный баланс и водные ресурсы Земли. Л., 1974.

Корт В. Г. Водообмен между океанами. — Океанологические исследова-
ния, 1962, № 8.

Корт В. Г. Теплообмен Южного океана. — Океанологические исследова-
ния, 1963, № 8.
Крутских Б. А. Основные закономерности изменчивости ,режима аркти-
ческих морей в естественных гидрологических периодах. М., 1978.

Кукса В. И. Методика исследований формирования и распространения
консервативных свойств промежуточных слоев океана. — Обзорная информа-
ция ЦНИИТЭИ рыбного хозяйства. Промысловая океанология, сер. 9,
вып. 2, 1971.

Кукса В. И. Атлас промежуточных и подповерхностных промежуточных
вод Мирового океана. М., 1978.

Лисицын-А. П. Осадкообразование в океанах. М., 1974.

Львович М. И. Мировые водные ресурсы и их будущее. М., 1974.

Ляхин Ю. И., Александров В. П., Палыиин Н. И. Расчет баланса обме-
на СО2 между океаном и атмосферой по акватории Атлантического, Индий-
ского и Тихого океанов. — Труды ЛГМИ, 1978, вып. 65.

Максимов И. В. Геофизические силы и воды океана. Л., 1970.

Мамаев О. И. Т, 8-анализ вод Мирового океана. Л., 1970.

Мировой водный баланс и водные ресурсы Земли. Л., 1974.

Монин А. С. Прогноз погоды как задача физики. М., 1969.

Монин А. С. Вращение Земли и климат. Л., 1972.	(

Монин А. С. История Земли. М., Наука, 1977.

Монин А. С., Каменкович В. М., Корт В. Г. Изменчивость Мирового
океана. Л., 1974.	-1

Монин А. С., Шишков Ю. А. История климата. Л., 1979.

Непреднамеренные воздействия на климат. Результаты исследования
влияния человека на климат. Л., 1974.

Нейман В. Г. Новые карты течений Индийского океана. — ДАН, 1970,
т. 195, № 4.

Некрасова В. А., Степанов В. Н. Типы изменения температуры воды
по вертикали в Мировом океане. — ДАН, 1962, т. 143, № 3.

Некрасова В. А., Степанов В. Н. Меридиональные гидрологические раз-
резы океанов по данным МГГ. — Океанологические исследования, 1963, № 8.

Никифоров Е. Г., Шпайхер А. О. Закономерности формирования круп-
номасштабных колебаний гидрологического режима Северного Ледовитого
океана. Л., 1980.

Павлова Ю. В. Сезонные изменения течения Куросио. — Океанология,
1964, т. IV, вып. 4.

Панфилова С. Г. Сезонные изменения температуры поверхностных вод
Мирового океана. — Океанология, 1972, т. XII, вып. 3.

• Пласс Г. Н. Влияние молекул газов, поглощающих инфракрасное излу- ’
чение, на климат. — В сб.: Солнечная активность и изменение климата. Л.,
1966.

Полдерварт А. Химия земной коры. — В кн.: Земная кора. М., 1957.

Романкевич Е. А. Геохимия органического вещества в океане. М., 1977.

Руби В. В. Эволюция гидросферы и атмосферы в связи со специаль-
ным рассмотрением вероятного состава древней атмосферы. — В кн.: Земная
кора. М., 1957.

Саркисян А. С. Численный анализ и прогноз морских течений. Л., 1977.

Сарухонян Э. И. Структура и изменчивость Антарктического циркумпо-
лярного течения. Л., 1980.

Степанов В. Н. Основы методики исследования режима ледовитых мо-
рей.— Труды АНИИ, 1949, т. 19.

Степанов В. Н. Комплексная типизация гидрологического режима мо-
ря. — Проблемы Арктики, 1957, № 2.

Степанов В. И. Бюджет тепла поверхности Мирового океана и тепло-
содержание его вод. — Труды Института океанологии АН СССР, 1960,
т. XXXVII.	~

Степанов В. Н. Основные конвергенции и дивергенции вод Мирового
океана. — Бюллетень океанографической комиссии, 1960, № 6.

Степанов В. Н. Годовой ход температуры воды на поверхности Миро-
вого океана. — Океанология, 1961, т. I, вып. 3.

Степанов В. Н. Главнейшие специфические черты структуры вод океа-
нов.— Океанология, 1962, т. II, вып. 1.
Степанов В. Н. К изучению основных закономерностей структуры вод
Мирового океана. — Океанологические исследования, 1965, № 13.

Степанов В. Н. Круговорот энергии и веществ и изменение природы
Земли. — Вопросы философии, 1966, № 6.

Степанов В. Н. Результаты последних исследований тропических цикло-
нических круговоротов вод Мирового океана. — Рыбное хозяйство, 1969, № 3.

Степанов В. Н. Биологическая продуктивность тропических циклониче-
ских круговоротов вод. — Рыбное хозяйство, 1969, № 4.

Степанов В. Н. Циркуляция вод в меридиональной плоскости океанов. —
Океанология, 1969, т. IX, вып. 3.

Степанов В. Н. К изучению вертикальной циркуляции и структуры вод
Арктического бассейна. — Вопросы географии, сб. 74, 1970.

Степанов В. Н. Планетарные процессы и изменения природы Земли. М.,
1970.

Степанов В. Н. Мировой океан. Динамика и свойства вод. М., 1974.

Степанов В. Н. Геострофическая циркуляция и ее перестройка в толще
вод Мирового океана. — Морские гидрофизические исследования, 1975,
№ 3 (70).

Степанов В. Н. Особенности ветровой и плотностной циркуляции поверх-
ностных вод океана. — ДАН, 1977, т. 234, № 6.

Степанов В. Н. Поле плотности вод Мирового океана. — Океанология,
1977, т. XVII, вып. 5.

Степанов В. Н. Поле солености и его перестройка в толще вод Миро-
вого океана. — Метеорология и гидрология, 1977, № 10.

Степанов В. Н. Современные представления о морфометрии Мирового
океана. — Вестник АН СССР, 1977, № 6.

Степанов В. Н. Существует ли обратимость циркуляции глубинных вод
в Мировом океане. — Морские гидрофизические исследования, 1977, № 2.

Степанов В. И. Динамические зоны в океанах и атмосфере. — Изв. АН
СССР, 1978, сер. геогр., № 3.

Степанов В. Н. Поле температуры вод Мирового океана. — Океаноло-
гия, 1980, т. XX, вып. 1.

Степанов В. И. Поле кинетической энергии Мирового океана. — ДАН,
1982, т. 263, № 5.

Степанов В. Н. Природа Мирового океана. М., 1982.

Степанов В. И., Буренин В. В., Галеркин Л. И. и др. Теплосодержание
вод Мирового океана. — Океанология, 1978, т. XVIII, вып. 3.

Степанов В. И., Галеркин Л. И., Кутько В. П. и др. Формирование и
изменчивость гидрофизических полей северной части Тихого океана. М., 1981.

Степанов В. Н., Галеркин Л. И., Кутько В. П. и др. Климатолого-ста-
тистические исследования термогалинных полей Северной Атлантики. М.,
1982,

Степанов В. Н., Гриценко А. М. Баланс тепла Мирового океана. — Океа-
нология, 1980, т. XX, вып. 4.

Степанов В. Н., Саркисян А. С., Демин Ю. Л. и др. Вертикальная со-
ставляющая циркуляции вод Мирового океана. — Морские гидрофизические
исследования, 1976, № 4 (75).

Степанов В. Н., Саркисян А. С., Демин Ю. Л. и др. Диагностические
расчеты горизонтальной циркуляции вод Мирового океана. — Морские гид-
рофизические исследования, 1977, № 1 (76).

Степанов В. Н., Шагин В. А. Типы изменения солености воды по верти-
кали в Мировом океане. — ДАН, 1961, т. 136, № 4.

^Степанов В. Н., Шульман Е. И., Галеркин Л. И. О величине кинетиче-
ской энергии в океане.—Метеорология и гидрология, 1982, № 8.

Степанов В. Н., Шульман Е. И., Галеркин Л. И. Оценки интенсивности
переноса вод в океане. — Изв. АН СССР, физика атмосферы и океана, 1983,
№ 6.

Суховей В. Ф. Исследование водообмена между Атлантическим и Север-
ным Ледовитым океанами на основе инструментальных наблюдений. —
Морские гидрофизические исследования, 1970, № 1 (47).
Трешников А. Ф. Итоги и перспективы полярного эксперимента. — Изд,
ДАНИИ, 1973.

Трешников А. Ф., Баранов Г. И. Структура циркуляции вод Арктическо-
го бассейна. Л., 1972.

Трешников А. Ф., Баранов Г. И., Корнилов Н. А. Циркумполярное про-
тивотечение Южного океана. — Проблемы Арктики и Антарктики, 1974,
№ 43—44.

Трешников А. Ф., Никифоров Е. Г., Савченко В. Г., Шпайхер А. О.
О натурных- исследованиях водообмена между Северным Ледовитым и Ат-
лантическим океанами по программе ПОЛЭКС. — Тр. ААНИИ, т. 321. Л.,
1975.

Федоров К- Н. О причинах полугодовой периодичности в атмосферных
и океанических процессах. — Изв. АН СССР, сер. геогр., 1959, № 4.

Федоров К- Н. Физическая природа и структура океанических фронтов»
Л., 1983.

Химия вод океана, т. I. Химия океана. — Океанология. М., 1979.

Шулейкин В. Н. Тепловые взаимодействия между океаном, атмосферой
и материком. — Юбилейный сборник, посвященный 30-летию Великой Ок-
тябрьской социалистической революции. М. — Л., 1947.

Щербинин А. Д. Структура и циркуляция вод Индийского океана. Л., 1976.

А1ЬгесМ. Р. АкНод82еЫе1е дез №агтезипд У/аззег-НаизкаНез дег Егдокег-
Пбпе.— Хзскг. Ме1еого1, 1947, Н. 45.

ВаЦгеп К. Н. Оп Нае 8еазопа1 скап^ез ш 1ке Пер1 о! Нае пих ед Ьауег 1П
Нае Ыогд РасШс Осеап. — Л Сеорк. Кез., 1972, уо1. 77, Н 36.

Бе[ап1 А. 1941. П1е аЬзо1и(е Торо^гарЫе дез ркузакакзскеп Меегезшуеаиз
ипд дег ЭгискНаскеп, зоиНе дге У/аззегЬеиге^ип^еп ш АНапНзскеп Охеапз,
№133. Ег§еЬ. В. А. Е. «Ме1еог», 1925—1927, Вд 6, Н. 2, Ь. 5.

№. Тке топзооп ге§рте о! Ше сиггеп1з т 1ке 1пд1ап Осеап Ехред,
Осеапо^г. Мопог^. 8ег. 1970, уо1. 1. Нопо1и1и, Еаз!—№ез! Сеп1ге Ргезз, 19.

ЕНкзоп Е. Тке уеаг1у с!гси1аНоп о! сЫопде апд зиИиг т паШге, 1959,
РЕ 2. — ТеПиз, уо1. 12, Ы 1.

Ри§Из1ег Р. С. Аппиа1 УапаНопз т сиггеих зреедз 1п СиИ-зНеат зуз!ет. —
Л. Магте Кез., 1951, уок 10, Н 1.

/зеИп С. РгеНтшагу герог! оп 1оп^-репод УапаНопз т Нае СиИ-з1геат
зуз1ет. — Рар. Ркуз. Осеапо^г. «Ме1еог», 1940, уо1. 8, И 1.

ЬеоИиз 8., Оог? Н. С1оЬа1 Апа1уз1з о! Осеапо^гарЫс Ва!а-Ви1. о! Нге Ате-
псап Ме1еого1о§рса1 8ос1е1у, 1977, уо1. 58, И 12.

• Ыаоу II. 8. Магше СНтаНс аНаз о! 1ке №ог1д. №азЫп^1оп, 1955—1959.

Оз1аро^ Р. А. Соп!пЬиНоп 1о 1ке ргоЫет о! Нае Эгаке Раззаге Эеер-зеа
Кез., 1961, уо1. 8, М 2.

Ра1теп Е. Оп Н1е тат1епасе оГ ИпеНс епег^у ш Нае аНпозркеге. — 1п: Т1ае
аНпозркеге апд Нае зеа т тоНоп. 8с1епННс сопТпЬиНопз 1о Нае КоззЬу тето-
па! уоШте. В. ВоНп (ед.), И 4, Коске(е1Ьг 1пз1. Ргезз, 1959.

РМИррз Н. Пег №агте- ипд №а8зегкаизкаИ дез Тпскзскеп ипд 8Н11еп Охе-
апз, 1949.

РНШррз Н. Пег №агте- ипд №аззегкаизка11 дез АНапНзскеп Охеапз, 1950..

Ре1д Ь. /г. 1п1егпаед1а1е оуа1егз о! 1ке РасШс осеап. — «докп’з Норктз
осеапо&г. 8!ид.», 1965, Н 2.

Рей! I. Б. 1г. Тке ВкаПооу закпНу тш1та о! кке РасШс осеап. — «Веер-8еа
Кез.», 1973, уо1. 20, Н 1.

80М С. К. 8к1р дгШ сотропеШз: теапз апд з1апдаг! деу1аНопз. — 810
Ке(егапсе 8ег1ез, 1974.

81отте1 Н. Тке 1ап§;е-8са1е осеашс с1геи!аНоп. — 1п: Адмапсез т Еаг1
5с1епсе, М. ,1. Т. Ргезз, 1966.

Мйз! О. Зкот^езскауш^геИеп ипд 81гопатеп^еп т деп Т1ереп дез АНап-
Нзскеп Юхеапз, №1зз. Ег^екп. Веи1зск. АНапНзскеп Ехред... «Ме1еог», Вд 6,
Т. 2, Ь. 6. ВегИп, 1957.

ЧРуНЫ К- Тке аппиа1 апд зет1аппиа1 уагаНоп о! зеа зигГасе 1ешрега1иге
ш Нае МогШ РасШс Осеап.— Глтпо!. апд Осеапо^г., 10, Н 3, 1965.

№уг1Ы К-, Маа^агд. Ь., На§ег 1. Едду епеггу т Нае осеап. — Д. Сеоркуз.
Кез., 1976, уо1. 81 И 15.
ОГЛАВЛЕНИЕ

Предисловие — 3

Введение — 6

Часть I. Циклическая природа развития процессов
в океаносфере —12

Глава I. Особенности возникновений и развития планетарных гидрометео-
рологических процессов— 12

1	.1. Солнечная энергия и возбуждаемые ею планетарные процессы (13).
Солнечная энергия, достигающая поверхности земного шара и поглощае-
мая океаном и сушей (13). Перенос и перераспределение масс в геосферах»
возбуждаемые солнечной энергией (15). Формирование планетарной цир-
куляции водных и воздушных масс в процессе динамического взаимодей-
ствия океаносферы с атмосферой (20). 1.2. Циклическая природа развития
планетарных гидрометеорологических процессов (22). Исследование гид-
рометеорологических циклов (23). Обмен энергии и веществ и изменчи-
вость планетарных процессов (25)

Глава II. Планетарные гидрометеорологические циклы — 28

Синоптические циклы (30). Сезонные циклы и фазы их развития (35). Го-
довые циклы (40). Многолетние циклы (45)

Глава III. Климат океана и взаимосвязь процессов различных пространст-
венно-временных масштабов — 50

Взаимосвязь гидрофизических процессов различных масштабов (51). Важ-
нейшие особенности формирования, изменчивости и взаимосвязи климати-
ческих полей океана (56)

Глава IV. Обмен энергии и веществ между океаносферой и атмосферой —
63

IV	.!. Теплообмен (65). Поглощаемая солнечная радиация (66). Расходо-
вание тепла на испарение (67). Турбулентный теплообмен с атмосферой
(68). Бюджет тепла поверхности Мирового океана (73). Баланс тепла по-
верхности океанов (74). Об интенсивности теплообмена (75). 1У.2. Влаго-
обмен (76). Испарение (77). Осадки (78). Материковый сток (81). Бюджет
влаги поверхности Мирового океана (82). Баланс пресных вод в Мировом
океане (83). 1У.З. Обмен солей (84). 1У.4. Газообмен (87). Обмен кисло-
рода между океаном и атмосферой (88). Обмен двуокиси углерода (90)

Глава V. Оценки возможного антропогенного воздействия на глобальные
процессы — 91

У	.1. Некоторые соображения о влиянии хозяйственной деятельности чело-
века на термические условия (92). У.2. Предполагаемые изменения плане-
тарного газообмена и их последствия (95)

Часть II. Важнейшие особенности океаносферы

Глава VI. Циркуляция вод — 100

VI	. 1. Основные закономерности глобальной циркуляции вод (100). Мето-
дика исследования циркуляции вод (101). Основные закономерности (103).
У1.2. Общая циркуляция вод Мирового океана (125). Циркуляция поверх-
ностных вод (125). Циркуляция промежуточных вод (127). Циркуляция
глубинных вод (128). Циркуляция придонных вод (128). Средние скоро-
сти горизонтальной циркуляции вод (128). Сезонная изменчивость (129).
Вертикальная составляющая циркуляции вод (132). У1.3. Динамические
зоны (133). Фронты, конвергенции и дивергенции на поверхности океана
,	(134). Динамические зоны в толще вод океана (140).
Глава VII. Структура и стратификация океаносферы — 141

VII	.!. Важнейшие черты структуры вод (142). Процессы, формирующие
стратификацию и структуру (142). Специфические черты структуры вод
отдельных океанов (145). УП.2. Термогалинные экстремумы (153). Мето-
дика выделения и анализа экстремумов (154). Подповерхностные экстре-
мумы (155). Промежуточные экстремумы (157). Глубинный экстремум
(162). Придонные экстремумы (163). УП.З. Гидрохимические экстремумы
и их связь с термогалинными экстремумами (164). Минимальное содер-
жание растворенного кислорода (165). Максимальное содержание фосфа-
тов (166). УП.4. О распространении вод экстремальных свойств (168)

Глава VIII. Структурные зоны и водные массы — 177

У1Н.1. Структурные зоны (177). Поверхностная зона (178). Промежуточ-
ная зона (186). Глубинная зона (187). Придонная зона (189). Структур-
ные зоны Арктического бассейна (189). Объемы вод, содержащихся в
структурных подразделениях (191). Циркуляция вод в структурных зонах
(193). У1П.2. Водные массы (197). Поверхностные водные массы (200).
Промежуточные водные массы (205). Глубинные водные массы (210).
Придонные водные массы (213)

Глава IX. Типы термогалинной стратификации вод — 214

IX	. 1. Районирование Мирового океана по термогалинным экстремумам и
методика исследования типов стратификации (214). Подразделение Миро-
вого океана по термогалинным экстремумам (215). О методике выявления
типов стратификации вод (217). Важнейшие общие черты, свойственные
типам термической и соленостной стратификации вод (219). 1Х.2. Типы
соленостной стратификации (221). 1Х.З. Типы термической стратификации
(227)

Глава X. Основы обмена энергии и веществ в Мировом океане — 232

Х	.1. Перенос вод и водный баланс (233). Оценка интенсивности переноса
вод в океанах (233). Баланс вод Мирового океана (237). Водообмен меж-
ду океанами (237). Водный баланс океанов (241). Х.2. Энергетические
оценки (242). Кинетическая энергия циркуляции вод (242). Поле кинети-
ческой энергии (242). Средняя кинетическая энергия в отдельных океанах
(245). Сопоставление кинетической энергии по структурным зонам (246).
Общая кинетическая энергия (248). Оценки интенсивности переноса кине-
тической энергии (249). Баланс тепла Мирового океана (250). Теплообмен
- между океанами (251). Баланс тепла Мирового океана (252). Х.З. Обмен
веществ, растворенных в океаносфере (254). Баланс солей (255). Оценка
процессов, определяющих обмен солей в океаносфере (255). Обмен солей
между океанами (256). Баланс солей Мирового океана (258). Обмен кис-
лорода (258). Обмен кислорода в океаносфере (259). Обмен фосфатов
(260).

Заключение — 262

Литература — 264
Степанов В. Н.

С 79 Океаносфера.— М.: «Мысль», 1983. — 270 с., карт.,

схем.

В пер.: 1 р. 50 к.

В книге впервые с оригинальных позиций рассматриваются океанические во-
ды, как самостоятельная геосфера, играющая ведущую роль в формировании и
изменении природы всей планеты. На основе накопленных данных о физико-хими-
ческих свойствах вод анализируются процессы, протекающие в океаносфере, при-
водится их количественная оценка. Большое внимание уделяется обмену энергии
и веществ в Мировом океане и оказываемому на него антропогенному влиянию.

Книга рассчитана на широкий круг лиц, интересующихся природой, специали-
стов естественного профиля, преподавателей и студентов.

1903030100—158

С004(01)-83

ББК 26.221

551.49
ИБ № 2258

Виталий Николаевич Степанов

ОКЕАНОСФЕРА

Заведующий редакцией О. Д. Катагощин
Редактор Ю. О. Гнатовский
Младший редактор Т. Н. Филатова
Оформление художника Е. А. Родионовой
Художественный редактор А. Б. Ольденбургер
Технический редактор Ж. М. Голубева
Корректор Т. М. Шпиленко

Сдано в набор 13.05.83. Подписано в печать 03.11.83. А 11009. Формат бОХЭО'/ю. Бумага
типогр. № 2. Лит. гарн. Высокая печать. Усл. печатных листов 17. Учетно-издательских
листов 18,87 . Усл. кр.-отт. 17. Тираж 22 000 экз. Заказ № 1401. Цена 1 р. 50 к.

Издательство «Мысль». 117071. Москва, В-71, Ленинский проспект, 15.

Московская типография № 11 Союзполиграфпрома при Государственном комитете СССР
по делам издательств, полиграфии и книжной торговли. Москва, 113105, Нагатин»
ская ул., д. 1.