B.H.CmenaHoB


Оkеаносфера.


'v


,.



.


МОСКВа «МЫСЛЬ» 1983




ББК 26_221
С 79


РЕДАКЦИИ fЕОfРАФИЧЕСКОй
ЛИТЕРАТУРЫ


Ре ц е н з е н т ы: академик АН
'CCP Б. А. Нелепо

Чл.
кор. АН УССР H
 П. Булrаков
I! .:о!\Тор rеоrрафических наук, профессор А. И. Дуванин


i


jl


!90ЗО30100
158 5 8
С 004 (О 1 )
83 12 - 3


@ Издательство «Мысль» 1983








Светлой памяти наших учителей
посвящается эта К,flИ2а


Юлия Михайловича Шокальскоrо,
заложившеrо основы отечественной и миро-
вой океаноrрафии,
Николая Николаевича Зубова,
автора фундаментальных трудов во всех об-
ластях океаноrрафии,
Василия Владимировича Шулейкина,
создателя теоретической школы rидрофизи

ки, уделившеrо большое внимание познанию
реальноrо океана


ПРЕДJlСЛОВИВ


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 этоrо термина, так как
существует твердо установившееся предс'(авление о rидросфе

ре. Собственно сферой (оболочкой) являются лишь воды Ми

pOBoro океана. Озера, реки, почвенная влаrа, подземные источ

ники связаны между собой и с океаном только rлобальным вла-
rообменом; достаточно ли этоrо, чтобы объединить их в само-
стоятельную rеосферу? Массы воды каждоrо звена влаrообме-
на, как и свойства вод океана, суши и влаrи в атмосфере, со-
вершенно различны. Выделяя океанические воды в самостоя

тельную оболочку, будем считать, что океаносфера
 это reo

сфера, представленная водами океанов и морей, отличающими-
ся специфическими физико-химическими свойствами, четко вы-
раженной структурой, сложным обменом энерrии и веществ,
связанным с orpoMHbIM количеством растворенных rазов, ми

неральных и орrанических веществ, взвесей, иrрающая веду-
щую роль в формирован
и и изменении природы всей Земли.
Краткое определение может быть оrраничено указанием - на то,
что океаносфера
 это rеосфера, представленная водами Ми-
pOBoro океана. Последний же является rеоrрафическим объек-
том, объединяющим всю совокупность океанов и морей, со
сложными физико
химическими свойствами вод, своеобразным
rеоморфолоrическим и rеолоrическим строением, животным и
растительным миром, обменом энерrии и веществ.
Все более rлу60К 1 ИЙ инте'рес, проявляющи.йся к Мировому
океану, связан с тем, что в нем сосредоточены исключительно
большие Ma1ccbI энерrии и веществ. Это и определяет т.о orpoM

ное влияние, которое океаносфера оказывает на формирование
и изменение природы всей планеты. Очень большое внимание
привлекают перспективы хозяйственноrо освоения Мировоrо
.океана. Дело не только в ero orpoMHbIx пищевых, минеральных
и энерrетических боrатствах, но и в создании MopcKoro фер-
3




мерства и морской промышленности (химической, энерrетичес-
кой и рудодобывающей) , развитие которой столь важно в усло-
виях бурноrо научно
техническоrо проrресса и быстроrо роста
населения Земли.

Несмотря на весьма обширную литературу, посвященную
Мировому океану, и в том числе мноrочисленные 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 иrрает в планетарном об-
мене энерrии и веществ, кажется весьма важной и своевремен-
ной. К тому же в последнее время появилось довольно MHoro
новых материалов, существенно расширяющих и уrлубляющих
ранее имевшиеся представления. В этой книrе 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, KOTO

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, представляе'I"СЯ в виде комплекса планетарных
процессов, осуществляющихся во взаимодействии rеосфер.
И следовательно, климат Мировоrо океана (океаносферы)

это общие закономерности, свойственные ero водам, которые
формируются в процессе rлобальноrо обмена энерrии 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 rидрометеоролоrических процессов 1 . Макромас-
штабным процессам в океаносфере сврйствен квазистационар-
ный характе.р; они проте'кают «...столь медленно, что термоди-
намическая система в течение Bcero процесса остается близкой
к состоянию равновесия. Термодинамика рассматривает квази-
стационарный процесс как равновесный процесс»2.
Первая часть книrи посвящена природе возникновения, раз-
вития и классификации rидрометеоролоrических процессов, их
связи с планетарным обменом энерrии и веществ. Особое вни-
мание уделяется исследованию климата и ero взаимосвязи с
процессами друrих пространственно-временных масштабов.
В первых пяти rлавах обобщены обширные материалы, опубли-
кованные в основном в последние два десятилетия. Рассматри-
ваемые вопросы особенно r лубоко освещаются в трудах COBeT

ских ученых. Большое м'есто среди них занимают работы ав-
тора.


1 Методолоrия исследований климата океана рассматривается в rла-
ве III. _
2 Советский энциклопедический словарь. М., 1981, с. 569.


4




Вторая часть книrи почти целиком построена на ориrиналь-
ных материалах, которые позволяют рассмотреть важнейшие
закономерности структуры и циркуляции вод Мировоrо океана,
обмена в нем энерrии и веществ. Особенно большой интерес
может представить исследование стр-атификации вод, ее УСТОЙ J
чивости, формирования и распространения вод с экстремальны-
ми свойствами, районирование океаносферы по типам TepMora-
линной стратификации. Рассматриваются основные закономер-
ности циркуляции вод. Одна из rлав посвящена комплексному
анализу структурных зон с содержащимися в них воднымш
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 результ'аты расчета кинетической-
энерrии как во всем Мировом океане, так и на характерных
уровнях, а также по -структурным зонам. Вторая часть книrи
построена почти целиком на исследованиях автора, выполнен-
ных в основном в последние rоды и еще не опуБЛИКQJзанных.
Некоторые работы проведены с Р. П. Булатовым, Л. И. rалер-
киным, А. М.rриценко, Т. и. Кузьминой, М. [. Фрейдиной и
др. Всем им, ,как и ученым, 'материалы которых.: использованы
в КlJlиrе, считаю своим долrом выраlЗИТЬ большую признатель-
ность.
Особую блаrодарность приношу своим коллеrам, рекомендо-
вавшим книrу к публикации
 академику- АН УССР Б. А. He

лепо, члену-корресп<;>нденту АН УССР Н. П. Булrакову, профес

сору А. И. Дуванину и доктору rеоrрафических наук А. А. AK

сенову, а также кандидату rеоrрафических наук В. Н. Иванен

кову, прочитавшему рукопись и сделавшему ценные замечания.
Очень блаrодарен всем, кто rотовил книrу к изданию.




ВВЕДЕНИЕ


В okeaJ-lосфере сосредоточено 96,5 % всех вод планеты, что
в абсолютном выражении равно 133,6.107 км 3 , и, следователь-
но, только 3,5 % вод приходится на материковые пространства
(Воскресенский, 1974). В литературе приводятся и gесколько
иные цифры, однако различия между ними невелики и не выхо-
дят за преде.ТIЫ точности возможных оценок общих запасов во-
ды. Масса ' океаносферы приблиз'Ительно в 250 раз больше мас-
сы атмосферы. Площадь, занимаемая Мировым океаном, опре-
делена в 361,3.1 Об км 2 , что составляет 70,5 % всей поверхнос-
ти нашей планеты; это в 2,5 раза больше территории суши.
С поверхности Мировоrо океана ежеrодно испаряется 86 %
всей влаrи, поступающей в атмосферу (500.103 км 3 В rод), Tor-
да как ОСт
льные 14% дает суша (70.103 км 3 В rод). По срав-
нению с массой вод океаносферы объем испаряющейся влаrи
составляет лишь 0,037 %. Мировой океан не только rлавный по-
ставщик влаrи в атмосферу, но и важнейший источник вод су-
ши. Материковый сток (47.103 км 3 в rод) замыкает планетар-
ный влаrообмен.
В процессе испарения и особенно при разбрызrивании воды
в результате BeTpoBoro волнения одновременно с влаrой в воз-
дух попадают соли, растворенные в океане. При этом хлориды
(как показали исследования С. В. Бруевича с коллеrами, 1969,
1978) -в о'сновном остаются во'кеане, а карбонаты и сульфаты
преимущестненно переходят в аэрозоли, определяя ,солевой ,co

став атмосферных осадков. Таким образом происходит пере-
распределение ионов, Видимо, этим и обусловлено различие
химическоrо состава атмосферной влаrи, океанических и реч-
ных вод. К тому же и концентрация растворенных солей в OKe

ане значительно выше (в среднем 35 r на 1 л), чем в водах cy

ши (обыкновенно менее 1
2 r на 1 л). Общее количество co

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 возвраLЦается
с ма'териковым стоком в океан. С содержанием солей и химиче-
ским составом океанических вод (в том числе и ero постоянет.
вом) связаны мноrие физические и динамические особенности
океаносферы, Различие же хим
ическоrо состава между водами
океана и суши определяется и постоянно поддерживается плане

тарным солеобменом (rриценко и Степанов, 1980).
6


-<!




Воды Мировоrо океана при их высокой теплоемкости, KOTO

рая в 4 раза больше, чем у. воздуха, поrлощают солнечной
эн-ерrии в среднем около 90 ккал/см
 в rод, а суша
50 ккалJсм 2
в rод (Будыко и др., 1978). В низких широтах Мировой океан
поrлощает солнечной энерrии на 25
50% больше, чем суша.
В тропиках в среднем за rод величина поrлощенной солнечной
энерrии ок.оло 1 oo
 120 ккал/см 2 в 'Океанах и 60
80 'ккаЛ/ 1 см 2
на суше. С удалением к полюсам это различие, постепенна
уменьшается. Общ
е количество солнечной энерrии, поrлощае

мой Мировым океаном, определено в 29,7.1019 ккал за rод, что'
составляет почти 80% всей радиации, достиrающей поверхнос


ти планеты (36,5.1019 ккал). К тому же океаносфера является
rлавным аккумулятором солнечноrо тепла; в ней содержится В;
21 раз больше Toro количества тепла (76.1022 ккал; Степанов;
и др., 1978), которое ежеrодно поступает от Солнца к поверх

ности Земли. В десятиметровом слое океанических вод в 4 раза
больше тепла, чем во всей атмосфере.
Около 80 % солнечной энерrии,
 поrлощаемой Мировым OKea

ном, расходуется на испарение.. (26,8.1019, тоrда как в пределах
суши около 4,1.1019 ккал в rод). При всей внушительности
этой цифры она составляет Bcero около 3 % ,тепла, накопленно-
ro Мировым океаном. На турбулентный теплообмен с атмосфе

рой уходит остальная часть поrлощаемой солнечной радиации
(2,7.1019 ккал в rод, приблизительн.о столько же, сколько на
суше); это лишь 0,4 % общеrо теплосодержания океаносферы.
Сопоставляя величину приходо-расходных сумм теплообмена
через поверхность Мировоrо океана с ero теплосодержанием,
придем, к выводу, что ежеrодно в такой обмен с атмосферой BO

влекается поверхностный слой толщиной около 50 м. Теплооб

мен наиболее деятельной двухсотме.тровой толщи вод осуществ;,
ляется за 3
4 rода.
Если на суше тепло поrлощается в весенне-летний период и
расходуется в осенне
зимнее время, то
 Мировом океане теп

ло накапливается в тропиках, а в умеренных и полярных облз:--
стях (приблизительно от 30
400 широты в обоих полушариях)
отдается в атмосферу. Основная общепланетарная закономер

ность турбулентноrо теплообмена состоит в ero влиянии на пов

семестное смяrчение климата: в низких широтах с океана на
сушу выносится более холодный воздух, а в высоких широтах
на континенты приходят более теплые воздушные массы. BMec

те с тем тепло, поr лощаемое в тропиках Мировоrо океана, пе-
реносится течениями в высокие широты, смяrчая климат YMe

реннойи полярной областей. Так, rольфстрим несет в 22 раза
больше тепла, чем все реки земноrо шара. Общеизвестно, сколь
блаrоприятно sлияние rольфстрима и продолжающеrо ero Ce

вероатлантическоrо течения на климат Европы. Под воздействи-
ем Нордкапской ветви этоrо течения, обоrревающей Скандина

вию, Мурманский порт оказывается доступным для судов в
продолжение всей холодной части rода, тоrда как Ждановекий
7




nO.pT на Азовском море, расположенный на 2500 км южнее,
замерзает на два месяца.
Между энерrией и веществами, вовлекающимися в плане

тарный обмен, существует тесная взаимозависимость. Так,
связь между тепло
 и влаrообменом' можно наrлядно просле-

ДИТh по испарению, являющемуся rлавноЙ расходной составля-
'ющей обоих. процессов. Для испарения влаrи, находящейся в
;,130здухе в течение каждоrо rодовоrо цикла, необходима затрата
энерrии 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 поrлощаемой солнечной
<радиации и теплом, затрачиваемым на испарение, с одной сто-
'роны, и, С друrой
 между энерrией, выделяемой при конден-
'сации водяных паров, и ее расходованием на поддержание aT

!Мосферной ЦИРКУ.1ЯЦИИ. Без тесной связи между этими процес


ами происходило бы постепенное односторонне направленное
потепление или похолодание климата. Такое нарушение может
действительно возникнуть в ближайшем будущем в результате
дальнейшеrо развития хозяйственной деятельности человека.
По оценке М. И. Будыко (1977), при увеличении мировоrо про-
изводства энерrии на 4
10% в rод через 100
200 лет количе-
ство тепла, выделяемоrо промышленными предприятиями, CTa

нет соизмеримым с радиационным балансом поверхности KOH

тинентов. Это приведет к нарушению планетарноrо теплообме-
на, тесно связанноrо с влаrообменом, а отсюда и к общему из

менению природы, всей планеты.
Определенное динамическое равновесие' выдерживается в
течение одноrо пла-нетарноrо цикла. За последние 700 тыс. лет
cyд
 по различным косвенным данным, приблизительно каждые
100 тыс. лет возникало сильное похолодание, приводившее к
ФОРМИIР()lваlНИЮ ледниковых эпох. Между ними наступали циклы
потепления, продолжавшиеся по 20 тыс. лет; последняя такая
эпоха в 40-х родах текущеrо столетия сменилась похолоданием.
На этих примерах показана природа обмена энерrии и веществ,
которая оцределяется циклическим характером развития плане

тарных процессов.
Океаносфера иrрае
 большую роль и в поддержании дина

мическоrо равновесия планетарноrо rазообмена. Такое равно-
весие постоянно нарушается в условиях сложноrо и длительно

. ro rлобальноrо перераспределения водных и воздушных масс,
изменения характера и интенсивности биохимических процес

сов, протекающих у поверхности Земли в толще rеосфер. «OKe

аническая вода,
 писал А. П. Виноrрадов (1967, с. 76),
pe

rулирует объем кислорода атмосферы и ero изотопный состав,
скорость проникновения кислорода (как и друrих rазов) атмо-
сферы и «HoBoro» кислорода из фотосинтезирующеrо слоя в
океаническую 'воду, первоначальные и конечные объемы раст-
BopeHHoro кислорода. Иными словами, скорость вентиляции Ми

8


"'"




I




pOBoro океана, оборачиваемость кислорода, будучи изучены
еще rлубже, осветили бы историю формирования атмосферы:..
При весьма активном fазообмене 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 rазов в Мировом океане, по опре-
делению В. Н. Иваненкова (1979), составляет 33.1012 т. Сколь
это велико, можно судить по сопоставлению со всей массой ra

зов в атмосфере, равной 5,3.1015 Т (Монин, 1977).
Количество кислорода, pacTBopeHHoro в океаносфере, COCTaB

ляет 7,5.1012 т, что В 158 раз меньше, чем в атмосфере (1184.
'10 12 т). При этом фитопланктон ежеrодно продуцирует
215 млрд. т. Поrлощая из воздуха 55 млрд. т кислорода, Миро

вой океан выделяет в атмосферу 61 млрд. т. Таким образом,
воздушная оболочка Земли ежеrодно получает из океана
6 млрд. т этоrо rаза (Иваненков, 1979). Общая масса paCTBO

peHHoro кислорода достаточна для активноrо развития жиз'ни и
окисления всей массы орrанических и минеральных продуктов
в океаносфере. Кроме Toro, еще остаются большие ero излиш

ки; в океаносфере сосредоточено orpOMHoe ero количество, за
счет чеrо поддерживается динамическое равновесие в планета p

ном rазообмене. Однако дальнейшее развитие хозяйственной
деятельности человека может привести к весьма серьезным Ha

рушениям существующеrо в наше время положения. Так, по
данным, приводимым В. И. Вульфсоном (1969), расход кисло-
рода на сжиrание топлива к 2000 r. достиrнет57 млрд. т, что
близко к 13 % ежеrодноrо ero продуцирования на вСей плане

те. Еще'через 50 лет почти весь кислород, выделяемый расти

тельностью суши и океана, потребуется 'для сжиrания топлива.
При всей ориентировочности этих цифр несомненна необходи-
мость уточнения имеющихся сведений о rлобальном rазообмене
и влиянии' на Hero человека.
В океаносфере и атмосфере помимо самостоятельных систем
выделения кислорода и поrлощения уrлекислоrо rаза осущест

вляется довольно активный планетарный обмен двуокиси уrле

рода. Являясь химически активным, уrлекислый rаз. принима

ет участие во мноrих реакциях и процессах, протекающих ,в reo

сфере: вовлекается в биохимический обмен, приводящийк соз

данию орrаники, формированию и развитию пищевой цепи, в
rлобальном KpyroBopoTe орrанических веществ, изменении кли-
матических условий на Земле и общепланетарном обмене Be

ществ в целом. При этом, как писал А. П. Виноrрадов (1967,
с. 68), «OIKeaH дейiствует, юак .rрандиозный насос, забирая СО 2
из атмосферы в холодных областях и <отдавая ее в троп!ической
.области».
В планетарном обмене веществ между океаносфеРQЙ, лито-
в




сферой и атмосферой происходит постоянное перераспределе

ние, накопление и возобновление растворенных 1I взвешенных
продуктов' минеральноrо и орrаническоrо происхождения, а
также отложение их на дне Мировоrо океана. Основная масса
материалов механическоrо и химическоrо разрушения
суши в
конечном счете сносится в океаны и моря речным и подземным
стоком. Взвеси, выносимые реками, по данным различных авто-
ров (А. П. Виноrрадов;. А. П. Лисицын, [. В. Лопатин), оцени

вают'ся от 12,7 .до :18,5 млрд. т в rод. Сток растворенных ве-
ществ определяется О. А. Алексиным, Л. В. Бражниковой и
[. В. Лопатиным в 3,3
3,6 млрд. т В rод. что в 4
8, раз меньше
выно,са в Мировой океан твердых ,материалов. Общая .ма,сса ве-
ществ, приносимых речными водами, по А. П. Лисицыну
(1974), порядка 16
22 млрд. т в rод. В океаносфере содержит

ся в 100 раз больше взвеlСИ '(1370 IМлрд. т) по 'сравнению с
ежеrодным их приносом с ре.чным стоком.
Орrаническое 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 орr/rод), а rлавная ero масса
воспроизводится в процессе фотосинтеза. По расчетам Е. А. Po

манкевича (1977), из общеrо количества орrаническоrо веще-
ства в 21 млрд. т в rод на фитопланктон приходится 95%, на
фитобентос
 0,5 %, а остальное поступает с' суши. До мине-
ральных соединений в океаносфере разлаrается 92
97% всей
орrаники; до дна доходит в виде взвесей 3
8 %. В донных от-
ложениях содержится около 150.1014 т орrанических веществ.
Ежеrодное отложение на дне Мировоrо океана определено в
85 млн. т.
Все растворенные и взвешенные в океаносфере вещества
ПОДверrаются сложнейшей переработке, в которой очень боль-
шую роль иrрают бактерии животных и растительных орrаниз

мов. Около 70% всей массы этих продуктов преобразуют бак-
. терии. Последняя стадия трансформации происходит в донных
отложениях. Экспериментальные данные покззали, что в ре-
зультате разложения минеральных и орrанических отложений
получаются совершенно тождественные продукты как в хими-
ческом, так и в минералоrическом отношении. Основой их яв

ляется arperaT rлинистых минералов, представляющий собой
такой же водный алюмосиликат, который обыкновенно состав-
ляет rлавную массу тонких илов й: rлин, являющихся преобла

дающими типами терриrенных 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 ropHblx пород, продукты разрушения
10


.<'!J




которых переносятся водами и ветром в Мировой океан; BЫXO

дЯ на дневную поверхность, донные отложения превращаются
в ropHbIe породы. Таким образом, в процессе rеолоrических пре

образований замыкается планетарный KpyroBopoT веществ. На
этом примере прослеживается связь между процессами различ-
ных катеrорий
 от микромасштабных до rеолоrических цик

;лов, приводящих к коренным изменениям природы Земли. Ми-
ровой океан является не только важнейшим звеном rлобально

ro обмена веществ, но и областью, в пределах которой завер-
шается конечный распад минеральных и орrанических продук

тов.
Таким образом, океаносфера оказывает orpoMHoe влияние
на rлобальный обмен энерrии, веществ, а тем самым и на при-
роду всей Земли. Обилие цифровых данных необходимо для то-
ro, чтобы дать количественную оценку планетарной роли океа-
носферы, целесообразности выделения ее в самостояте
ьную
rеосферу. В книrе все эти материалы .рассматриваются с долж

ной подробностью и полнотой.




Часть 1


ЦИI(ЛИЧЕСI(АЯ ПРИРОДА
РАЗВИТИЯ ПРОЦЕССОВ В ОI(ЕАНОСФЕРЕ


Основные закономерности, определяющие формирование и
изменчивость физико-химических свойств и динамику вод океа.;
носферы, в первую очередь связаны с макропроцессами клима-
тическоrо масштаба. Они возбуждаются и IJоддерживаются He

равномерным распределением солнечной энерrии по поверхнос-
ти земноrо шара. При rодовой периодичности поступления сол-
нечной энерrии развитие планетарных процессов приобретает
циклический характер с различными пространственно-времен-
ными масштабами (первичные
 синоптические, сезонные, ro-
довые и мноrолетние). Вследствие неоднородности поrлоще-
ниясолнечной энерrии водой, воздухом и сушей в пределах
каждоrо планетарноr.о цикла не создается полноrо равенства
(баланса) между приходной и расходной частями обмена энер

rии и веществ. Тем самым качественные особенности всякоrо
последующеrо цикла будут определяться количественным раз

личием (бюджета эне.рrии и веществ) предше'ствующеrо цик

ла. Этим вопросам и посвящена первая ча,сть книти.


fЛ8В81


ОСОБЕННОСТИ ВОЗНИКНОВЕНИЯ И РАЗВИТИЯ ПЛАНЕТАРНЫХ
rИДРОМЕТЕоролоrИЧЕСКИХ 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 Мировоrо
океана, определилось существующее сейчас распределение BO

ды и суши, закончилось формирование cOBpeMeHHoro климата,
океаносферы и атмосферы. Последнее потепление, последовав-
шее за малым ледниковым периодом, началось в 80
x rодах
XIX века. С этоrо времени «внешние параметры системы «OKe

ан
 атмосфера» (пр'ежде B,cero распределение ,солнечноrо тепла
на внешней rранице атмосферы и конфиrурация океанов и
континентов), а также состав атмосферы, по-видимому, не Me

нялись...» (Монин, Каменкович, Корт, 1974, с. 219).
12


"t'


?




1. 1. Солнечная энерrияи возбуждаемые ею
планетарные процессы


r
,


Формирование и изменение природы нашей планеты опреде

ляются притоком солнечной энерrии. 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 энерrии и веществ.
Солнечная энер2ИЯ, дОСТИ2ающая nоверХНОС1:И зеМНО20 ша

ра и rIЮ2лоща'е.мая океаном и СУ,шей. Средняя за I'IОД велич'ина
коротковолновой электромаrнитной радиации Солнца, поступа

ющей к верхней rранице атмосферы, составляет 1,952 кал/см 2
в минуту; в сумме по всей планете это мощность, равная 1,8.
. 1014 кJBT (Монин, 'КаменIКОВИЧ" Корт, 1974). До пов,ерхности
Земли доходит 70%, этой энерrии, так как остальные 30% pac

сеиваются и поrлощаются атмосферой. Величина солнечной
радиации, достиrающей земной поверхности (по оценкам Бу

дыко и др., 1978), в среднем для всей планеты составляет
140 ккал/см 2 в rод.
Основная закономерность изменения rодовой величины
YM

марной солнечной радиации iСОСТОИТ в то!м, что от наи60ЛЬШИ,х
знач
ний в тропической зоне, Достиrающих 180
200 К'кал/,см 2
в rод, онапосте.пенно уме-нь'щается до 60
8c) ккал/см 2 в
rод и менее в полярных областях. Максимальное ее количест

во отмечается в местах расположения барических антицикло

нов с преобладающей безоблачной поrодой. Некоторое пони

жение в экваториальной зоне (до 140
160 ккал/см 2 в rод)
связано с наличием большой облачности, обусловленной силь

ными восходящими потоками в атмосфере.
В субполярных районах (50
600 широты) до поверхности
Земли доходит примерно в 2 раза меньше солнечной энерrии,
чем в тропиках. При этом в южном полушарии (за счет боль

шей облачности) уменьшение солнечной радиации с удале-Ни

ем от экватора в направлении полюса происходит быстрее, чем
в северном полушарии. В полярных областях количество сол

нечной энерrии, достиrающей поверхности Земли, снова He

сколько увеличивается. Это объясняется большим ее при'(оком
в течение полярноrо дня, коrда Солнце круrлые сутки не захо

дит за. rоризонт. В Антарктиде и Арктическом бассейне при
преобладании безоблачной антициклонической поrоды она до-
стиrает значений 75
80 ккал/см 2 в rод, т. е. ее примерно
столько же, сколько на северо
западе Европы. Минимальная
величина солнечной радиации.в северном полушарии (55

60 ккал/см 2
 rод) отмечается в европейском секторе Арктики
за счет. повышенной облачности, создающейся блаrодаря ин


енсивной циклонической деятельности. Увеличение солнечной
энерrии в полярных областях оказывает большое влияние на
циркуляцию воздуха в верхней тропосфере,И стратосфере.
13




Сравнение количества солнечной энерrии, доходящей до по-
верхности OKeaH
 и до суши, показывает значительно большую
ее изменчивость с rеоrрафической широтой в пределах матери

ков, rде меньше экваториальный минимум и выше субтропиче-
ские максимумы. 'Б6льща'я 'однородность условий М'ИРОlвоrо OKe

ана способствует уменьшению зональных контрастов.
Поrлощаемаясолнечная радиация в среднем по всей плане

те определена (Будыко и др., 1978) в 70 ккал/см 2 в rод, что со- '
ставляет лишь половину приходящей солнечной энерrии. Это
объясняется тем, что часть ее отра2Кается от поверхности воды
и суши и, кроме Toro, некоторое количество затем снова излуча

ется в атмосферу в виде тепловоrо потока. Океан поrлощает в
среднем чуть ли не в 2 раза больше энерrии (90 ккал/см 2 в
rод) , чем суша (50 ккал/см 2 в rод). Столь значительное раз

личие объясняется, физическими свойствами воды,блаrодаря
которым она способна поrлотить больше тепла. 3аконо.ме,рности
изменения с широтой поrлощенной солнечной энерrии сущест

венно отличаются от тех, которые свойственны радиации, дo

стиrающей поверхности Земли. Различия в количестве энерrии

потребляемой в экваториальной и тропической зонах, сильно
сrлаживаются (рис. 1. 1). Субполярный минимум исчезает, а в
полярных областях rодовой радиационный баланс становится
отрицательным, уменьшаясь до 2,5 ккал/см 2 в rод в Арктике и
5 ккал/см 2 в rод в Антарктике. Излучение энерrии в полярных
областях в течение длительноrо холодноrо периода превышает
ее поступление в теплое время rода. Друrим примером Toro,
сколь велико может быть различие между солнечной радиаци

ей, достиrающей Земли и поrлощаемой ею, является Северная
Африка. Суммарная радиация доходит здесь до максимальных
значений на всей планете (200
220 ккал/см 2 в rод), тоrда как
по,rлощает;ся ее в 3 раза м,еньше (60
65 Iкщалj.см 2 в r,од);:
та'Кое КОЛИjче,ство радиации ок,еан поrло'щает в умеренных ши

ротах.
Максимальная средняя широтная 'величина радиационноrо
баланса отмечает:ся в океане между iO
100 ю. Ш., до'стиrая
127 ккал/см 2 в rод, а на суше (на 10
200 с. ш.) она составля

ет 119 ккал/см 2 в rод. С ростом широты количество поrлощае-
мой солнечной энерrии, постепенно умен'ьшаясь в обоих полу

шариях, на 50
600 доходит на суше до 28
29, а в океане
 до
43
46 ккал/см 2 в rод. По сравнению с приведенными средни

ми величинами количество солнечной энерrии, приходящей к
каждому конкретному участку земной поверхности, изменяет-
ся в довольно значительных пределах (см. рис. 1. 1). в низких
широтах в океане поrлощается свыше 120
140 ккал/см 2 в rод,.
на суше в различных местах
 до 60
90 ккал/см 2 в rод; ca

мое большое ее количество поrлощается в южных приэкватори

альных широтах Атлантическоrо и Тихоrо океанов. К 600 с. ш.
величина радиационноrо баланса падает в океане приблизи
'
тельно до 30
40, на суше
 до 10
20 ккал/см 2 в rод, а в тех
14




Рис. 1.1. Количество солнечной энерrии, поrлощаемое земной поверхностью
(ккал/см 2 в rод, по Будыко М. И.).
Точками показаны области с отрицательным радиационным балансом, за-
штрихованы ropHble зоны на суше


же широтах южноrо полушария
 до 50 ккалjсм 2 . Нулевая изо-
линия ради?ционноrо баланса проходит в Антарктике вблизи
летней кромки льда, располаrающейся у caMoro побережья ма-
терика, уходя до 550 ю. ш. только в районе моря Уэдделла; в
Арктике она прослеживается у северной окраины rренландии,
Аляски и у архипелаrов Канадскоrо, Шпицберrена, Земли
Франца-Иосифа, о-вов Северной Земли, Новосибирских и Вран-
rеля.
Очень большие различия солнечной радиации между эква-
тором и полярными шир.отами являются rлавным фактором,
.определяющим важнейшие особенности планетарных rидроме-
теоролоrических условий. Поэтому зональные rрадиенты ока-
зываются HaMHoro меньше меридиональных. Тем самым обмен
масс, энерrии и веществ в меридиональном направлении пере

крывает изменчивость, обусловленную всем комплексом rидро

метеоролоrических процессов. Отсюда и та зональность, с ко-
торой связаны все природные условия в приповерхностном слое
планеты. Для океаносферы это обстоятельство иrрает особенно
значительную роль; при большой плотности вод rидрофизичес-
кие поля отличаются очень высокой устойчивостью. Потому
то
И существует единая закономерность в отношении 'как их фор

мироваН'ия, так и изм'енчивости, что рассматрива,ет\ся далее
.особо.
Перено:с и nерерасnреде.дение масс в 2ео,рфер.:ах, возбу
дае

мые солнечной энеР2ией. Неравномерное р
спределение солнеч

15




ной энерrии по поверхности земноrо шара приводит к созданию
крупномасштабной rоризонтальной 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 HarpeBa воды и воздуха и, HaKOHeц

на сезонную изменчивост
 термических процессов в пределах
материков. В общей взаимосвязи и взаимообусловленности пла

HeTapHoro обмена энерrии и веществ, осуществляющеrося меж

ду океаносферой, атмосферой и литосферой, значение каждой
из них определяется интенсивностью переноса и перераспреде

ления масс, зависящих от физических свойств среды. rоризон

тальные неоднородности плотности, возникающие в процессе
тепло
 и влаrообмена, в соответствии с законаМfI термодина-
Мики возбуждают rенеральный перенос водных и воздушных
масс в направлении от более теплых областей к более холод-
ным. Таким образом потенциальная энерrия термических по-
лей превращается в кинетическую энерrию водных и воздуш

ных потоков.
При малой плотности атмосферы воздушные массы переме

щаются быстрее, чем, океанические воды. Метеоролоrические
процессы протекают значительно интенсивнее, иrрая большую
роль в общепланетарном обмене энерrии и веществ. А. С. Mo

нин и Ю. А. Шишков (1979) приводят энерrетические оценки
атмосферы, даваемые различными авторами. Так, внутренняя
энерrия всей ВБЗДУШНОЙ оболочки. определена Е. П. Борисен

ковым (1976) в 1,7.109 Дж/м 2 (или 8,6.1023 Дж), потенциаль

ная
7,2.108 Дж/м 2 (3,6.1023 Дж), а доступная потенциаль

ная энерrия
 5,5. 106 ,Дж/м 2, т. е. 'составляет менее 1 % всей
потенциальной энерrии. Скорость превращения потенциальной
энерrии в кинетическую в атмосфере, по Е. Пальмену (1959)

составляет приблизительно 2.1012 кВт, т. е. Bcero 1,6 % поrло--
щаемоrо солнечноrо тепла; «...столь низок коэффициент полез-
Horo действия атмосферных «тепловых машин»» (А. С. Монин И
Ю. А: Шишков, 1979, с. 45).
Борисенков Е. П. (1976) получил оценки потенциальной и
кинетической энерrии для всей атмосферы, ее распределения по
полушариям и изменчивости по сезонам (табл. 1. 1). Он опре

делил внутреннюю и потенциальную энерrию, которая в сумме
дает лабильную энерrию. Запасы последней увеличиваются от
зимы к лету в северном полушарии на 4 %, а в южном
на -2 %.
Особенно большой интерес, естественно, представляют оценки
кинетической энерrии. r лавным источником ее является цикло-
ническая деятельность. На зональный перено-с общей циркуля

ции атмосферы расходуется 66 % кинетической энерrии, на cy

ществование барических систем
 18 %, на образование турбу

лентных вихрей малых масштабов
 16%. Полная кинетичес

кая энерrия воздушных масс равна 1021 Дж. Зимой, коrда Me

ридиональные термические rрадиенты резко возрастают, кине

тическая энерrия воздухообмена увеличивается приблизительно
16




,.


вдвое ПQ сравнению с летом. При этом в течение Bcero ХОДд
она оказывается в ioж.ном полушарии БОЛЬЦIе, чем в северном:
зимой
 на 74%, летом
 на 100 %. в северном n;олушарии к-и

нетическая энерrия 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 (co

кращаясь на 43%), rде достиrает зимой 7,1.1020 Дж, алетом
,
3,9.} 020 Дж, что можно объяснить большими, чем в северных
широтах, различиями температуры между тропиками и сильно.
выхолаживающейся Антарктидой. Кроме Toro, в южном полу-'
. шарии, rде океаны занимают почти 81 % всей поверхности пла--
неты, суша значительно меньше сдерживает развитие воздуш

ных потоков. Потому-то ветры и достиrают особенно большой
силы в пределах сплошноrо водноrо кольца, простирающеrося
примерно от 35
400 до 65
700 ю. ш. Недаром эти широты
моряки прозвали ревущими сороковыми и rремящими пятиде

сятыми.
В условиях более высокой плотности вод Мировоrо океана
и, следовательно, повышенной. устоЙчивости процессов обмеНi
энерrии и веществ осуществляется медленнее, чем в атмосфе

ре. Это способствует стабильности общепланетарных услов.ий в:
течение длиrrельнот-о времени, определяющеЙiся продолжи

тельностью данной фазы развития планеты (ледниковая эпоха,
эпоха потепления и т. п.). А. С. Монин И Ю. А. Шишков (1979)
дают оценку энерrетическоrо потенциала океаносферы. Плот

ность внутренней энерrии определена ими в 1,2.109 Дж/м 3 , что
HaMHoro больше, чем в атмосфере (1,6.105 Дж/м 3 ). Плотность.
-потенциальной энерrии оказалась равной 2. 107 Дж/м 3 , что TaK

же значительно превышает величину ее в атмосфере (4 L
.104 Дж/м З ). Вместе с тем плотность доступной потенциальной
энерrии в обеих средах близк
: 7.102 в океане и 5.102 Дж/м 3 В
воздухе. ДляАтлантиrческоrо ок,е,ана И. Л. Вулис и А. С. Монин
(1975) определили внутреннюю, потенциальную, доступную и ки

нетическую энерrию и 'сопоставили ее, с энерrией, Iсод,ержащей

ся в атмосфере над океаном._ !Плотность юинетичеакой энертии в:
океане А. С. Мон-ин И Ю. А. Шишков (1979) получиmи, приняв
среднюю ,скорость течений в 3,5 'см/с; величина ее для Мировоrо
океана составила 0,6 Дж/м 3 , что в 200 раз меньше, чем в ат-
мосфере. Авторы объясняют это тем, что океан получает кине

тическую энерrию rлавным образом от атмосферы, коrда
«сцепление» очень слабое.
Кинетическая энерrия вычислена Л. И. rалеркиным и
А. М. rриценко (1980). Средняя величина ее на единицу мас-
с:ы на поверхности океана определена в 100 .см2 /с 2 , или
10
2 Дж/кr. Это на четыре порядка меньше по сравнению с Be

личинами, приведенными выше для атмосферы.
Для отдельных -океанов. и Мировоrо океана в цел6м кинети-.
ческая энерrия рассчитана В. Н. Степановым и Е. И. Шульма,
ном, чему посвящен специальный раздел второй части книrи.


2
1401


17




Таблица 1.1,
Сезонная изменчивость энерrии атмосферы по полушариям
в 1021 Дж, ПО Е. П. Борисенкову (1976)


Зима Лето Разность
Вид э
ерrии северное I северное I северное I
южное южное южное
Внутренняя (О 430 423 448 437
17
8
Потенциальная
(II ) 177 176 183 179

6
3
Лабильная (1+ II) 607 605 631 616
24
11
Кинетическая 0,406 0,706 0,192 0,386 0,219 0,30


I '.


6


Высокая интенсивность макротурбулентных процессов в ат-
мосфере способствует быстрому перераспределению масс и,
-следовательно, общепланетарному обмену энерrии и веществ.
е этим же связана и большая активность взаимодействия меж-
ду воздушной и водной оболочками. Вместе с тем значительно
,меньшаlЯ интенсивность макротурбулентных проц,есюов в Миро-
вом океане, определяющаяся повышенной плотностью среды,
способствует стабильности не только rидрофизических условий,
но и общепланетарных rидрометеоролоrических процессов.
Длительное обращение водных и воздушных масс в одних и
тех же физико-rеоrрафических условиях приводит . К тому, что
.они приобретают определенные своЙства, /с чем и связана 'зО-
нальность Bcero комплекса природы у поверхности Земли. Мно-
rообразие же условий, наблюдающихся на фоне природной зо-
нальности, объясняется особенностями распределения солнеч-
ной энерrии по поверхности земноrо шара и различием про-
цес-сов поrлощения, трансформации и расходования ве,ществ
атмосферой, океаносферой ИI литосф€рой; для суши, кроме то-
,то, немало важное значение имеет высота да:нноrо места над
уровнем океана.
В более подвижной воздушной среде преобладающий зо-
наJIЬНЫЙ 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
rрадиенты линейной скорости. Возникающее :при этом вихр-е

образование лриводит rк постепенному увеличению ЦИКIJIониче-
ских и антицИ!клонических си,стем, блаrодаря чему усиливается
меридиональный воздухообмен. Еrос-л-едствием является умень-
шение температурных 'контрастов между экватором 'и полюса

ми, и петому зональный пеР€НQiС начинает ослабевать; широт

ные rрадиенты линеЙноЙ :скорости умень'шаю1'1СЯ, а воздушные
вихри размываются. OД
Ha'Кo непрекращающиЙся ПрИ!ТОК 'сол-
нечной энерrии вызывает постоянное обострение м,еридиональ

ных контрастов и, следоват-ельно, возобновление' интенсивности



-







18




зональноrо переноса.«Происходящее при этом накюпление 'ко-
личественных характеристи:к,
 пишут Б. Л. Дзердзее.в.ский и
А. С. Монин (1954, с. 565),
 создает новые качественные со-
отношения и сопровождается усилени.еiМ KOHTpalCTOB между
отдельными дроцессами
 обеих rрупп. ,Каждый атмосферный
iПроцесс и каждая rруппа таких проце,ссов р'аЗЩf.Ваются до дo

статочноrо накопления меЖiдУ ними к.онтра,стов, а затем .ха-
рактер ЦИРiКУЛЯЦИИJ быстро, СК1аЧКОМ,ме'няетlся; образуется e

новая форма, новый тип». «Борьба м-ежду противоположными
процессами
 постоянным притоком солнечной энертии (вызы

вающим зональный перенос) и планетарной макротурбулент

ностью ,(способст'вующей ero ослаблению),
 пишут дале,е те
же авторы,
 определяет то, что атмосферу можно считать... aB

токолебательнойсИ'стемой, а автоколебания-циркуляции:
oc

новой СИноптичеСКИIХ процессов».
Поскольку наибольшие контрасты температур у поверхнос

ти З,е:мли как в о:кеаносфе'ре, так и в атмосфере 'создаются меж

ду проrретыми тропиками и холодными полярными областями,.
с переходом в умеренный пояс наблюдаются особецно резко вы-
раженные фронтальные разделы в водной и воздушной средах l .
. Динамические напряжения, СОiЗдающиеся на фронтах, разделя


. ющих различныевоздушные ИJ водные массы, вызывают наруше

ния равновесия, а возникающие здесь волнообразные возмуще

ния перерастают в макротурбулентные вихри, При этом, как пи-
шет А. А. rирс (1960, с. 133), обобщая ИСlсл
дования ряда авто-
ров (r. я. Ванrенrе,йма, С. П. Хромова, [. Ро'с,сби и др.), происхо

дит сепарация циклонических систем: «Вследствие изменения
параметра Кориолиса с широтой движущиеся циклонические
вихри получают ускорения в направлении более высоких ши

рот, rде они усуrубляются, сосредоточиваются, а антициклони

ческие
 в направлении к экватору, rде они концентрируются и
усиливаются». Таким образом, становится понятным преобла

дание циклонической деятельности в умеренных и субполярных
широтах, тоrда как при БОлее однородных и стабильных терми-
ческих полях тропических и полярных областей создаются yc

ловия, блаrоприятные для антициклонических систем. Эти зако-
номерности справедливы для обеих сред, как водной, т.дк и воз-
душной. ,
В водах Мировоrо океана нарушение зональноrо переноса
меридиональными вторжениями особенно ярко проявляется во
фронтальных областях, rде создаются наибольшие температур-


I За счет большой полярности условий они были названы полярными,
что нельзя признать удачным с позиций общей классификации фронтальных
зон, наименование которым дается' исходя из rеоrрафическоrо положения.
Поэтому в метеоролorии фронты, располаrающиеся в полярных областях,
были названы арктическими и антарктическими и тем самым лишились обоб

щающеrо термина. Их целесообразно назвать полярными, а фронты уме-
ренных широт
 субполярными.


2-.


19




ные rрадиенты. В результате постоянноrо изменения активнос

ти противоположно направленных процессов усиливается то
широтный, то меридион'альный перенос. В тропосфере воздуш-
ной оболочки более 70 % кинетической энерrии приходится на
зональный перенос и менее 30 %
 на меридиональный. Прак

тически то же получено Л. И. rалеркиным и А. М. rриценко
(1980) для Тихоrо океана; так, кинетическая энерrия зонально

то переноса выразилась в
 77 %, а меридиональноrо
 в 23 %.
По
видимому, это можно считать справедливым также и для
Атлантическоrо и Индийскоrо океанов,
Перено'С и перераспределение масс прои'сходит 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-rеоrрафических условий, свой

ственных отдельным rеолоrическим циклам развития Земли.
При различной интенсивности переноса и перераспределе-
ния масс в океаносфере, атмосфере и литосфере каждая из них
.оказывает преоБЛ21дающее воздействие на BpeMeHHble и пр ост-
ранственные масштабы планетарных пр,оцессов.
Формирование планетарной циркуляции водных и воздуш-
ных масс в nроцессе динамичеСКО20 взаимодействия океаносфе-
ры с атмосферой. Поскольку наибольшие rрадиенты 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
прямоrо обмена между высокими и низкими широтами созда-
€тся сложное (зональное) перераспределение масс. Постепен-
ное отклонение воздушных и водных потоков (в северном полу-
шарии вправо, а в южном
 влево) обусловливает возникнове-
ние ци!клонических и: аНТИЦИlклониче.СIrИХ систем.
В океанолоrии довольно широко распространено представле

ние о том, что обrцая система течений определяется переносом
воздушных масс. Вместе с тем можно считать, что планетар-
ная циркуляция в атмосфере и океаносфере формируется в про-
цессе их теснейшек взаимосвязи и взаимообусловленности, по

скольку перемеrцение и перераспределение масс в rеосфере од-
новременно возбуждаются неравномерным распределением сол-
нечной энерrии. Erцe Ф. Энrельс писал: «Взаимодействие иск-
лючает всякое -абсолютно первичное и абсолютно вторичное...»l
Сопоставление ветровых полей с полем поверхностных течений
показывает, что макроциркуляционные системы определенноrо
типа создаюJ'СЯ в соответствии с зональным обменом энерrии


1 Маркс К,,' Энzельс Ф. Диалектика природы.
 Собр. соч., т. 20, с. 483.


'20




и веществ как в океане, так и в атмосфере в одних и тех же
rеоrрафических 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 rеоrрафической широтой Ha

правления обращения масс в циркуляционных системах aTMO

сферы и океаносф'еры.
В то время как маf<:роциркуляционные системы в атмосфере
в пределах материковых пространств, как правило, претерпе-
вают сезонные изменения, переходя от антициклонов зимой к
летним циклонам, над океаном один :й: тот же барический центр
.обыкновенно сох'раняется в течение Bcero rода. Причина TOMY

сезонная изменчивость полей температурь! над сушей и океа-
нами. В холоднЬе время rода при сильном выхолаживании ма-
териков над ними формируются барические максимумы, преоб-
разующиеся в результате летнеrо ПРQrрева в центры понижен

Horo давлени,Я. Блаrодаря этому зимой охлажденный воздух
БЫНОСИТIСЯ ,о континента на ок,еан, а летом с океана на сушу,
что способствует смяrчению климата всей планеты.
Сохранение в пределах океанов в продолжение круrлоrо
'rода о
них и тех же водных и 'Воздушных циркуляционных
и-
f 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 Атлантическоrо и Тихоrо океанов. При
сохранении здесь циклоническоrо обращения вод в теу:ение Bce

ro rода исландский и алеутский барические миниму
ы оказы-
ваются хорошо выраженными только в осенне
зимнее время;
весной и летом они размываются. Если бы циркуляция вод оп-
:ределялась IперемещениемвозДушных масс, ТО [в ,северных ча

<стях океанов менял,ся бы и .характер течений.
Для сезонной изменчивости переноса воздушных и водных
масс характерно небольшое смещение в холодное время rода
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' ,оеВJерной части Индийскоrо океана 'со Iсменой
муссонных ветров происходит полная обратимость циркуляции
БОД. Следует ли отсюда, что перенос вод вызывается ветром?
По
видимому, нет! Перемещение и перераспределение масс в
обеих средах определяются общими закономерностями, обус

ловленными неравномерным HarpeBoM 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 rлаве III).
21




rоризонтальное обращение масс у поверхности Земли воз

буждает сложную систему вертикальных движений, OXBaTЫBa

ющих в конечном счете всю океаносферу и тропосферу воздуш

ной оболочки. В остальной части атмосферы ведущую роль Ha

чинают иrрать энерrетические и физико-химические процессы,.
порождаемые солнечными и космическими лучами. В COOTBeTCT

вии с rИДР9динамическим эффектом, возникающим в циркуля

ционных системах, в центральных частях антициклонических
KpyroBopOTOB 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 rоризонтальных и Bep

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-rеоrрафи

ческими условиями, в которых они формировались. Из этих
свойств особенно большое значение имеет их плотность, зави

сяrцая в первую очередь от характеристики термических полей
в месте образования данных масс. Водные и воздушные массы,
перемеrцаясь на то или иное расстояние от поверхности Земли
в зависимости от их Плотности и интенсивности вертикальных
движений, распространяются затем на различных уровнях в
rоризонтальном направлении. Вовлекаясь в вертикальное пере

мещение, они снова попадают в приповерхностные слои. Таким
образом замыкается вертикальное обращение масс.
В проце'осе пе'Ремеще:ния масс дроисходиrr их ,смешение и
тра.нсформация. Таким образом MorYT образоваться новые вод-
ные и воздушные массы с промежуточными характеристиками.
Распространяясь на различных расстояниях от поверхности
Земли и обладая Отличными друr от друrа 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, rлубинных и
придонных вод. Стационарность расслоения обеих сред опреде-
ляется наличием в каждой зоне (сфере) самостоятельных си-
стем обращения водных и воздушных масс.


1. 2. Циклическая природа развития планетарных
rидрометеоролоrических процессов
Приходится констатировать, что до сих пор нет сколько
ни-
будь установившихся представлении р причинах изменчивости
природы Земли. Видимо, немалую роль эдесь HrpaeT то, что из
22




общей совокупности мноrочисленных и в
аимосвязанных явле

ний, определяющих планетарные процессы, принимается во вни-
мание один из них или В крайнем случае несколько, и притом
далеко не всеrда важнейших.
Из астрономических факторов для объяснения пр..иродной
изменчивости привлекаются колебания наклона земнои оси и
орбиты планеты, возникающие под влиянием друrих планет
Солнечной системы, изменения скорости вращения Земли,лун

ный прилив И др. Такие исследования довольно мноrочислен-
ны. Примером их MorYT быть работы И. В. Максимова, полу

чившие обобщение в специальной моноrрафии (1970) . Еще
больше Kpyr ученых, стремящихся выявить взаимосвязь смены
природных условий на земном шаре с колебаниями интенсив-
ности солнечной деятельности. При этом исходят из Toro, что
наше светило является переменной звездой, излучающая спо

собность которой не остается постоянной, rелеоrеофизика объ

единила специалистов caMoro различноrо профиля, ведущих Ta

кие исследования. В противоположность им мноrие, 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 Зем'ли
перераспределением воздушных масс при смене сезонов. По ero
подсчетам, с переходом от лета к зиме над Евразией появляет-
ся дополнительная масса воздуха в 3. 1014 т, приходящеrо с
океана. Летом такое же еrоколичество 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 rеолоrическими и rеотектоничес-
'кимiи явлениями: перераспределением Maclc внутри з
мноrо ша-
,ра ИJоро.образоват-ельными шроцеосами, перемещениями MaTe

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. Виноrрадова (1967), А. С. Монина (1977), А. С. Монина
и Ю. А. Шишкова (1979).
Исследование 2идрометеОрОЛО2ических ЦИКЛОВ. Наиболее
полная классификация современных процессов, протекающих в
атмосфере и океаносфере, разработана А. С. Мониным (1974).
,'в основу ее положены BpeMeHHble и пространственные масшта

бы развития тидрометеоролоrических процеr.сов. В соответствии
с этим весь спектр изменчивости подразделяется на микро
 и
мезомасштабную, синоптическую, межrодичную, внутривековую
и межвековую. Первые два типапроцессов, имеющие периоды,
исчисляющиеся секундами, минутами и часами, являются BHYT

ренним
еханизмом формирования более крупномасштабных
23




.nроце,с,сов. Начиная ссиноптическоrо цикла, rидрометео'роло

.rИ1чески,е условия приобретают уже rлобальный характер. При
-этом синоптический цикл является п-ервичным, или элементар-
ным. Для и!оследования климата оке'3на и атмосферы (xapaK
'
'TepHoro для современной эпохи развития Земли) основное
значение имеют изменения услов:ий, осуществляющиеся rлав

,ным обраЗ9М в рамках rодовых и мноrолетних циклов.
Особенно значительных успехов в изучении планетарных
циклов достиrли исследователи, занимавшиеся типизацией rид

рометеоролоrических процессов. Ими было обнаружено, что в
циркуляции атмосферы имеют место циклы с относительно BЫ

сокой устойчивостью, В течение которых процессы протекают по'
определенному типу. Сохраняясь в пределах целоrо полушария
или большей ero части, они создают, пишет А. А. rирс (1971"
с. 4), «...тенденцию определенноrо знака в изменении ряда xa

рактеристик атмосферы и rидросферы». При этом «в долrосроч

ных процессах атмосфера в целом выступает не как замкну

тая система, а лишь как часть единой системы «атмосфера

деятельный слой подстилающей пове1РХНО'СТИ»... В ЭТой систе-
ме атмосфера является малоинерционной, быстро меняющейся
компонентой, а море, наоборот, обладает большой тепловоЙ
инерцией...» (Монин, 1969, с. 85).
Исследованиями Б. П. Мульта'новскоrо, [. Я. Ванrенrейма,.
А. А. rирса, Б. Л. Дзердзеевскоrо установлена преемственность.
в развитии элементарных синоптических циклов, выявлены ес-
тественные сезоны, стадии развития rодовых метеоролоrических
циклов продолжительностью 3
6 месяцев, мноrолетние циклы
(<<стадии циркуляционных эпох»), прослеживающиеся в, тече

ние 2
6 лет, а также физико
rеоrрафические циклы (<<циркуля-,
ционные эпохи») длитеЛi>НОСТЬЮ от 1 О до 30 лет.
А. А. rирс, возrлавляя школу арктических синоптиков, про

ВОДЯlЦих исследование метеоролоrических процессов в rенетиче-
ски обо'снованных формах циркуляции, внес большой вклад в;
развитие проrнозов 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 АтлантичеCiкоrо и Тихоrо
океанов.
Изучение циклической природы планетарных rидрометеоро

лоrических процессов имеет orpoMHoe не только научное, но и
прикладное значени'е. Тем самым iJIоявляется возможность BЫ

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 энерrии и в
ществ, взаимосвязЬ
и взаимообусловленность явлений. В практике обслуживания
навиrации на Северном морском пути и поля'рной авиации :..
уже давно используется rенетическая связь циклическоrо раз

вития синоптических, ледовых и друrих rидрометеоролоrичес

24




ких процеtсов. Эти исследования положены в основу разработ

ки краткосрочных, длительных и сверхд-олrосрочных проrно-
зов, отличающихсявысокой. оправдываемостью. OrpoMHbIe си-
.лы и средства расходуются на исследования, проводимые «ко-
раблями поrоды», долrовременное изучение отдельных' «поли

{'ОНОВ», синхронные съемки различныIx акваторий Мировоrо
: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 друrих специальных' rидрофизических наблю

дений, выполненных в отдельных точках, обобщение которых
крайне затрудняется эпизодичностью и отсутствием rеRетичес


ой ,св
язи между изучаемыми я:влени!ями. ПlрИ разновре,мен

ности и оrраниченности исходных сведений, .имеющихся по каж-
дой точке (трапеции), осложняется и получение климатических
характеристик, являющихся пока в
жнейшим фоновым звеном,
позволяющим связать данные,' относящиеся к процессам раз-
.личных пространственны
 и временных масштабов. Планетар-
ным rидрометеоролоrическим циклам посвящена следующая
rлава.
Обмен энер2UU и веществ и изменчивость планетарных npo

цессов. Постоянные и мноrообразные изменения природы MorYT
быть не только учтены, но и количественно оценены на основе
исследования обмена энерrии 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 ЦИКJ{ОВ влаrо- и теплообмена. По' сведени-
ям, приводимым О. А. Дроздовым и о. [. Сорчаньм (1974), в
атмосфере единовременно находится 12,9.103 км 3 влаrи, что
эквивалентно слою воды в 2
3 см, испаряющейся с поверх-
ности )V1ировоrо океана; это в 40 раз меньше всей массы вла-
rи, отдава
мой океаносферой. Полное обновление влаrи в ат-
мосфере может происходить 35
45 раз в rод, т. е. приблизи-
тельно каждые 8
10 суток. В течение каждоrо TaKoro цикла
должна быть затрачена энерrия, необходимая для испарения
13.103 км 3 воды. На испарение всей влаrи, находящейся" в ат-
мосфере, потребуется около 4. 1020 ккал в rод. Следовательно,
в течение одноrо цикла влаrообмена во время конденсации в
атмосферу должно выделиться столько же тепла.
Достоверность приведенных оценок обмена в рамках эле-
MeHTapHoro цикла подтверждается данными rлобальноrо обме-
на. Общее количество тепла, расходуемоrо на испарение всей
массы влаrи с поверхности Мировоrо океана, составляет 3 .
.1020 ккал в rод, а на суше
 0,6. 1020 ккал в rод. Следователь-
но, 3,6.1020 ккал в rод будет отдано тропосфере в процессе KOH

денсации водяных паров. Если это количество тепла отнести к
25




единице поверхности земноrо шара, оно составит 80 ккалjсм 2 в
rод. М. И. Будыко И др. (1978) определи.тIИ среднюю величину
солнечной радиации, поrлощаемой земной поверхностью, в
79 ккалjсм 2 в rод. Таким образом, в процессе влаrообмена под-
держивается динамическое равновесие между количеством по

rлощаемой солнечной радиации и теплом, идущим на испаре

ние влаrи,
 одной стороны, а с друrой
 между энерrией, BЫ

деляемой при конденсации водяных паров, и ее расходованием
на поддержание атмосферной циркуляции. Без сохранения под-;--
вижноrо 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. КМ 3 .Полное их обнов

ление происходит 24 раза в rод, или каждые 15 суток, что co

ответствует продолжительности элементарных циклов друrих
рассмотренных здесь процессов.
С элементарными процессами теснейшим образом должны
быть связаны первичные циклы rазо
 и солеобмена между OKe

аном и атмосферой. Первичный rидрометеоролоrический про

,;.
цесс на суше оказывает влияние на интенсивность выветрива-
ния ropHbIx пород, активность обращения' материковых вод и
переноса ими минеральных веществ, жизнедеятельность расти.,-
тельноrо и животноrо мира, а также на друrие процессы.
Каждый цикл высшеrо порядка (отличающийся большими
масштабами) следует рассматривать как результат количест

венных изменений энерrии 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
энерrии и веществ являются количественной базой, определяю

щей качественные особенности развития всякоrо последующеrо
цикла (как данной К<;lтеrории, так и более BbIcoKoro порядка).
Чем больше эти различия, тем соответственно значительнее
должны быть изменения в развитии последующих процессов.
Отсюда возникает задача возможно более точноrо учета
всех составляющих обмена энерrии и веществ, для Toro чтобы
определить и количественно оценить их вклад в развитие каж-
доrо планетарноrо цикла. Тем самым выявляется и разность
между приходной и расходной частями обмена, которая соста-
вит количественную основу формирования HOHoro цикла. Обык-
новенно же исходят из необходимости полноrо равенства меж

ду обеими частями обмена. Однако, если бы это имело место,.
происходило бы довольно cTporoe повторение одних и тех же
процессов. В условиях постоянноrо изменения природы баланс
энерrии и веществ надо рассматривать как подвижное динами-
26




ческое равновесие, а не как обязательное полное равенство
между приходной и расходной частями общеrо обмена, которое
обычно стремятся достичь при расчетах любым путем. Поэтому
правильнее rоворить не о балансе (равенстве), а о бюджете
энерrии 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 энерrии
и веществ во времени и в пространстве, чем и определяются
характер и интенсивность каждоrо цикла развития природы.
Динамичность взаимосвязей и взаимозависимостей в приро-
де, изменяющихся от одноrо цикла процессов к друrому, соот-
ветствует спиралевидному характ'еру развития материи. По-это

му изменчивость природных процессов носит циклический, а не
периодический (cTporo повторяющийся через определенные про-
межутки времени) характер, отличающийся различной продол-
жительностью, интенсивностью и неравенством бюджета энерrии
и веществ в пределах каждоrо цикла. При правильном пони

мании принципиальной и философской сущности количествен

ной оценки KpyroBopoTa энерrии и веществ допустимо исполь-
зование результатов расчета баланса в качестве HeKoToporo
среднеrо значения приходной и расходной частей обмена, опре-
деляющеrс> возможный порядок изменений, свойственных каж-
дому планетарному циклу.
При всем мноrообразии процессов их изменчивость всеrда
будет укладываться в систему последовательно увеличиваю-
щихся пространст-венных и BpeMeHHblx масштабов, не выходя

щих за пределы caMoro крупноrо из них, соответствующеrо
данной фазе развития природы Земли. Это может быть .опр-е

деленная эпоха фИЗИI(Q
rеоrрафических условий (потепление
или 'Похолодание, засушливая или изобилующая осадками и
т. п.), rеолоrическая эра (пе'РИQД, Эrпоха, время), Iкоrда fIроис-
ходит коренное изменение xalpaKTepa и интенс.ивности разВ'ити!я
планетарных лроцес-сов (ВICлед,ствие перера'спредел-ения ВОДЫ и
суши, различия rазовото состава атмосферы, особенностей 'раз-
ви'тия орrан'Ическоrо мира и пр.). В каждую та\кую фазу раз-
витJия 3емли устанавливается динамическ.оеравновесие в об-
щепланетарном обмене эне,рrии и веще,ств, в результате к.ото-
poro можно rоворить об отiносительном постоянстве (к:вази'ста-
ционарности) природных условий. Пространственные, а rлав-
ное, временные масштабы циклов, которым свойственны OДHO

типные пр,оце,ссы, близки, но не 'равны. Повторяемость одноти'п-
ных планета,рных процессов и я'вляется основанием для их
классификации.
К сожалению, пока еще не представляется возможным из-за
недостатка данных определять бюджет энерrии и веществ в
рамках отдельных rидрометеоролоrических циклов. Получаемая
остаточная величина баланса, представляющая собой разность
27




между ПРИХОДНОЙ и расходной частями бюджета (на основе
которой формируются качественные особенности каждоrо по

следующеrо rодовоrо цикла), по
видимоМ:у, в большей мере
обусловлена недостаточной надежностью расчетов, чем теми
различиями обмена энерrии и веществ, которые должны иметь
м-есто в действительности. Несмотря на это, баланс и бюджет
энерrии и .веществ, которые стремятся определить на основе
обобщения и анализа всех накопленных к настоящему времени
материалов (прямых и косвенных), представляют, несомненно,
оrромный интерес, так как позволяют получить количественную
оценку изучаемых процессов. Отсюда то внимание, которое да-
лее уделяется балансу энерrии и веществ.


fлаваII


ПЛАНЕТАРНЫЕ rИ-ДРОМЕТЕоролоrИЧЕСКИЕ ЦИКЛЫ


Развитие планетарных rидрометеоролоrических процессов
осуществляется в виде взаимосвязанных циклов различных про

cTpaHcTBeHHo
BpeMeHHbIX масштабов (Степанов, 1970). Под воз

действием солнечной энерrии в океаносфереиатмосфере OДHO

временно возбуждаются термодинамические процессы синопти
'
ческоrо мяс.ТП1'ЯnЯ Их последовател ьность, повторя емость и
сочетания определяют особенности сезонноrо и rодовоrо цик

лов, а последние
 характер мноrолетних изменений природных
условий.
Для изучения планетарных циклов MorYT быть привлечены
rидрометеоролоrические данные, относящиеся rлавным образом
к последнему столетию. Полноценные ежедневные синоuтичес

кие карты имеются за последние 70
8Q лет по северному полу

шарию. Основное количество океаноrрафических наблюдений
сделано после второй мировой войны; большая их часть выпол-
нена в северных частях океанов. Систематические наблюдения
помимо прибрежных rидрометеоролоrических станций в откры-
том океане ведутся на «кораблях поrоды». В отдельных, BeCb

ма ОIlраниченных реrионах проводятся повторяющиеся измере

ния по определенным «стандартным разрезам». Количество
«океаноrрафических съемок» невелико и большей частью от-
носится к -отдельным аlкватор'иям. Систематиче-ски они ведутся
«ледовым патрулем» в северо-западной части Атлантическоrо
океана.
Самые ценные сведения накоплены по' советским арктичес-
ким, морям. IПоследние четыре десятилетия ЗLЦ-есь по несколь

ку раз в течение теплоrо периода rода проводились океано-
rрафич-еокие .съемки. В холодное время, коrда rв этих мелко-
водных водоемах в результате развития конвекции o
 поверх

ности до дна устанавливается rOMoreHHocTb, rлавным показате

лем rидрофизических _ условий становится характер ледяноrо по-
крова. Состояние и изменение ero MHoroKpaTHo фиксируются
28


/




съемками с самолетов, причем особенно часто он обследуется в
весенний и летний сезоны. Столь обстоятельному изучению не.

подверrается какой
либо друrой реrион Мировоrо океана. По

этому исследования циклической природы rидрометеоролоrи

ческих процессов в арктических морях дали особенно ценные
результаты. Помимо ()бширных систематических "данных этому
способствовали дв'а обстоятельства. Во
первых, возможность
наrлядно проследить изменчивость rидрофизических условий по
состоянию ледяноrо покрова,' на котором очень ярко проявляет

ся влияние всей совокупности rидрометеоролоrических ПР9цес

сов. По ero характеру сравнительно леrко проследить смену
первичных (элементарных) rидрометеоролоrических процессов
. (синоптическоrо масштаба), фазы развития и важнейшие oco

бенност
 сезонных процессов, а также взаимосвязь между ce

зонами, которая опр'еделяет' тип каждоrо rодовоrо цикла в цe

лом. Второе обстоятельство связано с научно-оперативным обес

печением судоходства, требующим хорошеrо знания закономер

ностей, обусловливающих формирование и изменчивость Bcero
компдекса природных условий.
Все отмеченные особенности изучения Арктики способство

вали уrлубленной разработке идеи циклическоrо развития r,ид

рометеоролоrических условий, получившей конкретное выраже

ние в классификации (типизации) метеоролоrических и rидро-
физических (в том числе и ледовых) процессов синоптическоrо,
,сезонното и rОДOiво:rо мас-шта,бов в морях CeBepHor,o Ледо

>витото океана. . П/ред.принимаемое здесь обобщение матеРlиа

ЛQВ, накопленных по циклической природе и, развитию плане-
тарных процессов, относится rлавным образом к арктическим
морям (с учетом личноrо опыта научно
оперативноrо обеспече

ния навиrации на Северном морском пути в продолжение двух
десятков лет). Полученные результаты рассмотрены в несколь-
ких -книrах, посвященных изучению типов rидрофизических yc

ловий отдельных морей; к сожалению, знакомство с ними orpa

ничено довольно узким KpyroM специалистов. Некоторые Becь

ма важные материалы вообще остались неопубликованными

Исследованиям циклическоrо развития процессов в арктических
морях посвящены работы В. Н. Степанова (1949, 1957,' 1966,),.
Б. А. Крутских И Ю. А. rорбунова (1-971, 1972), Б. А. KpYTC

ких (1978).
В изучении метеоролоrических циклов оrромную роль CbIr

рали исследования [. Я. Ванrенrейма и А. А. rирса. -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 rенерализовать типы
этих процессов, но и создать основы методики проrнозов е
очень большой заблаrовременностью и точностью.
Упомянутые исследования были использованы для приводя

щейся здесь характеристики планетарных циклов.
29




Синоптические ЦИКЛЫ. Их также называют первичными или
элементарными циклами. Особенно значительных успехов в из-
учении этих циклов достиrли метеоролоrи.
Несмотря на всю сложность и мноrообразие развития' эле

ментарных макроциркуляционных процессов, возбуждаемых
различием наrревания и охлаждения поверхности земноrо ша
.
ра, количество характерных (типичных)' ситуаций Оl\азывается
Не таким уж большим. По исследованиям Б. Л. Дзердзеевскоrо
(1968), все наблюдавшиеся за последние 70 лет Синоптические
условия во внетропических широтах ceBepHoro 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 rруппы. Для одной из них характерно преобладание
широтных переносов (рис. П. 1). Вторая rруппа отличается от
первой 'единичными вторжениями северных Потоков. Третьей
свойственно преобладание меридиональных перемещений с се-
вера, тоrда как четвертой
 с юrа.
Каждый элементарный циркуляционный механизм' представ-
ляет собой rлобальный процесс, охватывающий полушарие. и
даже всю планету. Он отличается большей устойчивостью по'
сравнению с конкретными поrодными условиями. При этом
«крупномасштабные тропосферные возмущения распространя

ются со скоростями до 35
40 rрадусов долrоты и 10 rрадусов
широты в сутки и, значит, MorYT обежать всю Землю за 1
2
недели...» (Мони н, 1969, с. 83). Частота появления тех или иных
ЭЦМ и продолжительность их действия определяют не только
циркуляцию атмосферы и характер поrоды отдельных сезонов
и лет, но и климат в целом. Продолжительность ЭЦМ меняет-
ся от 2 до 1 О суток, большей частью составляя 3
5 суток. В
течение этоrо 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 друrоrо типа цир-
куляции атмосферы, отличающеrося уже иным направлением и
интенсивностью переноса циклонов и расположением антицик

лонов. «В каждый данный момент ЭЦМ обеспечивает преоб-
разование потенциальной энерrии 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 лучистоrо равновесия в данном месте при достижении
критическоrо уровня быстро, «скачком», разрушаются; вступа-
ет в действие новый ЭЦМ» (Д'зердзеевский, 1968, с. 45). Спра-
ведливость этих положений подтверждена оценкой времени
превращений в атмосфере потенциальной энерrии в кинетиче

скую, произведенной А. С. Мониным (1969). Она оказалась рав-
н.ой 5. 105 С, что 'П'риме1РНО соответствует, неделе
 продолжитель

30


I
I
,

I
I


I
I




40
20
О

20
I I
40
I I I
1932 1947 1963 r. I I I I
1899- 1911- 192З
 1935
 1947- 1959

1908 1920 1932 1944 1956 1968
е


а


J
8
лАЛМЛ
лмf\
1750 1800 1850 1900 1954 r.


в
80
40
О

40

80
I
1899
д
1000
cr
е
('1-""'"

 500
t


о
20


I
1915


15


10


5



 1


 2 ........... 3
-
 4


б
400
200
О

200

400


29'"


21°


\,


200 175 150 125 100 75 50 '25 О



 1


2
.

з


Рис. II.I. Изменчивость природных условий по различным данным:
а
 rодоiюе значение qисел Вольфа; б
 интеrральная кривая аномалий rодовых чисел
Вольфа; в
 отклонение (в сутках) повторяемости зональных (сплошная линия) и мери

диональных (пунктир) rрупп циркуляции атмосферы (по Дзердзеевскому Б. Л.), от cpeд

ней rодовой их продолжительности; r
 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 Атлантическоrо океана, 2
 температуры воздуха в сред-
них широтах Европы, 3
 скорость образования донных осадков в экваториальной З0не-
Атлантики, 4
 изменения эффективной солнечной радиации в летнее вреМя; е
 измене-
ние природных условий залива Кука (АЛЯСК,а) за 200 тыс. лет до н. э. ,(по I(арлстрему):
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 Toro же порядка, которая установлена дЛЯ ЭЦМ. Указы

вается и характерный пространственный масштаб синоптичес-
ких процессов, который для умеренных широт равен 3000 км.
В 30
x rqlдax [. Я. ВаНI'eнreйм )7iСТа.нOiВИЛ для ВЫСOiких ши

рот ceBepHoro полушария 26 типов макроциркуляци
нных про

цессов. Он назвал их элементарными синоптическими процес

сами (ЭСП). Затем они были объединены в более крупные фор

мы с преобладанием западноrо, восточноrо и 'меридиональноrо
переноса в атмосфере (рис. П. 2). Ранее выделенные типы
ЭСП рассматривались как разновидности этих трех форм. При
31




E.C,W


за



40


: .



80
1900


-"w


420


260


E.C.W
500


в 340
2000


,1000


180


,О



 1000 .


100



2000



зооо


\/\
\
\
\
\
, r,
\) \


I
I
I
'. 1
'..... I '
"f.
('. \.. /'"
J
.


,....'... ....1' .'
: '. "
"\: 11
,,[-
/ 1

, {Л
.: \ , /, :
..... ,/ 'J



4000



6000



340


,
I
\/\
\
,
\ (\
\ , \
\)


I
,

 I
, I
\
,



5000



260



7000



420



8000



9000



10000


1900


1912


Рис. П.2. Межrодовая изменчивость повторяемости
типов элементарных синоптических процессов,
по fирсу А. А. и Ванrенrейму r. Я., вверху
 от-
клонение от нормы rодовой повторяемости основных
типов, процессов W, С, Е. внизу
 мноrолетние пре-
образования типов процессов W, С, Е в сопоставле-
нии с интеrральной кривой аномалий чисел Воль-
фа (В)
32




I
I
r


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 MaKpo

циркуляционных процессов в умеренных широтах ceBepHoro по

луш ария не только в приземных слоях, но также в тропосфере
и стратосфере.
А. А. rирс (1960, 1971) выявил связь между .особенностями
развития и сменой типов ЭGП со стационарными волнами
большой амп-литуды, возникающими в тропосфере!. Оказалось,
что во время наиболее интенсивноrо и устойчивоrо ,развития
каждоrо ,типа процесс а наблюдается определенная симметрия в
расположении высотных rребней и ложбин в атлантико
евра

зийском и тихоокеано-американском секторах ceBepHoro' полу-
шария. При преобразовании типов циркуляции атмосферы эта
симметрия нарушается. В результате изучения взаимосвязи про

цессов в обоих секторах А. А. rирсом были выделены разно-
видности общепланетарных форм макроциркуляционных про-
цессов для западноrо полушария. Анrлийский метеоролоr
Х. Лэмб выявил, что мноrие закономерности перемещения длин-
ных волн, установле'нные для ceBepHoro полушария, наблюдают

ся и в южных широтах, На Q.сыовании этих, а также дру
их ис

следований А. А. rирс (1971) пришел к закономерному выводу
о наличии взаимосвязи метеоролоrических процессов между
обоими ПОЛfшариями и проследил тенденции таких зависимос

тей.
В арктических морях Б. А. Крутских (1978) выявил семь
типов элементарных процессав с определенным комплексом
rидрофизических условий, куда входят циркуляция вод и Tep

моrалинные поля, характер и перемещение ледяноrо покрова, а
также колебания уровня. Формирование каждоrо, TaKoro типа
связано с определенными метеоролоrически-ми условиями, кото-
рые для окраинных сибирских морей являются ведущими, так
,как их развитие связано с процессами rлобальноrо масштаб/а.
Повторяемость типов rидрофиэических условий по отношению
к элементарным ,синоптиче,ским процессам о,чень велика, меня

ясь от 73- до 80%. Несмотря' на все мноrообразие синоптиче'с-
ких условий, они В основном rруппируются в характерные си

туацйи, объединяющие типичные поля давления и COOTBeTCTBY

ющие ветровые поля. Из основных типов элементарных rидро-
метеоролоrических процессов, преобладающих в арктических
морях, один тип развивается при наличии льда по всей их ак-
ватории; для остальных четырех типов в леrнее время харак-
терны весьма существенные изменения распространения раз

личных' водных масс и льдов (рис. П. 3). Продолжительность
элементарных rидрофизических циклов в арктических морях та-
'кона же, как и в ат'Мосфере. При ,средней веЛlичине пять
YTOK


1 'Jеория этих волн связывается с особенностями вихреобразования в
атмосфере.


3
1401


33




I




длительность их меняется от двух до 1 О 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%1 случаев она не превышала одни сутки и только в 7% дo

стиrла двух суток. В арктических морях можно было бы ожи

дать большей инерционности за счет ледяноrо покрова. Вполне
вероятно, что на обширных пространствах Мировоrо океана,
лишенных льдов, начало и окончание первичных rидрометеоро

лоrических циклов в океаносфере и атмосфере происходят прак-
тически синхронно; проверить это пока невозможно из-за OT

сутствия данных синоптическоrо характера для сколько-нибудь
значительных акваторий. Выявление закономерностей преобра-
зования типов rидрофизических условий и соответствующих им
rрупп элементарных процессов позволило Б. А. Крутских Becь

ма успешно проrнозировать навиrационную обстановку на Ce

верном морском пути.
Дальне
шее изучение особенностей развития первичных пл"а-
нетарных макропроцессов в различных частях земноrо шара
представляет собой сложнейшую задачу. Решение ее находится
в большой зависимости от исследований rидрофизических про-
цессов в Миро
ом океане, и' в первую очередь синоптическоrо
масштаба. Существующие представления о них еще очень orpa-
ничены. Изучение первичных планетарных процессов моrло бы
проводиться по северным частям Атлантическоrо и Тихоrо оке-
анов. Но этим акваториям систематически составляются карты
температуры воды, распространения льдов, BeTpoBoro волнения,
толщины поверхностноrо однородноrо слоя и др.; они переда-
ются в эфир по бильдаппарату. К сожалению, эти ценнейшие
материалы не собираются, не систематизируются и не подвер-
rаются анализу. С ,созданием международной rидрометеоролоrи

ческой сети на буях появится возможность исследования синоп-
тических rидрометеоролоrических процессов по всей акватории
Мировоrо океана. В. этом случае оrромную помощь окажет опыт
типизации и анализа первичных планетарных процессов, на-
копленный полярными океанолоrами и синоптиками. Исследо-
вание первичноrо rидрометеоролоrическоrо процесс
 позволит
получить сведения об элементарном цикле обмена энерrии и
веществ.
Сезонные циклы и фазы их развития. При хорошо выражен-
ной сезонной изменчивости свойств вод характер rидрофизичес-
ких и rидрохимических полей практически не меняется от се-
зона к сезону. Отмечающиеся нео-днородности определяются,


Рис. II.3. Распространение водных масс и льдов летом при различных типах
элементарных rидрометеоролоrических процессов, по Крутских Б. А.
1
 арктические воды в пределах акваторий, не освобождающихся от льдов, 2
 аркти-
ческие воды в реrионах, очищающихся от льдов, 3
 баренцевоморские воды, 4
 тихо-
океанские воды


3.


35




п{)
в-идимому, недостаТ1КОМ ,сведений, и только в областях актив-
Horo развития муссонов (север Ин;дийскоrо океана, северо
за

падные части Атлантическоrо и Тихоrо океанов) их можно счи-
тать вполне обоснованными. Даже при сопоставлении З}Jмнеrо
и летнеrо сезонов rидрофизические поля оказываются подобны-
_ МИ И все различия между ними сводятся rлавным образом к
некоторому смещению изолиний в меридиональном направле

нии; кроме - Toro, происходит оrrнО\сительно .не'большое увеличе-'
ние rоризонтальных ,rрадиентов в холодное время rода. Послед-
нее особенно хорошо проявляется на динамическом рельефе,
что отражает рост интенсивности циркуляции вод в осенне
зим

ник период. Столь большая устойчивость rидрофизических и
rидрохимичеСКJ4Х полей объясняется оrромными rоризонталь

ными rрадиентами солнечной радиации между экватором и по

.люсами, обусловливающими резко выраженную rеоrрафичес

кую зональность. Сезонной изменчивостью' ,- солнечной радиа

ции возбуждаются колебания термических условий, вызываю

щих соответствующие изменения обмена веществ (влаrи, ra-
зов, солей и пр.). Происходящие при этом смещения изолиний
и Qтражают rодовые колебания, поскольку в каждой данной
-точке изменяются свойства вод от сезона к сезону.
В то время как внутриrодовые колебания распространяются
на всю тропосферу воздушной оболочки, в океаносфере они
редко проникают Fлубже 200
300 м. При исследовании сезон-
ных циклов особенно важно установление начала, конца и про-
должительности естественных метеоролоrических и rидрофизи

ческих сезонов, фаз их развития, амплитуды и характера коле

баний (rодовой и полуrодовой волн). Неоднократно делались
попытки выяснить причину полуrодовой периодичности сезон-
ных циклов в - атмосфере и океаносфере (Федоров, 1959; Вирт

ки, 1965; Панфилова, 1972, и др.). Однако до сих пор вполне
удовлетворительноrо ответа найти не удалось. При большой
плотности воды сезонные колебания не только быстро затуха-
ют с удалением от поверхности океана (rде они возникают), но
и происходит сильное запаздывание rодовой волны, вплоть до
смещения в подповерхностных слоях вод теплоrо периода, на
холодный. (
Особенности распространения солнеч
ой радиации по по

верхности планеты и ее сезонная изменчивость определяют ха-
рактер колебаний свойств в(}ды и воздуха и смещение rодовых
фаз с широтой. В соответствии с этим в тропиках сезонная из

менчивость невелика, со слабо выраженными теплыM и холод

ным полуrодиями и весьма своеобразным проявлением в облас-
ти индоокеанских муссонов. Наиболее ярко сезонные циклы BЫ

раж
ны
в умеренной зоне, rде они отличаются сравнительно
четкой сменой всех четырех сезонов и большой амплитудой, до-
стиrающей максимальных величин в области развития сильных
муссонов на северо-западе Атлантическоrо и Тихоrо океанов.
Различие в продолжительности отдельных сезонов в умеренных
36




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 интенсивноrо развития ледяноrо покрова отмеченные
'особенности проявляются еще сильнее.
С. [. Панфилова (1972), использовав весьма о'бширные дан-
ные, накопленные по температуре открытой акватории океанов,
выделила пять типов сезонных колебаний и выявила rраницы
их распространения. Четыре из них имеют зональный харак-
тер; однако их ареалы нередко сильно смещены относительно
cTporo rеоrрафических пределов (экватора, тропических н по-
лярных KpyrOB). Пятый тип характерен для северной части Ин

дийскоrо океана. Кроме Toro, анализируются rодовые и полуrо

довые амплитудш, их отношение друr к друrу, а также фазы и
время наступления максимума температуры по всей акватории
Мировоrо океана.
Весьма ценное обобщение сезонной изменчивости различных
rидрофизических явлений приводится в книrе А. с. Монина,
В. М. Каменковича и В. [. Корта, (1974).
При всей сложности развития сезонных циклов в различ

ных природных зонах крайне важно получить сведения об из

менчивости обмена энерrии и веществ в продолжение rода; oд

нако такие оценки пока практически не проводились.
Отметив основные закономерности, свойственные сезонным
процессам, следует несколько подробнее остановиться на CBe

дениях о продолжительности естественных сезонов, фазах их
развития и амплитудах колебаний в атмосфере и океаносфере.
В атмосфере типизация синоптических процес,сов поз

волила выявить зависимость между элементарными и се-
зонными планетарными циклами. При эт.ом было Y'CTaHOB

лено, что основные особенности синоптических сезонов опреде

ляются повторяемостью и последовательностью смены элемен

тарных циклов. Б. Л. Дзердзеевский, объединив близкие по xa

рактеру первичные макроциркуляционные процессы, получил
10 обобщенных сезонных схем циркуляции атмосферы для ce

BepHoro полушария. Один тип циркуляции преобладает зимой,
друrой
 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 предзимье 1 отмечается преобладание
по одному xapaKTe
HOMY для каждоrо из них процессу и один
общий для обоих сезонов. Кроме Toro, были определены cpeд

ние сроки, наступления и продолжительность сезонов по всему
северному ПОЛУIpарию в целом (табл. П. 1).


1 Эти два -nереходных периода, выделяемые при исследованиях естест-
венных синоптических сезонов, ПО
ВИДИМОМУ. MorYT считаться хорошо вы-
раженными первыми фазами BeceHHero и зимнеrо сезонов,


37




Таблица 1/.1
Средние сроки продолжительности климатических сезонов
в атмосфере ceBepHoro полушария, по Дзердзеевскому


I


Начало


Окончание


Продолжительность в сутках
СРедня. I

 I н,:ь-


Возможное
изменение
начала ce

зонов в
сутках


Осень 13.VIII 5.Х 53 77 29 48
Предзимье 5.Х 27.ХП 66 113 34 49
Зима 27.КII 13. III 91 120 52 68
Весна 13.II1 18.V 63 80 37 43
Лето 18.V 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 rоды может доходить до четырех и со-
кращаться до 2
2,5 месяца. ПРОДОЛ1жительность переходных
сезонов
 около двух месяцев. Пространственные масштабы ce

зонных циклов находятся в зависимости от меридиональной
протяженности природных зон. Они изменяются в пределах cy

хопутных и водных пространстlit; низменных и ropHbIx терри-
торий.
Выявление преемственности в разв'итии естественных синоп

тических сезонов было широко использовано для составления
долrосрочных rидрометеоролоrических проrнозов в Арктике.
«Формы атмосферной циркуляции и последовательность их CMe

ны, наблюдающиеся в данном сезоне,
 пишет А. А. rире I
(1960, с., 433),
 закономерно возникают в результате' развития
форм, наблюдавшихся в предшествующих сезонах». Было об
 l
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 aTMO

сферы, имеющей тенденцию сохраниться и в следующем сезон-
ном цикле. На основании этих зависимостей зимой проrнози-
руются условия, которые можно ожидать на Северном морском
пути в течение Bcero последующеrо навиrационноrо периода.
, СеЗОlНные циклы 'В океаносфере "существенно отличаются от
Toro, что характерно для атмосферы как по фазам развития,
так и по общей их продолжительности. При этом можно rOBo-
рить о том, что такие различия увеличиваются в направлении
от экватора к полюсам. В целом же в Мировом океане анало

rичные

сезонные процессы наступают несколько позднее, чем
в атмосфере. Толщина слоя, в пределах которой отмечаются ce

зонные Iколе,бания, редко превышает 200
300 м, что определя-
ется rлубиной развития конвекции. Только в Атлантическом
океане, севернее 400 с. ш., конвективное перемешивание захва



38




тывает промежуточные и rлубинные 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

ос зимы на весну. Причины таких сложных изменений пока еще
не ясны. Вместе с тем изучение всех особенностей развития ce

З0ННЫХ циклов имеет немалое значение для познания перерас

пределения масс и, следовательно, обмена энерrии и веществ
между океаном
 атмосферой.
Исследования сезонных циклов по всей акватории Мирово-
('о 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 rидрофизических циклов (табл. П. 2).
При этом было выявлено, что колебания температуры достиrа

.ют максимальных величин в умеренных широтах (у 40
450
<с. ш. и 30
350 ю. ш.), rде rодовая амплитуда температуры по

:верхностных вод доходит до 10
150; к полюсам и эк

ватору она уменьшается до 1
20. Изменяется и продол

жительность естественных сезонов; так, лето от 1
1,5
месяцев в полярных областях у
еличивается 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 данноrо месяца и MorYT
>сместиться на месяцы, указанные для соседних сезонов. Так,
.лето в Арктике в основном приходится на вторую половину ав-
rycTa
 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 ледяноrо покрова. Зима в прибрежных водах Антаркти

ды в результате суровости климата примерно на месяц боль

те, чем в открытой части океана. В тропической зоне южноrо
lIOлушария 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 Индийскоrо океана, что обусловлено муссонной дe

ятельностью (Степанов, 1974; Панфилова, 1972).
В исследовании сезонных циклов существенную роль долж

'Но cblrpaTb изучение основных фаз их развития. От rода к rоду
'Изменяются время наступления и продолжительность фазы Ta

яния снежноrо и ледяноrо покрова в весенний период и их CTa


овления осенью, фазы наиболее интенсивноrо протрева летом,
выхолаживания зимой и т. п. При изучении арктических морей
-весна подразделялась на три фазы (Степанов, 1957). Первая
из них, названная подrотовительной, соответствует синоптичес

кому предвесенью; вторая
 фаза интенсивноrо разрушения
снежноrо и ледяноrо покрова; третья
 очищения моря от льда
10




т аБЛU4а //.2
Продолжительность естественных сезонов 8 северном (с. п.)
и южном (ю. п.) /ПОJIуmариях МИР080rо океана


I
(


Природные
зоны


Начало. конец и продолжительность сезонов в месяцах


Экватори
 I
II III
IV Y
XII XII
I
аJ1ьная 1 2 7
8 1
Тропическая I
III VII
IX IV
 УI Х
ХII VI
X I
V XI
XII VI
VII
2
3 2
3 3 3 4
5 4
5 2 2
Умеренная XII
IV УII
Х Y
YI XI
XII VII
IX I
III X
XII IV=""'VI
4
5 4 2 2 3 3 2
3 .3
Полярная Xl
IV III
XI У
УII XI
I VIII
IX I
II IX
X II
III
5
6 8
9 3 3 I
I,5 1 I
2 I
2


. од "j' ю.п. I


с.п. В',., ю.п. ,.


с.п.


Лето I
Ю.П.


Осень
с.п. I Ю.П.


и начала 'п'роrрева воды. Осень состо,ит из двух фаз: интенсив"
Horo охлаждения вод и ледообразования. Начальн
я стадия
зимнеrо цикла по характеру развития метеоролоrических и
rидрофизических процессов напоминает синоптическое пред

зимье. Изучение основных фаз развития естественных сезонов
должно помочь' не только более rлубокому познанию природы
сезонных циклов, но и использованию этих исследований для
разработки долrосрочных rидрометеоролоrических проrнозов.
При этом большое значение ИJ\lеет установление зависимости
между первичными макроциркуляционными процессами и фаза

ми сезонных циклов.
Следует подчеркнуть, что дальнейшее изучение сезонных
Ц ИК lI ОВ затрудняется оrраниченностью имеющихся материалов.
Ежемесячные данные относятся rлавным образом к северо-за

падным и северо
восточным частям Атлантическоrо и Тихоrо
океанов. Что касается остальной открытой акватории океанов,
такие сведения имеются только по отдельным реrионам. До op

rанизации международной rидрометеоролоrической сети на за

якоренных буйковых установках изучение сезонных циклов в
толще вод Мировоrо океана крайне затруднено.
Тодовые ЦИКЛЫ. Казалось бы, в условиях строrой периодич

ности вращения Земли BOKpyr своей оси и по орбите можно
ожидать, что изменчивость природных условий должна быть
невелика, по крайней мере в рамках rодовоrо цикла. В дейст-
вительности же мы постоянно наблюдаем очень большие пере

мены: теплые или холодные, влажные или засушливые rоды,
раннее или позднее наступление и окончание сезонов, а отсюда
и ПРО.I:r.o
лжительность естественных rодовых циклов (в от личи

от календарных сезонов и rодов). Последовательность смены,
повторяемость и преобладание первичн
х планетарных MaKpo

циркуляционных процессов в рамках естественных сезонов,
вполне естественно, определяют характер Bcero rодовоrо цикла
40


I
t
I
1
I
I
I
!




r


в целом. Пространственные масштабы rодовых, так же как и
-сезонных циклов, определяются меридиональной протяженно

стью природных зон И спеЦИфИIffiЙ р'азвития rидрометеоролоrи

ческих процессов в их отдельных частях.

 А. А. rирс (1971, с. 202) совершенно справедливо отмеча-
ет, что в развитии процессов «должны проявляться как черты
. предшествующей ей стадии (<<пережитоrо» CTaporo), так и чер-
ты следующей за ней стадии (<<-ростки» HOBoro)>> И «далее раз-
личные стадии развития любоrо процесса должны быть тесно
связаны меж.цу собой и во MHoroM в.заимообусловлены». Не-
смотря на замкнутость rодовых циклов, в rодовом бюджете
энерrии и веществ, по-видимому, не бывает равенства между
приходной и расходной ero частями. Поэтому каждый после-
дующий rодовой цикл формируется на различной количествен-
ной основе предшествующеrо rодовоrо цикла. Тем самым и оп-
ределяются'качественные особенности (интенсивность и харак-
,т'ер развития) HOBoro rодовоrо цикла. Так можно объяснить
межrодовую изменчивость природных условий.
Высказанное положение полностью подтвердилось класси

фикацией rодовых циклов rидрометеоролоrических' процессов,
разработанной для советских арктических морей В. Н. Степа

новым (1949, 1957) с участием З. п. Федоровой и А. О. Шпай

хера. Исследования показа'ли, что в каждом из этих морей име

ют место четыре основных типа rодовых циклов с совершенно
определенной преемственностью в развитии процессов от сезо

на к сезону. Уст
навливаясь зимой, один и тот же тип просле

живается в последующую весну, лето и осень. Переход от oд

Horo rодовоrо цикла к друrому происходит в предзимье.
Наличие именно четырех типов rодовых циклов в арктичес-
ких морях определяется преобладанием в атмосфере зонально-
ro (западноrо или восточноrо) либо меридиональноrо (север-
Horo или южноrо) переноса. В соответствии с этим меняются
циркуляции вод, характер и интенсивность rидрофизических
процессов. В условиях относительно оrраниченной акватории
арктических морей, открытых со стор,оны Арктическоrо бассей-
на, один и тот же тип планетарной циркуляции атмосферы мо-
жет вызвать формирование различных типов rидрофизических
процессов в каждом из полярных водоемов. При отсутствии
ра<счетов бюджета энерrии и веществ по типам rодовыx ЦИIК

лов для арктических морей можно привлечь для анализа тер-
мических условий аномалии температуры поверхностных вод.
Особенно показательны они летом, коrда изменчивость условий
проявляется наиболее ярко (рис. П.' 4). В соответствии с пре

емственностью в развитии сезонных циклов один и: тот же xa

рактер процессов выдерживается в продолжение Bcero rода.
Особенно теплые воды наблюдаются при преобладании ме-
ридиональных южных потоков, коrда летом положительные
.аномалии температуры воды достиrают 2
40. Блаrодаря вы-
носу из арктических морей льдов уже зимой создаются усло

41


i
I




t
,




вия, обусловливающие раннее очищение большей части аКВаТО-
рии, хороший проrрев вод (рис. П. 4, 1), интенсивный обмен с
атмосферой и наиболее блаrоприятную ледово-навиrационную
обстано:вку. -в такие rоды цриходная часть бюджета тепла мо-
ж,ет сущеlственно превышать раСХQДНУЮ. Но это отнюдь не
предопределяет фо.рмирова\ние 'столь аномально теплы
 усло

вий в последующем rоду. Положительные аномалии 'предшест-
вующеrо rода мотут цел,иком нивелировать'ся в предзимь,е. Сме-
на rодовоrо цикла определяется О'бщепланетарными особенно-
стями обмена 'энерrии и веществ.
При преобладании меридиональноrо ceBepHoro переноса еще
зимой моря заполняются мощными мноrолетними льдами, при-
носящимися из Арктическоrо бассейна. Они не УСП,евают paCTa

ять в течение полярной весны и KopOTKoro лета, так как уста-
навливаются отрицательные аномалии температуры воды до

 1,
30. Ото льдов о-св060ждают'ся ЛИ'шь отдельные прибр-еж-
ные районы (рис. П. 4,11). Даже летом суда не всеrда MorYT
пройти по Северному морскому пути. В такие rоды расходная
часть бюджета тепла значительно превышает приходную.
В rоды, коrда преобладает западный перенос, отмечающий

ся наиболее часто, формируется своеобразная циркуляция БОД.
Блаrодаря ей в одной части моря в продолжение Bcero теплоrо
периода сохраняются холодные воды с отрицательными анома-
лиями температуры IВОДЫ до
1,
20; тяжелые льды крайне
затрудняют прохождение судов. На остальной же акватории во-
ды проrреваются, что 'приводит к небольшим положительным
аномалиям температуры воды, и создаются блаfоприятные ус-
ловия для плавания (рис. 11.4, 111). Следовательно, в одной
части моря можно ожидать наличие положителыюrо rодовоrо
бюджета тепла, а в друrой
 отрицательноrо. '
Преобладание восточноrо переноса приводит к тому, что ото
льдов освобождается южная акватория моря и воды здесь хо-
рошо проrреваются (рис. 11. 4, IV); положительные аномалии
температуры воды достиrают 2
30. Суда беспрепятственно дo

стиrают 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 rодовоrо бюджета энерrии и веществ в арктичес

ких морях должны быть, конечно, проверены соответствующи

ми расчетами. Это является одной из rлавных задач исследо-
вания rодовых циклов. Полярные моря отличаются специфичес

кими rидрометеоролоrическими особенностями, при. которых ин-


Рис, Н.4, Аномалии температуры (ОС) поверхностных вод летом при раз-
личных типах rодовых циклов, по Степанову В, Н.
Поле отрицательных аномалий показано точками




тенсивность охлаЖ;Дения в течение длительной зимы может
З'цачительно 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 ледяноrо покрова. Толщина
ero будет увеличиваться в соответствии с интенсивностью зим

Hero охлаждения, которое определяется не только местными ус..
ловиями, но И общепланетарными особенностями данноrо rода,
и в частности приносом в окраинные арктические моря толстых
мноrоJiетних льдов, которые не MorYT растаять в течение одноrо
теплоrо периода. Более Toro, следует отметить, что Северный
Ледовитый океан не покрывает теплоотдачу в атмосферу
даже в условиях, коrда мощный ледяной покров распространен
почти по всей ero акватории не только в холодный; но и в Be

сенне
летний период. Расчеты показали (Степанов, rриценко,
1980), что теплообмен с атмосферой в этом океане отрицатель

ный. Тоrда как поrлощение тепла определено в 122.10 1б ккал,
в rод, расходование ero в 2 раза больше
 264.1 Оlб ккал в rод.
Дефицит покрывается за счет адвекции теплых вод из Атлан

тическоrо и в небольшой степени Тихоrо океана. В пределах
мелководных арктических морей, полностью открытых со CTOpO-

'Ны АрК'тичеCIКо-rо баосейна, вряд ли вообще может иметь место
баланс тепла (как и веществ) в течение каждоrо rодовоrо цик-
ла. В мноrолетнем аспекте такое балансирование обмена через
поверхность моря и с Центральным арктическим бассейном ocy

ществляется за счет адвекции тепла промежуточными водами
из открытой части CeBepHoro Ледовитоrо океана.
Исследования арктических морей, проведенные Б. А. KpYTC

ких ( 1978), по
воляют проследить связь м ежду тип ами rодо

вых циклов и элементарными rидрометеоролоrическими про

цессами. Из пяти выделенных им типов один развивается в /
условиях полноrо покрытия морей ледяным покровом, а осталь

ные типы связаны со значительными изменениями сплоченнос-
ти льда, динамики и свойств вод. Таким образом, по Б. А. KpYT

ских, арктическим морям свойственны четыре OCHO
HЫX элемен

тарных типа динамики вод и льда (А, Б, В, [), т. е. столько
же, сколько типов rодовых циклов (1, 11, '111, IV), выявленных
В. Н. Степановым. Сопоставление их между собой (рис. П. 3 и
11.4) показывает большое подобие характерных для них у
ло

вий. Однак-о при этом надо иметь в виду, что соч
тание отдель

иых типов в соседних морях может
 быть различным. Очень ред-
ко оказывается так, что один тип одновременно развивается во
всех морях сразу. На riриведенных же схемах показаны не оп-
ределенные сочетания типов, а условия, которые моrли бы на-
блюдаться при формировании одноrо типа во всех морях cpa

зу. Так, тип 1 с наиболее высокими аномалиями температуры
воды соответствует типу А, выделенному Б. А. Крутских, при
коЧ'ором арктические моря почти полностью освобождаются в
летнее время ото льдов. Тип 11 Иfl-ентичен типу' Б в морях Лап

44


,
I


---.




тевых, Восточно-Сибирском и Чукотском<; 'а в Карском
 типу
В, коrда низкие отрицательные аномалии температуры просле-
живаются повсеместно и арктические моря почти не освобож

даются ото льдов. Тиq 111 в Карском море подобен типу r по
Б. А. Крутскях; В море Лаптевых 11 в западной половине Boc

точно--Сибирскоrо моря
 типу В, а далее к востоку
 типу [.
Тип IV соответствует типу r в море Лаптевых и в западной
части Восточно-Сибирскоrо; 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 Toro или иноrо rодовоrо цикла. Со- .
ответствующая преемственность выдерживается в продолжение
Bcero rода и, следовательно, проявляется от сезона к сезону в
рамках одноrо rодовоrо цикла. Такая закономерность в отно-
шении оке,аносферы выявлена впервые, и то пока ,лишь по Ma

териалам, относящимся к арктическим морям. То, что анало

rичная преемственность развития метеоролоrических циклов
прослежена в атмосфере, позволяет надеяться, что выявленная
закономерность справедлива и для Л1ировоrо океана в целом.
При оrраниченности и эпизодичности имеющихся океаноrрафи

ческих данных полученный вывод имеет оrромную важность,
поскольку, по-видимому, он может быть использован в качестве
рабочей rипотезы, для понимания взаимосвязи процес'сов раз-
'личных BpeMeHHblx и пространственных масштабов. Необходи-
мая проверка может быть сделана по мере накопления систе

матически ,выполняемых океаноrрафических наблю
ений.
Исследования' rодовых циклов не только представляют зна-
чительный познавательный интерес, но и используются для раз-
работки ,фоновых проrнозов. Такие комплексные долrосрочные
проrнозы даlВались м/ною ,совместно с З. П. Федоровой и
А. О. Шпайхером по советским арктическим морям на основе
классификации rодовых' циклов rидрометеоролоrических про-
цессов. Внося коррективыI в типичный ход развития процессов,
в соответствии с .особенностями данното rода, можно 'произве

сти уточнение проrН0i30В на каждый последующий сезон. Не-
смотря на то что проrнозы даlВались на очень длительный с.рок,
их достове,р'ность оказывала'сь вполне удовлетворительной.
, Мно?олетние ЦИКЛЫ. Исследованиями Б. Л. Дзердзеевскоrо
и А. А. rирса установлена тесная связь между элементарными
синоптическими процессами и мноrолетней ИЗМЩIЧИВОСТЬЮ ме-
теоролоrических условий (<<циркуляционными эпохами»).
Б. Л. Дзердзеевский (1968) по мноrолетнему изменению по

вторяемости отклонений зональных и меридиональны'х rрупп цир-
куляции атмосферы от их средней rодовой продолжительности
проследил наличие планетарных циклов с продолжительностью
от 1,5 до 3 лет (рис. 11, 1 в). На существование двух-трехлет-
ней цикличности климата указывают мноrие ученые. Получив
по тем же исходным' данным десятилетние скользящие величи-


45




-ны, он обнаружил три мноrолетН1ИХ цикла, названных им цирку

ляционными или климатическими эпохами (рис. II, 1 2); Первая
эпоха, начавшаяся в конце XIX в. и продолжавшаяся до 1915

1916 rr., отличалась резко выраженным усилением меридио

нальной и ослаблением зональной циркуляции атмосферы. BTO

рая эпоха, длившаяся до 1951
1952 rr., характеризовалась ус-
тойчивым широтным переносом. Она сменил ась преобладанием
меридиональной циркуляции. Пик третьей эпохи пришелся на

 1959 r. с дальнейшим ослаблением меридиональноrо переноса.
Окончание этой эпохи ожидалось в конце 70-х
 начале 80
x
rодов. В таком случае длительность меридиональноrо цикла со-
ставляет около 20, а зональноrо
 35 лет. Различие в продол

жительности эпох связывается с более интенсивным нарастани

ем повторяемости меридиональноrо переноса, что объясняется
быстротой смены меридиональных процессов за счет меньшей .
продолжительности первичных элементарных циркуляционных
механизмов. Переход от одной ЭПОХИ к друrой происходит при
последовательном увеличении повторяемости тех типов MaKpo

циркуляционных процессов, которые станут преобладающими в
наступающем цикле.
А. А. rи,рс (1971) за время с 1891 .по 1Q69 r., по :КОТОРОМу'
оказалось возможным проследить повторяемость и преоблада

ние типов макроциркуляционных процессов, выделил пять эпох
(мноrолетних циклов). Продолжительность каждой и
 них Me

нялась от 8 до 28 лет. Исключительно интересно то, что смена
преобладающих типов процессов от одноrо мноrолетнеrо цикла
к друrому происходила с той же закономерностью, которой OT

личается и преемственность их межсезонноrо развития (рис. П.
2). Первый цикл, отмечавшийся с 1891 по 1899 r., характеризо

ва.лся преобладанием за'падных типов, чередовав'шихся 'с мери

диональными. Последующая эпоха оказалась самой длитель-
ной; она наблюдалась с 1900 по 1928 r. и отличалась резким
преобладанием западноrо переноса в атмосфере. В COOTBeTCT

вии с выявленной зависимостью преобладавший ранее запад

ный тип циркуляции должен был смениться восточным, что и
имело
eCTO с 1929 по 1939 r. Столь же последовательно затем
(с 1940 по 1948 r.) преобл
дал меридиональный перенос. Да-
лее (1949
1968 rr.) он оставался ведущим в сочетании с вос-
точным типом циркуляции атмосферы. Основываясь на установ-
ленной закономерности, А. А. rирс предполаrает, что в следу-
ющем мноrолетнем цикле продолжительностью 20
25 лет наи-
более вероятно преобладание восточноrо типа циркуляции. При
этом в конце эпохи (1987
1992 rr.) можно ожидать перехода
к меРИДИОR:lЛЬНОМУ переносу. Вне зависимости от Toro, в ка-
кой мере оправдается это предсказание, разработка стройной
методики столь долrосрочноrо проrноза на основе rлубокоrо
анализа мноrолетних циклов и их rенетической связи представ

,Ля-ет оrромный методолоrический интерес. '
Недостаток данных, и в первую очередь по Мировому океа-


,
I






43




"
I
I


ну, затрудняет изучение и тем' более количественную оценку
мноrолетней изменчивости планетарных процессов. Отсюда

поиски различ.ных частных связей, и прежде Bcero между цир-
куляцией атмосферы, солнечной активностью, метеоролоrичес-
кими и rидрофизическими 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. rирс выявил,
что ПРОДО;Iжительность этих циклов менял ась от 8 до 17 лет.
Ф. Хэллом обнаружены циклы длительностью 22
23 rода, сов-
падающие с маrнитной полярностью солнечных пятен. Выде.iIя

ется также «двойной цикл Хэлла» продолжительностью. 40

44 rод'а, который связывают с волнами 44-летних колебаний
rеомаrнитноrо поля; ero полуволна сопоставляется с 22-летним
циклом,. а четверть волны
 с одиннадцатилетним. В литерату-
ре существуют указания на наличие 80
90-летних циклов;
В. rлейберr обнаружил 20 таких циклов начиная с 4.00 r. н. э.
Существует Be
ЬMa обширная литература, посвященная свя-
зи rидромет
оролоrических условий с изменениями солнечной
активности. Б
 Л. Дзердзеевский (1968, с. 149) указывает, что
коэффициенты корреляции таких частных связей меняются от
:tO,59 до :tO,92 с преобладанием величин около + 0,75. На ос-
новании обзора ряда проведенных исследов
ний он делает BЫ

вод о том, что «полученные удовлетворительные связи рассмот:
ренных различных процессов, имеющих флюктуационныЙ ха-
рактер" надо отнести е,сли 'не полностью, то в значит,ель'ной
!Сте'пени за счет переменных по интеНСИ1ВНОСТIИ и во ,времени
;внешних (солнечных) воздействиЙ».' ПУЛКОВСlкие астрономы
А. Я. Безрукова и Б. М. Рубашев провели специальное иссле-
дование, направленное на выявление связи между мноrолетней
повторяемостью типов макроциркуляционных процессов
Б. Л. Дзердзеевскоrо 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, тоrда как меридиональный пере-
Бое по,чти во столько же раз уменьшаеТiСЯ. Уоиление зональных
потоков происходит через 2 rода после двухлетнеrо макси-
мума солнечной деятельности и спустя rод после одиннадцати-
летнеrо цикла. Б. М. Рубашев сопоставил изменение повторяе-
мости rрупп элементарных циркуляционных механизмов в раз-
личных долrотных секторах ceBepHoro полушария с ОДИНJIадца-
тилетней фазой солнечной активности.' .
А. А. rирс (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 меридиональноrо переноса.Тем
самым нарушается преобладающий зональный тип циркуляции.
В том случае, коrда вспышка солнечной активности возникает
47




во время преобладания меридиональноrо переноса, последний
усиливается. Это положение соответствует закону «акцента:-
ции» (установленному еще В. Ю. Визе и Е. Е. Федоровым),
соrласно которому в lIериоды повышенной солнечной активности
понижается давление в циклонах и повышается в антицикло

нах. rоворя о возможности влияния солнечной активности на

планетарные процессы, А. А. rирс (1971, с. 177) пишет, что он

отрицательно относится к исследованиям, rде атмосферная
циркуляция становится в полную зависимость от внешнеrо
фактора
 солнечной активности...». И далее указывает, что
вскрытые им закономерности преобразования типов макроцир

кул
ционных процессов хар
ктеризуют атмосферу «как aBTO

номную среду, развивающуюся в основном без участия внешне

ro возмущающеrо фактора...»,.
В ПрОТИВОПОЛ,ожность сторонникам rелеоrеофизических свя

зей А. С. Монин (1969) считает, что предлаrавшиеся rипотезы
о физических механизмах воздействия солнечной активности на
поrоду не имеют убедительных оснований. Это положение объ

ясня
тся отсутствием сколько-нибудь значительных изменений
во времени полноrо ПОТ9ка энерrии солнечноrо излучения. От-
рицаются и доводы, по которым даже незнаЧИТ,ельные вариа

ции солнечной деятельности способны вызвать большие колеба

ния поrоды. В подтверждение Toro, сколь неясен этот' вопрос,
А. С. Монин (в книrе, написанной совместно с Ю. А. Шишко

вым, 1979, с. 14) приводит соображения Дж. (:импсона
o том,
что «небольшое повышение солнечной радиации должно приво-
дить не к климатическому потеплению, а, наоборот, к похолода-
нию вследствие увеличения испарения, облачности, зимних CHe

rопадов, замедления снеrотаяния из-за повышения облачности
и результирующеrо рОСТ,а ледников»., Анализ мноrолетней из

менчивости ,некоторых метеоролоrических элеме
тов привел

 А. С. Монина к убеждению о том, что одиннадцатилетний цикл
солнечной активности у них не выражен. По спектрам колеба

ний температуры во)здуха проявляется размытый максимум в
ин-тервале периодов между 2
мя и 5-ю rодами. Отверrается
также целесообразность сопоставления метеоролоrических усло

вий с 80
90-лет-ним солнечным циклом при отсутствии ДOCTa

точно больших рядов наблюдений. Если источник изменений
поrоды «не удается обнаружить во внешних факторах, то ero
Q:адо искать во внутренних механизмах, реrулирующих взаимо-
действия между различными частями рассматриваемой систе-
мы» (Монин, 1969, с. 114). rлавным реrулятором системы «aT

мосфера
 деятельный слой океана» А. С. Монин считает об-
лачность.
На примере МНоrолетних циклов особенно наrлядно ,можно
проследить две важнейшие и принципиально различные точки
зрения о причинах изменения природыI Земли. Но ими отнюдь
l'Iе исчерпыВ'аются все идеи, привлекающиеся для объяснения
таких явлений. В этом свете весьма примечательны высказы-


j







.


48








вания Б. Л. Дзердзеевскоrо (1968, с. 50): «Нельзя серьезно
связывать ход температуры воздуха, атмосферных осадков и
т. п. В каком-либо одном пункте с ходом любоrо из индексов
солнечной активности и не обращать внимания на земные про

цессы в их взаимосвязи; в равной мере 'нельзя тот же мноrолет

ний ход метеороло:rических показателей обусловливать только
местными, зем,НЫМИ воздейотвиями, изолируя последние от вли-
яния разных вид.ов солне
ной радиации. Поэтому задачу сле

дует формулировать не в альтернативной форме: либо солнеч

ные воздействия, либо автоколебания атмосферных процессов,
а как изучение и тех и друrих факторов и процессов и оценку
вклада каждоrо из них
 и их взаимодействия
-B создание и
развитие флюктуаций циркуляции и климата».
Недостаток исходных данных в еще большей степени, чем
при выявлении продол
ительности мноrолетних 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 мноrолетних циклов; так, на фоне общезо

нальных территориальных связей макропроцессов следует ожи-
дать более тесной их зависимости в пределах отдельных частей
природных зон, подобно секторам, выделяемым А. А. rирсом.
Одни и те же макропроцессы должны проrекать несколько
иначе над океанами и материками, над низменными и ropHbl-
ми пространствами суши. Следует ожидать, что для циклов с
преобладанием широтноrо переноса межзональны-е различия
природных условий, с которыми 'связаны пространственные Mac

штабы, будут выражены наиболее ярко. В эпохи меридиональ

ной циркуляции межширотные контрасты. должны ослабевать.
С изменением характера и интенсивности циркуляции aT

мосферы, происходящим при переходе от одноrо цикла к друrо

му, меняются особенности развития процессов не только в воз

душной оболочке, но и в океане. Соответственно должен изме-
няться планетарный обмен энерrии и веществ, разность между
приходной и расходной частями основных составляющих e
o
бюджета, 'а следовательно, и весь комплекс природных условий.
В этом свете становится понятным нарушение проrностичес-
ких связей со сменой циклов, установленных по данным, взя-
тым для одноrо из них; такие факты были обнаружены при
переходе от предшествующеrо цикла потепления к последующе

му похолоданию. Поэтому крайне желательно проводить обоб-

щение 'метеоролоrических и, океаноrрафических данных по rруп-
пам .лет, относящимся к одному циклу. ,
В последнее время все БОc!lьше исследований посвящается
зависимости природных условий от процессов, протекающих в
атмосфере: изменений ее ЦИРКУI7IЯЦИИ, облачности, содержания
твердых примесей и уrлекислоrо rаза, физико-химических явле

-ний, п.рои'сходЯ'щих в 'верхних 'слоях, и пр. При! этом почm вс,е
',работы относятся к ,се'ве,рному полушарию. По южным широтам


r






\..:


4
14-o1


49




имеющиеся сведения весьма оrраничены. А. А. rирс (1971, с. 67)
пишет: «...нет сомнений в наличии тесной взаимосвязи и вза'имо-
оБУСЛОl3ленности процессов ceBepHoro и южноrо полушарий».
В полной мере это относится и к Мировому океану.
Мноrолетняя изменчивость rидрофизических условий в Ми

ровом океане изучена значительно слабее, чем в атмосфере.
К тому же в 'отношении океаносферы нет четких представлений
-о цикличности .процеосов 'большоrо- масштаба. Наиболее полная
сводка сведений, имеющихся по этому вопросу, приводится В
книrе А. С. Мqнина, В. М. Каменковича и В. [. Корта (1974).
В ней рассматриваются данные. об изменчивости отдельных Te

чений, а также температуры и солености воды в некоторых pe

rионах. Кроме Toro, необходимо отметить моноrрафию А. А. rир

са (1971), в которой освещаются результаты исследований вза

имосвязи rидрофизических условий с мноrолетними циклами
(<<эпохами») атмосферной циркуляции. Такие зависимости yc

тановлены
 колебаниями уровня и температуры поды в OKea

нах, морях, озерах и pelKax, а также следовитостью мор,ей.
Изменчивости природных условий посвящена обширная литера

тура, среди которой в первую очередь следует обратиться к уже
упоминавшимся работам по rидрометеоролоrии А. С. Монина
(1977), А. С. Монина и Ю. А. Шишкова (1979), М. И. Будыко
( 1977) .


..


'.


r л а в а III


КЛИМАТ ОКЕАНА И ВЗАИМОСВЯЗЬ ПРОЦЕССОВ
РАЗЛИЧНЫх ПРОСТРАНСТВЕННО-ВРЕМЕННЫХ
МАСШТАБОВ


t-


в предшествующей rлаве было показано, что процессы лю-
боrо масштаба тесно связаны между собой, поскольку каждый
цикл высше20 порядка представляет СО,бой результат развития
nроцессов низше20 порядка. Последовательная смена микропро

цессов приводит к формированию определенной направленнос

ти' мезопроцессов, которые в свою очередь обусловливают xa

рактер макропроцессов. При этом качественные особенности
всякой более Вь
сокой кате20РИИ nроцессов будут определяться
количественными изменениями обмена энеР2ИИ и веществ, npo

исходящими в рамках более интенсивных, но менее nродолжи

тельных циклов. «В высокочастотной части синоптическоrо ин-
тервала происходит каскадная передача энерrии по спектру от
крупномасштабных движений к мелкомасштабным вследствие
rидродинамич
ской неустойчивости квазиrоризонтальных синоп

Тических движений...; на низкочастотном конце синоптическоrо
интервала, по-видимому, имеет место передача энерrии в про-
тивоположном направлении
 от синоптических движений к
движениям еще бол
е крупноrо масштаба» (А. С. Монин, 1969,
с. 13
14). Таким образом, климат, формируясь в результате
50






..


1


\
,










последовательноrо развития циклов различных пространствен-
ho-временныIx масштабов, я\вляется фоном, на котором эти про-
цессы развиваются.
Взаимосвязь 2идрофизических nроцессов различных масшта-
бов. Среди океанолоrов и специалистов, связанных с обеспече

нием различных нужд флота, довольно широко раСПР9стране

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 всеrда принимается во вни

мание, о каких BpeMeHHbIX и пространств
нных масштабах идет
речь. Для микропроцессов такая «реальность» будет опреде-
ляться методом анализа исходных рядов непосредственных из-
мерений. Даже при наличии СИЦХРОННЫХ океаноrрафических
съемок трудно обойтись. без сrлаживания 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
BpeMeHHbIM и пространственным масштабам, а также всевоз

можные классификации по типам процессов. Изучение MaKpo

процессов воз
ожно только в мноrолетнем аспе
'Fе на основе
использования 'всех имеющихся данных или какои-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 MorYT быть лишь расчеты
по теоретическим моделям; однако и при этом прослеживается
стремление использовать те или иные натурные данные.
В каких же BpeMeHHbIX и пространственных масштабах по-
лучаемые результаты можно считать реально отражающими
действительность? По-видимому, такая постановка вопрос;а не-
правомерна. Ведь даже непосредственное измерение, выполнен

ное в океане или атмосфере, имеет суrубо 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 обобrцения (осреднения)
длительных рядов наблюдений. То же следует сказать и о MHO

, rолетней изменчивости вполне реальных пеРИОД9В 'потепления,
похолодания и т. п.
Каждая катеrория rидрометеоролоrических пр'оцессов OTpa

жает объективность, свойственную данному пространственно

временному масштабу. Для иллюстрации сказанноrо можно об

ратиться к данным о течениях. Так, непосредственные измере

ния дают представления о мrновенной характеристике потока.
На основании длительных измерений можно получить диспер



't


'1,


4.


51






I
,1


1
I
I


r






'1.












сию течения по направлению и скорости. С этой целью строят
«розы» течений; такой статистическцй анализ дает возможность
получить векторную rистоrрамму распределения, выбрать из нее
преобладающее (модальное) результирующее направление (KO

нечный перенос по всем перемещениям за рассматриваемый OT

резок времени) и скорость, среднее их значение, устойчивость
и пр. По исследованиям Р. П. Булатова (1971), средняя rодо

вая скорость течений, определенная по всем потокам Ат'ланти

ческоrо океана, равна 54 CM'C
I. Такова же она (56CM.c
1) поrе

острофическим расчетам в одноrрадусном масштабе осреднения
данных (температуры и солености), уменьшаясь в пятиrрадус-
ном в 2 раза (28 см .c
1) и снова СЕ>кр?щаясь вдвое (14 см 'C
l)
при десятиrрадусном. Од
оrрадусное осреднение для Флор ид.
cKoro течения дало скорость 140 см 'C
l, для rольф
трима

80, для Североатлантическоrо
 50, для Прибрежноrо - антарк-
тиче'скоrо
только 8 CM.c
l. По В. А. Буркову (1980),' макси

мальная скорость rольфстрима зимой составила 355, а летом

334 см .c
l; при обобщении материалов по сезонам она умень-
шается приблизительно в 3 раза (дО' 118
зимой и 134 см. c
1
летом). Следовательно, рассчитанную по косвенным данным для
одноrрадусных трапеций ср.еднюю за rод скорость 80 СМ' C
l
можно считать вполне приемлемой для определения rодовоrо
переноса вод rольфстрима. Соответствующие значения MorYT
быть использованы для расчета сезонноrо и максимально воз

можноrо переноса.
Весьма важно и то, как сказывается изменение масштабов
0среднения исходных данных на представлениях о ,течениях в
рассматриваемом реrионе. Такие исследования были проведе

ны Р. П. Булатовым (1971). Он рассчитал rеострофическую
циркуляцию вод Атлантическоrо океана (от условной поверх

ности 1500 м) при одноrрадусном, пяти-, десяти- и copoKarpa.
дусном осреднении всех имеющихся сведений о температуре и
солености. При этом было выявлено, что общие закономернос

ти переноса вод проявляются в каждом случае, однако с раз-
личными особенностями.
При одноrрадусном масштабе
 осреднения макроциркуля

ционные системы сильно затушевываются множеством мезомас.
.,штабных Iвих,рей. Наличие их можно связать как с самой
пр ИРОlд.оЙ , ци'ркуляции вод, так 'и 'с недостаточным коли

чеством исходных данных, за счет чеrо появляются отдельные
кольцеобразные изолинии. Надо полаrать, что оrраничен,НОСТЬ
сведений иrр ает второстепенную роль, поскольку вихри просле

живаются, пожалуй, в еще большей степени и в пределах aKBa



-;


'1


Рис, III.l. Поле средней (вверху) и модальной (внизу) температуры (ОС)
на поверхности OKe
Ha.

Заштрихована акватория, в пределах которои температура выше cp
ДHeA,
полученной для всей Северной Атлант
ки
53




торий с большим количеством наблюдений (северо-западные и
северо
восточные Части океанов). Таким образом, можно счи-
тать, что одноrрадусный масштаб осреднения сравнительно
сл,або «отфильтровывает» мезомасштабные вихри, являющиеся
важнейшей чертой циркуляции вод. Тем самым значительно за-
темняются общие закономерности, проявляющиеся в сочета-
нии макроциркуляционных систем циклоническоrо и антицикло

ническоrо характера, последовательно сменяющихся в направ

лении от экватора к полюсам.
, При, пятиrрадусном масштабе осреднения мезомасштабные
вихри практически целиком исчезают и с наибольшей четко-
стью проявляются все важнейшие закономерности циркуляции
БОД океана. Отдельные небольшие KpyroBopOTbI, по-видимому,
следует считать не мезомасштабными образованиями, а частя

ми макроциркуляционных систем. Пятиrрадусный масштаб яв-
ляется оптимальным для выявления основных закономерностей,
свойственных всем rидрофизическим и rидрохимическим полям
океана.
Десятиrрадусный масштаб осреднения позволяет просле-
дить самые rлавные особенности циркуляции вод океана. К их
числу следует отнести и весьма наrлядное представление об
увеличении интенсивности циркуляции в умеренных широтах,
проявляющемся по сrущению изолиний динамическоrо' релье-
фа. Вместе с тем скорости отдельных течений существенно OT

личаются от непосредственно замеренных. Несмотря на это, их
не следует считать «фиктивными», так как они дают среднюю
величину, характерную для десятиrрадусной трапеции (со CTO

ронами, превышающими 1000 км); по ним можно получить пе-
ренос вод
 пределах всей трапеции за тот отрезок времени,
по котороцу проводилось обобщение исходифых данных.
Сорокаrрадусный масштаб осреднения априорно неприем-
лем при изучении циркуляции вод. Однако в методическом OT

ношении для понимания Toro, что может дать использование
различных rрадаций обобщения первичных данных, этот экспе-
римент Р. П. Булатова вполне оправдан. Тем caMbiM удалось
показать, что даже при столь, казалось бы, нелепом масштабе
.осреднения не возникают несуразные представления и все eLЦe
проявляются самые важные черты rлобальной циркуляции вод;
особенно четко прослеживается перенос вод между полуша-
риями.
Основные черты rеострофической циркуляции вод в процес

се взаимодействия океана с атмосферой сохраняются в продол

жение Bcero rода; с переходом от лета к зиме лишь несколько
повышается интенсивность циркуляции, о чем свидетельствует
увеличение rоризонтальных rрадиентов динамическоrо рельефа.
Исследования Р. П. Булатова показали, что при осреднении
исходных данных по времени и пространству «отфильтровыва-
ются» процессы низших катеrорий и выявляются основные oco

бенности явлений более крупноrо масштаба.
54


.]


1


.



1



,



'




[
r




Микропроцессам своЙственны высокая интенсивность, не....
большие временные и пространственные масштабы; для про

цессов более высоких катеrорий характерно уменьшение интен

сивнос'FИ и увеличение их масштабов. Пространственное или
временное осреднение данных позволяет выявить взаимосвязь
между процессами различных масштабов. Объединяя р8ДЫ на-'
блюдений, выполненных в течение определенноrо отрезка вре-
мени, мы получаем представление о. характере изучаемоrо яв

ления в пределах интересующеrо нас периода. С предельной
простотой это можно проследить при сопоставлении элементар-
ных синоптических процессов с мноrолетними
x преобразова-
ниями (рис. П. 1 и П. 2). С перех'одом к процессам более высо-
ких катеrорий закономерно уменьшаются получаемые средние
величины (соответственно понижению их интенсивности). При
обобщении материалов по все более крупным пространствен

ным масшта,бам происходит «отфильтровывание» микроп.роцес-
сов и возникают представления об особенностях, характер-
ных для макропроцессов. Тем самым оказывается ВОЗМ9ЖНОЙ за

мена BpeMeHH6ro масштаба пространственным.
Специальные исследования, проведенны
 Арктическим и aH

тарктическим научно
исследовательским институтом в послед

нее десятилетие в океаноrрафических экспедициях, подтверди

ли, что пространственное осреднение rидрофизических полей яв

ляется приемлемой заменой временных масштабов (Сарухонян

1980). Так, обобщение данных по температуре воды и теплосо-
держанию по тр апециям размером около 2,50 (150 Х 150 миль)
соответствует изменяющимся функциям времени без проявле

ния флуктуаций в продолжение 2
3 месяцев. Эти выводы яв.
ляются репрезентативными и для пятиrрадусныix трапеций (с
линейными размерами зоохзоо миль). Таким образом, путем
осреднения данных, относящихся к синоптическим и друrим
процессам малых BpeMeHHblx масштабов, получены представле-
ния о пространственно-временныIx явлениях высших (крупно

масштабных) катеrорий.
Необходимо затронуть и вопрос о выборе картоrрафической
проекции для правильноrо представления об изучаемом явле

нии. Несмотря на всю банальность положений, которые по это

МУ поводу MorYT быть высказаны, по каким
то непонятным
причинам они полностью иrнорируются. Наиболе
 ярким при

мер'ом в этом отношении являются атласы, посвященные OKea

нам и отдельным их частям. Как в нашей стране, так и в ино

странных изданиях картоrрафической основой для них обыкно

венно выбирается проекция Меркатора. Оправдание тому Ha

ходят в том, что она привычна для моряков. Довод малопонят

ный, поскольку карты таких атласов не MorYT использоваться в
навиrационных целях. Какой же тоrда смысл приучать моря

ков к неправильным представлениям об условиях, свойствен

ных среде, о которой они должны иметь самые точные и досто-
верные сведения?






1-


5


55




Пр'и всех н3!виrационных достоинствах проекции Меркатора
общеизвестны даваемые ею orpoMHbIe искажения площадей:
тоrда как размер одноrрадусной трапеции у экватора несколь-
ко превышает 12 тыс. км 2 , в умеренных широтах (600) он MeHЬ

ше в 2 раза, а в полярных (800)
 в 6 раз. Сколь же rрандиоз-
ны будут искажения при сопоставлении даже относительно He

больших акваторий! Уже в рамках десятиrрадусной трапеции
площадь ее в умеренной зоне в 20 раз меньше, чем в приэква-
ториальных областях. Отсюда ясно, как велики искажения прИ

родных условий в тех Iслучаях, коrда в проекции М'еркатора
представляется весь океан, северные или южные ero части, pac

положенные по обе стороны от экватора. А ведь нередко эта
проекция применяется и для Мировоrо океана, давая совершен-
но неправильные суждения о соотношении пло'щадей и, следо

вательна, о про.исходящих я'влеIНИЯХ.
Наrлядным примером Toro, как искажает такая проекция
рассматриваемое явление, MorYT служить карты циркуляции вод
.океанОв. Так, в частности, за счет вытянутости проектируемой
акватории в меридиональном направлении линии динамическо-
ro рельефа [(иркумполярноrо антарктическоrо течения получа

ют весьма значительные волнообразные искривления. Может
быть сделано заключение, что этому потоку свойственно силь-
ное меандрирование, которое, следовательно, должно иrрать
вихреобразующую роль. В равноплощадной же проекции [(ир-
кумполярное течение проявляется с хорошо выраженной зо

нальностью с преобладанием протяженности линий тока в ши-
ротном направлении. Поскольку закономерности изучаемых по

лей выявляются в картоrрафическом их представлении, выбор
проекции ,сказывается на делающих,ся ,выводах. Все это Be'cЬiМa
тривиально и потому, казалось ,бы, не достойно Iвнимания, е.сли
бы не было столь широко распро,стране.но (несмотря ,на ВСЮ
очевидность необходимости правил
ноrо выбора картоrрафиче

ских 'Проекций для каждоrо KOНlK,peTHoro- ,случая). В с'В'ете Bcero
Iсказанноrо
леJ!ует указать, что в книrе исполь,зуется palBHO-
площадная проекция rлавно.rо Уlправления r.еодезии И .KapTO

rрафии, построеlнная для Мирово-rо океа.на; 'она дает лравиль-
ные представления о- площадях в пределах тех возможностей,
которые допустимы при отобр.ажении шарообразной формы
Земли на пло«жости.
Важнейшие особенности формирова1i,ИЯ, изменчивости и вза

UМОсвязи климатических полей океана. Исследования, выпол

ненные в последние rоды в отделе физи'Ческой океаноrpафии
Института океанолоrии АН СССР, позволили выявить крайне
интерес
ые и исключительно важные в Н,аучном и прикладном
отношениях закономерности формирования и изменчивости rид

рофизических полей. Они имеют прямое отношение и к взаимо-
связи процессов различных масштабов. Изучению подверrались .'
ce
epHыe части Атлантическоrо и Тихоrо океанов, в пределах
которых собрано около 90 % всех данных, накопленных по Ми-
56




i
I
1
J


РОБОМУ океану; это позволило провести наиболее полное и все-
стороннее климатолоrо
статистическое исследование. rлавное
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 ce

редине интервала наибольшей повторяемости),
инимальные и
максимальные величины, выбранные из Bcero ряда наблюде

ний. Сюда же относятся такие параметры распределения, как
стандартное отклонение и коэффициент вариации, позволяющие
оценить изменчивость в абсолютном и относительном выр аже

нии., В некоторых случаях использовались и друrие статистиче

ские параметры. В океаноrрафии в виде полей они почти не
рассматривались. Большое внимание уделено сезонной и экст-
ремальной изменчи'Вост'И, а также стаТИСllической rенерализа

ции rидрофизических 'полей.. В СТОЛЬ широком аспекте rид:рофи

зические поля не изучались ни в нашей 'СТра!не, ни за рубежом.
Самым интересным и важным результатом проведенноrо ис-
следования явилось уди
ительное подобие средних, модальных
и экстремальных полей; оно проявляется в однотипности KOH

фиrурации 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 xo

рошо выражеыная закоiномерность про,слеЖiивается iВO всей тол

ще вод северных частей Атлантическоrо -и Ти'Хоrо 'океанов, по KO

TOpbIM проводились климатолоrо-статистические исследования 1 .
Для количественной оценки взаимосвязи rидрофизических
полей использовались коэффициенты -корреляции, которые OKa

зались поразительно высокими. По Северной Атлантике для
верхней пятисотметровой толщи вод rалеркиным Л. И. были
рассчитаны 45 коэффициентов корреляции между средними, MO

дальными и экстремальными полями. Самый низкий из них в
OДH
M случае составил 0,68, в друrом
 0,69 (табл. 111.1); MeHЬ

те 0,80 он встретился только g раз (в 17,8 % от всех получен

ных величин), тоrда как от 0,80 до 0,90
19 раз (42%), а BЫ

ше 'O,90
18 раз (40%), причем 5 раз коэффициенты корреля

ции составиЛtl 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 KOp

реляции получены между средними и модальными (преобла

дающими) характеристиками; HeMHoro слабее связь ,С мини

мальными полями и еще меньше с максимальными. По плот

I CTenanO/J В. Н. и
 др. Формирование и изменчивость rидрофизических
полей северной части Тихоrо океана. л., 1981, а также Климатолоrо
стати

ст
ческие иссле,IJ.оааиия термоrаЛIIННЫХ полей Северной Атлантики. Л" 198Z







f
,
f
I
't--






r


57






Таблица //J.l
Коэффициенты корреляции между средними, модальными
и экстремальными полями Северной Атлантики


rnyбива. и I Поле Темпера- Соленость Плотн
сть
тура
Модальное 0,97 0,93 0,89
О 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
Модальное 0,97 0,97 0,93
500 Максимальное 0,83 0,75 0,69
Минимальное 0,80 0,83 0,79


{
I
J


ности воды взаимосвязь между средними и модальными вели-
чинами также велика, однако на различных уровнях теснота
связи с экстремальными полями может меня
ься, оказываясь
большей то с максимальными, то с минимальными характе-
ристиками. С удалением от поверхности океана коэффициенты
корреляции по температуре в целом становятся HeMHoro ниже,.
а по солености и плотности HeMHor6 растут. По сравнению с
северной частью Тихрrо океана связь между полями Северной
Атлантики в целом несколько выше.
Одновременное изучение целой совокупности rидрофизичес

ких полей, построенное на анализе одноrо и Toro же исходноrо
материала, позволило провести их сопоставление и выявить
свойственные им общие закономерности. Важнейшими фактора

ми, обусловливающими формирование rидрофизических полей,.
являются обмен энерrии и веществ, а также циркуляция вод.
Перенос масс в пределах отдельных квазистационарных MaKpo

циркуляционных систем, сменяющих друr друrа по широтным
зонам, способствует сохранению зональных свойств. Вместе с тем
при значительной меридиональной составляющей отдельных Te

чений нарушается широтное положение изотерм, изоrалин, изо

пикн и друrих изолиний, о.пределяющих характер свойств вод.
Проведенное исследование показало, что rидрофизические
поля представляют собой единую взаимосвязанную систему,
формирование и изменение которой определяется rлобальным
обменом энерrии и веществ.
При преобладании зональных У'СЛОiВИЙ в приповерхностных
слоях океаносферы и атмосферы меридиональные rрадиенты
rидрофизических и метеоролоrических свойств (определяющих
основные закономерности свойств обеих сред) оказываются


Рис. III.2. Поле минимальной (вверху) и максимальной (внизу) температу-
ры (ОС) на поверхности океана
3аШТРИХОIЧiна dкватория, в пределах которой температура выше средней,
полуqенной для всей Северной Атлантики
I


БО




значительно больше широтных rрадиентов. При высокой' плот-
ности океанических вод это приводит К исключительно большой J
устойчивости rидрофизических и 'rидрох'Имических полей (-CTPYK

туры и стратификации, их характеристик, циркуляции вод и
пр.). При значительно меньшей плотности воздуха по сравне..
пию' с водой закономерности, вскрытые для океаносферы, He

всеrда приложимы к атмосфере.
Тем самым становится понятным то, что В системе «OKeaH

атмосфера
суша» Мировому океану принадлежит ведущая
роль в планетарном обмене энерrии, масс и веществ, а следо-
вательно, в формировании и изменении природы Bcero земноrо
шара.
При наибольшей изменчивости солнечной радиации в на-
правлении от экватора к полюсам и соответствующем характе- /
ре обмена энерrии и веществ меридиональные rрадиенты rид

рофизических полей оказываются ведущим климатообразую-
щим фактором. Они перекрываю:r воздействие всех друrих про-
цессов, в том числе сезонные и межrодовые коле
ания; возму-
щающее влияние последних значительно меньше меридиональ-
ной изменчивости -свойств вод. Таким образом, ,стано.вя1'СЯ по-
нятными причина широтной ,протяженности изолиний rидрофи-
зич.еских полей, их отклонение в пред,елах О'тделЬ'ных акваторий
сильными течениями и большое сходство между средними, мо-
дальными и экстремальными полями. Следовательно, 2лавные
особенности формирования и изменчивости 2идрофuзических no

лей определяются меридИО1;lальными 2радиентамu, за счет че20
изменчивость во вре
ени в каждой точке океана существенно
.меньше nространственной изменчивости. Поскольку эта общая I
закономерность Iбыла выявлена JЗ Iпроцессе fКлиматолоrо-стати

СТИ9:еских ,и,сследований северных частей Атлантическоrо и Ти

хото OiKeaH'oIB, моЖно полаrать, что она ,справеДЛ1ива и для Ми

pOBoro океана в целом.
rидрофизические поля при сохранении общих черт, вполне
понятно, различаются по абсощотным величинам, сравнитель

но близким у, средних и модальных, но весьма существенно
различных у минимальных и максимальных значений (табл.
111.2). Выделение областей выше и ниже средней, полученной
для всей исследуемой акватории, дает представление о поло

жительных и отрицательных аномалиях термоrалинных полей и
к тому же очень наrлядно отражает особенности их перестрой
 1
ки по вертикали. Статистическому анализу подверrались воды
верхней пятисотметровой толщи океана. r лубже количество ис. .
ходных данных начинает быстро уменьшаться и статистические
характеристики оказываются менее надежными. Однако, осно-
вываясь на увеличении rомоrенности вод с rлубиной, можно по-
лаrать, что взаимосвязь между средними, модальными и экст-
ремальными полями должна оставаться высокой. Верхняя
пятисотметровая толща вод океана подверrается наибольшей из-
менчивости, и если в ее пределах выдержива/ется тесная зави-
60




Таблица //I.2


Средние rодовые, модальные (преобладающие)
и экстремальные температуры СС) воды (1), полученные
по всей Северной Атлантике по мноrолетним данным,
а также разности между наибольшими и наименьшими величинами (2)
в пределах рассматриваемой акватории


rлубина,
м


Средняя


МодаJIьная


МаксимаJIьная


МИНИl\fаJIьная


2


2


2


7


о 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


f


симость между средними, модальными и экстремальными поля-
ми, то она не может не иметь места во всей толще океана, по

скольку с rлубиной повсеместно возрастает однородность вод.
Привлечение статистических методов позволяет получить в
сжатой и обобщенной форме обширную информацию о прост

ранственной и временной структуре rидрофизических, полей.
Однако, в условиях коrда основная масса имеющихся OKeaHO

rрафиче,ских материалов' п,ре,д,стаlвляет ,собой совокупно,сть дaH

ных, неравномерно расhолаrающихся во времени и пространст-
ве, возникает вопрос о том, допустимо ли вообще привлечение
статистической обработки. Определение в ,таких условиях мини-
мальной в
личины исходных рядов наблюдений, при которой
возможно применение статистическоrо анализа, заведомо бес

полезно. Априори совершенно ясно, что обширнейшие открытые
пространства океана не обеспечены дол
ным количеством дaH

ных. В таком случае расчет статистических характеристик все
же можно проводить, сопровождая ero опр
делением поrреш

ностей расечитываемых rидрофизических параметров. Получен

ные поля поrрешностей Ka
 caMoro параметра, так и ero CTaH

дартноrо отклонения показали, что ошибки расчета увеличива

ются в соответствии с природной изменчивостью rидрофизиче-
ских условий и уменьшением количества данных. Сочетание их
и определяет поля поrрешностей. Однако в целом ошибки YMeHЬ

шаются с удалением от поверхности океана за счет повышения
устойчивости состояния среды. Как правило, поrрешности Ma

лы, оказываясь существенно меньше средней природной измен

чивости, оцениваемой по стандартному отклонению. Максималь

пая изменчивость пq экстремалрным величинам MHoro больше
,(Степанов и др., 1981, 1982). .
в качестве примера MorYT быть рассмотрены материалы, OT

носящиеся к полю температуры Северной Атлантики, природ

пая изменчивость KOToporo особенно велика. Так, оказалось,
что поrрешность вычисления средней температуры на поверх

ности океана уменьшается от 0,3

0,50 в центральной ero час-


61




ти до О, 1
0,20 в прибрежных районах.
 Ошибки расчета CTaH

дартноrо отклонения еще меньше, изменяясь в тех же преде

лах
 от 0,2
0,30 дО О, 1
0,050. В то же время стандартное
отклонение caMoro поля температуры на поверхности океана от
0,5
1,0 в тропиках нарастает дО 2,0
3,OO на севере, ДОСТИfая
максимальных значений 5,0
6,00 в районе rольфстрима. Ce

зонная изм
нчивость по разности между экстремальными cpeд

ними месячными температурами от 1
20 в экваториальной зо

не увеличивается приблизительно до 60 в субарктических широ

тах, доходя у береrов Северной Америки до 10
160. Разн()tТЬ
между экстремальными величинами, выбранными из Bcero ря

да имеющихся данных, очень велика, составляя в низких широ

тах 2
50, в высоких
 5
100, а .в районе rольфстрима
 15

25
 С удалением 'от поверхности океана rидрофизические усло
.
вия стан'овятся более однородными и соответственно уменьша-
ются ошибки расчета статистических параметров, но они всеrда
значительно меньше природной изменчивости. Те же законо

мерности свойственны солености, плотности и, следовательно,.
прочим физико-химическим свойствам океаносферы.
Возможность использования оrраниченных исходных данных
для климатолоrо-статистическоrо изучения rидрофизических
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 мноrолетних rидрофизических полей по-
всей изучаемой акватории. Критерием допустимости И'спользо

вания каждой получеlННОЙ оценки является то, ка'к она ложит

ся во всем поле анализируемых !Величин.
. Проведенные исследования показали также несостоятель

ность широко распространенных предспiвлений об отвлечен

ности среДНИХ климатических характеристик, о том, что они не
дают сколько-нибудь близкоrо представления о реальных усло- '
виях В океане. Большое сходство rидрофизических 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 2идрофизических полей
происходит по единому закону, определяющему их npOCTpaHCT

венную и временную взаимосвязь и изменчивость. Следовате.ль-
но, среднее состояние (климат) Мировоrо океана отражает объ

ективную реальность, связанную с каждым отдельным момен-
том, через посредство микро- и мезомасштабных процессов.
Обобщая все сказанное, можно rоворить о том, что среднее
МНО20летнее ооiстояние океана не представляет собой некое OT

влеtt<.еriJ.юе чисто фиктивное и формальное nонятие. Это состоя-
пие отр,'ажа\ет объек'J}ивную ре'алыю,сть, боле
 или менее близ

кую к каждому отдельному моменту, оnределяющемуся общими
законом:еРНОDТЯМИ формирования и изменчивости 2идрофизиче

ских полей. Оно является тем 2лавным фоном, который обу

62




сдовлива.ет основltые o)co6
ltltapTи развития MиKpO
 и мезоnро-
цессов, поскольку они не выходят за рамки экстремальных Be

личин, взаимосвязанных со всеми друrими характеристиками
:rидрофизических полей. Более Toro, о,сновываясь на этой в'заи

мосвязи, можно ПО одноЙ 'И,з имеющихся ха'рактеристик, полу-
ченных даже Пd, оrраниче!нным исходным данным, прове,сти о,ри

ентировочную оценку друrих.
В условиях коrда основная масса океаноrрафических наблю-
дений представляет собой совокупность данных, неравномерно
располаrающихся во времени и пространстве, климатолоrо
ве'
роятностный метод дает возможность связать процессы различ-
ных пространственно
временныIx масштабов.


I


r л а в а IV


ОБМЕН ЭНЕрrи и и ВЕЩЕСТВ
МЕЖДУ ОКЕАНОСФЕРОй И' АТМОСФЕРОй


в формировании и изменении rидрометеоролоrических усло

вий ведущую роль иrрает тепло-, влаrо-, rазо
 и солеобмен. При
этом в rлобаJIЬНОМ KpyroBopoTe влаrи и солей необходимо учи

тывать обмен с ,сушей, тоrда как тепло
 и rазообмен осуществ-
ляются непосредственно между Мировым океаном и атмосфе

рой. Хотя количество влаrи, уносимоЙ с океана на материки, от-
носительно невелико, это все же rлавный ее источник для суши.
Н,есмотря на сраlвнительно неболь,шое количество ,солей, пе

ренооимых на Iконтиненты, их планетарlНЫЙ обмен является
важнеЙшим процессом, определяющим различие химиче'ско-rо
состава вод суши и океано'сферы, а также сохранение ero по

стоя'нства в в.одах материков и океана. В rл06альном пере'рас

,п.р,еделении энерrии и веще'ств доля обмена океaJносферы с ат-
мосферой по отношению к общему балансу Мировоrо океана
меняется в весьма боль,ших \пределах. Так, обмен солями с 1В0з

душной средой приблизительно на три порядка меньше пере-
распределения их между океанами. Влаrообмен с атмосферой
составляет в отдельных районах от 2 до 4 % общеrо водноrо ба

ланса. Удельный же вес теплообмена с атмосферой достиrает
75 % по сравнению с переносом тепла в Мировом океане. Роль
rазообмена, как уже отмечалось во введении, также исключи

т
льно .велика.
Между различными видами обмена существует довольно
сложная взаимозависимость, без учета которой изучение OДHO

ro из этих процессов может повлечь к неправильным количе-
ственным оценкам общеrо обмена. Особенно тесно взаимосвя

заны планетарные KpyroBopoTbI тепла и влаrи. Так, испарение
определяет не только количество влаrи, вовлекающейся в пла

нетарный обмен, но и расходование основной массы солнечной
энерrии, поrлощаемой поверхностью земноrо шара. В то же Bpe

мя выделение тепла в атмосфере, п:роисходящее при KOHдeH

63




сации влаrи, ,является важнейшим энерrетическим фактором
циркуляции воздушных масс. Одним из наиболее показатель

ных критериев правилрности расчета влаrо
 и теплообмена яв

ляется величина rлобальноrо речноrо стока. Определение'еrо
относительно проще и надежнее, чем друrих составляющих пла

HeTapHoro влаrообмена (на основании мноrочисленных прямых
измерений).. Речной 'сток должен уравнивать количест.во влаrи,
испаряющейся на Земле, с общей массой выпадающих осадков.
Без этоrо не может иметь место то относительное постоянство
уровня Мировоrо океана, которое существует в первом прибли

жении в пределах каждой фазы развития планетарных процес

сов. Изменение rлобальноrо влаrо
 и теплообмена, происходив

шеrо в rеолоrическом прошлом и приводившеrо к колебаниям
уровня океанов и морей, сопровождалось изменениями COOTHO

шений между испарением, осадками, речным стоком и количе

ством влаrи, скованной в ледяных покров ах Земли. Значитель

но более сложная зависимость существует м,ежду тепло
, вла-
rQ
 и rазообменом. Имеющиеся сведения о планетарном обмене
rазов весьма оrраничены; пока eIЦe не удалось провести таких
же расчетов, какие сделаны по тепло
 и влаrообмену. То же
следует сказать и в отношении обм.ена минеральных и биоrен

ных веществ. Поэтому полнота и содержание представлений о
планетарном обмене знерrии и веществ; как и роль, которую в
нем иrрает Мировой океан, весь.ма различны.
Расчет состаВЛЯIQЩИХ планетарноrо обмена затрудняется
недостатком исходных данных. Прямые измерения довольно or

раничены даже в пределах суши; безбрежные же водные про-
cTpaHcTiВa покрыты \наблюдениями значительно. слабее. Далеко
не все процессы пока еще удается cTporo фиксировать специ-
альной ацпаратурой, поэтому приходится широко применять
расчетные методы по всевозможным косвенным данным, на ос-
нове различных мод
лей, теоретических и эмпирических фор-
мул.
Недостаток данных приводит к тому, что проводимые рас-
четы большей частью оrраничиваются отдельными акватория-
ми. При исследовании океанов обыкновенно определяются
только удельные величины в пределах низких и умеренных ши-
рот. Крайняя оrраниченость сведений о полярных областях за-
трудняет в0змо]Кность вычисления полноrо баланса по о
дель-
ным океанам и Мировому океану в целом. В этих условиях He

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 поrлощение тепла
океаном превышает ero расходование, то в субполярных и по-
лярных областях теплоотдача в атмосферу значительно боль-
ше поrлощения; необходимое балансирование осуществляется
за счет адвективноr.о переноса в ТОЛIЦе вод океана. В т
ких
64




случаях при расчетах ПОЛноrо баланса нельзя оrраничиваться
удельными значениями составляющих и бюджета, а необходи-
мо оперировать уже суммарными величинами. Удельные oцeH

ки дают представление об интенсивности процесса, позволяя
сопоставить ero характер в различных реrионах. Суммарные же
величины определяются соотношением интенсивности процесс а
и ра--змерами рассматриваемоrо объекта; в одних случаях пре

валирующую роль иrрает интенсивность, в друrих
 размеры,
в третьих
 те или иные их Iсочетания.
При определении бюджета в каждой данной точке или ис-
ходной расчетной трапеции, как правило, не бывает равенства
между приходной и расходной ero 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 ero адвективноrо пере

носа (в rоризонтальной плоскости)'.
При исключительной оrраниченности прямых измерений
приходится весьма широко привлекать различные косвенные
данные. Поэтому пока большей частью удается определять
только средний rОД080Й баланс на основе обобщения всех име

ющихся сведений. В таких условиях получаемые различия меж

ду приходными и расходными час;тяlV1:И бюджета дают представ-
ление не об особенностях обмена, а о поrрешностях приведен

ных расчетов. rодовой баланс позволя'ет выявить ,самые общие
закономерности, своЙственные океаносфере и атмосфере. Пока
это единственная возможность количественной оценки интере-
сующих нас процеССQВ и явлений. Коrда ,расчеты баланса мож

но будет проводить с необходимой точностью, они MorYT ока-
заться весьма полезными для совершенствования долrосрочных
rидр'ометеоролоrи-ческих проrнозов на весь rодовой период при
выявлении преемственности развития циклов различных про

cTpaHcTBeHHo
BpeMeHHыIx масштабов.
В этой rлаве анализируется только обмен через поверхность
Мировоrо океана. Общий баланс (с учетом переноса вод, тепла
и веществ в толще океанических вод) рассматривается в rла-
ве Х. Имеющиеся данные позволяют получить бюджет тепла и
влаrи по всей акватории Мировоrо океана и их полный баланс
с атмосферой. По соле- и rазообмену возможна только прибли-
женная оценка общеrо баланса (без определения составляю

IЦИХ и бюджета в, каждой исходной расчетной трапеции).


IV. 1. Теплообмен


, в у
ловиях, коrда rлавная масса солнечной энерrии, поrло

щаемая океаносферой, идет на испарение, роль турбулентноrо
теплообмена с атмосферой оказывается определяющим факто

ром в rлобальном влаrообмене. На турбулентный обмен с ат-
мосферой расходуется в среднем лишь около 20% всей радиа-
ции, поrлощаемой океаническими водами; однако именно эта


5
1401


65 ,




составляющая бюджета тепла Мировоrо океана является в(iж

нейшим источником наrревания приповерхностных воздушных
масс. Поэтому теплообмен океаносферы с атмосферой оказыва-
ет orpoMHoe влияние на термические процессы всей планеты.
Наиболее обстоятельные исследования теплообмена поверх-
ности земноrо шара выполнены М. И. Будыко совместно с ero
коллеrами. Полученные результаты опубликованы в нескольких
книrах, атла"сах, мноrочи.сленных статьях (1956, t963, 1977, 1978
и др.). Кроме Toro, 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. rри

цен ко (1980). Исходные сведения 'по количеству поr лощаемой
радиации (радиационному балансу) любезно предоставлены
Институту океанолоrии 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 расематривающиеся здесь
сведения о теплообмене (Степанов и rриценко, 1980) с резуль-
татами, приводимыми в работах М. И. Будыко (табл. IV.I).
По сравнению с ранними трудами М. И. Будыко величины со-
ставляющих бюджета в последние rоды несколько увеличива-
лись.
ПО2лощаемая солнечная радиация, Повсеместно радиацион-
ный баланс является положительной величиной в бюджете теп-
ла МИрОБоrо океана. Только в полярных обл
стях В осенне-
зимнее время и в целом за rод радиационный баланс отрица-
телен. Всей океаносферой поrлощается 29,7.1019 ккал в rод сол-
нечной энерrии. (табл. IV.2). В соответствии с тем, что в юж

ноМ полушарии Мировой океан занимает большую акваторию,
здесь усваивается 55% всей радиации (16,2.1019 ккал), тоrда
как остальная часть приходится на северные широты (13,5.
.1019 ккал). Вместе с тем удельная величина ее выше 'в ceBep

НОМ полушарии
 87 ккалjrод по сравнению с южным

79 ккалjrод. Количество солнечноrо тепла, поrлощ.аемоrо от-
дельными океанами, очень близко к соотношению их ПЛQщадей:
в Тихом
 52 % от общей массы энерrии, попадающей в Миро-
вой океан, в Атлантическом
 26%, в Индийском
 22%.
Изменение солнечной энерrии с широтой во всех океанах
'совершенно однотипно. При этом средний широтный процент
IJоrлощаемой 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
200 с. ш. (127 ккалjсм 2 в rод) и 5
 150 ю. ш.
(118 ккалjсм 2 в rод) в соответствии. с расположением в тропи-
ках барических антициклонов с преобладающей ясной поrо-
дой. Суммарное же количество поrлощаемой радиации несколь

',ко иное; оно оказывается самым большим между 1 o
 150 ю, ш.
66




Таблица /V.l
Сопоставление составляющих бюджета тепла океаиов (в ккал/см 2
в rод), 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. rриценко.
1980 (4)


'--


...
Радиационныii
баланс


Расходование
тепла на испа

рение


ТурбулентныЙ
обмен


Океаны


1121з141121з14


1 I 2 I 3 I 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
50 с. ш. (несколько. выше 2. 1019 ккал/rод). В экватори-
альной зоне при высокой облачности удельная величина радиа

ции HeMHoro понижается (до 115 ккал/см 2 в rод). Необходимо
()тметить особенно большую удельную величину в северных TpO

пиках Индийскоrо (до 136 ккал/см 2 в rод) и Атлантическоrо
(128 ккал/см 2 в rод) океанов, тоrда как в Тихом
125 ккал/см 2
в rод. Bcero в низких широтах (приблизительно ОТ 300 с. ш. до
200 ю. ш.) поr лощается около 65 % всей солнечной энерrии.
I3 умеренных областях (между 30
600 в обоих полушария
)
потреб:ляется еще 32 %, и, следовательно, только 3 % приходит

(я на субполярные акватории. Нулевой радиационный баланс
отме1iается вблизи 75
800 широты в обоих пол!ушариях, после
err,) он быстро понижается до
2
5 ккал/roд. Для CeBepHoro
Ледовитоrо океана общая величина ero определена в 60.
. 10,b KKa.тI в rод.
Расхсдование тепла на испарение. В Мировом океане на ис

парение расходуется в 6,5 раза больше тепла, чем с суши. Об

щее ero .количество определено в 26,8 .10H
 ккал в rод (табл.
IV.2). Из них на южное полушарие приходится 54 % общей
массы тепла, что определяется различием акваторий по обе
стороны от экватора. Количество тепла, расходуемоro в отдель

ных океанах, как и солнечной радиации, близко к соотношению
их акваторий: в Тихом океане это 52 %, в Атлантическом
 25,
в Индийском
 22, в Северном ЛеДQВИТОМ океане
 менее 1 %.
К ссс:ру от экватора в Атлантическом океане потребляется
60.'1:' и1
 тепла на испарение, чем в Тихом, а в тропиках южноrо
П(lJI
 Il12.рПЯ наоборот, тоrда как в высоких ШИРОТ8Х различия
между отдельными океанами невелики. Доля тепла, затрачи

BaeMoro на испарение, по отношению ко всей расходной COCTaB

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.


5*


67




Бюджет тепла поверхности Мировоrо океана


Таблица lv'.2


,
I


Удельные Суммарные
ккал[см 2 [rод ккал[rод 1016
Широта Затра

Радиа- та Турбу- Радиа
 Затрата Турбу- БICД-
тепла лент- Бюд-
Цион- на ис
 ный жет ционный тепла на лентный жет
ный обмен тепла баланс испарение обмен тепла
баланс паре

ние
00
650 С. ш, 96
86
10 О ]3543
]2 101
 1 461
]9
OO
65C? ю, ш. 83
73
7 3 ] 6 279
]4 411
 1 32] 547
650 с. ш.

650 ю. ш. 88
79
8 1 29 822
26 5]2
2 782 528
Северное по

лушарие 87
79
9
1 13 482
12 304
 1 339
161
Южное п()лу

 1 350
шарие 79
70
7 2 16 238
14 502 386
Весь океан ' 82
74
7 1 29 720
26 8С6 '
2 689 225




в соответствии с ростом температуры воды и воздуха в Ha

правлении от Полюсов к экватору количество тепла, затрачива-
eMoro на испарение, постепенно увеличивается в отдельных OKe

анах от 10
25 ккалjсм 2 в rод в субполярных областях до 110

120 ккал/см 2 в rод между 15
200 с. ш. и 100
105 ккал/см 2 в
rод на 5
10'? ю. in. (рис. IV.1). Максимальное испарение в
субтропиках определяется высокими температурами, сильными
и устойчивыми пассатами. Между 50 и 400 широты в обоих по

лушариях расходуется на испарение около 70% Bcero тепла по,
отношению ко всему Мировому океану. Вторичный максимум,
в субтропических широтах (до 100 ккал/см 2 в rод на зо

350 С. 'ш.) связан с интенсивным испарением в районах распро

странения систем rольфстрим и Куросио. в экваториальной зо

не уменьшение этой составляющей бюджета тепла до 75

80 ккал/см 2 в rод следует объяснить большой насыщенностью
воздуха водяными парами; в восточной части Тихоrо океана
наблюдаются особо малые величины
 менее 50
25 ккал/см 2
в rод. Между 50 с. ш. и 50 ю. ш. потребляется около 8 %' тепла,
идущеrо на испарение во всем Мировом океане. По мере пони

жения температуры воды и воздуха расходование тепла на ис

парение постепенно понижается до 20
 1 О ккал/см 2 в rод,' а в
полярных областях-
 до /значений, близких к нулевым. В BЫ

,соких широтах (от 400 в обоих полушариях) на испарение за-
трачивается 1/5 Bcero тепла по отношению к Мировому океану.
Турбулентный теплообмен с атмосферой. Доля ЭТОЙ состав-
.ляющей
B расходной части бюджета тепла меняется с широтой
-от 1
3% в тропиках до 5
10% в субполярных широтах, пос-
.ле чеrо удельный BtC ее быстро понижается до неБОЛЬШИХ i OT

:рицательных величин, а затем она снова становится положи

''Тельной в Арктическом бассейне.
68




,lI<ka-Л/см2rод
130


,100 .
'. I I I '
, 1 / i I I '" .
i - I I I i\

50
I I // : ,
.






i r ' "1- ' / -}\ ! 1 1, I
I ! I I \ I ' I

!
I 1\ I I
'01


I
r
 =!


'", Н , I I i I I

50 '
 1
2
.
\
3


 \ I / 1\
.di

 '--
 ;' I \

IOO

1 '-- I I ', ....... I
с.ш.70 С 60° 500 40° 30 20' 10- . О" IO'
 20' 300 40 50 60') 70 С Ю.ш.


Рис. IV.l, Изменение средних широтных величин бюджета
-тепла поверхности Мировоrо океана и ero составляющих,
. в ккал/см 2 в rод
1
 бюджет тепла; 2
 радиационный баланс; 3
 расходование
тепла на испарение; 4
 турбулентный теплообмен с атмосферой


Илтенси
ность турбуленrноrо теплообмена определяется
I'лавным образом разностью температур между воздухом и под

етилающей поверхностью (водой или сушей). Почти повсеме

СТНО температура поверхностных вод Мировоrо океана выш

чем воздуха. При этом средняя rодовая разность между ними
увеличивается от 0,5
 1,50 в низких широтах до 2
40 и более
13 умеренных и: приполярных областях. В высоких широтах воз

дух охлаждается си'лЬ/нее воды. Особенно резко это проявля

-ется на северо---западе Атлантическоrо и Тихоrо океанов, rде в
результате я:онтинентальности усиливается охлаждение aTMOC.

4>еры, а вода получает большую массу тепла за счет rольфст

;рима и Куросио. Ра"З1iОСТЬ между температурами воды и ,возду

ха имеет хорошо выраженный rодовой ход. Она увеличивается
, 18 ЗИМ1Iее время в соответствии с более сильным охлаждением
;воздуха ,(,по ,
р
'вне.нию с водой) и уменьшается летом. На ce

lBepo-западе Атлантическо.rо 11 Тихоrо океанов эта разность зи

'Мой достиrает 5
 1 00. .Причина тому
 холодные ветры, дую

/ !Щие с материков. Только в отдельных районах с отраниченной
[Iлощадью 'вода оказыв.ает.ся холоднее воздуха; это rлавным об

jJ>азом экваториаЛ,hная 'зона -северо-западной части Индийскоrо
.океана, а также западное побережье Африки и Южной Амери

,ки.
Карты .разности темп
р-аryp., полученные С. В. Серrуниным
110 четырем кал.енда.р:ным ,сезонам (январь
маРТt апрель

'69




июнь, июль
сентябрь, октябрь--
д.ек.а6рь,),. показали.,. что Ge

вернее 20
300 с. ш. в осенний, и зимний сезоны вода теплее
воздуха на 1
30, а в весенни_й и летний периоды
 холоднее на
0,5
 1,00. Исключением является. аква.тория." В. предел-ах котороЙ,
распространяется rольфстрим и продолжающее ero CeBepoaT

лантическое течение; в холодный период вода остается на He

сколько десятых rрадуса теплее' воздуха,. а в зоне rо,'1ЬфСТРИ

ма эта разность достиrает 0,5
1,.oo., Меняется характер тепло

обмена и в северной части Инди-Й
коr.о океана., Н холодное ПОЛУ'

rодие вода здесь теплее воздуха на 0,5
O.,80, а в весенне-ЛЕ:Т

ний период преобладают разности. от 0,,1 о до 0,5,0,. TorAa как на
северо-западе они отрицательны (ДО
0,5
 1,.о? У побережья-
Африки и Аравии). Специфика сеЗОJl:IiОЙ изм.енчивостн терми
,
ческих процессов в северных частях океанов прежде Bcero свя

зана с муссонами, влияние КО1:0рЫХ р.аспространяется. на систе

мы rольфстрима и Куросио (с продолжающими. их CeBepo.

атлантическим и Северотихофк-еанским. течениями,. а также Be-т

вями этих мощных потоков).
В соответствии с резко выражеыншм, повыш
нием: темпер')а

туры воды по сравнению с воздухом uовс'ем,еСТШОJ ( исклюя.аЯi
указа нные оrраниченные ра й оны ) прео б ладает отридательн:ыи;
теплообмен. Из общей массы ЭIfе,ru,,. lJыдеJrя;емой МИрОВDI

океаном в атмосферу, в каждом полуmшаw)ии- р;а
ходуется прак

тически одинаковое количество тепла (см'. табл;. ПV.2); в то же
время удельная величина турбулентжоrо теплообмеш.а несколь

ко выше в северном полушарии. В ПРОТИВОПОЛОЖНОСТЬ друrиМJ
составляющим бюджета тепла раЗЛИЧllе В, суммарном тепло06

мене океанов в меньшей степени определяется соотношением их
площадей, тоrда как решающим яв.ляется. уд,ел.ьный вес BЫCOKO

широтных акваторий южноrо полушария.
Во всех океанах, кроме CeBeplroro Ледовитоrо,_ ж: пр'оцессе
турбулентноrо обмена тепло отдается атмосфере, тоrда как в
арктической области это единственная приходна-я составляю

щая бюджета тепла. Объяснения тому, ыадо полаrать, следует
искать в поrлощении тепла в весенне-летнее время, коrда TeM

пература воздуха значительно выше, чем \Воды;' в' х-олодное ПО'

луrодие океан изолируется от атмосфеРJЫ ледяным покровом и
активное расходование тепла происходит только в полыньях.
Общая сумма тепла, отдаваемоrо :тремя остальными океанами,.
равна 2811.10 1б ккал в rод (табл. rv,3) 1. Из нее на долю Ти

xoro океана приходится 50%, для Атлан-тики (площадь которой'
в 2 раза меньше) этот процент непропорционально велик
 32;.
последнее, видимо, связано с выносом оrромной массы тепла


1 Приводимая в табл. IV.3 цифра 2689. 10'16 ккалfrод получена после
изъятия положительноrо теплообмена CeBepHoro Ледовитоrо океана; эта'.
разница составляет 4,5 %, что соответствует 122.1016 ккалjrод, которые I!0

rлощаются полярными водами. Подобные сочетания разнонаправленных
процессов MorYT давать на первый вз.rляд непонятные результаты при расче

тах баланса.


70




Таблица .. .!,J


Баланс тепла поверхности океана


Океаны


Миро-вэй Ат лантиче
 Индийский Тихий Северный
скиЙ Ледовитый
1016 1"' 101' l' 101' 1" 101З I О' 1016 ,_
ккал/rод /0 ккал/rод уо кка
/rод уо ккал/rод /0 ккал/rод

.Радиаци

rQННЫЙ ба

.ланс 29 720 50 7783 50 6375 50 15 623 50
бl 1
Затрата
тепла на
!Испарение
26 806 45
6 791 43
5 768 46
 14 044 45
20З 5
Тур6улен

-ТНЫЙ Te

1IIло06мен
2 689 5
 1 025 7
485 4
 1 301 5 122 3


6


3


,разность I


225/0.41



ззIО.21


1221°.91


27810:8/
1421 39


ла север' системами rольфстрима и Североатлантическоrо тече

лия, а также относительно небольшой площадью антарктичес

кой области со слабо проrретыми водами. Вместе с тем в Ин-
дийском океане большой удельный вес высокоширотной aKBa

тории определяет сравнительно малую теплоотдачу в атмосфе

ру, оцениваемую .в 18%' (по отношению ко всему Мировому
,океану) .
,Интенси'вность турбулентноrо обмена в Мировом океане Ha

;ра,стает с удалением от эквато'ра. От значений, близких к нуле

-вым, она достиrает
максимума в субтропиках (35
450 широ

'ты), доходя -ДО 1 О ккал/см 2 в rод в южном полушарии и
20 ккал/см 2 в
rод.В севе,РНОМ. Второй максимум на севере (до
.20
25 ккал/см 2
B rод) .проявляется в субполярных широтах
(55
650 с.
ш.). Более активный турбулентный обмен в ceBep

БОМ полу.шар-ии объясняется выхолаживанием атмосферы cy

шей и выносом холодноrо .воздуха на океан. Доля турбулентной
сСоставляющей по отношению к общей величине отрицательно-
.то обмена от ,нескольких десятых процента в экваториальной
зоне медле-Н/Но .нщ>-астает до.9% у '35
OO с. ш. и 4% 'в тех же
широтах ,южноrо 'illолушария. С приближением к Антар'КТИlде
'она п.адает до 1 ,0
0,5 %, а .на севере после понижения снова
--возрастает до 9 О/о' .на 55
600 с. т., опять уменьшаясь до He

,больших величин в полярной области.
В тропиках (0
250 ,широты) выделяется в атмосферу по
:всему Мировому океану 9
10% тепла. В умеренной зоне рас-

.ходуется 70% общей .массы .поrлощаемоrо тепла, что объясня

ется наибольшими различиями между температурами воды и
-воздуха; .при этом .почти -п-олови.на (47%) отдается в северном
,П




полушарии и около четверти (23 %) в 'южном. Столь значитель

ные различия определяются большей континентальностью ce

верных частей океанов, усиливающих разность между темпера

турами воды и воздуха. Отсюда становится понятным, сколь.
велико влияние океана на смяrчение климата умеренной зоны,
планеты, и особенно в северном полушарии, rде сосредоточена
большая Час1'Ь населения Земли. Несмртря на то что в поляр

:IbIX областях, rлавным образом на севере, Мировой океан pac

ходует в процессе турбулентноrо обмена только около 1 О % Bce

ro тепла, выделяемоrо в атмосферу, это rлавный источник обо

rреваНI;J:'Я высоких широт 'планеты. -в Арктике особенно. большая'
масса тепла отдается в Норвежском, rренландском, Баффино

вом 'и Чукотском морях, куда приносятся теплые воды из AT

лантическоrо и Тихоrо океанов. За счет теплоотдачи CeBepHoro
Ледовитоrо океана температура воздуха в Арктике в 2
3 раза
выше, чем в Антарктике. В высоких широтах южноrо полуша-,
рия океан обоrревает атмосферу и ледовый континент. В пре

делах акваторий, покрытых льдом, теплоотдача океана менее
3
5 ккал/см 2 в rод; однако общее количество тепла, pacxoдye

Moro водой, оказывается довольно значительным за счет посто

янно образующихся разводий и полыней.
В заключение необходимо еще раз подчеркнуть ту оrромную,
роль, которую иrрает турбулентный теплообмен океаносферы с'
атмосферой в смяrчении климата всей планеты. Несмотря на
относительно малый удельный вес солнечной энерrии, идущей

на теплообмен, он является основным источником наrреваНИЯr
приповерхностноrо слоя воздуха. В низких широтах планеты (от'
экватора приблизительно до сороковых ШИР9Т обоих полуша
-
рий) атмосфера наrревается rлавн'ым образом от суши, не спо

собной аккумулировать солнечную энерrию и отдающей все:-
получаемое тепло воздушной оболочке. За счет турбулентноr

обмена воздух получает от 20 до 40 ккал/см 2 в rод, а в облас

тях с малым увлажнением (Сахара, Аравия и др.) даже до.,
60 ккал/см 2 в rод. Океан же в этих широтах накапливает теп--
ло, отдавая атмосфере в проце
се обмена менее 5
10 ккал/см 2
в rQД. В высоких широтах турбулентный теплообмен существен--
но различен в северном и южном полушариях. Приповерхност

ные слои воздуха в южном полушарии наrреваются почти цe
-
ликом за счет теплоотдачи Мировоrо океана. Общая масса тепла,.
получаемоrо атмосферой с оrромной акватории, оказывает

ся очень большой. В северном полушарии при слабом проrре

ве суши в теплое время и сильном ее выхолаживании осеНЬЮ1
и зимой атмосфера получает тепло в основном от o
eaHa

В течение rода вода отдает до 25
50 ккал/см 2 в rод.
В антарктической части Мировоrо океана высокая цикло

,ничность в атмосфере определяется большими меридиональны

ми rрадиентами теплообмена. В северных высоких широтах силь

ные возмущения в атмосфере вызываются интенсивным TYP

булентным обменом. Увеличение rоризонтальных температур

72




IV.2. Бюджет тепла поверхности Мировоrо океана в среднем за roдo
в ккал!см 2
11.Iтриховкой выделены акватории, в пределах которых расходование тепла
превышает ero получение


ных контра,стов в холодное время усиливает циклоничность и
'1Соответст,венно поступление тепла с океана, на сушу. Осно'вная
'общепланетарная закономерность теплообмена состоит в ero
'.влиянии на повсеместное смяrчение климата: в низких широтах
,с океана на сушу выносится более холодный воздух, а в BЫCO

'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 мноrообразие природных условий.
Бюджет тепла поверхности МирОВО20 океана представляет
,собой разность между приходом и расходом тепла, определяю

'щуюся TeM
 накапливает или отдает океан энерrию, получаемую
'()т Солнца. В низких широтах за счет превышения приходной
'части бюджета над расходной происходит накопление тепла, а
':8 высоких
 ero потеря (рис. IV.2). Теплообмен положителен
',между 25"":""300 с. ш. и 30
350 ю. ш. Уравнивание поrлощения и

асходования тепла в каждой данной точке и во всем океане
'осуществляется за счет ero перераспределения течениями в тол

ще вод, вследствие чеrо повышенная теплоотдача в высоких
'Широтах компенсируется приносом теПЛll из тропиков.
В экваториальной зоне при большой величине поrлощаемой
.солнечной радиации и пониженной теплоотдаче r6довой бюджет
'имеет максимальные положительные значения. В среднем по Bce

'му Мировому океану он составляет 35
40 ккал/см 2 в rод, наи

меньшие величины (до 25
15 ккал/см 2 ) отмечаются в Атлан

-тическом и Индийском океанах, а самые большие (дс)
50 кк.ал,l.cм2 ,в rод)
 в Тихом. В центральной Атлантике rодо

.73




вой UЮ,С.жет несколько превышает 50, а в Тихом океане

100 ккал/См 2 (см. рис. IV.2). С удалением от экватора положw..
тельный бюджет уменьшается вследствие увеличения расход..
ных составляющих теплообмена, rлавным образом испарения.
В тропиках и субтропиках величина ero в среднем падает до
15
5 ккал/см 2 ; в умеренной зоне он становится отрицатель..
ным, за ИСК/lючением восточной части Тихоrо океана. При зна..
чительных затратах тепла на испарение существенно увеличи..
вается ero расходование на турбулентный теплообмен с атмо"
сферой. Обе составляющие особенно велики в районе распрост"
ранения rольфстрима и Североатлантическоrо течения,. а TaK

же Куросио и Северотихоокеанскоrо. Эти мощные системы BЫ

носят в умеренные и высокие широты orpoMHoe количество теп..
ла из тропической зоны, обусловливая тем самым большую раз..
ность между температурой воды и
оздуха. Происходит очень
сильная теплоотдача в атмосферу, и потому расход тепла

поверхности океана значительно превышает поrлощаемую сол

нечную радиацию. Максимальный отрицательный бюджет R
среднем по Мировому океану наблюдается между 40
ifю. ш.
10
15 ккал/см 2 в rод, а на 30
400 с. ш.
почти40ккал!см2;
в зоне Куросио он несколько превышает 75, а rОJ1ьфстрима'

100 ккал/см 2 в rод. Вторичный максимум (до 22 ккал/см 2 ) OT

мечается в северной субполярной зоне (55
600 с. ш.) за счет
интенсивной теплоотдачи выносимых сюда тецлых вод. В' по..
лярных районах величины отрицательноrо бюджета тепла рез

ко уменьшаются и становятся незначительными в предслах aK

ваторий, покрывающихся льдами.
Баланс тепла поверхности океанов. При оrраниченности
имеющихся исходных материалов и необходимости использова

ния косвенных данных для расчета теплообмена, казалось бы,.
трудно ожидать удовлетворительноrо соответствия между er()
приходной и расходной частями. И все же рассматривающиесЯl
здесь результаты определения ПОлноrо баланса тепла в отдель

ных океанах и во всей океаносфере оказались настолько удач

ными, что не потребовали разброски получаемых «невязок»;:
раЗ
lИЧИЯ между количеством поrлощаемоrо и расходуемоrо
тепла через поверхность океана не превысили возможной точ

ности расчета (табл. IV.3). 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. Этоrо следовало ожидать)-
поскольку полярные районы являются rлавными областями
расходования Toro тепла,. которое IIоrлощается в низких широ

тах. Создающийся дефицит покрывается за счет адвекции вод
из умеренной зоны. И действительно, оказалось, что полученнаЯ!
для CeBepHoro Ледовитоrо океана «невязка» 142.1 01б ккал в rод
практически точно соответствует тепловому стоку из Атланти

ческоrо и Тихоrо океанов (140.10 1б кк-алjrод,. соrлаСbl1Q данным.
74




\--


:ЦРИВОДЯЩRМСЯ iразличными авторами в литературе). Ба

.ланс тепла ,Ceвep.Horo .Леда-Б.итоrо океана совершенно

тличен от друrих океанов по характеру ero составля
их и
:их удельному ,весу .Б ,общем обмене-. Приходн-ая часть склады

вается из адвекции тепла !М ту;р-булентноrо теплообмена с aT

мосферОlI (31 %). .rлавной ,расходной компонентой (53%) яв

.л-яется зат:рата тепла ,на 'ИСП3jрение, но, кроме Toro, 16% прихо

.ди'tся на долю отрицательноrо :радиационноrо баланса. Тем ca

мым расходная :часть обмена 'ч
р:.ез поверхность океана COCTa

]J,ила 69%, тоrда .как :положителъная
 только 31 %.
В АТ.lантическом, :ИНДИ-ЙСКО'М. .и Тихом океанах вклад OT

.дельных составляющих Лjрактически одинаков, хотя общее коли

чество теп;аа, вовлекающеIТФQЯ "в (обмен, естественно, меняется в
rбольших пределах ,в ,СО01ll3етствии с различием акваторий (см.
табл. IV.3). УдеЛhНЫЙ :вес поrлощаемой солнечной энерrии по-
всеместно СОСТ3JВляет 50% бал.анса тепла; расходование тепла на
:испарение меняется ют 43 до 46 %, .а турбулентный обмен с ат-
мосфероЙ 'Bcero от 4 -ДО 7 %. Несмотря на столь малую величи-

y второй расходной компоненты, теплоотдача океаносферы

:как уже отмечалось, является .важнейшим фактором формиро

1ilЯНИЯ И И'з
е.не.ни-я КЛlfм:ата, '8 отсюда и при роды всей планеты.
,Следует ,подчеркнуть,. что .по.движное равновесие в приход

H0
pacxoдНiЫX -частях баланса -тепла, определяющее остаточную
1mеличину оБМ'ена, на основе которой развивается каждый по-
(следующий 'цикл ;плашетар:ных тrpo:цeCCOB, должно учитывать теп-
..1IOобмен в пределах каждоrо океана и Bcero Мировоrо океана в
це:IIОМ. Это 01ШОСИТс.я .не только к обмену через поверхность,
но и ко
сей совокупностя л
реноса и перераспределения тепла
в толще вод океа:н.а, что щалее будет рассматриваться особо.
Полученные iнеБОЛЫ1lие ;различия между поступлением и pacxo

.,Дованием тепла :в ПJ>едеJlах .полу:шарий (см. табл. IV,2) не вы-
ходят за пределы возможной точности расчетов.
Об uнт.еНСUВ1:ЮСТJ:l теnлюобмен-а. При ведущей роли в балан-
(Се тепла термическоrо !Взаимодействия с атмосферой нет смыс-
.ла применят.ьоБJ.ычный способ _оценки «интенсивности» обмена.
Сопостав.пе1Ше общеrо теплосодержания ВОД океана с приходо

расходной составляющей баланса даст неправдоподобно эавы-
шенные -Беллчины. Так, полным теплообмен Атлантическоrо и
Индийскоro океанов должен ПРОJIЗОЙТИ за 17, а Тихоrо
 за
19 лет. Прежде Bcero следует определить, какой толщины слой
вовлекается в те-плоо,б:мен через поверхность океана в течение
тод:а. Это 'Можно п-олучитъ -по ,равенству 'Приходо-расходных'
частей -внешнеrо теплообмена с теплосодержанием BepxHero
слоя океана. Оказывается, что ТОJIlЦИна TaKoro слоя составляет
лр-иб.лизитель:но .50 м., ПffDичем она почти од-инакова в Атланти-
ческом, И:цдийском -и Тихо:м О.ке:анах. Причиной тому
 бли-
зость средних удельных величин теплообмена через поверхность
каждоrо океана, определяющихся сходством их rеоrрафическо-
1'0 .положения {r..Ла:Баым o-БРllЗОМ: -меридиональной протяжен-
1/5'




Таблица /V.4
Скорость теплообмена через поверхность океанов по отношению
к теплосодержанию вод деятельноrо двухсотметровоrо слоя


Океаны
. Мировой I А т лантиче
 I Индийский I Тихий
СКий
Теплосодержание,
ккал 1018 1042 264 200 578
Скорость обмена в rодах 3,4 3,4 3,0 3,7



ности). Средняя величина повеРХНостноrо однородноrо слоя He

сколько меньше
 около 30 м. Такое несоответствие и должно
Иметь место, поскольку в высоких широтах осенне
зимняя кон..
векция распространяется большей частью до rлубины 200

300 М, что и определяет толщину слоя, вовлекающеrося в непо..

 средственный теплообмен через поверхность океана; в теплое
время rода толщина rOMoreHHoro слоя редко превышает 1 o

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 rлубине 200 м pac

полаrается нижняя rраница поверхностцых вод. Большей ча

стью эти воды четко разделяются на верхний, rомоrенный, и
подповерхностный, или нижний, слои, разделяющиеся переход"
ным слоем (часто именуемым слоем «скачка»). За счет интен"
сивноrо развития конвекции такая стратификация может раз..
мываться, и тоrда непосредственный теплообмен в тех или
иных реrионах раСпространяется на слой тОлщиной до 200 M

а местами и больше. Эти процессы иrрают особенно значи-
тельную роль в формировании подповерхностноrо слоя, вовле

кающеrося в общую цирКуляцию вод. Сопоставляя приходо..
расходные части теплообмена через поверхность океана с теп

лосодержанием BepxHero двухсотметровоrо слоя, можно попы..
таться приблизительно оценить скорость обмена. При этом ока..
зывается, что особенно быстро
 за три rода
 МОжет произой..
ти полный теплообмен верхней двухсотметровой толщи вод Ин..
дийскоrо океана (табл. IV.4); в Атлантическом океане на это
требуется 3,4 rода, в Тихом
 3,7, а в Мировом океане в целом
приблизительно 3,4 rода. В действительности эти сроки долж..
ны быть н'есколько короче, поскольку в проведенных расчетах
Не учтена адвективная составляющая.
IV.2. Влаrообмен
Планетарный обмен влаrи, как известно, складывается И3
количества испаряющейся воды, Массы выпадающих осадков,.
материковоrо стока и вод, образующихся. при таянии льдов



.(
с


76




Разность между испарением и осадками позволяет получить бюд-
жет пресных вод в каждой точке океаносферы. Общий баланс
пресных вод в пределах Bcero океана вычисляется с учетом 'Ma

териковоrо стока и количества талых вод.
.. Особенно значительный вклад в изучение планетарноrо вла

rообмена внесен М. И. Будыко И ero коллеrами (1963, 1970,
1974, 1977 и др.). Кроме Toro, надо отметить работы Л. И. Зу-
бенок (1956), Ф. Альбрехта (1947), В, В. Иванова и Л. А. CTpO

киной (1974), А. М. rриценко и В. Н. Степанова (1980). Полу

ченные этими авторами результаты существенно различны
(табл, IV. 5), что объясняется qrраниченностью имеющихся ис

ходных материалов, большинство которых к тому же получено
путем расчет013 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 влаrообмена' и общеrо баланса прес

ных вод океанов, которые здесь рассматриваются.
Испарение, Общая масса влаrи, испаряющейся с поверхнос

ти Мировоrо океана, больше количества выпадающих осадков,
поскольку часть водяных паров уносится воздушными потока

ми на сушу, а создающийся дефицит баланса пресных вод KOM

пенсируется материковы'м стоком.' По сведениям, приводимым
М. И. Будыко И А. А, Соколовым (1974), за 'последнее столетие
опубликовано около трех десятков работ с результатами BЫ

числения количества влаrи, испаряющейся с поверхности Ми-
pOBoro океана; приводимые цифры менялись приблизительно
от 750
800 до 1250
1400 мм толщины слоя воды (полученно

ro по суммарному объему испарения) На единицу площади.
В южном полушарии отдается атмосфере 52 % всей влаrи,
теряемой Мировым океаном (табл. IV.6). В соответствии с co

Таблица /V.5
Сопоставление составляющих бюджета пресных вод океанов (см!rод),
по данным Л. И. 3убенок, 1956 (1); М. И, Будыко И Л, А. Строкиной,
1970 (2); В. В. Иванова и Л. И. Строкиной, 1974 (3); А. М. fриценко
и В. Н. Степанова (4)


....
, I
00
C'I


Разность
Материко- между при-
Испарение Осадки вый сток ходной И
расходной
Океаны частями
1 I 21 3\ 4 1 I 2 I з14 1 I 21 3\4 t I 2 I 3 I



Мировой
Атлантический
Индийский
Тихий
Северный
тый


11312611401137\10211411271 \ 119 10
104 124 1361130 78 89 101 92 20
138132 1421145 101 117 1 1321123 7
114 132 151 144121 133 1 146 1 138 6
Ледови-
12
 22
 24
 36
 23


12 13
 I 0 1 о!' 0'20
23 23


6
10'
12138
8 8
I
зо
7 i
2 126
7 8
 1з1 8 3169
34
 351
 481



77




отношением акваториЙ ДОЛЯ Тихоrо океана составляет 52%',
Атлантическоrо
 24, Индийскоrо
 22, CeBepHoro Ледовитоrо
только 1 %. Характерно То, что в северной части Тихоrо OKea

на испарение существенно меньше (118
103 км 3 /rод, или 45%),
чем в ЮЖном (139.103 км 3 /rод), тоrда как в Атлантике наобо

рот (67 и 54.103 км 3 /rод, или 52 'и 48%), что сказывается на
степени осол
>нения 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, IV.3). При средней широтной величине испарения в
экваториальной зоне порядка 1000
1500 мм/rод самые низкие
ero ве
lИЧИНЫ (до 500
300 мм/rод) отмечаются в восточной
части Тихоrо океана (рис. IV.4). в зоне, оrраниченной 50 ce

верной и южной широты, испаряется около 8 % всей массы
Влаrи с поверхности Мировоrо океана. В барических антици

клонах в среднем испаряется до 1500
2000 мм/rод. В низких
широтах (между 300 с. ш. и 300 ю. ш.) в атмосферу поступает
около 60% всей влаrи из океаносферы. Не везде максимальное
испарение отмечается в ВОСточных тропиках, чеrо и следовало
бы ожидать в связи с расположением здесь центров BbICOKoro
давления с преобладанием малой облачности. Наиболее BЫCO

кое испарение (до 1800
2000 мм/rод) в западных, тропиках
ceBepHoro полушария закономерно связано с rольфстримом и
Куросио. В умеренных и субполярных широтах оно понижает

ся до 500
200 мм/rод. Между 30
600 широты в обоих Полуша

риях выделяется в атмосферу около 37 % всей влаrи, а 13 поляр

ных областях Bcero около 3% влаrи, отдаваемой океаносферой.
Осадки. Количество их, выпадающее на поверхность Миро

Boro 'океана, по оценкам различных авторов, меняется прибли

зительно от 650
750 до 1150
1250 мм на единицу площади.
Материалы по осадкам любезно предоставлены Институту OKea

нолоrии АН СССР rлавной rеофизической обсерваторией, rде
они вычислялись Л. М. Шереметьевой. Полученные по ним
средние удельные величины близки к данным друrих авторов
(табл. IV.5). Однако общая сумма осадков
 435 тыс. км 3 , воз-

ЖН
,
-tЖ--a--3-
 heCKOJI -ЬКО лrниж енн ьй; такое заключение
следует из сравнительно большей «невязки» между приходной и
расходной частями пресноrо баланса, получившейся, по-види

мому, за счет Атлантическоrо океана (табл. IV.7). По отноше-
нию ко всей массе осадков, выпадающей на поверхность OKea

носферы, доля Атлантическоrо океана составляет только 20 %,
тоrда как Индийскоrо
 22 %, что не соответствует соотноше-
нию их площадей; вклад Тихоrо океана, естественно, особенно
велик
 57 %, а CeBepHoro Ледовитоrо
 Bcero 1 %. К юrу от
экватора отмечается значительное различие в количестве вла-
rи, получаемой из атмосферы океанами: в Атлантическом

55.103 км 3 В rо,д, в Индийском
 75, в Тихом
 125. К северу
78




см/rод
250


200


15Q


100


50


о



50


:
II
i


12
\
IЗ

T


 .

200 ЗО" 40 SU 60 700 Ю.Ш.


1 I

--Т------------
-т-
c;.t!.I]()' 60 50 40 ЗО 2С' 10" ОС ЮС"


,
100


Рис. IV.3. Изменение средних широтных величин влаrо

обмена Мировоrо океана с. атмосферой и ero состав-
ляющих, в см/см 2 В rод
1
 бюджет влаrи; 2
 испарение; 3
 осадки


Рис. ХУА. Бюджет влаrи поверхности Мировorо океана в среднем за rод,
в CMjCM 2


79




Таблица /V.б


Бюджет Rлаrи поверхности Мировоrо океана


Широта


Удельный (см/rод)
I Атлан
 1 u I
Миро
 тиче- ИНДИИ- 1 Тихий
вой ский ский океан
океан I Qкеаи I океан I


Суммарный (l03,км3/rод)


Миро

воЙ
океан


Атлан-
ти.е
 ИндиЙ- ТихИй
ский скиЙ океан
океан океан


00
650 с. ш. 107 322 186
24 15 15 2
2
00
650 ю. ш. 250 491 208 165 49 21 13 15
650 с. ш,
650 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 1 1 14
Весь океан 169 374 170 I 67 61 35 13 12


при м е ч а н и е. В таблице дана разнqсть между испарением и осадками (без
учета материковоrо стока).


от экватора в Тихоокеанском бассейне их почти в 2 раза боль

Ше (120.103 км 3 jrод), чем в Атлантическом (67.103 км3jrод).
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 и ливневые дожди. ЭК-
ваториальный максимум осадков расположен на 5
100 с. ш. По
средним широтным веЛичинам он достиrает 1500
2500 ммjrод.
Между 100 ,северной и южной широты выпадает сколо 20 % всех
осадков, приходящихся на акваторию Мировоrо океана. Мини

мальные осадки в субтропиках объясняются антициклоничес-
Таблица ]'V'.7


Пресноводный баJJанс океанов


Мировой Атлантиче- Индийскь:й Тихий Северный
Основные ский Ледовитый
составля
 /% /% 1% 1% 1%
lOщие 103 103 103 103 103
км3/rод км 3 /rод км 3 /rод км 3 /rод км 3 /rод
Испарение
496 51
121 50
1 11 51
258 50
6 33
Осадки 435 44 86 40 98 46 246 47 5 28
Материко
 47
вый сток 5 ,21 9 6 3 15 3 5 28
Принос
(+) или
вынос
(
) льдов
и айсбер-
rOB О О 2 1




2 11
I



 t


Разность



14 /1'4/
14 15'2/
7 /з,21


+3 /0'61


2 111


'\
,


8О




I



кой поrодой с ясным ,и безоблачным небом. Большей частью
, они отмечаются на 20
300 с. ш., rде выпадает в среднем 700

850
 мм влаrи в rод, а в Атлантике только 600
450, в Т-И


хом океане
 до 850 мм/rод на севере и 1100 мм/rод на юrе.
Повсеместно области с максимальными осадками смещены в
. восточные субтропики, что .хорошо cor ласуется с местоположе

нием располаrающихся здесь антициклонов; количество осад-
ков понижается в направлении побережий материков до 200

100 мм/rод и менее. Между 100 и 300 широты в каждом полу-
Шарии выпадает 10
12% всей массы осадков, приходящихся
на Мировой океан. В умеренной зоне количество осадков CHO

ва увеличивается за сч
т повышенной циклонической деятель

ности в атмосфере. Максимумы их отмечаются на 45
500 ce

верной и южной широты, доходя в среднем до 1500 мм/rод.
Между 300 и 60 0 ,В обоих полушария'х выпадает около 40% всех
осадков. В субполярных широтах количество влаrи, поступаю

щей из атмосферы, уменьшается на севере в среднем до 600

350 мм/rод, на юrе
 до 400
350, а в Индийском океане даже
до 100 мм/rод. На высокие широты приходится менее 3% ocaд

ков, выпадающих на поверхность Мировоrо океана. '.'
Материковый сток, За последнее столетие вынос речных вод
в Мировом океане оценивался различными авторами от 18 до
42.103 км 3 (Львович, 1974). Наиболее обстоятельные определе

ния материковоrо стока сделаны в последние rоды Н. М. Алю-
шинской И В. В. Ивановым (1974). Из общей величины 47.
.103 км 3 доля речных вод составляет 42,1.103 км 3 В rод, под

земных вод
 2,2.103, вынос айсберrов в океан
 2,7.103 км 3 .
Около 12% мировоrо речноrо стока (5.103 км 3 ) приходится на
Северный Ледовитый океан; в остальные океаны сте](ает 37.
'-103 км 3 .
Влияние речных вод оrраничивается небольшими приустье-
выми акваториями океана. Если предположить, что их воздей-
ствие распространится на всю акваторию Мировоrо океана, то
это даqт слой воды Bcero 11 o
 113 мм в rод, 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 rод. При
сравнительно малой величине подземноrо стока роль ero совсем
невелика и может проявиться только в отдельных местах. Зна-
чение выноса льдов с суши также крайне оrраничено; шельфо-
вые леДJ;IИКИ тают медленно, а айсберrи, плавающие несколь

ко лет, практически не влияют на бюджет пресных вод в океа-
не. В целом вклад материковоrо стока в баланс цресных вод
меняется от 3 % в Тихом и Индийском океанах до 9 % в Атлан

тическом (см. табл. IV.7), увеличиваясь до 28% в Северном Ле

довитом океане. Объемом пресных вод, образующихся в pe

зультате таяния и намерзания льдов, в балансе преСf!ЫХ вод
Мировоrо океана можно пренебречь, поскольку они приблизи

тельно ура-nниваются в пределах каждоrо океана. Исключением


,
'"


f.



..


, f



1401


81




является Атлантика, куда из CeBepHoro Ледовитоrо океана
ежеrодно выносится около 2. 103 км 3 льдов.
Бюджет вла2и поверхности МирОВО20 океана. Поскольку
влияние материковоrо стока оrраничивается прибрежной зоной

бюджет влаrи в открытой части океана опреде.ТIЯется раз-
ноСтью между испарением и осаДI\ами. Только местами, как,
например, -в' Бенrальском заливе, в районе устьев рек Амазон-
ки, KOHro, в евразийских арктических морях, а также в ряде
средиземноморских бассейнов (Балтийское, Черное, Азовское
и др.), влияние речноrо стока оказывается значительным. Вла

rообмен с атмосферой определяется сочетанием диаметрально
противоположной изменчивости с широтой испарения и осад-
ков, сохраняя хорошо выраженный зональный характер (рис.
IV.4) .
в приэкваториальных широтах положительный бюджет в.па-
rи меняется в весьма широких пределах. По средним широт-
ным величинам 'максимум достиrает 850 мм/rод. Ширина при

экваториальной зоны особенно значительна на востоке Индий

CKoro и западе Тихоrо океана, rде положительный бюджет He

сколько больше 1500 мм/rод. Превышение осадков над испаре-
нием во всей приэкваториальной акватории Л1ировоrо океана
близко н 25 тыс. /км 3 /rод, что составляет слой воды около
700 мм.
В тропических и субтропических широтах бюджет влаrи OT

рицателен. Здесь океан теряет 'воду, отдавая ее в атмосферу в
/ результате превышения испарения над осадками. Максимум в
среднем по Л1ировому океану приходится на 15
200 широты

составляя около 900
 1 000 мм/rод. Области, в которых океац
отдает атмосфере особенно MHoro влаrи, смещены в восточные
тропики в соответствии с местоположением барических антици

клонов. Здесь отрицательный бюджет влаrи несколько превы

шает 1500 мм/rод, а на северо-западе Индийскоrо океана
 да-
же 2000 мм/rод (за счет иссушающеrо влияния аравийских пус

тынь). По величине отрицательноrо бюджета влаrи можно оце-
нить интенсивность ero влияния на осолонение
OBepXHOCTHЫX
вод океана.
В умеренных и высоких широтах приблизительно от 40
450
широты в обоих полушариях бюджет влаrи снова становится
положительным; океан получает воду в результате превыше

ния осадков над испарением. Особо необходимо отметить две
области в Тихом океане
 вблизи североамериканскоrо и юж-
ноамериканскоrо побережий, rде положительный бюджет не-
сколько превышает 1 ooo
 1500 мм/rод. Здесь существенную
роль иrрают пресные воды, стекающие в океан с Кордильер.
Большие массы воздуха, приносимые преобладающими запад

ными ветрами, встречая ropHbIe цепи, поднимаются; содержа

щаяся в' них влаrа, конденсируясь, обильными потоками CTeKa

ет в океан. В умеренных и Высоких широтах ceBepHoro полуша..
рия Атлантическоrо и Тихоrо океанов из атмосферы ежеrОДНQ
82






. .


-.



..)


.....3


'"


, ,


....;.




)


поступает около 16.103 км 3 влаrи в rод, в тех же широтах юж

Horo полушария
 22.103 км 3 В rод.
Баланс nресных вод в Мировом океане. На испарение, пред

ставляющее собой во всех океанах единственную расходную
часть баланса, приходится половина всей суммы влаrи, вовле

кающеЙся в обмен (табл. IV.7). Приходная часть, СОСТОЯl!-l-ая из
осадков и материковоrо стока, меняется в каждом из океанов
довольно существенно. Полученные «невязки» между pacxoдo

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-
Horo баланса практически равны между собой. За счет этоrо
приходная часть (осадки и материковый сток) чуть ли не в
2 раза превышает испарение. Поэтому опреснение поверхност

lIЫХ вод больше, чем в Тихом океане. Оно было бы еще значи-
тельнее, если бы не происходил вынос ЛЬДОВ в Атлантику. Прес

новодный баланс друrих океанов
совершенно иной. Он на 90

95 % определяется влаrообменом с, атмосферой за счет Toro, что
испарение повсеместно выше массы выпадающих осадкоВ.
В Северном Ледовитом океане доля испарения падает до 1/3 от
Bcero пресноводноrо баланса. Вклад, вносимый осадками, Me

няется в отдельных океанах от 40 до 47%, и только в CeBep

ном Ледовитом океане он существенно меньше за счет боль-
шоrо удельноrо веса материковоrо стока.
С поверхности Тихоrо океана испаряется в 2 раза больше
воды, чем с Атлантическоrо и Индийскоrо океанов, а количе-
ство влаrи, уносимой на сушу, значительно меньше. Сущест-.
венное количество водяных паров переносится пасс?тами толь

КО в тихоокеанских тропиках ceBepHoro полушария. Западный
перенос влаrи в атмосфере, оказывающий столь большую роль
на климат Европы, в Тихом океане не может оказать сущест


 венное влияние на Американский континент. Из-за преrрады,
которую представляют собои Кордильеры, orpoMHoe количест-
во осадков, скатывающихся по склонам rop в Тихий океан, в
!Сумме с материковым стоком превышают испарение на
3000 км 3 /rод, 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
суммарвом объеме в виде слоя в rод), что также способствует
JIониже1ШЮ плотности поверхностных тихоокеанских вод; от-
сюда <более резко выраженная стратификация, чем в Атланти-
ческом :и Индийском океанах, что оrраничивает вертикальный
обмен :вод и в конечном счете сказывается на всей природе Ти

xoro оке:ана (Степанов, 1974).


,.


.


'.












*


83




IV. 3. Обмен солей


Солеобмен МИjJовоrо океана с атмосферой и сушей тесно
связан с влаrообменом. Соли, растворенные в океанической BO

де, попадают в воздух во время цспарения и с брызrами при
волнении. На 'сушу они уносятся с водяными парами и возвра

щаются в .Мировой океан с материковым стоком. В процессе
планетарноrо обмена солей происходит перераспределение ио

нов солевоrо состава, чем, видимо, определяется различие хи-
мическоrо состава океанических и речных вод. Солеобмен оке-
ана с атмосфеРОЙ,приблизительно на три порядка меньше Пере-
llo
ca солей между океанами. Весьма интересно, что количество
солей, вовлекающихся в обмен с СУl.I!ей, равно выпадению их
в отложения на дне Мировоrо океана.
При крайне-й орrаниченности имеющихся исходных данных
количественная оценка солеобмена может быть сделана лишь в
самом первом приближении. Наиболее обстоятельные исследб-
вания обмена солей выполнены С. В. Бруевичем совместно с
Е. З. Кулик (1978), им же с В. Д. Корж (1969), а также с
В. Н., Иваненковым (1978). Весьма серьезная работа опублико-
вана В. Н. ИванеНКQJ3ЫМ и О. К. Бордовским (1979). Общий
баланс соЛей в Мировом океаяе определен А. М. rриценко и
В. Н. Степановым (1980)". Из зарубежных авторов следует OT

метить работу Е. Эриксона (1959). ,
Появление солей в воздухе в результате испарения называ

ют физическим и
парением; только для Hero имеется количест

,венная оценка, основанная на натурных и лабораторных экспе

риментах. Соrласно С, В. Бруевичу с коллеrами, (; 1 м 2 поверх

ности океана с испаряющейся влаrой уносится за rод 0,5 т co

лей. Отсюда получается, что в атмосферу попадает 0,248. 109 Т
. солей в rод. Считается, что это составляет только 5% от Bcero
ВБlноса солей в атмосферу. СледоватеЛЬНQ, общее их количест

во, участвующее в обмене через поверхность Мировоrо океана,
Может быть определено в 5.109 т/rод (табл, IV.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
а том, сколько солей попадает в атмосферу в результате раз-
брызrивания воды во время волНения. Получить такие оценки
очень трудно из-за крайне большой изменчивости BeTpoBoro
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. Коrда 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 MHoro co

лей попцдает в атмосферу в прибрежной волноприбойной по-
лосе, rд
 разбрызrивание воды происходит наиболее интенсив

84



j







">




т аблuца Л/.!J:
Обмен солей через поверхность океана, в 109 т/rод


Океаны


u I АТJ'анти
 I

ировои ческий


Индий-
ский


Тихий


I Северный
Ледови-
тый


<:оставляющие обмена




Расходная часть солеоб

мена:
р азбрызrивание BeTpo

4 , 752
вым волнением
l ,140
 1 , 044

2 ,471
o, 097
физическое испарение
o , 248
0,060
o ,056
o, 129
o, 003
Пр
ходная часть солеоб
е

на:
выпадение солей с ocaд

ками 4,500 0,980 1,037 2,440 0,043
химический сток рек 0,500 0,220 0,063 0,160 0,057
Jбщее kоличество солей,
участвующих в обмене
через поверхность океаН1:
109 т/rод 5,0 1,2 1 , 1 2,6 0,1
% 100,0 24 22 52 2






но. ПО расчетам С. В. Бруевича и Е. З. Кулик (1978), под-

твержденным данными друrих авторов, через 1 км береrовой

линии с океана на сушу переносится около 2000 т солей в rод.

В процессе разбрызrивания солей происходит перераспреде

ление ионов солевоrо состава. По исследованиям С. В. Бруеви


ча с коллеrами, в момент непосредственноrо отрыва микрока

пель хлориды в основном остаются в океане, а сульфаты пере

ходят преимущественно - в аэрозоли, определяя солевой COCTaB

атмосферной влаrи. Соотношение сульфатов и хлоридов в OKe

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

мическоrо со-става осадков и формирующихся из них вод суши,
а также океана. С речным стоком сульфаты возвращаются В:;
океан. При оrромной массе океанических вод унос на сушу'
очень небольшоrо количества сульфатов не сказывается на со-
левом составе океаносферы.
Для Toro чтобы получить общую величину солей, попадаю-

щих в атмосферу, были проведены расчеты 'по косвенным дан-.
ным. Так, Е. Эриксон (1959), основываясь на количестве солей t _
переносимых через 1 км побережья в сутки (5,4 т), и общей
длине береrовой линии Мировоrо океана (250 тыс. к.м), опреде--
лил, что за rод на сушу переносится с океана 0,5. 109 Т солей..
Оценивая величину их выноса на сушу в 1 О % от общеrо их ко--
личества, попадающеrо в воздух, Е. Эриксон получил CYMMap
'
ное значеН{lе всей массы солен в атмосфере, равное 5.109 т/rод._
Эти расчеты были подтверждены С. Б. Бруевичем на основании

85








'-тоrо, что соли,
пе,реносимые на сушу, возвращаются затем в
'f()KeaH с речным
CTOKOM; величину химическоrо стока он опре

,-делил в 0,5.109 т/rод. Принимая сток рек за 10% от CYMMap

,Horo испарения с поверхности Мировоrо океана, перенос солей
,в атмо
феру получим таким Же, как у Е. Эриксона,
 равным
,5.109 т;rод. Те Же величины принимаются В. Н. Иваненковым
,и о. К. Бордовским (1979) при вычислении баланса солей Ми

JPoBoro океана.
Из общей- оценки выноса солей в атмосферу можно полу:-
'чить количество солей, разбрызrиваемых ветровым волнением.
Поскольку доля «физическоrо испарения» составляет 5 %, на
<<<механическое испарение» приходится 95 %, или, следователь

]Но, 4,752.109 т/rод по всему Мировому океану. При этом с по-
-верхности Атлантическоrо и Индийскоrо океанов будет «сни-
маться» несколько более 1.109 т/rод, а с Тихоrо
 почти 2,5.
.109 т;'rод. Таким образом определяется расходная часть соле-
\обмена океаносферы с атмосферой (табл. IV.8). Приходная же
-ero часть СОстоит из солей, выпадающих с осадками, и химиче

.cKoro 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
(Сl + Br), проведенных С. В. Бруевичем и рядом друrих спе-
диалистов. rодовой речной сток принимался ими за 36.103 км 3 ;
поскольку, по более поздним данным (Алюшинская и Иванов,
197:4), он оценен в 44,7.103 км 3 /rод, количество хлора, выноси-
Moro 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/rод. 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 AT

.лантический океан (44 % Bcero химическоrо 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 мr/л при выражении карбонатов в виде нео----=з. 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

то океана в атмосферу; ничеrо подобноrо быть не может при
--том соотношении, которое имеет место между речным стоком и
.массой вод океаносферы. Скорее следует, что количество солей,
IIереходящих в воздушную оболочку, сильно занижено. По

86


..



.


11



 '(


...
-А


<





..


скольку друrих оценок пока сделать нельзя, можно высказатЬ..
преД!lоложение о том, ЧТО только часть химическоrо стока идет-
на пополнение солей, уносимых из Мировоrо 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. -l09 т), определенный В. Н. Иванен

ковым и О. К. Бордовским (1979); превышение приходной час

ти над расходной в 0,5.109 Т В точности соответотвует той ве-
личине химическоrо стока, которая должна покрывать вынос-
солей в аТМ,осферу (табл. IV.8).
На основании имеющихся оценок составляющих обмена co

лей через поверхность океана был определен их бюджет для:
Мировоrо океана (табл. IV.8). .........При определении количества
солей, которое выносится в атмосферу,' использова.1ИСЬ величи

ны ранее вычисленноrо испарения. Следует отметить специфи

ческую особенность баланса солей CeBepHoro Ледовитоrо OKea

на. В противоположность остальным акваториям химический
сток рек HaMHoro меньше cYMMapHoro количества солей, выпада

ющих с атмосферными осадками; в Арктике он существенно'.
выше. Казалось бы, при этом должно происходить накоплеf!ие
сульфатов, преобладающих в речных водах. Однако постоянст

во солевоrо состава в Северном_ Ледовитом океане поддержи


вается, надо полаrать, за счет приноса значительной массы хло-,
ридов атлантическими и тихоокеанскими водами.
IV. 4. rазообмен
Исследование обмена rазов представляет особенно большой
-интерес не только из-за ero исключительной роли в биохими


ческих процессах, но и потому, что на rазообмене особенно
сильно ска,зывается антропоrенное влияние, которе в ближай

шие десятилетия может привести к коренным изменениям пла

нетарных условий.
Несмотря на активный обмен rазами между атмосферой и
океаносферой, в каждой из сфер сохраняется постоянство COOT-

ношения кислорода и азота, хотя их содержание в воздухе и
океанической воде различно. А. П. Виноrрадов (1967) объяс

нял это тем, что растворимость кислорода больше, чем a
OTa.
Указанное соотношение rазов в Миро'вом океане выдерживается
во всей толще вод, а в воздушной оболочке только в пределах
тропосферы. С высотой содержание кислорода медленно умень---
шается; в стратосфере происходит ero преобразование в озон.
Еще выше под воздействием ультрафиолетовой радиации Солн-
ца молекулы кислорода и азота расщепляются и потому оба
rаза находятся в атомарном состоянии. Таким образом, в пла-,
нетарном rазообмене, как и во мноrих процесс ах обмена, rлав

ную роль иrрают океаносфера и тропосфера воздушной оболоч-

ки Земли.
«rазы атмосферы,
 писал А. П. Виноrрадов (1967, с. 7),

кислород и друrие, проникают через всю толщу океанической-
"-
87


,.








;rnоды, создавая фОН их BbIcoKoro окислительноrо потенциала pa

--створа океанической воды. Окислительный потенциал зависит
'от парциальноrо давления кислорода». Насыщение вод rазами
-находится в большой зависимости от температуры. Однако при
'этом сохраняется постоянство соотношения между основными
тазами. Так, при 250 в Боде может раствориться до 4,9 см 3 /л
,кислорода 11 9,1 см 3 /л азота; при 150
 соответственно 5,8 и
10,6; при, 50
 7,1 и 12,7 см 3 /л. При сохранении этой зависимо

I сти в высоких широтах поr лощается больше rазов, чем в тро-
пических областях, rде воды оказываются перенасыщенными
,rазами и потому отдают их в атмосферу. Отсюда возникает се-
'зонная и суточная изменчивость, rазообмена. Зимой и ночью
iпреобладает поrлощение rазов водами Мировоrо океана, а ле

'-том и днем
 выделение их в атмосферу. "-
Количество rазов в водах Мировоrо океана 'кроме темпера-
-туры зависит от жизнедеятельности растительных и животных
'орrанизмов, биохимической переработки и окисления орrаниче

,-ских и минеральных веществ, структуры и циркуляции вод. Вы-
,-сокая растворимость rазов в воде определяет то, что океаносфе-
ра восполняет их недостаток в воздухе или поrлощает. избыток,
,-создающийся в процессе планетарноrо обмена. Следовательно,
--и здесь Мировой океан выступает в роли rлавноrо фактора, с
которым связано установление дuнамическоrо равновесия пла

-нетарноrо rазообмена, а также практическое постоянство rазо-
. Boro состава атмосферы и океаносферы. Такое равновесие все
время нарушается в условиях сложноrо и длительноrо плане-
lapHoro перераспределения веществ, изменения характера и ин

--тенсивности биолоrических процессов, по
разному протекающих
у поверхности Земли и в rеосферах.
. Имеющиеся сведения позволяют рассмотреть обмен кисло-
родом и двуокисью уrлерода (СО 2 ) 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

JКeTa rазообмена отдельно по ка2КДОЙ исходной расчетной тра-
пеции для всей акватории пока не производился.
Обмен кислорода между океаном и атмосферой. Основная
масса кислорода при высокой ero активности находится в свя

:занном состоянии. Общее ero количество в земной коре оценено
А. Полдерватом (1957) в 13.1018 т. В океанической воде содер-
жится 1,2.1018 т связанноrо кислорода, и, кроме Toro, он Haxo

.дится в растворенных в воде сульфатах, бикарбонатах, силика-
тах, нитратах и.орrаническом 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-
l.средоточено 7 480 млрд. т свободноrо кислорода, что в 158 раз
меньше, чем в атмосфере (1184.1012 т).
88



r


<\








Если кислород воздушной оболOlЧКИ Земли образовался в-;
результате фотосинтеза растительности, то океанические BOДO
'
росли (и В первую очередь фитопланктон) должны были CbIr

рать в этом ведущую роль. Около 1,8 млРд. лет назад, коrда g.
атмосфере начал накапливаться свободньф -кислород, живые.
орrанизмы мотли существовать в цодповерхностных водах или-
в донных отложениях водоемов, rде они были защищены от
ультрафиолетовых лучей. И только после Toro, как в' атмосфе
-
ре накопилось значительное количес'(во свободноrо кислорода/
и образовался озоновый экран, поrлощающий большую масст
ультрафиолетовой радиации, Mor создаться окислительный об


MeH
 веществ. По оценкам Л. Беркнера и Л. Моршалла (приво-
ДИ,мым Мониным, 1977), 1,2 млрд. лет назад содержание кисло


рода в атмосфере составляло лишь 0,1 % от cOBpeMeHHoro;.
600 млн. лет назад ЬНО увеличилось приблизительно до 1 % , а
400 млн. лет
 до 1 О %. Следовательно, уже около 600 млн. лет'
назад появились условия для развития мноrоклеточных opra
'
низмов. С эволюцией жизни образовывалось все больше своБОk

Horo _кислорода, который в то же время, блаrоприятствовал;
дальнейшему развитию биосферы. Блаrодаря способности кис-

лор ода соединяться с друrими элементами возникло динамиче
,
ское равновесие в развитии орrанической 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 достиrлt> 1,2.1015 т и продолжает сохраняться на этом уров--
не и сейчас. На rранице раздела океаносферы с атмосферой
парциальное давление кислорода стремится к paBHOBeCHOMYCO

стоянию и, видимо, не изменялось в течение 300 млн. лет. По
мнению В. Н. Иваненкова, rодовая продукция кислорода' в про
-
цессе фотосинтеза в Мировом океане и на суше в настоящее'
время близка по величине, различаясь не более чем на ::t20%.-
Обмен с атмосферой осуществляется со скоростью, пропор

циональной разнице парциальноrо давления кислорода Me
ДT
водой и воздухом. Поrлощение ero из атмосферы происходит-
при неДОGыщении воды, а выделение
 при пересыщении. Об
,
щее количество кислорода, усваиваемоrо Мировым океаном, пср
В. Н. Иваненкову (1979), определено в 54,85 млрд. т в rод, а
расходуемоrо ......... в 61,35 млрд. т в rод
 Следовательно, атмосфе


ра ежеrодно получает от океаносферы 6,5 млрд. т кислорода;

эта разница покрывается за счет превышения продуцирования:
кислорода в процессе фотосинтеза над ero бищшмическим по-,
треблением. Поскольку поr лощение кислорода увеличивается:
с понижением температуры, в холодное время rода преоб
-
ладает ero поr лощение, а в теплое
 выделение. По данным'
В. Н. Иваненкова, за зимний сезон Мировой океан поrлощает'
19,62 млрд. т кислорода, а осенью
 10,64 млрд. т. За весенний,:
период рас)(одование кислорода составляет 18,87, а за летний

..




!


]2,24 млрд. т. В соответствии с термическими условиями наибо


ee интенсивный обмен происходит в высоких широтах, в TpO

Ликах он слабее. Общее, количество кислорода, поrлощаемоrо
.е низких широт ах Мировоrо океана (от 400 с. ш. до 350 ю. ш.),
<составляет около 25 млрд. т, а отдаваемоrо в атмосферу

..30 млрд. Т В rод. В высоких широтах в течение rода между по

'треблением. и расходованием существует динамическое равен-
ство, близкое к 30 млрд. Т В rод. Таким образом, получается.
что тропики ЯВляются основным поставщиком кислорода в ат-
мосферу.
При высоком насыщении кислородом вод Мировоrо океана

кислитеЛЬН?Iе процессы повсеместно протекают весьма актив

но. Исключением являются лишь отдельные, сильно отчленен-
яые от океана моря (Черное и Балтийское) и полностью OTдe

,-лившееся от Hero Каспийское. В результате резкой стратифи-
кации, обусловленной сильным опреснением поверхностных вод.
создаваемым большим речным стоком, вертикальное перемеши-
-вание осуществляется особенно медленно. В rлубинных водах
кислорода не хватает, возникает восстановительная среда с He

большим содержанием сероводорода. Во всей остальной части
Мировоrо океана растворенный кислород Полностью обеспечи

-вает бурное развитие жизни и окисление всей массы орrаниче-
ских и минеральных продуктов; кроме Toro, остаются еще or

ромные ero излишки. При постоянстве соотношения между кис-
..lюродом и азотом--это'и определяет возможность поддержания
-динамическоrо равновесия в планетарном rазообмене. Кислород
является хорошим показателем интенсивности переноса водных

Macc, или, как rоворят, «возраста» вод, которые, окажутся тем
--«старше», чем больше будет поrлощение кислорода на пути их
распространения.
'Обмен двуокиси У2лерода (СО 2 ). Несмотря на малые KOH

:центрации уrлекислоrо rаза в атмосфере (0,3 мл/л) и океано-
<сфере (0,7 мл/л), он иrрает весьма значительную роль в плане-
'-тарном обмене веществ. Являясь химически активной, двуокись
уrлерода принимает участие во мноrих реакциях и процесс ах,
--протекающих в rеосферах. Двуокись уrлерода вовлекается в био-
химический обмен, приводящий к созданию орrаники, формиро

:ванию и развитию пищевой цепи, образованию донных орrани
'
ческих отложений (в частности, rорючих ископаемых). Пропу

-екая коротковолновую солнечную радиацию и задерживая
-длинноволновое тепловое излучение Земли, СО 2 оказывает вли

яние на изменение климатических условий, в том числе и в ре-
,зультате хозяйственной деятельности человека (за счет уrле

жислоrо rаза, образующеrося при rорении).
Уrлекислый rаз переходит в океан из атмосферы в процес

'се волновоrо перемешивания и диффузии. Растворимость ero
увеличивается с понижением температуры и повышением дaB

.ления. Однако количество двуокиси уrлерода в поверхностных
слоях невелико блаrодаря интенсивному поrлощению растения



90:,




ми (преимущественно фитопланктоном). Продукты диссоциации:
уrлекислоты, постепенно накапливаясь с rлубиной, достиrаюТ"
максимальных значений в придонном слое океана, rде темпе


ратура особенно низка, а давление (по сравнению с атмосфе

рой) возрастает в 400
5OO раз. Наиболее интенсивно поrло

щаемая холодными водами уrлекислота переносится образую


щимися в высоких широтах водными массами в друrие части
Мировоrо океана. «В результате этой циркуляции СО 2 над эк-
ваториальной областью океана создается повышение парциаль

Horo давления СО 2 ... Время пребывания СО 2 в атмосфере co

ставляет около 5 лет» (Виноrрадов, 1967, с. 68).
Двуокись уrлерода в отличие от друrих rазов, входит в хи


мическое взаимодействие с водой. Образующаяся при ЭТОМi
двухосновная уrольная кислота и продукты ее диссоциации соз-

дают химически консервативную буферную систему, обеспеЧИi-

вающую стабильность жизни морских орrанизмов. В результате'
переработки уrлекислоты растениями возникает орrаническое-
вещество. Этот процесс лежит в основе всей пищевой цe

пи. По данным М. И. Будыко
 (1977), общее содержание ДBY

окиси уrлерода в атмосфере по 09ъему равно 0,032 %, а по Be

су
 2,3.1012 т. В океаносфере СО 2 растворено 130.1012 т, т'- е..
в 56 р аз больше.
Двуокись уrлерода принимает также участие в образоваНИlf'
известковых скелетов и панцирных покровов животных opra

низмов. После их отмирания уrлекислый кальций, растворяясь.
в воде, вовлекается в планетарный обмен. Реками в океаны и::
моря ежеrодно выносится около 1.109 Т СаСО з , I\ОТОРЫЙ за

тем переходит в донные отложения. Основную же массу изве
,
стковых осадков дают скелетные остат
и морских животных

почти целиком представленных планктонными орrанизмами.__
Эти осадки широко распространены в низких широтах
 rде BO-

дЫ перенасыщены yr леКИСJIЫМ кальцием и потому около поло

вины ero может перейти во взвесь; перенасыщение достиrаеl'
иноrда 300%. В карбонатных осадках, по оценке академика
А. П. Виноrрадова, elжеrодно накапливается около 1 млрд, 1'""
уrлекислоты, которая затем снова может перейти в paCTBOp

В процессе rеолоrических преобразований известковые породьr
(создающиеся на дне океанов и морей) попадают на сушу, rде,..
растворяясь дождевыми, речными и подземными водами, снова:
вовлекаются в планетарный KpyroBopoT.






fлава\/


ОЦЕНКИ возможноrо AHTPOnOrEHHOrO

ВОЗДЕйСТВИЯ НА rЛОБАЛЬНЫЕ ПРОЦЕССЫ


При все нарастающем воздействии нашей хозяйственной дея


тельности на природу нельзя не остановиться на тех оценках
возможноrо изменения среды обитания растений, животных И:


91




"Человека, которые Появились в последнее время. Сколько бы
'ни были они ориентировочными и, может быть, иноrда завы-
шенными, к ним должно быть привлечено самое широкое об

..щественное внимание. Поэтому и в этой книrе нельзя оrрани

читься чисто академическим (отвлеченным) рассмотрением

планетарноrо обмена энерrии и веществ, без оценок на Hero
.антропоrенноrо вJ!ияния; оно не только стало весьма ощути-
мым, но и может резко усилиться в ближайшие OДHO
ДBa деся-
'тилетия. Нет смысла здесь останавливаться на заrрязнении ат-
мосферы, суши и Мировоrо океан а, поскольку по этим вопро

<сам в печати приводятся весьма обширные сведения; вместе с
'"Тем необходимо обобщить те данные, которые относятся к влия

RИЮ океаносферы на rлобальный обмен. Это особенне важно,
'iaK как наиболее значительным изменениям подверrнутся aT

,мосфера и rидросфера. И это в первую очередь скажется на op

rаническом мире.
, Изменения природных условий определить весьма непросто,
'"Тем более что на естественный ход событий накладывается aH

тропоrенное влияние, масштабы KOToporo приближаются сей-
час к планетарным. Имеющиеся в литературе сведения отно-
<сятся к оценке возможных термических УСJlОВИЙ, rлобальноrо
юбмена кислорода и двуокиси уrлерода, а также воздействия
,:на озоновый экран (последнее см. Степанов, 1982).


V. 1. Некоторые соображения о влиянии
хозяйственной деятельности человека
на термические условия
Оценки возможноrо изменения температуры в результате
.:аi-п-:ропоrенноrо воздействия практически целиком относятся к
.атмосфере. В какой мере это влияние скажется на термальном
режиме океаносферы, пока неясно; при orpoMHoM теплосодер

--жании. океанических вод оно, по-видимому, может проявиться
iОЛЬКО на теплообмене поверхности Мировоrо океана, что, ко-
нечно, отразится и на планетарном теплообмене. Изменения
'температуры воздуха связывают с выделени.ем тепла промыш-
-ленными предприятиями и rородами, уменьшением испарения
-<с засушливых территорий, заrрязнением воздуха и увеличением
-<содержания уrлекислоrо rаза в результате сжиrания орrаниче

<CKoro топлива, изменением альбедо поверхности Земли. COB

местное влияние этих факторов, по оценкам М.И. БудыIоo
(1977), может привести в rородах к уменьшению прямой сол

нечной радиации на 15 %, ультрафиолетовоrо излучения
 на
:30, а пр.одолжительности поступления прямых солнечных лу

ч€й
 на 5
15%.
, Одним из весьма важн
х факторов воздействия на -rлобаль


 :вые термически
 процессы является быстрый рост потребления
знерrии челове
ом: «...у.величение производства энерrии от 4 до
10%' в rод приведет ,К тому, что не позже чем через 100

92


1
I
I
I








200 лет количество тепла, создаваемоrо человеком, будет cpaB

нимо с величиной радиационноrо баланса всей поверхности кон-
тинентов» (Будыко, 1977, c
 299). В 70
x rодах нашеrо столетия
ежеrодный средний прирост выработки энерrии составлял око-
ло 6%. Изменение солнечной радиации на 1'% приведет к изме

нению температуры воздуха у поверхности Земли на 1,50.
М. И. Будыко указьiвает также, что за счет выделения
 тепла
ПР9мышленными предприятиями и домами средняя температу-
ра большоrо rорода повышается на 1
20 и более. Совместное
влияние rруппы населенных пунктов распространяетс.я на сотни
,километров. Для всей поверхности Земли потепление составля-
ет около 0,01 ккалjсм 2 в' rод. Блаrодаря этому средняя темпе

ратура всей атмосферы может повыситься на 10. Последнее по

тепление климата, наблюдавшееся в первой половине нашеrо
столетия, привело к росту средней температуры воздуха на 0,40.
В то время как антропоrенное влияние ведет к повышению TeM

пературы атмосферы, естественное развитие планетарных про-
цессов направлено сейчас на похолодание. В отдаленном буду

щем, соrласно соображениям, основанным на расчетах ПОJ:Iоже

ния поверхности Земли по отношению к Солнцу, может HaCTY

'пить новая ледниковая эпоха. М. И. Будыко (1977, с. 292) пи-
шет: «...через 10
15 тыс. лет в области «критических широт»
ceBepHoro полушария произойдет заметное понижение солнеч

ной радиации, составляющее около двух третей снижения, имев

шеrо место в эпоху последнеrо вюрмскоrо 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
40.
Уrлекислый rаз, озон и водяные пары атмосферы, свободно
пропуская коротковолновую солнечную радиацию, задерживают
длинноволновое тепловое излучение Земли. Молекулы rазов час

тично поrлощают солнечную энерrию, а rлавное, задерживая
инфракрасную радиацию, излучаемую земной поверхностью,
уменьшают охлаждение планеты; в то же время эти процессы
,блаrоприятствуют выхолаживанию атмосферы. По данным, при

БОДЯЩИМСЯ в печати, стратосфера может охладиться в 10 раз
сильнее, чем наrревается приповерхностный слой воздуха.
Впервые идея возможноrо влияния уrлекислоrо rаза на TeM

пературу воздуха была высказана С. Аррениусом. B
 1896 r. он
писал, что с увеличением двуокиси уrлерода температура CT


нет повышаться, а с уменьшением
 понижаться. Причем этот
эффект будет усиливаться от экватора к полюсам. При росте
концентрации СО 2 в rеометрической проrрессии температура
должна расти в арифметической. Если содержание СО 2 в aT

мосфере увеличится в 2 раза, температура повысится на 60; при
понижении ее на 4
50 количество уrлекислоrо rаза уменьшит

ся приблизительно наполовину. Подобные оценки делались и в
последующие rоды. Вполне естественно, что получаемые резуль

93


....
J




I
r
j




таты при крайней сложности вс'ей проблемы существенно OT

личаются у различных авторов.
По [. Н. Плассу (1966), при увеличении концентрации yr.
лекислоrо rаза в 10 раз общее содержание ero дойдет ДС> 0,3 0 А}
(по объему); средняя температура воздуха поднимется на 120.
Однако в результате поrлощения уrлекислоты океаном через
несколько тысяч лет установится новое равновесие в планетар

ном rазообмене., После этоrо содержание уrлекислоrо rаза в
воздухе снизится до 0,11 %, оставаясь все
таки в 4 раза больше
cOBpeMeHHoro. Средняя температура воздуха повысится на 70.
Возможные колебания температуры при изменении содержа
'
ния СО 2 в условиях сохр<;tнения относительной В.lажности ВОЗ

духа рассчитывали также С. Манаабе и Р. Везеролд; у них пu

лучилось, что при увеличении или уменьшении содержания ДBY

окиси уrлерода вдвое температура будет меняться почти на
2,50.
Оценки тех же явлений сделаны У. Келлоrrом по ПОРУЧIе

нию Всемирной метеоролоrической орrанизации. По ero расче

там, при современном росте концентрации уrлекис.поrо rаза в
атмосфере средняя температура воздуха на планете можрт по

выситься от 1,5 до 6,00. М. И. Будыко (1977) указывает, Ч'lО к
2000 r. изменения температуры, вызванные увеличением двуоки

си уrлерода, MorYT превысить естественные колебания, наблю

давшиеся в первой половине ХХ в. С дальнейшим ростом co

держания уrлекислоrо rаза в ХХI 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 rеолоrических перио-
дов.
Итак, что же все
таки ожидает человечество: потепление или
похолодание климата? Исследование планетарноrо теплообме

на приводит к выводу, ЧТб может наступить если не леднико

вый период, то по крайней мере эпоха похолодания. Влияние
же нашей хозяйственной деятельности на обмен уrлекисцоrо
rаза вызывает опасения в переrреве атмосферы. Прежде Bcero
необходимо обратить внимание на различие BpeMeHHblx Mac

штабов этих процессов. Ледниковые пер'иоды отделяют друr от
друrа тесячелетия. Связанные с ними изменения температуры
воздуха вряд ли превышают 0,01 о за десятилетие. Последнее
потепление продолжалось 60
70 лет (приблизительно с 1880

1890 по 1940
1950 rr.). Сменившее ero похолодание ДJ1:ПСЯ:
уже около 40 л
т. Таким образом, потепление, вызываемо.: YBe

личением уrлекислоrо rаза в атмосфере j можf'т значитеJ;ЬНО
умерить наступившее похолодание. Если максимальный про

rpeB воздуха проявится в первой половине следуюrцеrо века, то
он может совпасть с переходом к новой эпохе потепления, Од-
нако вряд ли это случится, так как важнейших орrанических
, ископаемых, какими являются нефть и rаз, хватит '(даже по


94








официальным оценкам ООН) на 'ближайшие 50
100 лет. За
это время люди должны будуть изыскать новые виды и иtточ

ники энерrии; к ним в первую очередь
 относятся ядерная, сол-
нечная-, ветровая
энерrия, сила приливов
 BeTpoBoro волнения

rидротермальные источники; освоение их привлекает внимание
спеЦИd"lИСТОВ уже теперь. Несомненно, будут выявлены и дру-
rие ВО3.'VIожности, rорючие же ископаемые и древесина должны
ИСПОJIЬЗ(Jва1ЬСЯ только в качестве ценнейшеrо химическоrо
сырья. Следовательно, нет оснований для тех i'.ессимистических,
а подчас и панических высказываний, которые все чаще появ-
ляются в печати в отношении будущеrо 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 выскаЗЫВёНИЯ, появившиеся недавно в
печати в связи с обсуждением очередноrо проекта, направлен

Horo на увеличение влияния rольфстрима 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. Предполаrается, что во Франции из-за ее
rеоrрафическоrо положения резко увеличится континенталь

ность климата, с морозами до 30
400. Катастрофичность таких
последствий действительно была бы очень большой. Получен-
ные оценки основаны на количестве тепла
 приносимоrо систе-
мой течений, продолжающих rольфстрим. Было определено, что
на западное побережье Франции по
тупает столько тепла,
сколько' можно было, бы получить от сжиrания 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 rрандиозности процессов
 протекаю

щих в Мировом океане, но и о том, насколько велико может
быть вмешательство человека.


,


f
t


f

j
t




V. 2. rtредполаrаемые изменения
планетарноrо rазообмена и их последствия
Сколь значительным может оказаться антропоrенное влия

ние на атмосферу, можно судить по дав.:-IЫМ, приводимым
В. И. Вульфсоном (1969), о потреблении кислорода на сжиrа

ние топлива, В 1960 r. расход ero срставил 12 млрд. т, В 1980r.

25, к 2000 r. он может дойти до 57, а к 2050 r.
 до 230 млрд. т.
В начале следующеrо века потребление кислорода .на rорение
по сравнению с rодовым ero продуцированием на суше COCTa

вит 109 %, еще через полсотни лет практически весь кислород
планеты (95 % выделяемоrо растительностью суши и океана)
потребуется для сжиrания топлива. Приведенные цифры, He

сомненно, крайне ориентировочны, так как существующие пред

95






 ставления о I1ланетарном балансе кислорода еще весьма orpa

ниченны. Однако становится очевидным, что «человечество при

ступило к расходованию запасов кислорода атмосферы, Ha,

копленных в пр_едшествующую историю Земли. Одновременно
идет... проrрессирующее накопление двуокиси уrлерода, которое
в будущем может привести к изменению климата» (Иваненков
и Бордовск
й, 1979, с. 414). И далее: «...расход кислорода при
сжиrании всех видов топлива уже превысил разность между
продуцированием кислорода при фотосинтезе и ero расходова-
нием на окислительные процессы в океане, которая ранее шла
на пополнение запасов кислорода в атмосфере».
Между содержанием кислорода и двуокиси уrлерода суще-
ствует тесная связь. При рассмотрении rазообмена (rлав-а IV.
4.) rоворилось о том, что атмосфера ежеrодно получает от океа-
носферы 6,5 млрд. т кислорода, который способен окислить дО
СО 2 около 2,5 млрд. т уrлерода ископаемоrо топлива
(В. Н, Иваненков, 1979). Исследования, проведенные В. В. Ру-
би (1957), привели ero к мысли о том, что обмен кислородом
между различными оболочками Земли должен быть в первом
приближении сбалансированным; н
ебольшое превышение уrле-
рода объясняется тем, что часть кислорода расходуется на
превращение окиси уrлерода в двуокись. Было также высказа-
но предположение, что' появление в Мировом океане пестици

ДОВ и rербицидов может привести к уменьшению фитопланкто-
на, за счет чеrо сократится выделение кислорода в атмосферу.
Однако MHoroKpaTHbIe измерения концентрации кислорода не
показали сколько
нибудь существенноrо изменения в те
ущем
веке.
Судя по тому, что соотношение rазов в атмосфере и OKeaHO

сфере в недавнем прошлом не менялось сколько-нубудь замет

но, можно считать, что имело место подвижное равновесие меж

ду приходными и расходными состаВJIЯЮЩИМИ rлобальноrо ra

зообмена. Поэтому существенное изменение в сqдержании oд

Horo какоrо
либо rаза, а тем более кислорода, иrрающеrо столь
важную роль, приведет к весьма значительным последствиям;
в первую очередь это, естественно, скажетс
 на, орrаническом
мире. И следовательно, необходимо самым серьезным образом,
незамедлит
льно приступить к разработке'мер по сокращению
сжиrания орrаническоrо топлива тем более, что запасы ero'
,весьма оrраничены.
С середины XIX в. стали интенсивно использоваться rорю

чие ископаемые. Тем самым начало происходить возвращение в
атмосферу уrлерода, фиксиров-анноrо растительностью в про

должение миллионов лет. Надежные измерения концентрации
уrлекислоrо rаза ведутся только с конца 50-х rодов, и потому
имеющиеся данные еще весьма оrраничены. Отсюда те разно-
речивые представления, которые имеются относительно увели-
чения уrлекислоrо rаза и ero возможных последствий. В резуль-
тате сжиrания орrаническоrо топлива в последнее время в воз-


I


88




дух ежеrодно добавляется около 5 млрд. Т уrлекислоrо rаза,
что составляет менее 1 % общеrо ero содержания в атмосфере.
. Кроме TOro, двуокись' уrлерода увеличивается ,за счет уничто-
жения лесных массивов. Происходящее при этом rниение при

ведет к выделению от 4 до 8 млрд. Т В rод уrлекислоrо rаза.
Таким образом, общее количество уrлерода, ежеrодно поступа

ющее в воздушную оболочку, по-видимому, близко к 10 .млрд. т.
На основании же имевшихся измерений концентрации ,прирост
уrлекислоrо rаза в атмосфере составляет около 2,5 млрд. т.
Отсюда делается заключение, что 7
8 млрд. т СО 2 должно
поrлощаться Мировым океаном. При оrромной массе вод OKea

носферы и растворенных в ней rазов уловить сколько-нибудь
заметное увеличение концентрации двуокиси уrлерода трудно.
Как велика способность океана поrлотить дополнительное KO

личество rазов, в какой мере это будет способствовать разви

тию фитопланктона, усваивающеrо уrлекислоту в процессе фо

тосинтеза, и, наконец, как велик может быть переход различ

ных форм уrлекислоты в донные отложения,
 определить пока
не удалось.
Для атмосферы расчеты, связанные с ростом уrлекислоrо
rаза, сделать проще. Так, если КОНЦ.ентрация ero повысится на
30 %, это приведет к росту средней темпер атуры всей атмосфе-
ры на 10 в столетие, что близко к действительному ее увеличе-
нию, наблюдавшемуся в ХХ в. За последнее двадцатилетие KO

личество СО 2 увеличилось на 13 %. При этом отме,чено, что в
полярных областях концентрация несколько выше и в Арктике
больше, чем в Антарктике. Понимание Toro, что может произой-
ти С климатом планеты, прежде Bcero связано с необходи

мостью оценки возможных изменений в атмосфере. Дж. МаХ'Ра,
Л. Махта и Дж. Олсон попытались определить возможный рост
содержания двуокиси уrлерода в воздушной оболочке для спе

циальной конференции, проведенной в США, по проблеме влия

ния хозяйственной деятельности человека на природуl. ,Они oc

новывались на том, что поступление уrлекислоrо rаза будет
увеличиваться при ежеrодном приросте сжиrаемоrо топлива на
3,5
4,0%. За счет использования rорючих ископаемых coдep

жание СО 2 в 1970 r. должно было увеличиться на 15,4 млрд. т;
К 1980 r. оно моrло возрасти до 22,8; в 1990 r.
 до 32,2; в
2000 r.
 до 45,5 млрд. т 2 . За счет этоrо к концу текущеrо ве-
ка концентрация СО 2 в воздухе превысит современный уровень
приблизительно на 20 %. Проведенные исследования основаны
на том, что ра
новесие в обмене двуокиси уrлерода между aT

мосферой и океаном имело место в середине прошлоrо века.
В последующее время увеличивалось поrлощение уrлекислоrо
rаза растительностью суши. Тропические леса, занимающие oco



1 См, Влияние человека на rлобальные климатические условия. Л., 1972.
2 Близкие величины получены Ю, И. Ляхиным С соавторами (1978). 1'ак,
увеличение уrлекислоrо rаза в 2000 r. определено в 35 млрд, т.


7
1401


97




бенно большие пространства, поrлощают около 40 % всей ДBY

окиси уrлерода атмосферы.
Ляхин Ю. И. С соавторами (1978) указывают, что с увели-
чением разности содержания уrлекислоrо rаза в атмосфере и
океаносфере не менее половины еро (по их оценке, 440 млрд. т)
должно перейти с 1960 по 2000 r. в Мировой океан. Это в
7 раз превысит количество СО 2 , ежеrодно фиксируемое фито-
планктоном- (определенное О. П. Добродеевым в 65 млрд. т).
За счет повышения интенсивности фотосинтеза океаническая
растительность вряд ли справится с такой дополнительной Ha

rрузкой; это приведет к уменьшению насыщенности поверхност-
ных вод карбонатом кальция, что может вызвать неблаrопри

ятные биолоrические последствия. Поrлощение уrлекислоrо ra-
за океаном происходит не только за счет фотосинтеза, но и
разности в парциальном давлении rаза между водой и возду

хом, а также при химическом превращении в карБОI1атные OT

ложения. Время пребывания молекулы уrлекислоrо rаза в aT

мосфере, перед тем как она попадет в Мировой океан или био-
сферу, в среднем составляет около 5 лет, видимо укладывясьb
в пределы от 3 до 30 лет.
В последние rоды в печати приводятся оценки Возможных
изменений содержания уrлекислоrо rаза в ХХI в. Если исхо

Дить из cOBpeMeHHoro ежеrодноrо пятипроцентноrо прироста по-
требления орrанических ископаемых, то к 2020 r. может про

Изойти увеличение содер2Кания двуокиси уrлерода в атмосфере
в 2 раза. К 2060 r. он еще раз удвоится, а к 2100 r. в 5
10 раз
превзойдет количество, которое имело место в доиндустриаль

ную эпоху (если не учитывать обмена уrлекислотой между ol\e

аносферой и атмосферой и перехода ее в карбонатные осадки).
В заключение надо сказать, что исследование rазообмена и
ero возможных изменений представляет, несомненно, очень
большой интерес. По мере уточнения наших представлений по

явится возможность более правильной оценки cOBpeMeHHoro и
последующеrо влияния человека на содержание и изменение
rазов в атмосфере. Такие данные необходимы для принятия
возможных контрмер, с тем чтобы их учесть при определении
дальнейших перспектив развития техники, и промышленности.


I




Часть II
:8АЖНЕЯШИЕ ОСОБЕННОСТИ ОКЕАНОСФЕРЫ


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

куляционных систем обусловливает характер обращения вод не
'только в rоризонтальной, но и в в
ртикальной плоскости. По co


peMeHHЫM воззрениям (Стоммел, 1966; Бурков, 1980, и др.),
,крупномасштабная циркуляция вод находится в rеострофичес

ком равновесии. По условиям rеострофической модели, как из

вестно, частицы воды должны перемещаться вдоль линий ди

.намических высот без боковоrо смещения. В условиях коrда
'квазистационарные KpyroBopoTbI вод представлены системой'
концентрических изолиний, в циклонах (в соответствии с эф

фектом трения) воды будут перемещаться не только по Kpyry,
но и от центра к периферии, а в антициклонах
 наоборот; Ta

'ким образом, перенос вод в макроциркуляционных системах
происходит как бы по спирали, с закручиванием в антицикло

пах и раскручиванием в циклонах. За счет rидростатическоrо
напряжения в антициклонических системах создаются нисходя

щие движения вод, а в циклонических
 восходящие. В процес-

e интенсивноrо rоризонтальноrо обраlЦения вод возникает бо

.лее слабое вертикальное их перемещение (вертикальная COCTaB

.ляющая течений). Восходящие движения захватывают боль-
шую толщу океана, нередко от поверхности до дна; нисходящие
же распространяются на значительно меньшую rлубину (обык

flозенно менее 1000
1500 м). Это различие объясняется тем,
что перемещение относительно леrких вод из верхних слоев
{)кеана в rлубину со всевозрастающим давлением и плотностью
требует rораздо большей затраты энерrии, чем подъем вод в

лои с меньшей плотностью и давлением. Т,аким образом соз


дается весьма сложная, трехмерная циркуляция вод.
Для современной эпохи развития Земли характерна чет
о
:выраженная
етырехслойная стратификация океаносферы. В co

{)Т8етствии с rлубиной расположения и физико
химическими

вЬйствами принято выделять поверхностные, промежуточные,
rлубинные и придонные _воды. Определяя rраницы между ни



'*


99




МИ И конкретные ИХ сочетания по вертикали, тем самым YCTa

навливается структура вод. Наличие четко выраженных четырех'
типов вод привело к выделению поверхностной, промежуточ

ной, rлубинной и придонной структурных зон (Степанов, 1974).
'Они повсеместно сменяют друr друrа по вертикали в Мировом
океане. В пределах каждой структурной зоны сосредоточено
несколько однотипных водных масс, представляющих собой
большие об1>емы 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 rеоrрафи

Ческих районах, способны сохранять их при перемещении - на
значительные расстояния, за пределы очаrа cBoero формирова

ния. То или иное сочетание различных водных масс по верти

кали и rоризонтали 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 энерrии и веществ.
Впервые получены оценки переноса вод и кинетической энерrии
по всей толще океаносферы и проведено сопоставление ее в OT

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

ro до сих пор не представлялось возможным сделать. По ба-
лансу pacTBopeHHoro кислорода и биоrенных веществ исполь

зованы новейшие данныI,' полученные в Институте океанолоrии
АН СССР.
Таким образом, вторая часть Книrи посвящена важнейшим
процессам, протекающим в океаносфере, с той количественной
их оценкой, которая возможна в настоящее время.


f л а в а УI


ЦИРКУЛЯЦИЯ вод


Имеющиеся материалы позволяют провести изучение оБЩих

закономерностей rлобальной циркуляции вод во всей толще.
Мировоrо океана. Поскольку rлавной задачей книrи 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, конверrенции и диверrенции.
VI. 1. Основные закономерности rлобальной
циркуляции вод
Неравномерное распределение солнечной энерrии по по

верхности планеты возбуждает сложную систему переноса масс
в океаносфере и атмосфере (чему ПОСВЯLЦена первая rлава pa

100




боты). Эта система представлена квазистационарными макро\.о
циркуляционными круrоворотами, которые и формируют rлй

бальную циркуляцию вод Мировоrо океана.
Методика исследования циркуляции вод. В продолжение
,очень длительноrо времени представления о циркуляции об

ширных пространств Мировоrо океана оrраничивали-сь CBeдe

ниями о поверхностных течениях, полученных в реЗУJffi:Тате ис

пользования массовых данных по сносу судов. Анал.и-з' и. обоб

щение карт, составленных по этим дaHHЫM
 послужили OCHOBa

нием для выявления макроциркуляционных систем и изучения
важнейших закономерностей обращения поверхностных вод в:
океане. .
При крайней оrраниченности инструментальных опредеЛе>-
ний течений для исследования циркуляции вод широкое приме-
нение получили различные расчетны'е 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 MrHoBeHHblx значениях направления и
скорости. С появлением массовых наблюдений их можно будет
подверrнуть статистической обработке, с тем чтобы получить
«розы» течений, преобладающие а результирующие BeKTOpы

повторяемость, устойчивость потоков и пр.
Из расчетных методов наиболее эффективны те, которые oc

нованы. на моделях, учитывающих rлавные факторы, определя

ющие циркуляцию,
 ветер, плотность воды и вл.ияние релье

фа дна. Особенно широкое применение получил динамический
метод. Использование ero в Институте океанолоrии АН СССР
позволило подучить rеострофическое приближение циркуляции
вод в Атлантическом, Индийском и Тихом океанах. Обобщение
результатов, полученных по отдельным --океанам, 'дало возмож

ность выявить общую картину rеострофической циркуляции вод
Мировоrо океана (Бурков, Булатов и Нейман, 1973; Степанов,.
1974 и 1975). По циркуляции вод CeBepHoro Ледовитоrо oK

lНa
наиболее обстоятельная работа выполнена А. Ф. Трешниковым
и [. И. Барановым (1972); расчеты проводились от ОПр'еделен

ной ими нулевой поверхности.
Использование динамическоrо метода позволило выявить oc

новные закономерности циркуляции вод Мировоrо океана, KBa

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 BepreH-
ции, rлавные. океанические фронты (Степанов, 1978). Получе

ны представления о важнейших особенностях перестройки цир

КУЛЯЦИИ в толще вод Мировоrо океана (Степанов, 1975).
В. А. Бурков (1980, с. 58, 59) совершенно справедливо отмеча

ет: «rеострофическая модель, связанная с динамическим Me

101




тодом, хорошо помоrла изучить rоризонтальную и отчасти Bep

тикальную структуру общей циркуляции Мировоrо океана.
С помощью rеострофической модели было получено представле

ние о том, что оБLЦая циркуляция вод Мировоrо океана пред-
ставляет собой систему чередующихся по широтам rромадных.
oKeaHcKoro масштаба циклонических и антициклонических кру-
rOBopoTOB, разделенных rлавными океаническими фронтами».
И далее он констатирует, что на смену rеострофической модели
пришли более совершенные «диаrнос:rические модели, учитыва

ющие помимо бароклинной моды движения и баротропные,
вызванные некомпенсированным распределением плотности, BeT

pOBoro уровня свободной поверхности и эффектами неrоризон

тальноrо рельефа дню>.
В поисках более совершенных методов расчета течений
В. А. Бурков разработал диаrностическую модель, которую
применил для изучения циркуляции вод Тихоrо океана (1972).
Впоследствии ему удалось совершенствовать свой метод и из

бавиться от обратимости переноса rлубинных вод по отноше

нию к поверхностным и промежуточным водам. Эта модель бы

ла успешно применена для исследования трехмерной общей
циркуляции вод Мировоrо океана (Бурков, 1980). Ero MOHorpa

фия дает наиболее полное и rлубокое (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
Мировоrр океана проведено сотрудниками Института OKeaHO

ЛОrии АН СССР. ДЛЯ расчетов была использована линейная
диаrностическая модель А. С. Саркисяна (1977), которая, oc

новыаясьь на данных о плотности воды, учитывает ветровую
компоненту и рельеф дна. Вычисления велись по средним rодо

вым данным, полученным для пятиrрадусных трапеций. Этот
масштаб дает наиболее правильные представления об общих
закономерностях rидрофизических полей Bcero океана!. 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 rлаве для Toro, чтобы дать представление об общей цир-
куляции вод Мировоrо океана.
Расчеты, проведенные по линейной диаrностической модели,
Позволили весьма существенно расширить представления об об

1 Вместе с тем при таком масштабе осре,!f.нения, ИСХО.l.ны:х данных cy

щеС1'венно искажаются представления об относительно узких 9кваториаль-
ных и прнбрежных поrраничных течениях. Их скорость оказывается зани-
женной. ИСПОЛfiзование более крупноrо масштаба (что специально paCCMaT

ривается в rлаве III) затушевывает общие закономерности циркуляции вод.
Таким образ,ом, приходится €ще раз отметить необходимость
 выбора Toro
или HHoro масштаба в зависимости от задач, решаемых в проводимом ис

следовании.


,
I


Ю2




rцей циркуляции вод. В результате учета ветровой компоненты
выявлено существенное различие между динамической топоrра

фией и векторным полем течений на поверхности океана. Уста.
яовлено, что непосредственное воздействие ветра в основном
оrраничивается верхним rOMoreHHbIM слоем толщиной около
30
50 м. Уже в подповерхностном слое (располаrающемся
между 50
100 и 200
300 м) решающую роль иrрает
 плотно

стная циркуляция. Она является определяющей для всей толщи
вод океана. Удалось проследить влияние, оказываемое
рельефом дна на перемещение rлубинных и придонных вод.
Аномалии приведенноrо давления MorYT быть отождествле

ны с динамической топоrрафией; 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
приведенноrо давления, полученные по диаrностической моде-
ли, оказались очень близкими к динамическому рельефу, pac

считанному ранее по динамическому методу. Поля же векторов
течений на поверхности полностью подобны общеизвестным
картам течений, основанным на массовых данных по сносу cy

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, ec

ли они обнаруживаются в одних и тех же реrионах (с близки

ми широтными И меридиональными rраницами во всех OKea

нах). По ним леrче проследить макроциркуляционные системы,
их трансформацию и перестройку в толще вод океанов; на cxe

ме планетарноrо обращения вод расстояния между побережья-
ми даны в соответствии с площадью, занимаемой Мировым
океаном в данной rеоrрафической широте. При этом наrлядно
отражается: а) вытянутость океанов по меридиану; б) наиболь

шая их ширина в тропиках; в) сближение береrов к северу;
r) наличие сплошноrо водноrо кольца между 35
400 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
103





-
«

i'.u-i. V


I
f
\
"'''',c-;\




\ц:, f<---Ы(lФ.
,н,!


')
 '
 17
1-.
 }.


,
I


с

п
80
':
 во с
70 7i
 70 70 V/
 70
60 r / 7 i) 60 б 60
{l) 60
50 v
/...сп 50

 /.,.сп 50
40 &:; .............
 40 40
.,.

 40
30






 30 30 ....

1I.)()(:; Х
 30
I'



 111 ./ ..т r/)(J
 J
'20



..............."'''' 20 20 ()(

X iI 11\ '-..-./ ) 20
JO {.;::
""i
OOG.
'O

 10



 10








 сэ C--",
",,,,
....
........,,,....сV
(S :.и>Х
х
 .Ь

х""'f;?t ;У:-


 """'''' ''''' E: :V'
 ''''''''''''''''''. E '''' D о
.0 .....................................................................
 ; эl
O
 ................

lx (.x1

-:
O
 10 '
O (.хх(,

xx
 \ 2

3D
XX,

XX
::
) 30 '-... \xx
,
 /. 3D
40
 ..
........
.... ............
c 9 L40 40

....
",co/
40
\

...............

 L \


 f
50


-y-
 /..-50 50



 ,r50

............... ...............
 J.




/
60

....

........:..





...П,L60
 I 60""" ....."'..."'........"'........"''''......П/'"60

<й.оj)оV
о.12.L
2





/"
70':::i......
....270 (7 bJ
 -fr.f-
f\ 70
"""'::::=" ....-L 70
Ю )()( х
 4 tLb


 Ю
С 00005



С


а


"8


'О


60
.

r ;:-:.:.
::.)
f

40 ....

/111)
ЗО ( ") / ({ :::

, 30

/I.......,.,.,.

'.:::: :'1\ :::.'.
с ...............
,......





 I '"'"'

.


...;
'< ...::..:.::.....

.'. . . .... с .

(
<:::
::.
..:.::.:.:;,
::." y .:.:
"
............
11' )
"'
:.:':
40",,"\ '" ""
 40


.


_50"",,\
..............................' ,L50
6 """
 IV
 /-
, О""",
:.,:.::.\

60
д.:
 V E'


70
........
....L70
Ю


60 (j

:У1
50 ..,
40 ( 11;1
30
 ../
111
'"
20 l . \::=:::i,




(:1')



' A С '"
\;:;11" ... . )
.....' . : ' ':.11 .:
.............'
.


..
.
( ::i(t (::: =:
 :.:.:...:::I
I:
:
 )
':.
.y ... .. . ..
4
 .-:
 r",
.:.. ::;';:::i: :.
40
50-\


 С;', /50
':\, ........ 'J /""
60....... .... з ... "
" .
. :.:.' V
i\ /60
"' .... '\:..:
/
70
 .
70
Ю


'О


О




Масс в одном месте и необходимостью их восполнения t:O CTO

роны. Таким образом создается KpyroBoe обращение вод раз

личных масштабов. Продолжительность существования MaKpo

циркуляционных систем определяется временем действия про

цессов, вызвавших перемещение вод, и временем, необходимым
для восстановлеlj.ИЯ динамическоr.о равновесия сил и' ПОЛЯ плот

ности. rоризонтальные размеры обращения вод определяются
rлавным образом пространственными масштабами процессов, BbI'

зывающих перенос масс. Вне зависимости от размеров циркуля

ционные системы MorYT быть спорадическими, возникающими R
каком
либо районе и быстро разрушающимися, или квазиста

ционарными. В соответствии с Qбщепринятой классификациеii
естественных процессов циркуляционные системы MorYT быть
разделены на микро-, мезо- и макроциркуляционные. При лю

бом пространственном и временном масштабе обращение вод.
будет циклоническим или антициклоническим. Для выявления:
rлобальных закономерностей наибольший интерес представля

ют квазистационарные макроциркуляционные системы. Их Me

ридиональная протяженность большей частью составляет
,2000
5000 км, а широтная
 от 5000 до 15000 км. При столь
больших rоризонтальных масштабах возбуждаемое ими верти..
кальное перемещение распространяется на всю толщу вод OKe

ана.
В одних и тех же rеоrрафических областях создаются KBa

зистационарные однотипные макроциркуляционные системы с
'весьма близкими rоризонтальными масштабами (рис. VI.1 и
VI.2). Так, в низких широтах происходит антициклоническое
обращение водных и воздушных масс, в вЬ1СОКИХ широтах

циклоническое, ,в Северном Ледовитом океане оно снова меня

ется на антициклоническое. Последовательная зональная смена
макроциркуляциОННblХ систем является общей закономерностью
планетарной циркулнции вод. Макроциркуляционные системы
более или менее симметрично располаrаются по обе стороны от-
экватора. Такая симметричность обусловлена зональной сменоЙJ
природных условий. Три системы не имеют себе подобных (эк

ваториальная, арктическая антициклоническая и циркумполяр



Рис. VI.I. Общие схемы циркуляции вод океана:
а) для всей ТОЛlЦИ поверхностных вод (по аномалии приведенноrо давления); б) в дpe.

фовом слое (по полю векторов течений); в) промежуточных вод; Т) rлубинных ВОД
Макроциркуляционные системы:
1
 экваториальная антициклоническая; II
 тропические циклонические; 111
 субтро

пические антициклонические; IV
 антарктическая циркумполярная; V
 высокоширотные'
циклонические; VI
 арктическая антициклоническая. 1
 береrовая линия. оrраничиваю-
lЦая ПЛОlЦадь океана, занимаемую им (в среднем по всем океанам) В данной rеоrрафи.
ческой широте; 2
 направление перемеlЦения основных потоков; 3
 rлавные океаниче-
ские фронты (зоны, раздеЛЯЮlЦие макроциркуляционные системы): Э
 экваториальный;
сэ
 субэкваториальный; Т
 тропические; СП
 субполярные; п,
 полярные, ВерrеНцик:
макроциркуляционных систем (ПРОХОДЯlЦие по их rребням и ложбинам): 4
 KOHBepreH

ции; 5
 диверrенции,
Точками выделены циклонические системы в промежуточных и r-лубинных водах


105




Рис. VI.2. Циркуляция вод на поверхности океана: уровенная (динамическая)
поверхность (вверху, в см) и скорость течений (внизу, в CM'C
l)


ная антарктическая), что связано с особенностями распределе-
ния воды и суши, а тркже с взаимодействием океана с атмосфе

рой (рис. VI. 1). Они нарушают симметрию циркуляции поверх

ностных вод. Асимметрия несколько усуrубляется и тем, что
однотипные системы, как правило, имеют свои специфические
отличиr-ельные 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
приведенноrо давления поверхности океана, значительно отли

чается в низких широтах от той, которая получена по полю век-
106




Рис. VI.3. Поле векторов течений на поверхности океана (вверху) и на rЛ1-
бине 50 м (внизу), в СМ c
1
1

lO C)(.c--- I ; 2
 1l
20 CM'C
l; 3
21
50 CM,c
1


торов. На первой из них (рис. VI. 1 а) восемь макроциркуляци

онных систем (не считая антнциклонической в Арктическом
бассейне): экваториальная антициклоническая, две тропичес-
кие циклонические, две субтропические антициклонические

антарктическая циркумполярная к две высокоширотные цик

лонические. По полю векторов (рис. VI.1б) 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 2кваторию и смещены своими
107




центральными частями к западным побережьям океанов (рис.
VI. la). Пассатные течения оказываются не только хуже Bыpa

женными, но местами в приэкваториальных широтах их потоки
направлены на восток, В восточнотропических районах просле

ЖИВ'аются циклонические системы, от которых вплоть до запад-
ных окраин океана протяrиваются хорошо выраженные ло'ж-
бины. В экваториальной зоне обнаруживается антициклониче-
ское обращение вод.
Уже на rлубине 50 м происходит почти полная перестройка
BeKTopHoro поля (рис. VI. 3). Ниже, между динамической TO

поrрафией и векторами течений, наблюдается необходимая
соrласованность. Несоответствие между ними в поверхностном
слое, установленное еще при сопоставлении карт течений, пост

роенных по данным о сносе судов и rеострофической циркуля-
ции, было объяснено (Булатов и Степанов, 1968; Степанов, 1969
:и 1977) воздействием, оказываемым завихренностью, создавае-
:МОИ, 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 KpyroBopoTbI вод, а в восточной
 циклонические. Вычис-
.ления дрейфовой составляющей, произведенные в восточно-
"Тропическом районе Атлантическоrо океана 13 экспедиции на
научно
исследовательском судне «Академик Курчатов», пока

зало наличие перемеLЦения поверхностных вод по ветру.
Почему же только в низких широтах (приблизительно меж-
ду северной и южной тропическими конверrенциями) обнару


ИБается образование в области одноrо центра действия aTMO

сферы двух разнонаправленных KpyroBopoTOB вод? По-видимо-
му, это можно объяснить различием устойчивости приповерх-
постных ветров. Чем меньше их постоянство, тем слабее ста-
бильность эффекта завихренности. Только пассаты при их осо-
бенно ,большой устойчивости и интенсивност
 способны вы-
звать по,лное обращение переноса вод. Таким образом, под
.дрейфовым слоем в результате завихренности пассатноrо те- I
чения, воз-буждаемоrо ветром, создаются тропические циклони-
ческие KpyroBopoTbI. Судя по тому, что толщина поверхностноrо
rOMoteHHoro слоя в среднем изменяется. в океане от 10
20 до
60
70 м, чисто дрейфовое течение редко распространяется на
большую rлубину. Введение в используемой диаrностической
модели -плотностной и дрейфовой составляющих показало пре

обладание последней в поверхностном слое океана. Это и от-
разилось на поле векторов; они тоньше реаrируют на вклад
отдельных компонентов при определеции меридиональной и зо-
нальной составляющих течения, по которым затем получают
результи'рующие перемещения потока. Динамическая топоrра

108


,
,




фия, улавливая интеrральное влияние плотности, подавляет
ветровое воздействие, оrраничивающееся тонким поверхностным
слоем. В полной мере такая топоrрафия оказывается ДOCTOBep

ной ниже дрейфовоrо слоя.
Поскольку макроциркуляционные системы формируются в
процессе взаимодействия океана с атмосферой, наибольщее
развитие и скорость обраrцения 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, располаrающеrося на rлубинах от 300
400 до
800""""':1000 м. Ниже все более усиливается меридиональная co

ставляющая переноса, за счет чеrо осуществляется межзональ

ный обмен энерrии и веществ в толще вод океана. Отдельные
KpyroBopoTbl в промежуточных и особенно в rлубинных водах
MorYT располаrаться на значительных расстояниях друr от
друrа; здесь одни и те же потоки далеко не всеrда оказывают-
ся периферическими частями соседних систем (как в поверх-
ностных водах). Поэтому между ними труднее опредеЛИТh по-
.JIожение океанических фронтов как зон раздела KpyroBopoTOB
(подобно тому, как это делается :в отношении поверхностных
вод). Интенсивность разрушения макроциркуляционных систем
увеличивается с rлубиной и в направлении от высоких широт
к экватору. Закономерности перестройки циркуляции в толще
БОД океана, выявленные в процессе анализа матери-алов, полу

'Ченных в результате использования динамическоrо метода и
диаrностической модели, были подтверждены впоследствии
расчетом коэффициента корреляции между зональной и Me

ридиональной составляющими перемещения вод (Аrапитов и
rриценко, 1981). '
Между макроциркуляционными системами с противопо

ложным обращением 'вод существует теснейшая взаимосвязь.
Одни и те же потоки (течения) одновременно являются пери.
ферической частью двух KpyroBopOTOB. Поэтому воды и пере

носимые ими различные веще'ства (соли, взвеси и др.) способ-
ны, переходя из системы в систему, перемещаться по всей
протяженности океана. Перенос масс, обмен энерrии и Be

lЦeCTB в приповерхностном слое океана происходят в основном
в широтном направлении. Межширотный обмен помимо после-
довательноrо перераспределения масс между макроциркуля

ционными системами осуществляется за счет меридиональноrо
-обмена по периферии квазистационарных KpyrQBopoTOB вод.
В низких широтах вдоль западных береrов океанов происходит
вынос леrких тропических вод в умеренную зону. В умеренных
же и субполярных широтах, наоборот, более плотные воды
переносятся вдоль западных побережий, а менее плотные воды
YMepeHHoro и тропическоrо поясов выносятся вдоль восточных
6eperoB в высокие широты Мировоrо океана. Создающееся Ta

109




1
I


Рис. VI.4. Важнейшие поверхностные течения и' маКРОЦИРКУЛ,яционные . сис

темы:
I
 циклонические тропические; II
 антициклонические субтропические; III
 циклони--
ческие высокоширотные
Названия течений в соответствии с нумерацией на карте даны в табл. VI,I


ким образом различие плотностей воды в меридиональном на-
правлении увеличивает интенсивность поrраничных течений в
прибрежных частях антициклонических и циклонических си.
стем.
Одни и те же макроциркуляционные системы сохраняются в
течение круrлоrо rода. Для сезонной изменчивости циркуляции
вод характерно небольшое смещение в холодное время rода
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 rоризонтальных масштабов циркуляцион"
,ных систем. Чем больше эти системы и интенсивнее обраще--
ние вод, чем слабее выражена стратификация, тем со ответ..
ственно на большую rлубину распрос!раняется их влияние. Ис

следования (Степанов, 1969 и 1974) пока'зали, что в преде
ах
каждоrо типа вод (поверхностных, промежуточных, rлубинных
и придонных) имеется своя система вертикальной циркуляции
(рис. VIII.8, VIII.9), которая образуется в условиях измене

ния направления и скорости переноса масс в отдельных слоях.
а также большоrо различия между rоризонтальными и верти..
кальными скоростями. В о'кеане скорость вертикальных дви"
жений меньше rоризонтальных примерно на три
 пять поряд

ков, а в атмосфере приблизительно на два-три порядка. Однако
-именно за счет вертикальной составляющей происходит пере-
j>аспределение ма,СС, энерrии и веществ в стратифицированной
110




Рис. VI.5. Циркуляция вод подповерхностноrо слоя (уровенная динамическая
поверхность) на rлубине 200 м (вверху) и промежуточных вод на rлубине
1000 м (внизу), в см
Точками показаны области с rлубинами 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 моrли бы
иметь место устойчивая стратификация и неоднородность фи

зико
химических полей.
Все, что
 rоворилось ранее, относится rлавным образом к
.океану. В морях с оrраниченным обменом с океаном при боль

Шем своеобр азии процессов, определяющих обр ащение ВОДt
циркуляционные системы отличаются значительным разнооб..
:IJI








Рис, VI.6. Циркуляция rлубинных вод (уроненная динамическая поверхность)
на 3000 м (
Bepxy) и придонных вод на rлубин
 4000 м (внизу), в см:
Точками показаны области с rлубинами менее 3000 и 4000 м


разием и Сложностью. К тому же они и менее устойчивы. Их
изменчивость связана uC переменой ветров. При относительно.
малых размерах мореи даже сравнительно небольшое измене-
ние преобладающих ветров приводит к сущест:венной пере

стройке общей системы обращения вод. Это и было просле-
жено в советских арктических морях, что специально рассмат-
ривалось в rлаве П. Во всех сильно отчлененных от океана
морях, кроме Аральскоrо, преобладает циклоническая циркуля
 с'!
ция вод. Это имеет решающее значение для вертикальноrо BO

дообмена. Антициклоническое обращение вод в Аральском MO

112




'



ре объяснено Б. В. Штокманом на основе разработанной иw
теории ветровых течений своеобразием BeTpoBoro режима.
Остановимся далее на рассмотрении крупномасштабных KPY

rOBopoTOB 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 антициклонuческая система. Нал
чие ее к.
северу от экватора выявилось при и
следовании rеострофиче

ской циркуляции (Степанов, 1974, 1975). Со значительно боль

шей опреде4енностью она проявил ась в анализируемых здесь.
расчетах (рис. VI.1
VI.6). В Атлантическом океане антицик

лоническое обращение вод прослеживается между 10 11
150 с. ш. от одноrо береrа до друrоrо. В Тихом океане эта си

стема формируется из небольших антициклонических KpyroBo

ротов, не выходящих за пятиrрадусную приэкваториальную по

лосу. В Индийском океане картина более сложна; небольши

антициклонические KpyroBopoTbI имеются по обе стороны от-
экватора.
Несмотря на то что аномалии I1риведенноrо давления
не так уже велики, как в друrих низкоширотных KpyroBopOTax.
вод, антициклонической экваториальной системе свойственна
высокая интенсивность циркуляции. Как показали расчеты,..
скорости циркуляции вод в верхнем слое ТОЛlЦиной 200 м пре

вышают 20
30 см. c
l. В Атлантическом и Тихом океанах юж

ную периферию экваториальной системы образуют ветви Юж
,
Horo пассатноrо течения, проникающие в северное полушарие..
Северной периферией является Экваториальное противотече
,
нИе. Оно проходит примерно между 3
5 и 10
150 с. ш.
Устойчивость ero доходит до 50
 75 % и более, повышаясь IC-
востоку по мере увеличения мощности этоrо потока. Скорость,..
по данным о дрейфе судов, около 40
60 см. c
l; летом она по

нижается до 15
30 CM.c
l. Максимальные скорости достиrают'
110
130 CM'C
l.
По теории Б. В. Штокмана, Экваториальное противотечение-
обязано своим происхождением поперечной hepabhomepHOCTI-J
скорости ветра. Исходя из Toro что поверхность океана в эк

,ваториальной зоне близка к цилиндрической поверхности

Б. В. UUToKMaH получил свои выводы в духе классической Teo

рии морских течений Экмана. При этом он пришел к мысли-,
о том, что форма приближенно-цилиндрической поверхности'.
является следствием croHHo
HaroHHoro эффекта зональной co

ставляющей пассатов, обладающей поперечной неравномер....
ностью. Б. В. UUToKMaHY удалось теоретическим путем опреде

лить скорости Экваториальноrо противотечения, близкие к Ha

блюденным, доказать необходимость существования в эквато-
риальной области линий конверrенции и диверrенции, объяс

нить прерывистый характер этоrо течения. Весьма важным Teo

ретическим выводом следует считать, что Экваториальное про







,
,




.....1401


JlЗ




Таблица У/.!
Основные поверхностные течения Мировоrо океана
(местоположение их показано на рис. VI.4)


Н2 по I
рио. VI, 4


Наименование течения


I .N2 по I
рис. VI. 4


Наименование течения


Все океаны 6 IОжное пассатное
1 Прибрежное антарктическое 7 Сомалийское
8 Экваториальное противоте.
2 Анта рктическое циркумпо
 чение
лярное Антарктиче- 9 Западноаравийское
.2а Южная ветвь 10 Восточноаравийское
CKoro циркумполярноrо 11 Западнобенrальское
течения 12 Восточнобенrальское
Атлантический океан Тихий океан
:.3 Фолклендское 3 Западноновозеландское
4 ЮJКноатлантическое 4 Восточноновозеландское
5 Иrольное 5 Восточноавстралийское
'6 Бразильское 6 10 жнотихоокеанское
7 Бенrельское 7 Перуанское
8 Южное пассатное 8 IOJКHOe пассатное
9 Анrольское 9 Перу
 Чилийское
10 rвианское 10 Экваториальное противоте-
'1l Экваториальное riротивоте
 чение
чение 11 Минданао
12 rвинейское 12 Северное пассатное
'13 Зеленоrо Мыса 13 Мексиканское
14 Антильское 14 Калифорнийское
15 Северное пассатное 15 Куросио
16 Канарское 16 Сенеротихоокеанское
'17 rольфстрим 17 Ойясио
18
евероатлантическое 18 Алеутское
19 Лабрадорское 19 Аляскинское
20 Ирминrера 20 Восточноберинrовоморское
21 Баффиново Северный Ледовитый океан
22 Западноrренландское
Индийский океан 1 Норвежское
2 Нордкапское
3 Южноиндоокеанское 3 Восточноrренландское
4 1 v lадаrаскарское 4 Западное арктическое
5 Западноавстралийское 5 Тихоокеанское


....






-1


'тивотечение, исчезая с поверхности, в случае небольшой HepaB

'номерности пассатов может существовать в виде rлубинноrо
течения. В этих районах линии тока экваториальных течений
должны резко искривляться. Тем C
MЫM, видимо, и объясняет-
'ся наличие антициклонических вихрей, прослеживающихся в
экваториальной зоне по расчетам циркуляции вод. Б. В. Шток-
маи также показал, что для образования противотечения не
обязательно существование береrов: оно возникает в области
минимума скорости 'ветра за счет ero поперечной HepaBHOMep

ности и эффекта боковоrо трения. Это положение позволяет
'не только понять причину существования противотечений в раз


личных частях Мировоrо океана против rосподствующеrо BeT

н4-


-)


, .
J


-<









ра, но и объяснить друrие явления, порожденные завихрен

ностью поля ветра.
Интересно то, что с удалением от поверхности океана ин

тенсивность антициклоническоrо обращения в экваториальноw
зоне не только не ослабевает, но даже усиливается. Особенно>
ярко это проявляется в Тихом океане, rде уже в ПОДJ]оверх

ностном слое по всей протяж
ности ,экваториальной зоны,
прослеживаются довольно обширные антициклонические KPy

rOBopoTbl (рис. VI.5)_. В промежуточных водах интенсивность.
их повсеместно нарастает. Хорошо выражены они и в rлубин

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 иrрает довольно важную роль в об....
мене вод и содержащихся в них веществ между полушариями.
Преобладающие в таких системах нисходящие движения OXBa


тывают всю толщу вод; скорость их доходит до 1 0
2


10
3 CM.c
l. Для специальноrо анализа экваториальной систе

мы необходимы исходные данные ПО значительно более rустоЙ'
сетке, чем это удалось сделать для выявления общих законо

мерностей циркуляции вод.
Тропические циклонические системы. Их открытие, сделан...
ное по результатам применения динамическоrо метода, пол

ностью подтвердилось материалами, полученными по линей-

ной диаrностической модели. При этом удалось более четко"
проследить ложбины в приэкваториальных широтах, отходя

щие от циклонических KpyroBopoTOB, 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 200 ce
'
верной и южной широты Канарское, Бенrельское, Ка<ilИфОРНИЙ-
ское и Перуанское течения, отходя от побережья, направляют


ся в открытый океан (рис. VI.l и VI.2). Только небольшие BeT-

ви Бенrельскоrо и Перуанскоrо течений, как показали иссле-
дования судна «Академик Курчатов», прослеживаются в He

посредственной близости от побережья. По аналоrии можно),
ожидать, что такие же небольшие ветви имеются у Канар-
cKoro и Калифорнийскоrо течений. С уходом компенсационных
течений от береrов они должны уже считаться пассатными.
В противоположность ранее существовавшим представлениям.
пассатные течения с удалением от восточных побережий, со-
rласно проведенным расчетам, направляются не на' запад, а на'
юrо-запад в северном полушарии и на северо
запад в южном.
Не доходя до экватора, примерно у 5
100 северной и южной
широты, эти мощные потоки разветвляются. Одна часть их,
направляясь на запад, замыкает антициклоническое обраIЦе

ние вод. Друrая ветвь затем поворачивает в приэкваториаль...


-'
.


88


115




ЕЫХ широт.ах на восток. С восточными ветвями пассатных Te

'Чений, по-видимому, соединяются воды экваториальных проти

Ботечений. Достиrая восточных побережий, океанов, они пово

-рачивают к субтропикам, замыкая с востока тропические
:циклонические системы. Вдоль восточнотропических побережий

KeaHa происходит перенос вод не к экватору, как ранее счи-

талось, а о'т Hero. Эти восточнотропические потоки предложено
назвать в Атлантическом океане течением Зеленоrо Мыса и
Анrольским, а в Тихом океане
 Мексиканским и Перуанским
(рис. VI.4; табл. VI.1).
Блаrодаря 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 протяrи-
вающиеся на запад от циклонических макроциркуляционных
KpyroBopoTOB. Интенсивность обращения вод в этих системах
'высока, особенно в ложбинах, rде создаются большие rрадиен

'ты плотности. rоризонтальная скорость на поверхности пре

'вышает 20 см. C
l. С rлубиной она, несколько понижаясь,
-..остается все же около 5
10 CM'C
l. Вертикальная скорость по
всей толще океана, как правило, более 20
50. 10
5CM' c
l, уве-
-личиваясь местами до 1 0
2
 1 0
3 СМ. C
l.
Специальные экспедиционные исследования южнотропиче


ких циклонических KpyroBopoTOB вод Атлантическоrо и Тихоrо
,()кеанов, проведенные в 1968 r. на «Академике Курчатове»,
показали, что в их пределах формируются отдельные мезомас-
штабные вихри циклоническоrо и антициклоническоrо видов.
-Они возникают вдоль восточных побережий океанов, образуясь
между северными ветвями Бенrельскоrо и Перуанскоrо тече-
ний и ветвяМи ВОСТОЧНОТРЩIИческих течений, направляющимися
им навстречу. Возможно, некоторые из них носят квазистацио-
нарный характер. На фоне общеrо подъема вод в циклониче-
ских KpyroBopoTax местами возникают особо интенсивные вос-
ходящие (в циклонических вихрях и диверrенциях) и нисхо

,дящие (в антициклонических вихрях и конверrенциях) движе

ния. Эта мноrообразная система вертикальных перемещен.ий
усложняется. меандрированием основных потоков, образующих
тропические циклонические KpyroBopoTbl, и перестройкой rори-
,зонтальной циркуляции (в соответствии со стратификацией
ВОД), а в прибрежной части океана, кроме Toro, croHHblM эф-
фектом (апвелинrом), создаваемым пассатом.
,Тропические циклонические системы оказывают немалое
'ВЛИяние на тепло
 и влаrообмен океана с атмосферой. Восхо-
.Дящими движениями из r лубин к поверхности выносятся xo

лодные воды. Блаrодаря этому температура на поверхности
.океана оказывается на 5
 1 00 ниже, чем в тех же широтах
западнее центральных частей циклонических систем. Аномалия
''Температуры. воды прослеживается в верхнем слое толщиной
116


....oj


.



3


I
-,.




..


-()коло 300
500 м. В противоположность остальным ,aKBaTO

риям она на несколько rрадусов 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

ЕСХОДЯТ постоянная конденсация водяноrо пара и образование
.сплошноrо слоисто-куче'воrо облачноrо 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 OTMe

-тить несколько большую их интенсивнесть в южном полуша

рии. В поверхностных водах особенно сильно развиты они в
Тихом океане; от восточнотропических районов, rде циклониче

ское обращение вод наиболее ярко выражено, отходят доволь

но rлубокие ложбины, простирающиеся вплоть до западных
береrов океана. В Тихом океане циклонические системы замет

но ослабевают уже в нижнем слое повеРХНОСТflОЙ структурной
зоны. В промежуточных и rлубинных водах от них сохраняют-
ся только отдельные слабые циклонические KpyroBopoTbl, да.
леко отстоящие друr от друrа. В Атлантическом океане южно

-тропический циклон охватывает обширные пространства
 от
экватора до 200 ю. ш. на западе и до южной оконечности .Аф

рики на востоке. Северотропический KpyroBopoT с удалением

T поверхности получает большее распространение на запад;
к востоку от Антильской rряды возникает самостоятельный
щиклонический KpyroBopoT, уrлубляющийся в промежуточных
;и rлубинных водах. Оба циклона, постепенно ослабевая, co

храняются даже в придонном слое. Эти KpyroBopoTbl иrрают
существенную роль в меридиональном обмене вод, который в
Атлантическом океане отличается повышенной интенсивностью.
В Индийском океане тропические циклонические системы не
лрослеживаются.
Субтропические антициклонические системы. - Это самые
большие KpyroBopoTbl вод в океане после Антарктической цир-
кумполярной системы. Они прослеживаются в субтропиках от
одноrо побережья океана до друrоrо 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, COCTaB

ляющие субтропические антициклоны, обладают большой
устойчивостью, мощностью и силой. Это в первую. очередь от-
носится к пассатным потокам. Преобладающая их скорость, по
nров
денным расчетам, оказалась очень близкой к той, KOTO

рая установлена по сносу судов. С приближением к экватору
()на повышается блаrодаря увеличению силы пассатов до 50

100 СМ. c
l, а в отдельных случаях
 до 150
200 см. c
l. CKO

рость И мощность Южноrо пассатноrо течения больше, чем
117












CeBepHoro. Устойчивость пассатных течений от 2'5
50% у юж

ной и северной периферии возрастает вблизи экватора до 75o/

и более. Пассатные течения, достиrая западных береrов OKea

нов, разветвляются; небольшая часть вод, поворачивая к эква

тору, дает начало Экваториальному противотечению. OCHOBHa

же их масса направляется в тропики, образуя мощные теплые'
сточные течения. Существование последних связано не тольк<'}
со стоком оrромной массы вод, постоянно приносимых пассат

ными течениями, но и с соответствующей циркуляцией aTMO

сферы,
бусловленной наличием субтропических барических
центров.
. Теплые сточные тропические течения
 наиболее устойчц-'
вые и быстрые потоки ,Лt\ировоrо океана. Сюда относятся тече

ния: rвианское, Антильское, rольфстрим и Бразильское (в AT

лантическом океане), Мадаrаскарское и Сомалийское (в Ин

дийском океане), Минданао, Куросио и Восточноавстралийское
(в Тихом океане). Устойчивость сточных течений
 50
75% и'
более; CKOpOCTь
25
50 CM.c
l, местами свыше 100 CM.c
l..
С удалением от экватора их МОЩНОС1Ь, устойчивость И CKO
'
рость постепенно уменьшаются. ДОС1'иrая умеренных широт,..
они вовлекаются в общий поток, переносящий воды с запад3с
на восток в зоне преобладания западных ветров. В северном'
полушарии' это Североатлантическое и Северотихоокеанско

течения. В
pyroM полушарии южную периферию антициклонPI

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

ло
ической на севере и антарктической циркумполярной на
юrе.
Для североокеанических течений характерна значительная
меридиональная составляющая. Отклонение их к северу связа

но в умеренных и субполярных широтах с квазистационаРНЫМИ i
барическими циклонами, которые обусловливают активный воз-
дyxo
 и водообмен с полярной областью. За счет более актив

Horo обмена с Северным Ледовитым океаном меридиональная'
составляющая Североатлантическоrо течения значительно-
больше, чем Северотихоокеанскоrо. По мере продвижения на
восток сокращаются мощность, скорость и устойчивость ceBe

роокеанических течений. Так, скорость от 50
75 см. c
l падает-
до 1 0
20 см. c
l И менее, устойчивость
 от 50
 75 до 25 % и
НИЖе. Южноокеанические течения имеют значительно меньшую-
скорость и устойчивость; они перемещаются на обширнейших
акваториях, rде интенсивность переноса водных и воздушных
масс в условиях пониженных rрадиентов плотности невелика..
.П реобладающие скорости этих течении
 от 5
 1 О до 15 см. C
l. ,
Североокеанические и южноокеанические течения в восточ

ных частях океанов направляются к экватору. Они замыкают
118






"


-










..


;.антициклонические системы в тропических и субтропических
ШIиротах Мировоrо океана. Это определяется перемещением
,воздушных масс над восточной периферией океанов (обуслов-
..JIeHHbIM субтропическим барическим антициклоном) и компен

Асацией переноса оrромной массы вод пассатными течениями.
Ветви этоrо потока в непосредственной близости от восточно-
'1'ропических побережий океанов получили наименования Ка-
'HapcKoro и Бенrельскоrо течений в Атлантическом океане, Ка-

JIифорнийскоrо и Перуанскоrо в Тихом, Западноавстралийскоrо
I:B Индийском океане. Средняя их скорость
 от 10
15 до
'20 см. c
l, устойчивость
 от 75 до 25%. Они формируют TpO

пическое компенсационное течение. По мере продвижения к
экватору эти воды постепенно проrреваются и, увлекаясь пас

.сатами, начинают отклоняться к западу, переходя в пассатные

ечения. Некоторая часть вод североокеанических т
чений в
liВОСТОЧНЫХ частях океанов вовлекается в циклоническую высо-
коширотную макроциркуляционную систему, а у южноокеани

:'Ческих течений
 в антарктическую циркумполярную.
Таким образом, антициклонические субтропические макро-
,-циркуляционные системы создаются из следующих rлавнейщих
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 KpyroBopoTOB. В северных тропиках Индийскоrо океана
в условиях сильной расчлененности сушей и муссонной смены
ветров циркуляция вод отличается большой сложностью и
e

.зонной изменчивостью. В южной части этоrо океана антицик-
.лоническая система имеет сравнительно небольшие размеры
,:из-за смещения в южное полушарие экваториальной зоны.

:B Атлантическом и Тихом океанах северные антициклониче

iCкие системы отличаются меньшими размерами и несколько
1()ольшей интенсивностью обращения вод, чем в южном полу

шарии. Это объясняется повышенными термическими rрадиен

-тами и континентальностью ceBepHoro полушария. В западной
'части океанов накапливаются большие массы теплых вод. Они
'сильно ослабляют атмосферный барический максимум, и сла

6ые, мало устойчивые пассаты не MorYT вызвать интенсивной
циркуляции вод. Субтропические антициклонические системы
непосредственно связаны с экваториальной системой и цикло

ническими тропическими круrоворотами вод.
На поверхности океанов скорость обращения вод постепен-
но понижается к центральной части KpyroBopo!,OB до 3

5 СМ. c
l; вертикальные движения также малы
 2

.5.10
5 CM.c
l. С удалением от поверхности океана, как и про

чие макроциркуляционные системы, они постепенно размы-
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-
118








,>




1 ихоокеанская и южноиндийская системы; в rлубин-ных водах
.от них остаЮТ9Я отдельные слаБы.e KpyroBopOTbI. Нисходящие
движения четко прослеживаются только в пределах поверх

ностных вод; скорости увеличиваются с rлуби
ой до 10

20.10
5 CM.c
l. В промежуточных и rлубинных водах в области
аНТИЦИКЛОНQВ появляются интенсивные вертикальные переме

IЦения обоих направлений, а скорости возрастают до 10
3

10
2 СМ. c
l. Слабее друrих размывается южноатл.антический
антициклон; в верхних rлубинных водах он занимает еще об

ширное пространство океана, приблизительно от 30 до
500 ю. ш., простираясь от одноrо материка до друrоrо. И толь---
КО В нижних rлубинных BOД
X этот антициклон распадается
на несколько крупных KpyroBopoTOB. Они сохраняются и в при

донном слое по обе стороны от Срединноатлантическоrо хреб

та. Южноатлантический антициклон иrрает существенную
роль в обмене вод между Антарктикой и остальной частью
Атлантическоrо океана. Северотихоокеанский' и североатлан

тический KpyroBopOTbl, смещаясь в северо
западные районы

сохраняются вплоть до придонноrо слоя. Особенно интенсив

ным оказывается первый из них. Вытяrиваясь в меридиональ

ном направлении в промежуточных, rлубинных и придонных
водах от тропиков до северных окраин океанов, они иrрают-
значительную роль в обмене вод и веществ между низкими и;
высокими широтами.
Антарктическая циркумnолярная система формируется толь

ко одним течением
 Циркумполярным, которое перемещаеТ-
оrромную массу вод с запада на восток BOKpyr Антарктиды1.
Во всех макроциркуляционных системах перенос вод одним
течением компенсируется друrими течениями в процессе их
взаимосвязанноrо rоризонтальноrо KpyrOBopOTa' обращения.
у Циркумполярноrо течения такая компенсация осуществляет

ся в значительной степени в'результате СПлошноrо (циркумпо

лярноrо) обращения вод BOKpyr Антарктиды 2 . Это течение по..
полняется водами ЮЖНООl,(еанических течений и Прибрежноr()
антарктическоrо течения. В то же время оно теряет воды, за

м
кая субтропические KpyroBopOTbl и отделяя ветви при встре"
че с южной оконечностью Африки, Австралии и Южной AMe

рики, давая начало Бенrельскому, 3ападноавстралийскому и
Перуанскому течениям.
Антарктическое циркумполярное течение является самым
мощным в Мировом океане; ширина ero
 1 ooo
 1500 км. Он()
прослеживается сплОшным потоком в Атлантическом океане-


..,j


1 Иноrда ero называют Поперечным
 переносящим воды поперек OKea

нов, Антарктическим KpyroBbIM, течением ЗаI1адных ветров, Южным дрейфо-
вым, Восточным течением южноrо полушария, Соединительным
 соединяю-,
щим все океаны.
2 Кроме Toro, компенсация вод, как и у друrих систем, осуществляетсЯ'
за счет вертикальной циркуляции; однако она имеет второстепенное значе

ние, так как ее интенсивность несравненно меньше.


1

'I


120




L--
.


приблизительно между 40 и 500 ю. ш., в Индийском
 от 40

45 до 50
550 ю. ш., в Тихом
 от 50
55 до 650 ю. ш. Ero
устойчивость около 25
50%. Скорость на поверхности OKea

на
 20
3Q см. C
l. В предел ах Циркумполярноrо потока' пре

<>бладают слабые нисходящие движения ,( около 5

10.10
5 CM,c
l). Соrласно оценкам В. r. Корта (1962), мощ-
ность Циркумполярноrо течения почти везде изменяется cpaB

нительно мало. Так, из Атлантическоrо океана' в Индийский
переносится 215.10 б M 3 jc воды, из Индийскоrо в Тихий

201.10 б M 3 jc. Весьма мало сокращается перенос и при проходе
через пролив Дрейка
 183 .10 б M 3 jc. Определения переноса
БОД и изменчивости Циркумполярноrо течения проведены и
Э. И. Саруханяном (1980). Через пролив Дрейка, по ero
Qценкам, переносится 125
130 CB l . В Атлантике мощность ero
увеличивается до 190
200 св (через меридиан 200 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 Тихоrо океана в Атлантиче-
ский, можно сделать заключение о том, что Перуанское тече

ние питается водами Циркумполярноrо течения в значительно
большей степени, чем два друrих холодных компенсационных
потока (Бенrельское и Западноавстралийское). Увеличение
переноса воды Циркумполярным течением от пролива Дрейка
до восточной rраницы Атлантики показывает, что оно попол

няется в этом океане особенно сильно. Формируясь rлавным
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
Б 2 раза п.о отношению к поверхности океана. Скорость падает
до 5
10 CM'C
l. К оси промежуточных вод на западе это
течение становится совсем слабым, а к нижней их rранице
сплошной циркумполярный поток В Антарктике практически
-исчезает. В верхних rлубинных водах он прослеживается в
Тихом океане и в восточной части Индийскоrо. На западе этоrо
океана и в Атлантике перенос вод на восток осуществляется
по периферии отдельных KpyroBopoTOB. Скорость падает до 3

5 СМ .c
l.
осходящие движения сохраняются в .Индийском
океане; в двух друrих океанах преобладают нисходящие пото

ки, доходящие до 20
30. 1 0
5, местами 50. 1 0
5 СМ. c
l. В нижних
rлубинных и придонных водах Циркумполярное течение HaMe



..






1 1 свердруп == i -106 М 3 /С.


121




чается в виде преобладаЮlЦеrо переноса с запада на BOCTOK

создаЮlЦеrося по периферии отдельных KpyroBopoTOB и вих

рей. Скорость перемеlЦения такая же низкая, обычно менее.
2
3, местами до 5 CM'C
l. Повсеместно от rлубины 3000 м до'
дна преобладает подъем вод, нарастающий' до зо

50.10
5 CM'C
l. Это можно связать с проrревом придонных вод,
в процессе их смешения с более теплыми r лубинными водами",
а также с 'притоком rеотермическоrо тепла, что далее рассмат-
ривается несколько подробнее.
Трансформация Циркумполярной антарктической системы".
раздробление ее на отдельные KpyroBopoTbI и сильное ослабле

ние скорости потока объясняются меридиональной протяжен

ностью rлавных подводных хребтов. Их влияние начинает CKa

зываться уже в промежуточных водах.
Высокоширотные циклонические системы cYlЦecTBeHHo от.тiи

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-
CKoro и Алеутскоrо барических минимумов. В их образовании
ведуlЦУЮ роль иrрают Североатлантическое и Северотихоокеан

ское, течения, которые после отделения KaHapcKoro и Кали

форнийскоrо течений направляются вдоль восточных побере

жий океанов на север; здесь скорость, по данным о сносе судов,.
летом около 25 см. c
l, местами увеличиваясь до 50 см. c
l, при
устойчивости 25
50%. Зимой, коrда обостряются термические-
rрадиенты, скорость и устойчивость течений повышаются. Про

ходя вдоль восточных береrов океана и достиrая проливов,.
соединяющих Северный Ледовитый океан с остальными OKea

нами, североокеанические течения снова разделяются на две-
части. Одна из них направляется в Северный Ледовитый океан
в виде Атлантическоrо и Тихоокеанскоrо течений; друrая, про-
должая следовать вдоль северных, а затем западных береrов,.
дает начало холодным субполярным компенсационным тече

ниям (Лабрадорскому, Камчатскому и Ойясио). в Тихом
океане субполярное течение практически целиком формируется
из охлажденных вод Северотихоокеанскоrо течения, а в Атлан

тическом океане к нему прибавляется значительная масса по

лярных вод, выносимых из CeBepHoro Ледовитоrо океана. Суб

полярное компенсационное течение в северной части Атланти

ческоrо и Тихоrо океанов обладает примерно такой же CKO

ростью и устойчивостью, как и североокеанические течения..
Воды субполярноrо течения, встречаясь с водами сточноrо
тропическоrо течения, увлекаются на запад, замыкая северд-
циклоническую систему.
Расчеты по диаrностической модели не дали возможностИ!
достаточно обстоятельно проследить североциклонические си
,
стемы в условиях сильно расчлененной акватории и рельефа
.дна при принятом масштабе осреднения. Для восполнения
122







\




I




..


картины привлекаются данные по сносу судов. Судя ПО этим
сведениям, размеры североциклонических систем в Атлантиче

ском и Тихом океанах довольно значительны. При :иеридио

нальной протяженности около 2000 км они вытянуты по па

раллели примерно на 5000
6000 км.
Североциклоническая система блаrодаря активному BOДO

()бмену Атлантическоrо океана с Северным Ледовитым полу

чила довольно широкое распространение в обоих этих океанах,
подразделяясь на несколько отдельных циклонических Kpyro

воротов. Один из них образуется к юrу от rренландии течения

ми Ирминrера и Лабрадорским. Друrой KpyroBopoT находится
в море Баффина, rде теплые воды Западноrренландскоrо Te

чения взаимодействуют с холодными водами, поступающими
через проливы Канадскоrо арктическоrо архипелаrа и следую

щими к проливу Дэвиса. Третий весьма интенсивный KpyroBo

рот возникает в Норвежском и rренландском морях между
ВосточilOrренландским течением (выносящим основную массу
арктических вод и льдов) и теплым Атлантическим течением
(являющимся продолжением Североатлантическоrо течения
после отделения от Hero течения Ирминrера). Четвертый, co

rласно расчетам А. Ф. Трешникова ,и [. И. Баранова (1972),
формируется в приатлантической части Арктическоrо бассей

на. В поверхностном слое ero замыкают с юrа системы, течений
морей Баренцева, KapcKoro и Лаптевых. В rлубоководпой
части океана он проявляется ниже дрейфовоrо 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 Атлантическоrо OKea

на в водообмен между низкими и высокими широтами включа

ются обширные массы полярных вод; на смену им в высокие
широты выносятся воды тропическоrо происхождения. При He

большой ширине и rлубине Беринrова про.пива водообмен с Ce

верным Ледовитым океаном довольно оrраничен, отчеrо интен-
сивность обращения вод на севере Тихоrо океана меньше, чем
Б Атлантическом.
Южноциклоническая система, по проведенным расчетам,
()казалась очень мощной и интенсивной. Ее образует южная
периферия Циркумполярноrо и Прибрежноrо антарктическоrо
течений. Она делится на три orpoMHblx циклона, формирую-
щихся в пределах каждоrо океана. Особенно обширен тихо

.океанский циклон. Несколько меньше инд06кеанский, с рядом
небольших центров. Атлантический циклон оказался меньше,
чем это получалось при расчетах rеострофической циркуляции.
Он делится на две части, из которых большая оrраничивается
морем Уэдделла. Скорости циркуляции вод на севере
 10

20 СМ. c
l, В центре они ниже 3
5 см. c
l. Прибрежный поток,
по анализируемым расчетам, не был выявлен в используемом
м.асшт.абе осреднения.. Данные по сносу судов показывают, что
123


J


(
...


!








скорость ero
 от 2
3 до 1 o
 15 см. c
l, ',УСТОЙЧИВОСТЬ
 Me
 '
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 rpa..
ницы формируются три отдельных центра, слабо выраженные'

у поверхности океана; они сохраняются и в промежуточных
водах. В верхних rлубинных водах прослеживаются отдель


ные слабые KpyrOBOpOTbI. Из них более интенсивным оказы-,
вается циклон в море Уэдделла; в Индийском и Тихом океанах
они размыва;ются более активно. Слабые циклонические вихри
сохраняются вплоть до дна, исключая Атлантический OKeaH
_
rде в придонном слое возникает довольно сильное антицикло

ническое обращение вод. В условиях обширной южной цикло.. I
ническо!} системы создается интенсивная антарктическая ди

верrенция. Это приводит к тому, что даже у поверхности OKea
 j
на восходящие потоки доходят до 10
15.10
5 см .c
l. С rлу"
биной они постепенно нарастают до 30
50.10
5 CM'C
l 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 ero конфиrурации и
наличием полярноrо центра BbIcoKoro давления в атмосфере
образуется еще одна макроциркуляционная система. Припо

лярное антициклоническое обращение водных и воздушных
потоков является связующим звеном в планетарном пере носе
и перераспределении масс; в Мировом океане такая связь ocy

ществляется за счет поступления тихоокеанских вод через-
Беринrов пролив в Северный Ледовитый океан и выноса apK

тических вод в Атлантический океан через пролив Нансена
(между fренландией и Шпицберrеном) и проливы Канадскоrо
J,\рктическоrо архипелаrа. Имея размеры, близкие к системам
обращения вод в крупных морях, арктический антициклон яв"
ляется одним из основных элементов общей циркуляции вод и
льдов Мировоrо океана. Поскольку по используемой диаrно"
стической модели расчеты в Северном Ледовитом океане не
проводились', характеристика этой системы дается по работе
А. Ф. Трешникова и [. И. Баранова (1972).
Под воздействием полярноrо барическоrо максимума н J
ложбины исландскоrо минимума (далеко простирающейся а
Северный Ледовитый океан) возникает rенеральное Западное: I
арктическое течение. Подобно Прибрежному антарктическому!
течению, оно осуществляет общее перемещение вод и льдов с: I
востока на запад по всей акватории Арктическоrо бассейна," j
Западное течение' берет СБое начало в районе о-ва Элсмир,.
идет севернее Канадскоrо Арктическоrо архипелаrа и Аляски,.
а затем вдоль северной окраины евразийских морей к проливу,
124




r
f


Нансена. Продолжением ero служит Восточноrренландское 1'e

чение. Ветвью Западноrо течения, по-видимому, можно считать..
и холодное Баффиново течение, формирующееся rлаВНрIМ' об

разом за счет выноса арктических вод через проливы KaHaд

cKoro Арктическоrо архипелаrа. Продолжением ero является
Лабрадорское течение.
В Арктическом бассейне от Западноrо течения к сеаеру от
Чукотскоrо моря отделяется Полярное течение, направляющее

ся через район CeBepHoro полюса к rренландии. Здесь одна'
часть ero вод уходит к проливу Нансена, а друrая вовлекается,
в rенеральный западный поток. Таким образом замыкается.
антициклонический KpyroBopoT вод, образуемый Западным Te

чением и ero полярной ветвью. В создании антициклонической
системы, возможно, нем алую роль иrрает хребет Ломоносова,.
проходящий довольно близко к поверхности океана. Западное
арктическое течение, как и образуемая им антициклоническак
система, обладает большой устойчивостью. Средняя СКОРОСТЬ-
перемещения вод (около 3
5 см. c
l) значительно увеличи

вается лишь при подходе к проливу Нансена. Данные о CKO

рости переноса вод и льдов получены дрейфующими научнымк
станциями, а также наблюдениями за движением айсберrов IE
ледяноrо покрова.
В приатлантической части Арктическоrо бассейна от поверх

ности до дна сохраняется циклонический KpyroBopoT, ослабе

вающий только в rлубинной структурной зоне (ниже 1000

1500 м).


[
,
I
I


VI. 2. Общая циркуляция вод Мировоrо океана
В rлобальном перемещении вод, формирующемся в процес

се взаимодействия океаносферы с атмосферой, ведущую роль.
иrрает rоризонтальная цирц:уляция. Конкретное сочетание-
макроциркуляционных систем на различных уровнях от по

верхности до дна определяет характер обраrцения вод не толь

ко в rоризонтальной, но и в вертикальной плоскости.
Первые результаты анализа данных по трехмерной цирку

ляции вод, полученные по диаrностической модели, опублико

ваны в двух небольших статьях (Степанов, Саркисян, Демин

Дроздов и др., 1976 и 1977). Впоследствии эти материалы ис

пользовались и в ряде друrих 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 вс.;д. rлавной особенностью их-
перемещения является последовательная смена,макроциркуля

ционных систем по широтным зонам (в меридиональном Ha

правлен
и). В поверхностном слое циркуляция осуществляетсm
в процессе взаимодействия девяти таких систем (рис. VI.1 a

125


r
)
t
.




VI.2). За счет влияния ветра обращение поверхностных вод
-отличается наибольшей интенсивностью. По оценкам Ю. Л. Дe

мина, вклад ветровой составляющей у поверхности Атлантиче


коrо океана
 почти 80%, и только, следовательно, около
:20% приходится на долю плотностной компоненты. Аналоrич-
ным должно быть их соотношение и в друrих океанах. Поле
'векторов (рис. VI.3) значительно отличается от тех пред
тав

-лений, которые дает топоrрафия динамическоrо рельефа, что
"объясняется, как уже rоворилось, преобладанием ветровой
<составляющей в формировании поверхностной циркуляции
,вод, и потому по полю векторов обнаруживается только пять
макроциркуляционных систем (рис. VI.lб).
Поле средних скоростей (рис. VI.2) тесно связано с MaKpo

циркуляционными с
стемами. В центральных частях KpyroBopo

-тов средняя rодовая расчетная скорость понижается до
5 СМ. C
l И менее, а к их периферии растет в соответствии с I
интенсивностью течений, которые образуют данную систему, в
<среднем до 10
20 CM'C
l. В fольфстриме и Куросио среднце
<скорости превышают 50 см. C
l, В пассатных и Антарктическом j
циркумполярном течениях
 более 20
30 см 'C
l. Среднее
значение скорости на поверхности по всему Мировому OKea

'ну
 около 14 см. C
l (табл. VI.2). Максимальным оно оказа

-лось в Индийском океане (почти 20 СМ. c
l), что можно связать
,с большим удельцым весом в ero пределах Южноrо пассатноrо
и Циркумполярноrо течений. В Тихом и Атлантическом океанах
величины средней скорости близки (около 12 см. c
l); 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 поrраничных
'течений (rольфстрим, Куросио, Антильское, rвианское, Бра

зильское)
 свыше 1 М, C
l.
Перестройка циркуляции отмечается с переходом от дрей

-фовоrо к подповерхностному слою. На rлубине 200 м вклад
плотностной составляющей, по оценкам Ю. Л. Демина, свыше
70%. Активную роль начинают иrрать тропические циклониче

<ские системы (рис. VI.l и VI.5). Прочие макроциркуляционные
<системы значительно ослабевают за счет уменьшения интенсив

ности обращения вод.. Особенно заметно трансформируются

убтропические антициклоны. Сокращается акватория, зани

маемая ими в Северной Атлантике. В южных частях Индий

'CKoro и Тихоrо океанов они распадаются на отдельные Kpyro

вороты. Появляется соrласованность между динамическим
;рельефом И полем векторов (рис. VI. 5). Максимальные вели

'чины отмечаются у rольфстрима и Куросио (в среднем свыше
,1 0
20 см. c
l), Циркумполярноrо течения (до 5
 1 О, местами
.до 20 СМ. c
l), В экваториальной зоне Атлантическоrо и Тихоrо
,<океанов (свыше 1 0
20, а в Индийском океане даже до зо

,IЮ см. с
ч. Средняя .скорость в подповерхностном слое в целом
126




Таблица V/.:!
Средние скорости переноса вод
в rоризонтальной плоскости океанов
(CM'C
l в rод) , рассчитанные Ю. Л. Деминым
и В. Н. Дроздовым


r лубины,
М


I Мировой I Атлантиче- I индийский l
океан ский океан океан


Тихий
океан


О 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
1000 3,7 2,9 5,0 3,5,
1 200 3,5 2,8 4,9 3,3
1500 3,3 2,6 4,5 3,1
2000 3,0 2,4 4,2 2,8
2500 2,8 2,3 3,8 2,5
3000 2,6 2,3 3,5 ' 2,4
3500 2,5 2,4 3,3 2,3
4000 2,6 2,7 3,2 2,3,
4500 2,5 2,4 3,3 2,3,
5000 2,5 2,2 3,1 2,4


Средняя 4,3
в слое 3,2 2,7 3,0
0
5 000 м


I


по всему океану уменьшается в 2
3 раза по сравнению с по-
верхностной. На rлубине 200 м в Мировом океане она близка
к 5,5 см. C
l, оказываясь наиболее высокой в Индийском OKea


He
7 CM'C
l, а самой низкоЙ в Атлантике
около 4 CM'C
l.
Циркуляция nромеЖУТОЧНblХ вод. В соответствии с YMeHЬ

шением интенсивности обращения вод в промежуточной зоне
большинство макроциркуляционных систем распадаются на
отдельные KpyroBopoTbl (рис. VI.1, VI.5). Значительно меньше
друrих систем трансформируются южныЙ субтропический aT

лантическиЙ антициклон и антарктические циклоны в Индий

ском И Тихом океанах. Векторные поля не имеют столь упоря
'
доченноrо характера, как у поверхностных вод, из-за большой
изменчивости rоризонтальных rрадиентов динамических высот
(аномалий приведенноrо давления), обусловленноЙ слабой
взаимосвязью KpyroBopoTOB вод, располаrающих.ся большей
частью на значительном расстоянии друr от друrа
 К ТОМУ;
127


I





e они отличаются слабой интенсивностью. Средние скорости
у термоrалинноrо экстремума промежуточных вод (на rлубине

коло 1000 м) понижаются по N1ировому океану в целом дО
З,7 см. C
l при наибольшей величине в Индийском океане,
равной 5 см. c
l, И наименьшей в Атлантическом и Тихом OKea

lIax
 близкой к 3 см. C
l. Самые высокие скорости в приэква-
1'ориальных широтах доходят до .10
20 см 'C
l, а в Индийском
'океане даже до 70
100 CM'C
l. У Циркумполярноrо антаркти-
ческоrо течения 'в' Индийском И Тихом океанах они относитель

>НО велики
 до 5
10 см. c
l. На всех остальных пространствах
Мировоrо океана скорости, как правило, не выше 2
5 см. c
l.
Циркуляция 2луби1-iных вод. По сравнению с промежуточ-
ными водами изменения сравнительно невелики. Они сводятся
rлавным образом к дальнейшему ослаблению циркуляции, вы-
ражающемуся в уменьшении скорости и продолжающемся раз

'рушении макроциркуляционных систем. В результате усили

вающеrося влияния рельефа дна возникает все больше отдель

ных KpyroBopoTOB. В верхних rлубинных водах (2000 м) еще
<сохраняются северные субтропические антициклоны (смещаю

щиеся в северо-западные части океана), антарктические цик

лоlIы и Антарктическое циркумполярное течение (в Индийском
и Тихом океанах). В нижних rлубинных водах (3000 м) с
дальнейшим увеличением влияния рельефа дна (рис. VI.6) все
макроциркуляционные системы, формирующиеся в поверхност

ных водах, сменяются отдельными относительно небольшими
-круrоворотами, приуроченными к котловинам. Соответственно
векторные поля становятся еще более хаотичными, так что
-далеко не всеrда леrко установить связь векторов с KpyroBo-
ротами. Средние скорости перемещения вод очень малы, боль-
шей частью не выше 2
3 см. c
l. Исключением являются при

экваториальные широты, rде они доходят до 5
 1 О СМ. c
l, а в
Индийском океане
 до 30
50 см. C
l. '
Циркуляция придонных вод. В пределах отдельных котловин
-формируются самостоятельные слабые KpyroBopoTbI с циклони

ческим и антициклоническим обращением вод, (рис. VI.6). Ha

правление их вращения большей частью совпадает с циркуля

'ционными системами rлубинных вод,
a исключением антицик

.поническоrо KpyroBopoTa в море Уэдделла. Поле векторов еще
менее выразительно из-за весьма значительной изменчивости
rрадиентов аномалий приведенноrо давления. Средняя скорость
перемещения вод повсеместно
 1
3 см. c
l, исключая приэк

Баториальные области, rде продолжают сохраняться более BЫ

-сокие ее значения
 до 10
20 см. c
l, а в Индийском OKea

не
 даже до 30
40 см. c
l. По всему Мировому океану в цe

-лом на rлубине 4000 м она составляет 2,7, а на 5000 м

02,2 см. c
l. Наибольшие ее величины, несколько превышающие
3 СМ. c
l, получены по Индийскому океану (табл. VI.2).
Средние скорости 20ризонтальной циркуляции вод. Уже было

тмечено, что привлечение диаrностической модели дало ВОЗ

128




можность впервые установить основные закономерности, своЙ

ственные полю скоростей Атлантическоrо, Индийскоrо и Ти

xoro океанов, а также их изменения по вертикали. Несмотря
на то что скорости являются ср€дними rодовыми, можно пола

raTb, что и в 'друrих пространственно
временных масштабах
характер полей будет таким же.
Наибольшие скорости отмечаются только в тонком поверх

ностном дрейфовом слое (табл. VI.2). Уже в подповерхност

ных
oдax (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 прослеЖИБаются rольфстрим и Куросио
(со скоростями свыше 20
 1 О см. c
l), но уже нельзя просле

дить' Североатлантическое и Северотихоокеанское течения
,(рис. VI.5). Повышенные скорости (до 10
5 CM'C
l) имеет
Антарктическое циркумполярное течение. Наибольшей интен
,
сивностью переноса вод отличаются приэкваториальные широ

ты за счет пассатных течений. В целом преобладают скорости
менее 5 СМ. C
l.
Скорости переноса промежуточных, rлубинных и придонных
БОД В основном сохраняют те' 'же особенности, которые xapa:к

терны для подповерхностных БОД. При небольших величинах,
медленно уменьшающихся по вертикали, наиболее высокие
скорости отмечаются в приэкваториальных широтах. Это, по

видимому, связано с пассатными течениями, а также эквато

риальной антициклонической макроциркуляционной системой,
отличающейся высокой интенсивност
ю и большой устоЙ'чи

востью; она не только сохраняется от поверхности до дна
океана, но и несколько развивается с rлубиной. Эта система,
надо полаrать, 'иrрает значительную роль в обмене 'вод между
полушариями, что должно способствовать повышению интен

сивности циркуляции вод. Средние rодовые скорости, получен

ные по всей, акватории океан.ов на различных уровнях от по-
верхности до дна, использовались для расчета кинетической
энерrии циркуляции вод.
Сезонная изменчивость. В продолжение Bcero rода, как уже
rоворилось, общая система циркуляции вод сохраняет свои
основные черты. Сезонная изменчивость проявляется в неболь

шом смещении в меридиональном направлении всех MaKpo

циркуляционных систем в холодное полуrодие ceBepHoro полу

шария к юrу (в соответствии с увеличением интенсивности об

ращения вод), а в Бесенне
летнее время
 к 'северу (с YMeHЬ

шением скорости переноса вод). Это объясняется соответствую

ЩИМ распределением солнечной радиации, сказываI9ЩИМСЯ на
поле плотности, определяющем rеострофическую циркуляцию.
Такие преобразования в основном оrраничиваются верхним
двухсотметровым Слоем. Это прослежено только Р. П. Була

TOBbIM (1971) по Атлантике. Есть все основания полаrать, что
то же хар,актерно для друrих океанов.


9
1401


123




Все особенности общей циркуляции вод сохраняются в Te

чение круrлоrо rода в северных частях Атлантическоrо и Ти...
xoro океанов, в пределах которых происходит весьма значи...
тельная сезонная перестройка барическоrо рельефа. Исланд"'\
ский и Алеутский циклоны, формирующиеся в холодное время
rода, Полностью размываются летом. Резко меняются ветровые
условия и на северо-западе океанов в связи с сезонным пре-
образованием центров атмосферноrо давления над Азией' If
Северной Америкой, возбуждающих весьма активные муссоны.
Видимо, объяснение тому можно найти в исследованиях
Дж. Верониса и [. Стоммела (1965), заним авшихся изучением
Влияния переменных ветровых условий на стратифицирован

ный океан. Они показали, что поле плотности преобразуется
(бароклинный эффект) при изменении BeTpoBoro поля за Bpe

мя, превыш,ающее rодовой период; сезонные колебания спо

собны вызвать лишь баротропную перестройку.
Только муссонная смена ветров в северной части Индий-
cKoro океана приводит к полной обратимости циркуляции вод.
Причиной тому, надо полаrать, является особо интенсивная
ветровая деятельность в условиях сильной расчлененности
океана сушей. Зимний северо
восточный муссон по своему Ha

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 юrо-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 Индийскоrо океана. При этом се.
зонная изменчивость ветра и течений в западных тропиках
значительно интенсивнее, чем в восТочных. В. ДЮИНI' (1970)
по материалам' Международной индоокеанской экспедиции

проводившейся в 1959
1964 rr., установил, что муссонная дея

тельность прослеживается севернее 100 ю. Ш., сказываясь за-
паднее 600 в. д. до rлубины около 400 м, а восточнее
 только
до 100 м. Южнее экватора в продолжение Bcero rода просле

живается Экваториальное противотечение, смещенное в южное
полушарие только в Индийском океане.
Для анализа сезонной изменчивости циркуляции вод ceBep

ной части Индийскоrо океана MorYT быть привлечены не Только
ветровые поля и карты векторов течений, полученные по сносу
судов, но и результаты расчета rеострофической 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

130




ратном направлении. По расчетам, проведенным динамическим
методом В. [. Нейманом (1970) и А. д. Щербининым (1976)'.."
к северу от экватора также обнаруживается сезонная смена
циркуляции вод,. однако несколько иноrо характера, чем по
данным о сносе судов. Вместо общеrо зимнеrо и летнеrо MYC

cOHHoro течения в холодное время rода, коrда перенос в aT

мосфере близок к пассату, перемещение вод с востока
Ha за

лад отмечается только в восточных тропиках, тоrда как на за-
паде течение направлено на восток. В Аравийском море фор

мируется циклоническое, а в Бенrальском заливе
 антицик-

оническое обращение вод. Зимняя циркуляция вод выдер-,
живается в предеJIах поверхностноrо двухсотметровоrо слоя,
аравийский циклон, постепенно ослабевая с rлубиной, просле

живается почти до rлубины 3000 м. Во время летнеrо муссона
картина менее, определенная. Она представлена рядом отдель

ных О,тносительно небольших KpyroBopoTOB. В Аравийском море
формируется обширный антициклон. В Бенrальском заливе
сохраняется перенос, близкий к тому, что отмечается зимой.
В северных тропиках не прослеживаются потоки, характерные
для пассатноrо течения. Отмеченные особенности летней цир

,куляции вод характерны для BepxHero двухсотметрОВQrо слоя.
Ниже происходит перестройка течений с переходом к циклони

ческому обращению вод в Аравийском море. В Бенrальском
заливе перенос вод близок к тому, что получено для зимнеrо
.Бремени. В восточных тропиках намечается слабый перенос
пассатноrо типа.
Анализ сезонной изменчивости циркуляции вод в северной
части Индийскоrо океана, проведенный по данным о сносе cy

дов и расчетам динамическоrо рельефа, подтверждает выводы,
полученные по восточнотропическим макроциркуляционным си-
стемам. Так, непосредствеННQе влияние ветра оrраничивается
тонким дрейфовым слоем (толщиной до 30
50 м, в пределах
KOToporo отмечается, rOMoreHHOCTb). Об этом rоворит суще-

ственно отличная картина rеострофическоrо переноса. Плот-
ностная составляющая, определяющая циркуляцию во всей
толще вод океана, претерпевает сезонную изменчивость только
Б пределах поверхностной структурной зоны. В океаносфере и
атмосфере осуществляется одновременное и однотипное приспо-
собление поля движения к полю масс, возбуждаемое HepaBHO

мерным распределением солнечной энерrии 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 поrраничные потоки, и прежде Bcero rольф

стрим и Куросио; сезонные колебания расхода этих течений
,составляют 15
20%, доходя иноrда до 50% от максимальноrо
.переноса вод (Павлова, 1964, и др.). По оценке Ф. К. Фуrли-


9*


131




стера (1951), колебания скорости течений в Северной Атлан-
тике, по данным о сносе судов, достиrают 20
25 % от их cpeд

ней скорости. Чем больше интенсивность течений, тем соответ-
ственно должны быть значительнее их сезо,иные колебания.
Помимо прибр.ежных поrраничных п
)Токов этоrо следует ожи-
дать прежде Bcero у экваториальных, пассатных, североокеани-
ческих и Циркумполярноrо антарктическоrо течений.
Вертикальная составляющая циркуляции вод. ИСПОЛЬЗ0ва

ние диаrностической модели по
волилО' рассчитать вертикаль

ные составляющие циркуляции вод от поверхности до дна по
всему Мировому океану (Степанов, Саркисян и др., 1976).
Ранее аналоrичная работа была выполнена по Тихому океану
В. А. Бурковым (1972). Друrой метод определения вертикаль

ной компоненты предложен А. 2\1. rриценко. Несмотря на
различие моделей, основные закономерности поля верти

кальных скоростей оказались близкими. Это, во
первых, резкое
увеличение вертикальных скоростей в десятиrрадусных полосах
по обе стороны от экватора, rде 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
rлубинных водах по сравнению с пов'еРХFIОСТЮЯМИ. В-тр'етьих,
пестрота полей вертикальных скоростей, вызванная' наличием
вытянутых в меридиональном направлении полос', е чередую-
щимися восходящими и нисходящими потоками.
у поверхностных вод отмечается довольно четкая соrласо

ванность антициклонических макроциркуляционныIx систем с
преобладанием подъема вод и циклониt!J:еских
 с их опуска

нием. Ниже появляются полосы подъема и опускания вод, BЫ

тянутые в меридиональном направлении. У промежуточных и
rлубинных вод уловить зависимость между
боими компонента

ми переноса удается только при тщательном их анализе для
каждоrо данноrо места. Таким путем можно установить, что с
rлубиной в областях расположения антициклонов и циклонов
возникают нисходящие или восходящие перемещения.
При всей ценности данных по вертикальной составляющей
циркуляции вод не все полученные результаты MorYT быть
объяснены. Прежде Bcero является ли резкое увеличение Bep

тикальных скоростей в приэкваториальных широтах след-
ствием множества антициклонических вихр'ей, располаr
ющ
х..
ся 'к северу от экватора, и циклонических
 к юrу от Hero, или
это связано с трудностями расчетов вблизи экватора? Соответ-
ствует л
 рост скоростей от поверхности океана до дна дей

ствительности? С одной стороны, чем больше вертикальные
rрадиенты плотности, тем, казалось бы, должны быть выше
скорости. 'При расчетах по уравнению диффузии вертикальные
скорости понижаются с rлубиной (Степанов, 1969, 1974; Прива

лова, 1971). с друrой стороны, в слабостратифицир'ованных во-
дах условия для развития вертикальных движений особо бла-
rоприятны. Если увеличение rOMoreHHoCTH с удалением от по-
132


I


I


I




верхности
 следствие роста вертикальных
коростей, то чем
же выЗывается повышение интенсивности переноса вод по
вертикали? -rоризонтальная циркуляция ослабевает, но ведь
именно она" зарождаясь в дроцессе взаимодействия океа.на с
атмосферой, вызывает вертикальные потоки. Без инструмен-
тальноrо 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 (конверrенция) или расхождение (диверrенция) тече

ний. При конверrенции потоков в результате накопления вод
возникают подъем уровня океана и нисходящие движения.
Уплотнение при смешении вод способствует дальнейшему их
опусканию (Зубов, 1957), что блаrоприятствует распросТране

нию влияния конверrенции на большую rлубину. Такие нисхо

дящие движения будут происходить до тех rлубин,. на которых
плотность опускаюIЦИХСЯ вод не станет равной плотности OKPy

жающих. 'Накопление здесь вод приведет к их оттоку в rори

зонтальном направлении, вследствие чеrо под конверrенцией
может образоватьс
 диверrенция. В случае расхождения Te

чениft воДЫ разносятся в стороны, происходит понижение ypOB


ня океана и подъем вод. Необходимость компенсации послед

Hero вызывает на некоторой rлубине подток вод со стороны, в
результате чеrо под диверrенцией может возникнуть KOHBep

rенция. '
Исследование квазистационарных климатических (MaKpo

масштабных) фронтов и верrенций в океане представляет ИН

терес для понимания не только rлобальных закономерностей
циркуляции вод, но и особенностей формирования, а также
устойчивости стратификации и структуры океаносферы. Вместе
с тем в специальной литературе не так уж MHoro столь запу

танных вопросов, каким является исследование динамических
зон. Это порождено, во
первых, различием принципов выделе

ния фронтов и верrенций И, во-вторых, далеко не всеrда чет

ким представлением Toro, о каких масштабах явлений идет
речь (микро
, мезо
 или макромасштабных процессах) . В рабо-
тах Ю. М. Шокальскоrо, Н. М. Книповича, Н. Н. Зубова,
r. Шотта, Х. Сверр.рупа и др. даются представления об OKea

ничееких фронтах как
OHax схождений течений и максималь

ных rоризонтальных rрадиентов различных свойств вод (rлав

ным образом температуры). Затем появились соображения о
том, что океанические фронты надо выделять не только по
конверrенциям, но и по диверrенциям. Этоrо явно нельзя дe

лать в условиях диаметрально противоположных процессов,
свойственных динамическим зонам. Была также выдвинута
идея, что океанические фронты связаны' с максимальными
133




вертикальными скоростями переноса вод. Фронтами в океане
считаются и отдельные течения (фронт rольфстрима, фронт
Куросио) .
Ю. А. Иванов и в. [. 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 этоrо вопроса очень orpa

ничены. Уже довольно давно (Степанов, 1960) было предложе-
но считать квазистационарными океаническими фронтами rpa

ницы, разделяющие макроциркуляционные системы, KOHBepreH

ции проводить по rребням антициклонов, а диверrенции
 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

ной моноrрафии В. н. rрузинова (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. Булrаковым (1972).
Исследование циркуляции ,'во всей толще вод Мировоrо
океана позволило более обстоятельно подойти к вопросу о
положении квазистационарных фронтов, их связи с верrенция

ми, а rлавное, впервые рассмотреть изменение динамических
зон по вертикали (Степанов, 1978). Конверrенции проводились
по rребням динамических высот, а диверrенции
 по их ложби

нам, океанические же фронты
 по rраницам макроциркуляци-
ОНВЫХ систем (рис. VI.8, VI.9). При сравнительно cTporoM вы-
делении верrенций для определения местоположения фронтов
нет четких критериев. Этоrо, видимо, можно избежать путем
привлечения rоризонтальных rрадиентов термоrалинных пара

метров и динамических характеристик (аномалий проведенноrо
давления, rоризонтальных и вертикальных составляющих CKO

ростей течений). Такие сведения должны быть получены для
достаточно крупноrо масштаба, по-видимому, путем осреднения
исходных данных по одноrрадус
ным трапециям. Подrотовка ма-
териалов представляет немалые трудности и пока не моrла быть
выполнена. Следует отметить, что даже при наличии таких дан-
ных MorYT возникнуть серьезные осложнения, связанные с из-
менением величин rрадиентов у различных типов фронтов как в
rоризонтальной, так и в вертикальной плоскости.
Фронты, конвер2еции и дивер2енции на поверхности океана.
, При вьrбранных 'критериях выД€ления динамических зон видно,
что океанические фронты не совпадают ни с конверrенциями,
ни с диверrенциями (рис. VI. 8 и VI.9). Они занимают свое
совершенно определенное положение. Так, наличие в эквато

риальной зоне антициклонической системы, формирующейся из
134




Рис. V1.7. Поля вертикальных скоростей (в 10
5 CM.c
1) У поверхности
океана на rлубине 10 м (вверху) и промежуточных вод на rлубине 1000 м
(внизу)
Точками показана область с rлубинами менее 1000 м


отдельных мезомасштабных KpyroBopoTOB, обусловливает воз
,
никновение экваториальной конверrенции. По rранице между
экваториальной антициклонической и тропическими -циклониче-
скими системами проходят два фронта: экваториальный, при

близительно вдоль rеоrрафическоrо экватора, и субэквато

риальный, оrраничивающий" экваториальную зону, смещенную
в северное полушарие. Далее по осям тропических систем и
продолжающим их к западу ложбинам располаrаются тропи-
135




,



2

3


4


.,


Рис, V1.8, Океанические фронты на rлубинах О, 1000, 2000 м (вверху) и
схема расположения вихрей вдоль субарктическоrо фронта Атлантическоrо
океана (зона схождения l
ольфстрима с Лабрадорским течением, внизу) по
Баранову Е. И. (по материалам, относящимся к марту, 1963 r.).


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 rольфстрима; 4

rраницы между различными типами вихрей


136




Рис. V1,9. Квазистационарные
конверrеlIЦИИ (вверху) и диверrенции (внизу)
на rлубине О, 1000, 2000 м.
Буквенные обозначения те же, что и на рис. VI.9


ческие Диверrенции (северная и южная). Между тропичеСКI{МIf.
циклоническими и субтропическими антициклоническими систе

мами проходят тропические фронты. По rребням субтропиче

с-ких антициклонических KpyroBopoTOB проводятся субтропиче-
ские конверrенции. -
В более высоких широтах в соответствии с особенностями
распределения воды и суши между полушариями нарушается
строrая симметричность расположения макроциркуляционны?t
систем и ,динамических зон. В южном полушарии, rде Циркум

полярное антарктическое течение выделяется в самостоятель..
137




ную макроциркуляционную систему, по северной ее периферии
(вдоль rраницы с южносубтропическим антициклоном) проле

raeT субантарктический, а по южной (по rранице с высокоши

ротным циклоном)
 антарктический фронт. Еще одной дина

мической зоной в этом полушарии является антарктическая ди

верrенция
 ось антарктическоrо циклона. В северном полуша-
рии субарктический фронт разделяет субтропический антицик

лон и высокоширотный циклон; ось последнеrо
 субарктиче-
ская диверrенция. В Атлантическом океане она объединяется
с арктической диверrенцией, поскольку северный циклон двумя
,своими квазистационарными круrоворотами (норвежско
rрен

..ландс-ким и приатлантическо-арктическим) простирается в
пределы АрктичеСJ{оrо бассейна. В Тихом океане продолжением
,северной системы можно считать циклонический KpyroBopoT
Чукотскоrо моря, и потому субарктическая диверrенция здесь
также переходит в арктическую. Океанический арктический
-фронт проходит по северной периферии высокоширотной цик-
. лонической системы и rранице с арктическим антициклоном,
i<смещенным в азиатско-канадскую (притихоокеанскую )' часть
Арктическоrо бассейна.
(" Таким образом, в открытом океане выделяются пять типов
океанических фронтов: экваториальный, субэкваториальный,
тропический, субполярный и полярный. Общее их количество в
Атлантическом океане достиrает восьми, в Тихом
 семи (без
арктическоrо), в Индийском
 пяти (поскольку в северном
полушарии создаются только экваториальный и субэквато-
риальный фронты), в Северном Ледовитом
 только арктиче

ский. Квазистационарных конверrенций лишь два типа (эква-
ториальная и субтропическая). Во всех океанах в каждом по

лу'шарии формируются тропические квазистацион
рные дивер

rенции. Количество высокоширотных диверrенций (блаrодаря
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 Индийск.ом
 трем, в Север-
ном Ледовитом
 одной.
Чередование, макроциркуляционных систем и верrенционных
зон обеспечивает неразрывность масс. Как же в этом свете
рассматривать роль океанических фронтов
 нес.омненно ак-
тивных динамических зон? Если их отождествлять с KOHBepreH-
циями, что столь распространено в океаноrрафии, то они, Ka

'залось бы, должны нарушать условия неразрывности. OCHOBЫ

ваясь на исследованиях Е. И. Баранова (1971), можно думать,
что необходимое динамическое равновесие осуществляется за
счет циклонических и антициклонических вихрей, ПрО,ходящих
по обе стороны фронта (рис. VI.8); они должны приводить К
образованию целой системы последовательно сменяющихся
конверrенций и диверrенций. Блаrодаря этому неразрывность
"масс достиrается .за счет процессов, о'существляющихся в зоне
138




ФIJонта. В таком случае последовательность чередования KBa

зистационарных верrенций
 макроциркуляционных системах
не будет нарушаться океаническими фронтами. Для решения
этоrо вопроса нет еще данных по всем океаническим фронтам,
на основе которых можно было бы провести необходимые KO

.личественные оценки переноса масс в пределах динамических
зон. Несомненно, что интенсивность развития процессов в Ta

ких зонах, их активность и роль в обмене энерrии и веществ в
океане различны. Пока же чисто качественное сопоставление
имеюlЦИХСЯ 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 xapaK

теристикам водные мас.сы по обе стороны поrраничной зоны.
С расхождением течений макроциркуляционных систем OKea

нические фронты размываются.
Особенно велика динамичность субполярных фронтов, rде
встречаются воды из низких и высоких широт с наибольшим
различием физико-химических свойств. Эти фронты образуют

ся между субтропическими антициклоническими и циклониче

скими сист
мами в северном полушарии и циркумполярной aH

тарктической системой в южном полушарии. Асимметрия пла

нетарной циркуляции приводит к тому, что субтропические
антициклонические KpyroBopoTbl вод rраничат с различными
макроциркуляционными системами (циклонической на севере
и циркумполярной в Антарктике). Полярные о
еанические
фронты не столь динамичны, как субполярные, так как они
разделяют воды со значительно меньшим различием физико..
химических свойств (субполярные и полярные водные массы).
Располаrаясь по окраине высокоширотных циклонических си

стем, в северном полушарии они rраничат с арктическими цик-
лоническими круrоворотами 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. Bыдe

лить два фронта
 по обе стороны от экваториальной антицик-
лонической системы.
Квазистационарные динамические зоны, связанные с MaKpo

циркуляционными системами, иrрают ведущую роль в rло

бальном обмене энерrии и веществ. Вместе с тем можно' rOBo

рить и о динамических зонах, имеющих существенное значение
в процессах реrиональноrо масштаба. Они MorYT создаваться-
между отдельными потоками, а также между течениями и по
.
бережьем. Последние, в частности, выделялись при paCCMOTpe

нии общей схемы циркуляции вод (Степанов, 1960) и при спе

циальном анализе тропических циклонических KpyroBopoTOB
вод (Степанов, 1969). Блаrодаря отклоняющей силе вращения
Земли диверrенция будет создаваться при отклонении течения
139




от береrа, а конверrенция
 в противоположном случае. Под их
влиянием вдоль побере2кий происходит опускание или подрем
вод. Это явление изучено еще весьма слабо. Эффект, В&Iзывае

мый прибрежной верrенцией, может усиливаться сrонными или
наrонными ветрами. В большинстве случаев прибрежные Bep

тенции, по
видимому, сказываются только на формировании
местных условий. Они образуются между высокоширотными
циклоническими системами и береrами, вблизи которых распо

лаrаются. Опускание вод вдоль материковоrо склона, вызывае

мое прибрежным течением, усиливается нисходящими движе

'ниями периферии циклоническоrо обращения. Совместное их
'воздействие оказывается настолько большим, что нисходящие
движения в сравgйтельно слабо стратифицированной среде
'раСПрОСТр'аняются вплоть до дна. Таким путем создаются rлу

бинные и придонные воды.
Динамические зоны в основном образуются в поверхностном
.-слое океана, rде формируются макроциркуляционные системы.
'Циркуляция вод здесь особенно интенсивна, а водные массы
,отличаются наибольшим различием физико
химических свойств.'
С удалением от поверхности океа'на и ослаблением макроцир

куляционных систем фронты 11 верrенции размываются.
r Динамические зоны 8 толще вод океана. Проведенные рас-
четы циркуляции по всей толще вод МировоrО"океана позво

лили впервые выделить динамические зоны на отдельных ха-
paKTepfIblx поверхностях (О, 200, 500, 1000, 2000 и 3000 м).
Для этоrо использовались те критерии, которые 'были указаны
выше. Каждая карта рассматривалась самостоятельно, без co

поставления с друrими, с тем чтобы объективизировать ее aHa

лиз. Для облеrчения чтения карт здесь ПРИВОДЯ'тся положения
динамических зон на поверхности океана, в промежуточных
'(1000 м) и rлубинных (2000 м) водах (рис. VI.8 и VI.9). Полу

ченные результаты показывают, что фронты и верrенции про

слеживаются по всей толще вод океана, полностью размываясь
только в придонном слое, rде макроциркуляционные системы
разделяются' на отдельные KpyroBopoTbl в соответствии с oco

бенностями рельефа дна. По той же причине некоторые дина

мические зоны в нижних rлубинных 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 невел;ики. При этом можно
отметить общую тенденцию в их смещении с удалением от по

веРХНQСТИ океана в направлении роста rеоrрафической широ

ты. Наибольшая изменчивость происходит с переходом от по

верхностных вод к промежуточным, а также от последних к
rлубинным водам. Самое значительное смещение наблюдается
в низких широтах южных частей океанов. В первую очередь
зто относится к субтропическим, конверrенциям, расположен--
140





ЫM на поверхности океан.а в тропиках и смещающимся с пере

ходом к промежуточным водам, приблизительно к 400 ю. ш.
Причиной тому
 специфика циркуляции водных масс, в pe

зультате 'чеtо субтропические .антициклоны располаrаются 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 Тихоrо океана
формируется вторичный антициклонический KpyroBopoT вод с
более слабой конверrенцией (рис. VI.2). Уже в подповерхност

ном слое происходит значительная перестройка в циркуляции
БОД со смещением антициклона в южные субтропические
районы.
Из всех динамических зон наибольшей изменчивостью Mec

Ifоположения по вертикали отличаются фронты, конверrенции
и диверrенции низких широт. Это объясняется особенностью
взаимодействия формирующих их макроциркуляционных си

стем. С rлубиной они перестраиваются сильнее друrих систем
rлавным образом за счет ослабления тропических циклонов.
Вместе с тем роль субтропических антициклонов, несмотря на
то что они разделяются на отдельные KpyroBopoTbl, остается'
весьма значительной в циркуляции промежуточных и rЛУQИН

ных вод. Частной .особенностью последнеrо является разворот
субтропических конверrенций в Тихом океане в меридиональ

ном направлении, создающихся за счет соответствующей BЫ

тянутости антициклонических KpyroBopoTOB в западной части
океана; тем самым здесь увеличивается меридиональный обмен
БОД.
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.


f л а в а УII


СТРУКТУРА И СТРАТИФИКАЦИЯ ОКЕАНОСФЕРЫ


Основываясь на законо-мерностях стратификации (расслое

пия) вод, можно установить rраницы между водами различных
свойств по вертикали и rоризонтали и тем самым перейти к
изучению их CTPYKTypbl 1 . Сочетание совершенно определенных
свойств по вертикали обусловливает основные закономерности
структуры rидрофизических и rидрохимических полей, оказы

вает orpoMHoe влияние на llИРКУЛЯЦИЮ вод и, С!lедовательно,


I ПОll. структvрой понимается «СОRОКУПНОСТЬ связей объекта, обеспечиваю-
тих ero uеЛОСТНОС1Ь и тождественность самому себе, т. е. сохранение OCHOB

IIЫ.Х свойств при различных внешних и' внутренних изменениях> (Советский
,энциклопеll.ический словарь. М., 1981, с. 1\291,).



141




иrрает 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
. друr друrа от поверхности до дна океана. Такие типы страти

фикации сохраняются в одних и тех же областях, как правило
резко меня
сь с переходом от ОДноrо реrиона к друrому. Это
объясняется, во-первых, квазистационарностью rидрофизиче


ских и rидрохимических 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, rлубинных 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 rраниц между различными типами
вод.
При ведущем влиянци термоrалинных свойств вод на боль-
шинство физико-химических характеристик (плотность, скорость
распространения звука, электропроводность, устойчивость и.
пр.) изучение стратификации и структуры имеет orpoMHoe на-
учное и прикладное значение.


I


VII. 1. Важнейшие черты структуры вод.
В предшествующих rлавах рассматривались принципиаль-
ные основы, определяющие расслоение океаносферы. Здесь на
этих вопросах необходимо остановиться подробнее.
П роцессы, формирующие стратификацию и структуру. Уже:
был-о отмечено, что трехмерная циркуляция вод является ве-
дущим фактором, с которым связано расслоение океаносферы.,
Обращение вод в rоризонтальной плоскости, возбуждаемое
планетарным обменом энерrии 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:
систем а адвективных, нисходящих и восходящих переносоВi
вод, определяющаяся rлобальной циркуляцией, формирует и;
постоянно поддерживает структуру. В условиях ведущей рола
плотностной циркуляции нем алую роль иrрают процессы, под-
влиянием которых создаются и изменяются в пространстве но
во времени термоrалинные свойства вод. К ним относятся теп-
ло- и влаrообмен, волновое и конвективное перемешивание.
Теплообмен, учитывающий прежде всето солнечную радиа-
цию, особенности ее поrлощения и расходования, определяет
не только поле температуры, но и поле плотности Мировоrо.
океана. В соответствии с положительным теплообменом в низ
,
ких широтах и отрицательным
 в высоких температура, пони...
142




жаясь, а плотность, повышаясь от экватора в направлении
оолюсов, способствует уменьшению rрадиентов этих парамет-
ров с ростом тироты и, следовательно, увеличению rOMoreH

ности. Тем самым стратифицированность вод увеличивается с
переходом от высоких тирот к низким. С увеличением отрица-
тельноrо теплообмена связано усиление развития термической
конвекции., степени распространения и мощности ледяноrо по-
крова. Их влияние оrраничивается поверхностными водами.
В холодное время rода в результате конвективн6rо перемеши-
вания изотермия постепенно распространяется на слой толщи-
ной около 200 м. С проrревом поверхностных вод весной 'и
летом в подповерхностном слое на обширных акваториях co

.храняется холодный слой. Это и определяет термическую CTpa

тификацию поверхностных ВОД высоких широт и ее сезонную
изменчивость. Исключением является Северная Атлантика, rде
конвекция распространяется на большую rлубину, что спе-
циально рассматривается далее. ,
,Ледяной покров, являясь продуктом теплообмена, оrрани

чивает развитие конвекции в холодное полуrодие, а в теплое
в результате таяния сильно опресняет поверхностный слой,
резко, увеличивая расслоение вод и определяя соленостную
стратификацию полярных акваторий. На юrе Мировоrо океана
зимой льды распро
траняются к северу в Атлантике прибли

зительно до 55° ю. т., в Индийском океане
 до 60° ю. Ш., а в
Тихом
 до 60
650 ю. т.; 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 rренландское моря (кроме сравнительно
небольшой полосы вблизи rренландии), а также юrо-западную
часть Баренцева моря. Льды распространяются на значитель-
ных акваториях северо
запада Атлантическоrо и Тихоrо океа-
нов. Развитием ледяноrо покрова в холодное полуrодие в
основном определяется rраница полярноrо типа термической и
соленостной стратификации.
Влаrообмен 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 осадк
ми, происходит осолонение, вызывающее
соленостную конвекцию. Однако степень ее развития оказы

вается очень небольшой даже в области максимальноrо отри

цательноrо бюджета влаrи. Причиной тому
 сильная термиче

екая стратификация тропических вод, rде испарение особенно
велико. Значительно более слабая' (по своей интенсивности)
соленостная конвекция не может размыть высокие термиче

екие rрадиенты, создающиеся в условиях сильной солнечной
радиации. В конечном счете определяющей оказывается плот

постная конвекция. Наибольшее развитие она получает в пре-
143




1


4000


35,1


5000
700 Ю.Ш. 60 С


500 600 С.щ.


3000


мО


2000


4000


5000 I
700 Ю.Ш. 600 500 400 300 200 100 ОС 10" 200 300 400 500 С.ш.


35,S


300


5000
700 ю,ш, 600 500 400 зое 200 100 00 100 200 С.Ш.


Рис. VII.1. Меридиональное сечение поля солености (%0) океанов по средним
ЦIиротным величинам: Атлантическorо (вверху), Тихоrо (посередине) и
Индийскоrо (внизу)


,


,s.елах тех акваторий умеренных и субполярных широт, куда
выносятся из тропиков' теплые и осолоненные поверхностные
БОДЫ. В этих реrионах формируются субтропический, север 0-
атлантический и южнотихоокеанский типы стратификаu.ии, rде
плотностная конвекция распространяется не только на поверх

ностные, но и на верхние промежуточные воды (до rлубины
400
800 м), а в Северной Атлантике она захватывает .rлуби

ные воды, местами доходя до дна.


..
..


144




,


Необходимо затронуть вопрос и о влиянии на стратифика

цию материковоrо стока,
являющеrося составляющей пресно

водноrо' баланса Мировоrо океана. Ero воздействие в OCHOBHO

оrраничивается прибрежными реrионами и морями, куда BЫ

носится большая масса речных вод. Это становится решающим
фактором во мноrих морях умеренных и высоких широт. Силь

ное опреснение поверхностноrо слоя приводит к резкой стра"
тификации вод в морях Баффина, Северном, Балтийском, Чер-
ном, Азовском, Каспийском, Аральском, Беринrовом, Охотском,.
ЖелтЩf, Восточно- и Южно
Китайском, а также в заливах
rудзоновом и Бенrальском. Для CeBepHoro Ледовитоrо океана
с ero морями большой речной сток с оrромной массой талых
вод оказывается фактором, определяющим не только CTPYKTY

ру, но И всю ПРИРОДУ арктической части Мировоrо океана. '
Влияние BeTpoBoro волнения оrраничивается поверхностным
слоем толщиной в среднем от 15
20 до 50
70 м. Создавае

мая им rOMoreHHocTb является характерной особенностью CTPYK

туры вод верхней части океаносферы.
Совместное влияние всех факторов определяет не только
формирование Toro или иноrо типа rидрофизической и rидро

химической стратификации вод в отдельных реrионах, но и
важнейшие особенности природы каждоrо океана и моря.
Специфические черты структуры вод отдельных океаНО8.
Анализ термоrалинных полей в меридиональном сечении OKea

нов наrлядно отражает уменьшение расслоения вод с удале

нием от поверхности ко дну (рис. VII.l
 VII.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 друrих rидрохимических элеме-нтов.1. 3начительно<
меньше экстремумы физико-химических свойств в rлубинных
водах и ДОВОЛЬ!lО четко проявляются в придонном слое. Мери

диональное 'поле солености, как, в частности, и кислорода,
очень хорошо отражает симметричную структуру вод Тихоrо
океана по обе стороны от экватора и ее асимметрично
ть &
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
rольфстримом и Североатлантическим течением теплые и co

леные воды способствуют развитию крайне интенсивной тер-
моrалинной конвекции. Таким образом формируются совер-
шенно уникальные североатлантические воды, отличающиеся
повышенной соленостью, температурой, кислородом, низкой
концентрацией фосфатов, нитратов и кремнекислоты. Вместе со.
средиземноморскими водами они определяют большое разли

чие стратификации. ме,ЖДУ северным и
южным полушариями






.


1 См. Химия вод океана, т. 1. М., 1979.


10
1401


145




'аооо


100 Ю.Ш, 600 500 400


зо о 20'


500 600 С,Ш.


-о


'2000


.4000



onoo


i
зооо



O ..!
 "
\"-:"''- . '
 ''i'....


, /i' \ '1:
 L/
2
"1 '\",
 '
IOОо
 \ ..
 (......,

: ! \ '\ ''--
'''':
I ,.. I " "---... i '1
2000' i ' '--......





.


\ I ----" . ! j I

\' . -----------... I I I I
, '


2
I I
, I
I


25


10.






5


I 1,
.4000
.
, I "
.50oйll
10'ю,ш,


-4


о


41)0 зо о 200 100 00 100' 200 С,Ш.


Рис. VII.2. Меридиональное сечение поля температуры (ОС) по средним ши

-ротным величинам Атлантическоrо (вверху), Тихоrо (посередине) и Индий-
cKoro (внизу) океанов


J


.Атлантики. В Индийском океане аналоrичные условия создают

ся в основном красноморскими водами. В Тихом океане подоб

ной спеuифики нет, и потому развитие процессов в обоих полу

'шариях определяется в основном зональной изменчивостью
природных условий, что и приводит К симметричности TepMora-
-линной структуры по обе стороны от экватора. То же относит-
оСя и К южным частям трех океанов, блаrодаря чему структура
их однотипна.


i


146




,
I
I


При очень большом перепаде температуры в толще вод.:
океаносферы для термической стратификации характерно Becь

ма значительное изменение ее вертикальных rрадиентов. Oco

бенно велики они в верхней части океана (приблизительно до'
1000 м), существенно уменьшаясь в промежуточных Boдax

тоrда как в rлубинных водах (ниже 2000 м) условия близки к
rомотермии. Экстремумы температуры отмечаются только в
полярных областях. В соответствии с уменьшением солнечно:Ш
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 аналоrичные закономерности свойстве


ны полю плотности, определяющемуся в первую очередь TeM


пературой. Отмеченные особенности структуры объясняютсЯ'
тем, что температура обусловлена rлавным образом теплооб


меном с атмосферой, и прежде Bcero поrлощаемой солнечноЙ
радиацией. В процессе теплообмена в толще океаносферы про-
исходит довольно активное смешение вод, в результате KOTOpO

ro температура относительно равномерно понижается от по.
верхности ко дну. .
Соленостная стратификация отличается большой сл()ж

ностью, ярко выраженной переслоенпостью с рядом экстрему

мов. Соответственно количество типов стратификации соле

ности больше, чем у температуры и плотности воды. При KOH


серватизме солености ее поля, и особенно поля экстремумов
,
дают наrлядное представление о распространении вод различ-
Horo происхождения.
Устойчивость структуры вод очень велика. Весьма наrляд-
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.l
VII.3). Особенно значительный,
интерес представляют материалы, собранные во время Между-'
народноrо rеофизическоrо rода (Mrr), проводившеrося В,
1957
1959 rr., так как
они относятся к определенному циклу'
развития планетарных процессов (связанному (} периодом по-
вышенной активности солнечной деятельности). Батометриче

ские станции выбирались так, чтобы можно было построить по
два профиля, проходящих по наиболее rлубоководным местам
западных и восточных частей океанов (по обе стороны от cpe

динных хребтов), а в Тихом океане, кроме Toro, приблизитель-
но вдоль 180-ro меридиана. Таким образом, появилась воз

. можность не только проследить характер термоrалинных полей
в различных частях океана, но и сопоставить их в отдельных
океанах (Некрасова и Сте
панов, 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






..
i
,


t


10.


147'




,4000


34,5


--6000
800 Ю.Ш.


400


600 с.ш.


О






33,8 33,9 34,0
мО ' I


,

J


2000


4000


6000


, .


600 Ю.Ш, 400


00


20 0 с.ш,


Рис. VII.3. Меридиональные сечения поля солености (%о) океанов по данным.
полученным во время проведения Международноrо rеофизическоrо rода:
'ТихоrQ (вверху), Атлантическоrо (посередине) и Индийскоrо (внизу)
В первом из них по средней rлубоководной части, в двух друrих
 к BOC

току от срединно-океанических хребтов


148




.



 l
o
°:l 4
, ........5


Рис. VII.4. rлубина залеrания (в М) подповерхностных экстремумов солено

сти (%0) и температуры (ОС).


t
 максимум солености; 2
 минимум температуры; 3
 области, в пределах КОТОРЫХ
вет экстремумов; 4
 области без экстремума с интенсивным осолонением поверхноСТНЫХ
вод; 5
 rраницы между водами с различными экстремумами




I
I


+
!


Рис. VII.5. fлубина залеrания (в м) промежуточных экстремумов солено
'
сти (%О) и температуры (ОС).


1
 \ , Н, '-1<Jльная соленость субантарктических вод; 2
 минимальная соленость субарк"
тиу, , I".Д; 3
 максимальная соленость средиземноморСких и краСliОМОРСКИХ вод; 4


максим ум температуры; 5
 области, в пределах которых нет экстр
мумов; 6
 rpаниЦЫ
между водами с различными экстремумами




J


I
,j


/
/
/150
/ ..J
/
,.


1


Рис, VII.6. Максимальная температура промежуточных вод в полярных
областях: величина (в ос, слева) и rлубина (в м), на которой она Ha

блюдается (справа)




I


профилями, а также разрезами, построенными по средним
широтным величинам. Исключением явились отдельные реrио

нальные особенности, по
обно тому как на восточном атлан

тическом сечении распространение средиземноморских пр оме-
жуточных вод прослеживается в виде более обшйрной обла

сти
 высокой солености (между '15 и 500 с. ш.) с экстремумом в
36%0 на rлубине 1000 м, а на западном профиле
 в более'
узкой полосе (от 20 до 400 с. ш.). Поскольку все материалы
опубликованы, для Toro чтобы не переrружать книrу, для со-
поставления с разрезами, построенными по средним широтным
величинам, помещаются только сечения полей солености


i


160




I


r


Рис. VII.7. Положение rлуб-инноrо максимума солености (%0),
Точками показаны области, в которых ero нет






;


r


t


Рис. VII.8. Придонная потенциальная температура СС),
Точками показаны области с rлубинами менее 4000 м


"


:(рис. УII.3); один из них совершенно уникален, так как выпол

,нен судном «Обь» по всей меридиональной протяженности
Индийскоrо океана. Профили всех полей, построенных по дaH

БЫМ Mrr, полностью подобны тем, которые построены по
-средним широтным величинам.
Друrим примером устойчивости структуры вод MorYT слу

жить поля экстремумов температуры и солености, прослежи

вающиеся в подповерхностных, промежуточных, rлубинных и
151




J






Рис. VII,9. rлубина залеrания минимума paCTBopeHHoro кислорода
(в м, вверху) и ero величина (в мr-ат/л, внизу), по Иваненкову В. Н..
и Черняковой А. М.


придонных водах. Они очень четко выражены в определенных
ареалах, даже в условиях, коrда их абсолютные значения OT

личаются от выше- и нижележащих вод очень мало (рис.
VII.4
V1I.9). Далее эти материалы рассмаТриваются особо.
Третьим примером УСТойчивости структуры вод являются
весьма интересные материалы, собранные на полиrоне поли-
МОДЕ летом 1978 r. З-десь было выполнено 50 батометрическйХ
станций практически в одном месте, в пределах тропическоrо
типа термоrалинной стратификации, отличающеrося резко выра-
152




i


--\
I
I
I
I
j




r


женнЪ1М расслоением воД. И. М. Белкин (1981) провел анализ
температурно-соленостных (Т
s) кривых, построенных для слу

чаев прохождения через полиrон циклонических и антицикло

нических синоптических вихрей, а также и по средним, полу-
чещiым по всем выполненным наблюдениям. Во всех случаях
формы кривых оставались одними и теми же и лишь несколь

ко смещались по ним rлубины характерных точек (сло-ев) при
прохождении вихрей. В антициклоне верхняя rраница OCHOBHO

ro термоклина в среднем опускал ась на 60 м, что определя-
лось преобладанием в таком вихре нисходящих движений; при
прохождении циклона эта rраница поднималась в среднем на
15 м, соrласно доминирующим восходящим потокам. И. М. Бел-
кин отмечает, что приведенные величины несколько занижены
в результате пространственноrо осреднения; он считает, что

мещения 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 оrраничива.ется перемещением по Bep

тикали отдельных слоев (точек), и, следовательно, полностью

охраняется неизменным тип стратификации вод.
Приведенные примеры показывают, сколь велика устойчи-
вость структуры вод. Поэтому переход от одноrо типа страти

фикации к друrому происходит большей частью очень резко;
rраницы типов стратификации оказываются исключительно
стабильными.






,


VII. 2. Т
рмоrалинные экстремумы
rидрофизические и rидрохимические э;кстремумы в преде

лах поверхностных, промежуточных. rлубинных и придонных
вод представляют собой специфическую особенность страти

фикации океаносферы. Это настолько характерно, что их OT

сутствие в каком-либо ареале требует специальноrо анализа.
ИсследоваНИ,е экстремумов физико-химических свойств тесно
связано с обменом веществ в Мировом океане. Рассмотрение
этой проблемы
 задача отдельноrо труда. Здесь представ-
ляется возможным остановиться только на основных особен

RОСТЯХ 'формирования и распространения экстремумов и их
связи с обменом веществ. .
Наиболее обстоятельные исследования подповерхностных
н промежуточных термоrалинных экстремумов в Мировом
()кеане выполнены В. И. Куксой (1978). Работы зарубежных
-.--.. специалистов относятся rлавным образом к отдельным реrио

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
S-анализа посвящена книrа
О. И. Мамаева (1970). Современные представления о rидрохи

мических экстремума-х с особой полнотой освещаются в MOHO

r.рафии «Химия океана» (т. 1, 1979).
153


I
r
.


,




Методика выделеНUJt и анализа экстремумов. В соответствии
с используемым методом, вполне естественно, MorYT быть полу...
чены несколько отличные результаты. Наибольшие трудности j
связаны с' необходимостыо распознавания экстремумов, обра..
зующихся в результате распространения вод определенных
свойств, и так называемых наведенных экстремумов, коrдg
выше- и нижележащие воды имеют ПОВЫ'шенную либо -пони...
женную соленость 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
rлуБИIlе 1 ooo
 1200 м и приблизительно такой же величиной
ее в поверхностном слое прослеживается значительный мини-
мум солености на rлубине 500
600 м. Осолоненные поверхно-
стные воды не опус-каются в условиях сильной термической
стратификации, с чем связано падение солености между по

верхностными и промежуточными ее максимумами. Еще TPYД
,
нее выявить наведенные экстремумы при сложной стратифика-
ции с относительно слабыми изменениями свойств вод по Bep

тикали, коrда особенно нелеrко установить условия формиро

вания и распространения тех, или иных вод. Возможно, с этим
связано выделение так называемых калифо'рнийских ВОД по
пониженной солености на rлубинах 150
250 м, приходящихся
на поrраничный слой, разделяющий поверхностную и промежу

точную Структурные зоны. Аналоrичные сомнения вызывает
правомерность выделения перу-чилийских вод в том же поrра

ничном слое. В этих областях стратификация крайне сложна"
что связано с трансформацией в приэкваториальных широтах
подповерхностных высокосоленых и промежуточных низкосоле-
ных 'вод, приходящих С юrа и севера. Севернее экватора (в Me

сте выделения калифорнийских вод) создается по два экстре

мума Осолоненных и опресненных вод. Нижний экстремум по

вышенной солености представляется наведенным, поскольку
трудно представить ero rенезис; таким же оказывается слой 1
пониженной солености, Относимый к калифорнийским водам.
Весьма сложна стратификация вод во всей северной части
Индийскоrо океана. Далеко не просто проследить распростра

нение вод KpacHoro моря и Персидскоrо залива, а также усло
 ,
вия их смешения. Не полностью ясно формирование промежу
 .
точных соленых вод в Бенrальском заЛI:Iве; непонятно проис

хождение так называемых вод моря Банда и пр. Интерпретация'

исходных данных в таких условиях может быть существенно:
различной. '
. Для выявления экстремумов широко используются rрафИКIf
изменения по вертикали изучаемоrо параметра и тем'ператур

но-соленостные (Т
s) кривые. В зависимости. от масштаба и

характера построения rрафиков может быть внесен, как спра...
ведливо отмечает В. И. Кукса, субъективизм. Так, наприм'ер,.
154




r


вц северо
западе Индийскоrо океана между поверхностными
()солоненными водами и промежуточными высокосолеными
,красноморскими водами на Т
S-кривых отмечается четко BЫ

раженный минимум солености на rлубинах, 600
400 м, Ero
..очень леrко отнести к промежуточным водам субантарктиче-
CKoro hроисхождения
 прослеживающимся до 1 0
50 ю. ш. Од-
нако трудно представить себе, за счет каких процессов эти
воды MorYT проникнуть столь далеко на север только в районе
Аравийскоrо моря. По
видимому, этот минимум также являет-
,ся наведенным; и здесь соленостная конвекция не может pac

пространиться сколько
нибудь rлубоко в условиях очень силь-
flОЙ термической стратификации. На промежуточных rлубинах
'Переносятся воды KpacHoMopcKoro происхождения. Совершенно
.аналоrичны условия в области перемещения средиземномор

.ских вод. .
В отношении этих вод следует отметить еще одну осо-
{)енность методики анализа их распространения. При исполь-
,зовании Т
S-кривых получается, что от пролива rибралтар
.они доходят до АнтиЛl;>СКИХ островов. Экстремумы же BЫCO

кой солености прослеживаются в западном направлении по
,непосредственным данным не далее Срединно
АТЛЩ-lТическоrо
хребта. '
Для Toro чтобь! выбор экстремумов провести возможно бо-
.лее объективно, при подrотовке этой работы автор стремился
выявить rенезис и особенности распространени
 вод, которые
их созда!От. Исходными материалами служили средние вели

'чины, полученные по пятиrрадусным трапециям в результате.
,-обобщения всех доступных океаньrрафических станций, общее
"" количество' которых по Мировому океану составило около
:200 тыс. Поля термоrалинных экстремумов дали вполне за

кономерную картину. Вместе с тем в ряде случаев они оказа

.лись несколько иными по сравнению с аналоrичными полями,
приводимыми в публикациях друrих авторов. Существенные
расхождения имеют место и в работе В. И. Куксы (1978), ис

;пользовавшеrо те же исходные данные. Это можно объяснить
-тем, что ero анализ основан на Т
S-кривых, а также на не-

колько иной интерпретации исходных материалов.
Под поверхностные экстремумы. Поверхностные воды, как

равило, делятся на верхний однородный и подповерхностный
(нижний) слои, которые большей частью разделяются пере

ходным слоем повышенных rрадиентов плотности. Вполне eCTe

>ственно, что в двух верхних слоях экстремумы квазистацио

HapHoro характера создаваться не MorYT. В подповерхностном
,слое в высоких широтах прослеживается пониженная темпе

ратура, представляющая собой остаточное явление, создавае

'мое осенне
зимней конвекцией. На остальной части акватории
Мировоrо океана, исключая отдельные реrионы, отмечается
-повышенная соленость, формирующаяся в области отрицатель

Horo влаrообмена (rде испарение превышает осадки).
155


r
I


&-








i


r
i
I


s


j




Полярный минимум TeM!lepaTypbI создается в результате

 Toro, что плотностная конвекция, развивающаяся.в холодное
время rода, обусловливает ОJfлаждение вод всей поверхностнрй. j
структурной зоны, которое не везде полностью устраняется
летом. Это отмечается в' Арктике и Антарктике, а также в
северо-западных частях Атлантическоrо и Тихоrо океанов, rде

кроме Toro,. вертикальное перемешивание и, связанный с ним
проrрев затрудняются сильной стратификацией, обусловлен

ной опреснением поверхностных вод (рис. VII.4).
в Северном Ледовитом OKeaHe
 rде почти повсеместно в
течение Bcero rода сохраняется ледяной покров, совсем не-
большое повыше
ие температуры происходит в весенн.е
летнее
время в поверхностном слое толщиной Bcero в несколько мет-
ров; во всей остальной толще вод до rлубины 100
150 м со-
храняется - температура, близкая к ,замерзанию при данной J
солености (около
 1,50). В Антарктике, rде в теплое время
rода льды почти целиком исчезают, происходит постепенное
повышение температуры до 00 и выше у полярноrо океаниче-- j
cKoro фронта (50
60U ю. ш.). rлубины, на КОТОРЫХ,отмечаются
минимальные температуры в зоне антарктической диверrенцин
(50
550 ю. ш. в Атлантическом и Индийском океанах, 55........
600 ю. ш. в Тихом), rде преоблад?ют восходящие движения,
близки к 50
75 м. К северу и юrу от антарктической диверrен-
ции они увеличиваются, доходя вблизи антарктическоrо оке а..
ническоrо фронта до 100
150 м, местами до 200 м. В ceBepo

западных частях Атлантическоrо и Тихоrо океанов на rлубине
100
150 м небольшие отрицательные температуры MorYT
встретиться вблизи материковоrо побережья, а _ на остальной I
акватории величина ее составляет 2
30 и более.
Л1аксимум солености просле2Кивается на
начительной части j

ировоrо, океана, приблизительно от 40
500 с. ш. до зо

400 ю. ш. (рис. VII.4). Обыкновенно ero образование связывают
с соленостной конвекцией. Она действительно должна иметь
место в областях превышения испарения над осадками; макси

м'альная их разность соответствует наиболее высокой соле

ности поверхностных вод. Однако соленостная конвекция не
распространяется rлубже BepxHero rомоrалинноrо слоя, обык

новенно не превышающеrо 30
50 м и только местами (осо-
бенно в Атлантике) достиrающеrо 70
100 м и более (рис.
VIII.l). Поскольку конвекция в низких широтах не может раз
 1
мыть поля больших вертикальных rрадиентов температуры,
сразу под верхним' rOMoreHHblM слоем вертикальные rрадиен

ты солености также увеличиваются. При такой стратификации
вод подповерхностный экстремум не формируется в районе
максимальноrо превышения испарения над осадками. Не MO

жет он образоваться и на остальной акватории в низких широ

тах, несмотря на отрицательный влаrообмен (приблизительно
между 35
400 широты обоих полушарий, исключая ПРIJэквато"
риальные акватории). Здесь повсеместно распространен под-
156




I


поверхностный экстремум солености, над которым поверхност

ный слой преснее на 0,5
 1 ,0%0'
Анализ rлубины залеrания и величины подповерхностноrо
экстремума солености (рис. VHA) приводит к 'заключению'


что поверхностные воды выносятся из области максимальноrо
осолонения течениями, формирующими субтропическую макро-
циркуляционную систему. По периферии этой области экстре-
мум солености выше (35,5
36,5%0, местами 37,0%0), а rлуби

на залеrания меньше (50
100 м). По мере cBoero продвиже

ния осолоненные воды смешиваются с выше. и нижележащими;
массами, несколько опускаясь (за счет повышенной солености)
до rлубины 150
200 м, а в Индийском океане даже до 200

250 м. Судя по характеру изоrалин' и топоrрафии rлуб}JНЬJ.
залеrания, они вовлекаются в антициклонические макроцирку-
ляционные системы и течениями выносятся в умеренные ши

роты (до 40
500 в обоих полушариях, а в Атлантике даже AOJ
50
550 с. ш.).
На обширных акваториях Мировоrо океана подповерхност--
ные экстремумы не создаются (рис. VHA), так как к тому
нет причин. Экстремумы температуры формируются только в
высоких широтах, а ,экстремумы солености размываются с ,BЫ

носом вод В умеренные зоны. Для обширных акваторий между
30
40 и 50
600 ю. ш. характерно преобладание нисхо

дящих движений, вызываемых особенностями циркуляции вощ
и плотностной конвекцией, обусловленной охлаждением вод..
выносимых из ни;зких широт (за счет их охлаждения при более-
высокой солености). Самая интенсивная плотностная KOHBeK

ция во всем Мировом океане развивается на севере Атлантики.,
В пределах субполярных широт Тихоrо океана поверхностные'
воды значительно опреснены, и здесь нет условий для форми

рования подповеРХНОС'l'ноrо экстремума.
Промежуточные экстремумы прослеживаются на знаЧИ1'ель

но большей, акватории, чем подповерхностные (рис. VH.5).
По своему формированию они MorYT быть подразделены на три;
типа. Особенно широкое распространение получили экстрему-
мы низкой солености, 'образующиеся в субполярных широта

в результате опускания поверхностных вод. Экстремумы вы-
сокой солености, прослеживающиеся на относительно неболь-
ших акваториях, создаются за счe-r выноса вод из Средиземно

ro и KpacHoro морей, а также из Персидскоrо залива. В поляр-
ных областях и на северо
западе Ат лантическоrо и Тихоrо<
,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 субантарктическоrо происхождения OT

,мечается на обширнейших пространствах
 от антарктическоrо
океаническоrо фронта до 250 с. ш. в Атлантике, 10
150 с. ш. в
Тихом океане и до 10
,15°
 ю. ш. в Иидийском океане
157




(рис. VII.5). Образование ero обыкновенно связывают с нис

ходящими движениями на полярном фронте. Однако еще, более
,активно это должно происходить на субантарктическом фрон

1'е, rде изоrалины почти вертикально располаrаются от поверх

ности океана до rлубины 600
800 м, местами до 1000 м и
rлубже (рис. VIIJ
VII.з). Язык пониженной солености об

разуется м
жду антарктическим и субантарктическим фронта

ми (приблизительно от 55 до 450 ю. ш. в Атлантическом и Ин

дийском океанах и от 60 до 500 ю. ш. в Тихом). Вдоль оси
(ядра) ero соленость имеет минимальные величины.
Топоrрафия экстремума вод субантарктическоrо происхож


дения отличается ярко выраженной закономерностью. Вблизи
полярноrо фронта он прослеживается на rлубине 600
800 м
(рис. VII.5), несколько выше располаrаясь в' Тихом океане
(от 300
500 до '600
800 м) и к востоку от Патаrонии в AT
 I
Jlантике (300
400 м), что связано с опресненностью поверх
-
ностных вод, за счет чеr.о их плотность ниже и они опускаются
на меньшую rлубину. 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-
,pyaHcKoro течения,
 на 600
800 м, а вблизи Южной АмериКI.J
даже на 600
500 м.
Субантарктические воды создают вблизи Центральной AMe

рики слой экстремально низкой солености на тех же' rлуби-
нах, что и в южном полушарии (800
1000 м); приблизительно , I
западнее 1100, з. д. они прослеживаются (0
100 с. ш.) до
'Филиппинских островов на rлубинах 600
800 м, образуя BTO
 ]
,рой минимум в промежуточной структурной зоне северной

части Тихоrо океана.
Соленость на rлубине экстремума довольно равномерно по-
'вышается от 34,2
34,4%o у субантарктическоrо фронта до
.34,8
35,0%o в северных тропиках Атлантики; в Индийском
{)кеане
 до 34,6
34,8%o на 20
 1 00 с. ш.; в приэкваториаль-
ных широтах Тихоrо океана
 до 34,6
34,5%o.
Минимум солености субарктическоrо происхождения яв-
Jlяется аналоrом субантарктическоrо экстремума, получившим,
:однако, распространение только в северной части Тихоrо OKea

'на. Образование ero связано с нисходящими движениями на
,-субарктическом фронте, и особенно к юrу от Hero, в полосе,
расположенной приблизительно между 45
350 с. ш. (рис.
'VII.5). Выносящиеся сюда теплые и осолоненные воды Куро-
сио и Северотихоокеанскоrо течения, охлаждаясь в высоких
:широтах, опускаются до rлубины 400
600 м. Здесь, как и в
-субантарктической зоне, прослеживается почти вертикальное
положение изоrалин и язык пониженной солености от поверх

:ности океана протяrивается в тропики. В северной части Ти

158




/


xoro океана, при большой распресненности вод, плотностнаSJ
конвекция развивается значительно слабее, чем в тех же'
широтах друrих акваторий МИр,овоrо океана. Поэтому экстре....
мум низкой солености субарктическоrо происхождения распо

лаrается выше, чем у субантарктических масс, и распростра

няется ".не столь далеко. Он прослеживается до 1 0
50 с. Ш., а
к востоку от Северной Америки только до 20
 150 с. ш. В xo

лодное время rода активность образования субарктических вод
должна быть значительно большей, но вряд ли это сказывается
на rраницах их распространения.
Топоrрафии субарктическоrо экстремума свойственна та же
закономерность, что и субантарктическому, но rлубина ero за-
леrания, как уже отмечалось, меньше. Вблизи субполярноrо
фронта он прослеживается на зоа.
400 м, местами нц 500

600 м. В пределах антициклоническоrо KpyroBopoTa 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 CTPYK

турную зону. Столь высокое ero расположение в тропиках
способствует тому, что субзнтарктические воды проникают в
. северное полушарие, образуя второй минимум солености на
характерных для промежуточной структурной зоны rлубинах
800
1000 м. Эта специфическая особенность стратификации
тихоокеанских вод объясняется существенным различием соле

ности в северном и южном полушариях. На rлубине экстрему

Ма она меняется от 33,9
34,0%0 вблизи субарктическоrо фрон-
та до 34,4
34,6%0 в приэкваториальных широтах.
Средиземноморский максимум солености'иrрает весьма су-
щественную роль не только в стратификации вод Северной
Атлантики, но и в процесеах, формирующих промежуточные и
особенно rлубинные воды, получающие широкое распростра

нение в Мировом океане. При большом отрицательном бюд

жете влаrи в пределах всей акватории Средиземноrо моря
происходит сильное осолонение вод (от 37
38%0 на западе до
39%0 и выше на востоке). В rибралтарском 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 атлантич'ескими водами.
 В процессе
трансформации они охлаждаются и, уплотняясь, опускаются.
Создаваемый ими экстремум отмечается на rлубине 1200

1000 м при солености от 36,0 ,до 35,5%0. (рис. VII.5).
По непосредственным данным, как уже отмечалось, экстре

мум прослеживается только до Срединно
Атлантическоrо хреб-
159




та.
 Еще r. Вюст по материалам экспедиции на «Метеоре», ис-
пользуя весьма простой способ процентноrо соотношения тер-
-моrалинных с'войств вод (по отношению к их значениям в про

ливе rибралтар), получил представление о распространении

редиземноморских вод вплоть до Антильских островов.
На основании анализа Т
S
кривых то же получилось у
В. И. Куксы И В. А. Бубнова. Кажется очевидным, что среди

.земноморские БОДЫ действительно доходят до Карибско-Мекси

KaHcKoro бассейна, однако в трансформированном виде. Поэто

му экстремум солености не прослеживается на всем пути их
'перемещения, наблюдаясь только вблизи Средиземноrо моря,
rде воды сохраняют свои наиболее характерные свойства. '
Красноморско-персидский максимум солености является
аналоrом средиземноморскоrо. Он создается rлавным образом
-водами, ,выносимыми из KpacHoro моря, соленость которых
очень высока (от 37%0 на юrе до 41%0 на севере). Уже в AдeH

ском заливе она понижается до 36,0
35,7%o. Красноморские
воды также распространяются веерообразно по выходе в океан
-на rлубине 600
800 м. На восток высокая соленость с вели

-чинами 35,2
35,0%o прослеживается до береrов Индостана.
В южном направлении экстремум отмечается приблизительно
.до 50 ю. Ш., а на крайнем юrо-западе
 вплоть до Мозамбик-
CKoro пролива (с соленостью ОКОЛQ
 34,80/00 на, rлубине 800

1000 м). На севере красноморские воды встречаются с водами,
'Выносимыми из Пер.сидскоrо залива (rде их ,соленость доходит
до 40
41 0/00), Создаваемый ими экстремум отмечается на rлу-
'бине 250
300 м и поэтому обыкновенно рассматривается осо-
60. Вряд ли целесообразно совсем небольшую акваторию на
,севере Аравийскоrо моря выделять в самостоятельный реrион,
тем более что поды, выносимые из KpacHoro моря и Персид

CKoro залива, смешиваются в северной части Аравийскоrо MO

ря. После этоrо экстремум их располаrается на rлубине 500

'600 м при солености 35,2
35,4%o. Далее на восток они, надо
lIолаrать, переНОС$IТСЯ в виде красноморско-персидских вод по-
вышенной солености. Однако далее 700 в. д. экстремум не про-
{:леживается. По Т
S
кривым В. И. Кукса (1978) выделяе1:'
J{расноморско
аравийские воды почти во всей северной части
Индийскоrо океана, приблизительно севернее .50 с. ш., исклю-
чая Бенrальский залив и север Аравийскоrо моря. По
видимо

му, имеет место то же, что дает анализ Т
S
кривых в 6THO

шении распространения средиземноморских вод.
Возможно, именно с красноморско
персидскими водами
.связано формирование промежуточноrо экстремума высокой


лености в Бенrальском заливе (с величиной, близкой к 35
,
на rлубннах 300
500 м). Приблизительн-о то же отмечается в
'Сравнительно узкой полосе (5
150 ю. ш.), простирающейся на
запад от Зондских островов (до 80.0 в. д,), на тех же rлубинах
ос соленостью 34,8
34,9%o; формирование этоrо экстремума по

:вышенной ,солености не ясно. Имеет ли место адвекция вод из
160




r


индонезийских морей, пли проявляется распространение Kpac

номорско
персидских вод в условиях
ильноrо распреснения
поверхностноrо 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 Индийскоrо океана не будет ясен в должной мере, мож

но rоворить лишь о выделении экстремума высою:
й солености
в Бенrальском заливе, хотя ero rенезис, и в частности связь с
красноморско
персидскими водами, в полной мере не ясен;
возможно, эти воды, обходя Индостан, проникают в Бенrаль

ский залив. Сколько-нибудь прямой связи, с промежуточным
экстремумом повышенной солености к западу от Зондских
QCTPOBOB нет. "
Стратификация вод северной части Индийскоrо океана еще
слабо изучена, но, несомненно, сложна. В. И. Кукса (1978)
выделяет здесь 1 О типов промежуточных вод повышенной и'
пониженной солености. По непосредственным данным (без при

влечения Т
S
кривых) мноrие из этих экстремумов не просле

живаются.
Полярные экстремумы повышенной температуры имеют He

'сколько раЗ:JIичное происхождение. В Антарктике они об

разуются из вод Антарктическоrо циркумполярноrо течения,
вовлекающцхся в циклонические антарктические макроцирку

ляционные системы. Поскольку они приходят из более низких
широт, температура их оказывается выше поверхностных и
rлубинных температур антарктических вод. В условиях форми

рования трех циклонических антарктических систем, распола

rающихся на юrе каждоrо океана, теплые промежуточные Mac

сы проникают к Антарктиде по периферии этих циклонов (при

близительно вдоль 5
200 в. д., 120
1400 в. д. и 100
550
3. д.). Это отчетливо проявляется по языкообразному искрив

лению изотерм. Кроме Toro, теплые промежуточные воды про

ходят на юr вдоль Земли rреэма, встречающейся на их пути;
отсюда они уносятся на запад с общим rенеральным перем

,щением прибрежных антарктических вод. Таким образом за

мыкается их KpyroBoe обращение в Антарктике. По, северной
периферии циклонических систем вблизи Антарктическоrо
фронта экстремально высокие температуры до 2,5
3,OO про

слеживаются на rлубине 800
600 м, а вблизи Антарктиды........
на 800
1000 м, местами до 1200 м блаrодаря преобладанию
нисходящих движений (рис. VH.6). В соответствии с преобла

данием подъема вод в центральных частях этих макроцирку

.ляционных систем (вдоль оси которых проходит - антарктиче

ская диверrенция) экстремум температур поднимается до rлу-
бины 500
300 м. Величина ее здесь составляет 1,O
1,50,
уменьшаясь у материковоrо склона до 0,5
O,OO" а местами и
до отрицательных значений (в морях Росса и УэддеJJл.а). .


!l
1401


161




В северо-западных частях Атлантическоrо и Тихоrо океанов
промежуточный экстремум ,повышенной температуры форми

руется приблизительно так же, как и в Антарктике. Распола-
rаясь в западной периферии высокоширотной макроциркуля

ционной системы, теплые воды приносятся сюда на промежу

точных rлубинах ветвями Североатлантическоrо и Североти

xooKeaHcKoro течений. Вдоль материковых побережий экстре

мум температуры прослеживается на rлубине 800
600 м, под

нимаясь в центральной части циклона на rлубину 500
300 м
(рис. VII.6). Температура порядка 3
40.
В Северном Ледовитом океане теплые промежуточные воды
формируются, как известно, из вод атлантическоrо и в неболь

шой степени тихоокеанскоrо происхождения. В районе Шпиц

берrена теплые и соленые атлантические воды опускаются под
более леrкие арктические воды (за сче-т низкой солености}.
Максимальная температура (1
20 и выше) к северу от Шпиц

берrена постепенно понижается до 0,3
0,40 и ниже вамери..
канском секторе Арктики; rлубина, на которой она отмечает..
ся, уменьшается в тех же пределах
 от 1 00
200 до 400

500 м (рис. VII.6). Кроме Toro, воды атлантическоrо происхож..
дения, проникают в Центральный арктический бассейн непо..
средственно на промежуточных rлубинах через rлубокие доли

ны, прорезающие пороr Нансена (между rренландией и Шпиц

берrеном) .
Промежуточные экстремумы не создаются в трех реrионах
Мировоrо 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 KpyroBopoTOM
вод и опусканием высокосоленых масс средиземноморскоrо
происхождения в результате их охлаждения по мере продвИ'''
жения в океане.
В экваториальной зоне Индийскоrо океана прослеживается
область без термоrалинных экстремумов, поскольку сюда не-
доходят воды ни С высокой соленостью с севера,
 ни с низ

КОЙ
 С юrа. В северной Части Тихоrо океана, в полосе 40

500 с. т., нет условий для образования промежуточных теплых
вод, а субарктический экстремум пониженной солености обра..
зуется вблизи ЮЖной периферии этой области.
r лубинный эк,стремум представлен только повышенной со..
леностью. Он образуется североатлантическими водами. В се-
веро
-восточной части Атлантическоrо океана блаrодаря интен-

сивному охлаждению теплых и соленых вод, приносимых Ce

вероатлантическим течением, плотностная конвекция распро..
страняется на всю толщу океана, местами вплоть до придонно..
ro слоя. В то время как температура по вертикали, постепенн()
понижаясь, выравнивается, соленость, являясь более консер..
вативной, сохраняется повышенной, образуя rлубинный экстре

мум. Он прослеживается ,от 60 до 450 с. ш. с величинами ov
162




.34,95 до 34,99%0, лишь на несколько сотых превышающими со..
.леность выше- и нижележащих вод (рис. VH.7). Между 45 и-
:250 с. ш. экстремум повышенной солености р азмывается нисхо

.дящими движениями, создаваемыми субтропической антицикло

нической макроциркуляционноЙ системой и опускающимися
-водами средиземноморскоrо происхождения. Последние при
-большой своей солености и повышенной температуре осолоняют
rлубинные воды. Поэтому с удалением от области, в' пределах

которой они распространяются, соленостный экстремум не-
<сколько увеличивается (до 34,0
34,2%o). Возникает он снова
'В полосе 25
200 с. ш., ДО которой проникают субантарктиче

екие промежуточные воды с юrа. Под ними, на rлубине 1500
-
- 1200 м, и создается экстремум повышенной солености. К эква-
-тору он опускается до 2000 м при солености 34,95
34,97%o, а
\'В южных субтропиках, куда смещаются антициклонические
,KpyroBopoTbI вод,
 до 3000
3500 м с соленостью 34,90

,34,80%0. В Антар-ктике rлубина залеrания экстремума соле

tUости постепенно повышается в направлении материка за счет
преобладания подъема вод в циклонических системах. Вблизи

у
антарктическоrо фронта он поднимается до rлубины зооо

.2500 м, а в зоне антарктической диверrенции
 до 1000
800 м.
Затем rлуБИН,а ero положения снова понижается у материко

Boro склона Антарктиды до 2000
3000 м и ниже под воздей

tCтвием преобладающих здесь нисходящих движений (по пери

-ферии циклонов); соленость постепенно понижается до 34,70

34,75%0.
rлубинные североатлантические воды уносятся Антарктиче

.ским циркумполярным течением на восток, попадая в южные
'Части Индийскоrо и Тихоrо океанов. Вовлекаясь в южные aH

-тициклонические макроциркуляционные системы, они доходят
13 Индийском океане приблизительно до 100 ю. щ. На юrо
за

паде Тихоrо океана rлубинный экстремум высокой солености
{)тчетливо прослеживается на западе до 300 ю. Ш., а на юrо

востоке только до 500 ю. ш. (вблизи пролива Ltрейка до 55

sб0 0 ю. ш.). ,Он отмечается здесь на rлубинах от 3500
4000 м
:в районе Новой Зеландии до 1000
800 м в зоне антарктиче

.екой диверrенции. Местами экстремум повышенной солености
-обнаруживается в отдельных местах вплоть до 15
200 с. ш.
.это, по
видимому, объясняется тем, что в некоторые периоды
е особо интенсивным образованием rлубинных североатланти

'Ческих вод они проникают значительно дальше на север в Ти

ХОМ океане. Судя по характеру физико
химических свойств,
I'лубинные воды североатлантическоrо происхождения в TpaHC

-формированном виде, без сохранения стойкоrо экстремума по

'Вышенной солености, проникая в северную часть Тихоrо океа..
fla, становятся важнейшей составной частью rлубинных ceBepo

тихоокеанских вод.
,Придонные :gKCTpeMYMbl образуются в результате распро..
.с1:ра-нения придонных вод, формирующихся В высоких широ..


Н'.


163




7ах, с чем связана их низкая температура и невьrсокая ео.ле

ность. Изучены они значительно хуже, чем подповерхностные
'
промежуточные и rлубинные. Это определяется
 малым коли-
чеством океаноrрафических станций, доходящих до дна, а
также крайне слабыми представлениями о процессах, проте

кающих в придонном слое (интенсивности притока rеотермиче

cKoro тепла, химическоrо обмена между водами и донны
и
'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 rлубине
4000 м. Особенно показательно поле потенциальной темпера

туры, коrда исключе'ние адиабатическоrо эффекта позволяет
судить о перемещении вод. Это позволяет
 оrраничиться здесь
'приведением только потенциальной температуры (ри'с. VII.8),
тем более что коллекция новых полей температуры, солености
и плотности для всей толщи вод Мировоrо океана недавно
опубликована (Степанов., 1977, 1980). Следует указать, что
поле температуры, построенное по данным прямых измереций,
имеет такую же конфиrурацию изотерм. ,
По обе стороны Срединноатлантическоrо хребта, от rлубо

ководных антарктических котловин приблизительно до 400 с. т.,
прослеживаются языки пониженной температуры и солености.
При этом температура от величин
0,5
0,80 и ниже на юrе
постепенно повышается до 20 на севере, а соленость изменяется
в тех же пределах
 от 34,66
34,68 до 34,90
34,92%o. На ce
'
вере Атлантики в очень небольшом количестве
ползают по J
м
атериковому склону воды арктическоrо происхождения с
весьма близкими термоrалинными характеристиками. Анало

rичные процессы свойственны Тихому океану. При значитель
 I
ной расчлененности дна западной и восточной ero частей нан-
бо
ее блаrоприятны условия для перемещения придонных aH

тарkтических вод в средней rлубоководной Части океана; при
этом их температура меняется от
0,2
0,5 на юrе до 1,]

1,20 в приэкваториальных широтах, а соленость
 от 34,69
 I
34,70 до 34,70
34,72%o. Северотихоокеанские придонные воды
при весьма слабом перемещении имеют весьма однородную
температуру
 около 1,20 и соленость
 34,67
34,70%o. На ce

вере Индийскоrо океана придонные воды образуются из теп

лых
 соленых вышележащих масс за счет опускания по пери

ферии циклонической системы вдоль материковоrо склона.
Температура их 1,1
1,30, соленость"':"'" 34,72
34,74%o.


VII. 3. fидрохимические экстремумы и их связь
с термоrалинными экстремумами
L{ля полноrо представления о структуре океаносферы необ

ходимо остановиться на стратификации rидрохимических эле-
ментов. Эта задача упрощается 'выходом в свет моноrрафии
164




«Химия вод океана», rидрохимические поля, в том числе поля
экстрем
аЛЬНЫ)f свойств, дают весьма характерные представле.
ния об особенностях формирования и распространения водных
масс; а также об интенсив-ности их переноса в Мировом
океане. Очень ценны представления и о химическом обме,не-
вод.
Стратификация rидрохимических элементов довольно про-
ста: от максимальных или минимальных величин на поверх-
ности океана происходит постепенное уменьшение или увели:че
'
ние растворенных веществ. Особенно большой интерес пред


ставляют, экстремумы кислорода и биоrенных элементов
,
фосфатов и нитратов. При этом для первоrо характерен мини

мум, а для биоrенов
 максимум.
Наличие экстремумов у кислорода и биоrенов совершенно
закономерно. Осаждающаяся орrаника (как, кстати, и мине

ральные взвеси) расходует кислород, растворенный в OKea

нических водах. Биохимическое ero потребление, как указы

вают В. Н. Иваненков, А. М. Черняков а, А. Н. [усарова и
В. В. Сапожников (1979), убывает с удалением от поверхности
океана: в слое от 200 до 1000 м rодовое ero потребление опре

деляется десятыми долями миллилитра 02/Л, на rлубинах
1 000
2000 М
 сотыми долями, а еще ниже
 тысячными до-
лями миллилитра 02/Л. К этому надо добавить, что интенсив-
ность окисления орrаники обусловлена термоrалинной страти

фикацией, характером перемещения вод по вертикали (преоб-
ладанием нисходящих или восходящих движений), а также
соотношением концентрации кислорода и количества осаждаю

щейся орrаники и минеральной взвеси. Динамическое paBHO

весие между потреблением кислорода и деструкцией биоrенов
в основном осуществляется- в промежуточной структурной зоне;
поэтому именно здесь создаются экстремумы фосфатов, нитра

'тов и кислорода. Поскольку разложение орrаники происходит
повсеместно, эти экстремумы формируются и поддерживаются
по всей акватории Мировоrо океан? (в противоположность Tep

моrалинным экстремумам) . rидрохимические экстремумы рас-
полаrаются в промежуточной структурной зоне, как правило,
ниже термоrалинных экстремумов (за исключением Северной
Атлантики и ее южных тропиков). Только в умеренных широ-
тах южной части Тихоrо океана, в условиях слабой TepMora-
линной стратификации, под влиянием интенсивных нисходящих
движений, возбуждаемых антициклонической макроциркуля-
ционной системой и повышенной активностью плотностной
конвекции, rидрохимические экстремумы опускаются в верх-
нюю часть rл--убинной зоны.
МинимаЛЫ-lое содержание раСТ80реппО20 кислорода. В цик-
лонических макроциркуляционных системах экстремально.
низкая концентрация кислорода (рис. VII.9) отмечается зна-
чительно выше (на rлубине 400
600 м), чем в антициклони-
ческих (800
1000 м); особенно rлубоко она прослеживается
16:>




в южном индоокеанском антициклоне (1200
1500 м) и ero
аналоrе в Тихом океане (2000
2400 м). Влияние преобладаю

щих вертикальных перемещений вод неоднозначно сказывается,
на величине минимума pacTBopeHHoro кислорода и топоrрафии
ero залеrания. В то время как опускание вод в антициклонах
практически не проявляется, подъем их в циклонах приводит
к резкому падению концентрации кислорода; так, содержанtlе
ero в восточнотропических системах Атлантики понижается до
O,15
0,10 мr
ат/л и менее, а в Тихом океане
 до 0,02

0,01 мr
ат/л. Это объясняется подъемом вод не только обеднен

ных кислородом, но И боrатых биоrенами. Последнее опреде-
ляет особо высокую биолоrическую продуктивность поверхно-
стных вод в области циклонов. В связи с этим здесь осаждает

ся особенно MHoro орrаники, на окисление которой р acxoдyeT

ся почти весь кислород, содержащийся в верхней толще вод
.океана; отсюда qсобенно низка ero концентрация. Минималь

ное содержание кислорода изменяется в Атлантике от 0,50,

0,55 мr-атjл на Крайнем Севере до 0,35 мr-ат/л в приантаркти

ческой области. В этих пределах концентрация кислорода со-
храняется во всей южной части Мировоrо океана (приблизи

тельно южнее 400 ю. ш.), увеличиваясь до 0,40
0,45 мr
ат/л
в прибрежной зоне Антарктиды. В Индийском океане от юж-
ных 40
x широт к северу содержание кислорода постепенно по-
нижается до 0,10
0,05 мr
атjл. Аналоrичны ero изменения в
Тихом океане с той лишь разницей, что низкие значения от-
мечаются во всей северо-восточной части (до 0,05 мr-атjл). Та-
ким образом, поле экстремума кислорода связано не только с
биоrенным обменом и вертикальными движениями, но и с rло-
бальными перемещениями вод (Степанов, 1974).
По отношению к термоrалинныМ: экстремумам минимум
кислорода, как правило, располаrается ниже, за исключением
отдельных реrионов. В Атлантическом океане более высокое
положение минимума кислорода в значительной мере связано
с насыщенностью этим rазом rлубинных вод. В верхней части
промежуточной зоны происходит окисление основной массы
орrаники, и минимум к
слорода создается на rлубине 200

400 м, т. е. выше термоrалинных экстремумов. На востоке эк-
ваториальной зоны Индийскоrо океана, при сильной стратифи- ,
кации вод, кислородный минимум совпадает с термоrалинным.
О причине BbIcoKoro залеrания мини
ума кислорода в восточ-
ных тропиках уже roворилось.
Низкая концентрация кислорода в основном создается в
промежуточной зоне, ниже термоrалинных э.кстремумов на
200
400 м, а в полосе сильных течений (Северотихоокеанско

ro, Антарктическоrо ЦИРКУМПОЛЯРНQrо, пассатных), rде aДBeK

ция кислорода повышена,
 на rлубинах от 400
600 до 600
,
800 м.
Максимальное содержание фосфатов. Общий характер TO

поrрафии rлубины залеrания высокой концентрации фосфатов
166


.




полнестью подобен положению экстремума кислорода. Одnако
закономерности поля величин существенно различны, посколь-
ку в низких широт,!х максимум фосфатов расположен большей
частью ниже минимума кислорода, а в высоких
 наоборот.
Наиболее rлубокое зал.еrание' экстремума фосфатов отмечает

ся в области южных антициклонических макроциркуляционных
систем: до 1200
1400 м в Атлантическом и Индийском
 OKea

нах и 1800
2000 м в Тихом "(рис. УII.10)'. В зоне антарктиче-
ской диверrенции он подним ается особенно высоко
 до 400

600 м; в восточнотропических KpyroBopoTax вод и в эквато-
риальной зоне Атлантическоrо и Тихоrо океанов находится не-
сколько ниже
 на 800
900 м, а западнее Африки
 на 600 м.
В северном полушарии положение ero не связано так четко
с. макроциркуляционными системами, как в южном. В северной
части Атлантическоrо океана он почти повсеместно лежит на
rлубине 800 м, Индийскоrо
 на 1100
1200 м, Тихоrо
 на
1000
1400 м в области Куросио, а на востоке океана
 на
600
800 м. Различия в rлубине залеrания максимума фосфа-
тов зависят от особенностей биоrенноrо обмена, термоrалин

ной стратификации, интенсивности вертикальных движений.
Содержание фосфатов на rлубине их максимальной KQH-
центрации определяется теми же закономерностями, что и
экстремум кислорода, но оно в еще большей степени связано
с rлобальным перемещением вод. На севере Атлантики в ре-
зу
ьтате интенсивноrо опускания поверхностных вод, обеднен-
ных фосфатами, потребляющимися фитопланктоном, содержа-
ние биоrенов минимально для Bcero Мировоrо океана; от-
меченная особенность характерна для всей толщи вод и слоя
их максимальной концентрации (составляющих Bcero 1,0

1 ,5 мr
атlл). При преобладающем rлобальном перемещении
североатлантических вод на юr (rлавным образом нижних
промежуточных и rлубинных) содержание фосфатов посте

пенно нарастает, достиrая в антарктической циркумполярной
зоне 2,0
2,5 мr
ат/л. В Индийском океане с продвижением
вод на север концентрация их несколько увеличивается (до
2,5 мr
ат/л). Особенно сильно повышается содержание фосфа-
тов в Тихом океане, пос'тепенно нарастая от 2,5 мr-ат/л в Ан-
тарктике до 3,4
3,5 мr
ат/л в северо
восточной части океана.
Почти по всей акватории Мировоrо океана максимум фос

фатов располаrается ниже минимума кислорода (рис. УН.1 О).
В области южных антициклонов Атлантическоrо и Индийскоrо
океанов он расположен rлубже экстремума кислорода на Be

личину от 200
400 до 600
800 м, а в Тихом океа'не
 на
800
 1 000 м, местами даже 1200 м, попадая, сл
довательно,
уже в верхние rлубинные воды. Приблизительно то же имеет
место в северной части Тихоrо океана. В области раСПОJJоже

ния циклонов и В экваториальной зоне оба экстремума распо

лаrаются на одних и тех же rлубинах и даже максимум фос-
фатов оказывается выше минимума кислорода на 100
200 м.
167




i


Рис. VII,IO. fлубина залеrания максимальной концентрации фосфатов (в м,
'вверху) и их величина (в мr-атjл, 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 биоrенов, коли-
чество осаждающейся орrаники, характер стратификации вод
и вертикальных движений.
VH. 4. О распространении вод
экстремальных свойств
В то время как причины и условия образования термоrалин-
ных и rидрохимических экстремумов кажутся объяснимыми,

8X распро.странение и постоянство существования на необъят-
168


J




пых пространствах Мировоrо океана представляются явлением
совершенно поразительным и вместе с тем недостаточно из-
ученным. То, что они прослеживаются повсеместно на совер-
шенно определенных rлубинах,. с более или менее постоянны-
ми средними характеристиками и cTporo выраженными зако

номерностями, свойственными данному полю, rоворит о ква-
зистационарности их формирования, распространения и транс-
формации (в процессе перемещения и смешения с друrими
водами как по фронту, так и с выше
 и нижележащими мас-
сами). Поэтому экстремумы и прослеживаются в CTporo опре

деленных реrионах, 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 rодов нашеrо столетия
Р. Б. МонтrQмери и А. Е. Парром. Действительно, в условиях
неизменноrо повышения плотности океанических вод rю вер-
тикали и резко увеличивающеrося давления (на 1 атмосферу
в слое в 10 м) перемещение вод со свойствами, совершенно
отличными от выше
 и нижележащих, вряд ли возможно без
Toro, чтобы они не перемещались по вертикали 'и в rОРИЗОIt-
тальном направлении с той плотностью, которую они имеют
в области cBoero 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
rоризонтальным турбулентным обменом во. фронтальных зо-
нах (Н. М. Кошляков, В. и. Кукса, и. л. Рид). Ставится во-
прос об исследовании влияния циркуляции вод и боковоrо пе
,
ремеШИ,вания 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 со
ершенно очевидным,
что в распространении этих вод rлавной является адвекция,
осуществляемая в процессе общей циркуляции; такое объясне

ние само собой напрашивалось при рассмотрении как TepMO

rалинных, так и rидрохимических экстремумов. Специальные
расчеты rеострофической циркуляции вод, проведенные
В. и. Куксой (1978) для криволинейной поверхности, COOTBeT

ствующей rлубине расположения подповерхностных и проме

жуточных термоrалинных экстремумов, показали, что пере нос
вод в точности соответствует тому, который отмечается на
близлежащих стандартных уровенных поверхностях. Так, цир

куляция вод, полученная для rлубины подповерх
остных экс-
трем умов практически без всяких от!{лонений, подобна дина

169




мическому р
льефу (на IOO
200 м), вычисленному ,по линей

но-диаrностической модели (рис. VI.5). Аналоrичную картину
для промежуточных экстремумов дает уровенная ПQверхность
1000 м.
Отсюда следует, что воды с экстремальными свойствами,
как и все водные массы, последовательно перемещаются по
периферии . макроциркуляционных систем из одноrо KpyroBopo

та в друrой. При этом они постепенно трансформируются как
по фронту cBoero перемещения, так и в процессе их смешения
с выше
 и НИ2У.ележащими водами. Поэтому rлубина положе

ния экстремумов понижается в области расположения анти

циклонов и квазистационарных конверrенций, а в циклонах и
диверrенциях
 поднимается. Процессы эти имеют установив-
шийся характер, что и обусловливает квазистационарность су-
ществования экстремумов в определенных реrионах, обеспечи-
вая неразрывность поля и постоянство поступления формирую

щих их вод. Видимо, поэтому и не наблюдается резко Bыpa

женноrо языкообразноrо искривления изолиний; вместе с тем
по полю физико-химических экстремумов, как уже MHoroKpaT

но отмечал6сь, можно получить представление о rлобальной
адвекции вод со значительно большей наrлядностью
 чем по
расчетным полям динамическоrо рельефа (соответствующим
линиям тока) 1.
Нельзя не подчеркнуть и Toro 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 соответствующеrо уравнения позволи

ло рассчитать результирующий перенос вод в меридиональной
пл.оскости океанов по меридиональным и вертикальным со-
ставляющим потока (Степанов, 1969, 1974} , что особо рас-

матривается в следующей rлаве (рис. VIII.8 и VIII.9}.
ДЛЯ изучения изопикничности распространения вод с экс-
тремальными свойствами была взята плотность, полученная в
результате осреднения всех исходных данных по пятиrрадус

ным трапециям. По ним построены поля пл'отности на rлуби

не термоrалинных экстремумов. Они показали сравнительно
равномерное'изменение плотности по акватории снебольшим
различием ее по вертикаля. Чтобы выявить основные законо-
мерности, были определены средние широтные величины плот-
ности (табл. VII.l, рис. VII.ll). 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. A.
 Бурков
(1980) ,


170


Jf'




28


26



:-:-:.,
""
, //..\
" " "')t \
'\ //'-
 \
\ \ / ( \
\ "
 . . / \
,,,, ...... : ,,/ I
'
"\ ...,. r.....lr. /
",......::../ ---i.
'-..
:
 . ' I !\.//


I



2
.......... 3


......


27


25


24


28


'" "'::-;,
\"\'" /;"
......,,,/
.........

\ \'. ;'
\ "', ",/';'
\ \ ". --: ::w:;..

...
, ...........-:
 .. ..\


':::'-=',
27 : \- .. . . /
\) \ {"",,/
\ /
\J


26,2
80" Ю.Ш. 60
28,01

 .
 ........
I


 f "',-



""
27 0 8 f

....


;-;:-::--



'- I
f ."..,....... .......

............ I
" . "--..::.

27,6 I I 1 1 I I I 1 J I
800 Ю.Ш, 60 40 20 О 20 40 f 600 С.Ш.


, Рис. VII.11. Изменение средних широтных величин ус-
ловной плотности воды в океанах на rлубине подпо-
верхностных (вверху), промежуточньtX -(посередине) и
rлубинных (внизу) термоrалинных экстремумов
1
 Тихий; 2
 Дтлантический; 3
 ИНДИЙСКИЙ океавы


меньшей плотностью у субарктических и тихоокеанских вод по
сравнению с субантарктическими).
В южном полушарии плотность у rлубинных экстремумов
очень близка. В северной части Атлантики, rде в основном
формируются rлубинные массы, плотность н
сколько повы

шается.
Для анализа изменчивости плотности на rлубине TepMora

линных экстремумов были получены по ареалам распростра

нения различных типов вод (табл. VII.2, VII.3) средние, MaK

-симальные и минимальные величины, а также разность между
171




Таблица VII.l
Средняя широтная условная плотность воды на rлубине
термоrалинных экстреl\lУМОВ по океанам
(Т
 Тихий, А
 Атлантический, И
 Индийский)


Экстремумы
Широта подповерхностный промежуточный rлубинный
т I А I и т I А I и т I А I и

70
65 с. ш. 25,93 27,65
65
60 27,17 27,68 27,88 .
6O
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 26i1 27,12 27,62 27,85
45
40 26,84 26, 9 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
1(}
05 24,65 25,07 26,68 26,53 27,36 27,01 27,70 27,81
5
 24,28
25,31 25,79 27,33 27,34 26,71 27,71 27,82

5 ю. ш. 24,56 24,81 24,44 27,29 27,35 27,26 27,79 27,83
5
10 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
3
35 ' 25,63 25,71 25,83 27,14 27,27 27,28 27,81 27,84 27,82
3
40 26,02 .26,57 27,16 27,19 27,26 27,81 27,84 27,82
4
45 26,58 26,75 27,14 27,22 27,27 27,81 27,83 27,81
4
50 26,78 27,15 27,16 27,28 27,59 27,80 27,80 27,79
5
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


Пр н м е ч
 н н е. В местах отсутствия сведений о плотности экстремумов нет,


ними по всему реrиону расположения рассматриваемоrо экс-
тремума. Кроме Toro, 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 xapaK

теристик изменчивости анализируемоrо поля плотности все-
таки нет определенных критериев Toro, какие пределы MorYT
быть приняты в качестве изопикничности. Каковы MorYT быть
допустимые экстремальные значения или величина стандарт-
Horo отклонения? В конечном счете было решено определить
соотношение природной изменчивости и разницы между MaK

симальным и минимальным' средним широтным значением
172




Таблица VIl.2
Изменение условной плотности воды по rлубине подповерхностных
термоrалинных экстремумов по океанам
(А
 АтлантическиЙ, Т
 Тихий, И
 Индийский)


Условная плот

ность воды


>.
1:::[
:Е ,
<!) :с
::'1::<:


I
::<:
ci.

u<!)
01Ij
1::


I
g

1:;'


:х::с


... '
О ::<:
. :r
'Ро::<:
1:; <..н;:
:Х: <!)
"'01Ij
01::


Экстремумы Океаны ,.Q::'1 ::!! ... ... ::!!
t-
 08. ::!! 11:i:

сред- макси- мини- t,:s: .;;: '" gJu...
маль
 маль- о . оь
a.$ ...00
няя :с u


 <.Jgj
:s
ная ная м:Х:
 ci. g;
"''''

s;
о..::е 0..3:с U<.JI:;
1. Полярный I
экстре

мум пониженной
температуры А 27,48 27,8/ 0,83 0,36 0,17 47
Антарктика 27,04
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
f7.



П. Экстремум BЫCO

коЙ соленоtти
Б-есь 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 по,лУЦIа- 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


ЦЛОТНОСТИ. 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 rрадации, оrраничимся лоrиче

ским анализом полученных данных. Переходя K
 такому обоб

,щению имеющихся сведений, можно сказать, что пределы из

,менений плотности довольно значительны, особенно у подпо

,верхностных экстремумов. Большая изменчивость плотности
на rлубине минимума температуры в северо
западных частях
океанов определяется не только природными условиями, НО И
оrраниченным количеством исходных данных. За счет этоrо в
Тихом океане стандартное отклонение по ареалу оказалось
больше разности между максимальной и минимальной cpeд

ней широтной величиной плотности. В Атлантике процент ис

польэуемоrо соотношения тоже значительный
 50%. Соответ"
,ственно различны и сами экстремальные величины. В AHTapK

тике ИЗОПИКНИЧНО.сть проявляется лучше, однако и в этом
случае процент _ отношения. стандартноrо отклонения к раз..
173




ности средних экстремумов меняется приблизительно от 30 Д

.50 %, несмотря на близость всех рассматриваемых статистиче-
, -'Ских характеристик (табл. VII.2).
Изменения плотности на rлубине подповерхностноrо макси-
--мума солености значительно больше, чем температуры. Это.
.объясняется прежде Bcero весьма обширным ареалом распро

странения повышенной солености, в пределах KOToporo плот

ность меняется очень существенно (рис. VII.11, табл. VII.1)..
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 дс><
1 ,o
 1,5 единицы. Не удивительно, что процент используемоrо'
соотношения в Атлантическом и Индийском океанах достиrает
70
80% ,..-и только в Тихом
 40%. При этом в южном полу

шарии в целом он больше, достиrая почти 100% в Атлантике

В северной части Индийскоrо океана стандартное отклонение-.....
'по средним широтным величинам оказалось больше среднеw
разности между экстремумами.
Таким образом, можно полностью соrласиться с В. И. Кук-
сой (1978), пришедшим к выводу, что подповерхностным тер-
моrалинным экстремумам не свойственна изопикничность. Pac


пространение подповерхн-остных вод в основном определяется
циркуляцией. Переходя к анализу условий изопикничности
промежуточных и rлубинных термоrалинных экстремумов, сле-
дует сказать, что и для них соотношение между экстремальной
разностью средних широтных значений условной плотности и
ее стандартным отклонением оказывается большим.
у промежуточноrо 'экстремума повышенной температуры,.
отмечающеrося в высоких широтах, различия рассматривае-
M
X статистических характеристик условной плотности HeBe

'лики (табл. VB.3). В целом несколько меньше разность экс

тремальных значений в северо-западных реrионах Атланти

ческоrо и Тихоrо океанов, тоrда как по средним широтным
величинам в Тихом океане эта разность, как и стандартное
-<отклонение, максимальна. Процент используемоrо 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 субарктическоrо происхожде,НИЯ 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, образуемоrG
водами субантарктическоrо происхождения, рассматриваемые
характеристики условной плотности довольно близки во всех
--океанах. Исключением являются повышенные величины раз

.ности ЭКСТI>емумов в Атлантике, видимо, за счет особенно ши-
pOKoro их распространения, определяющеrо большие разли-
-чия широтной изменчивости плотности; здесь в 2 раза больший
процент анализируемоrо соотношения (табл. VВ.З).
174




Таблица Vll.3
Изменение условной плотности воды на rлубине проме)Куточных
и rлубинных термоrалинных зкстремумов по океанам
(А
 Атлантический, Т
 Тихий, И
 Индийский)


Экстремумы


Океаны


, у словная плот

ность воды
макси
 мини

средняя маль
 маль-
ная нан


>.

1:[

 .
::;Jgj
.l3::;J
t:s:
о .
:<:и
(1):<:
..,'"
Q.::;J


I
:s:
lig;
уl:;:
(1)
ОЩ
t::::;J
.l3:a
tiЗ
00
!


Q.8:<:


I
(1)
ОЩ
t::
::;t
t:i


!5




!if8gj

 lig;
UUI:;:


Е-о I

 Ii!

ul5
E-oo

0t::
..t:s:


I:;E-o
Е-ооо
ui:i
1


a=


1. Промежуточный
полярный повы-
шенной температу

ры А 27,73 27,91 27,38 0,53 0,27 0,12 44
Антарктика т 27,73 27,89 27,44 0,45 0,24 0,09 38

 И 27,74 27,91 27,38 0,53 0,22 0,10 ' 45
Северо
западная А 27,70 27,77 27,56 0,21 0,16 0,07 44
часть океана т 26,98 27,22 26,70 0,52 0,36 0,19 53
1, Промежуточный
экстремум пони-
жен ной солености
субантарктиче- А 27,31 27,69 26,13 1,56 0,18 0,13 72
CKoro проис- Т 27,26 27,72 26,93 0,79 0,30 0,12 40
хождения И 27,28 27,50 27,08 0,42 0,19 0,08 42
убарктическоrо про- Т 26,70 27,44 24,86 2,58 1,52 0,55 36
исхождения ....


с


1I1, Промежуточный
экстремум BЫCO

кой солености
средиземномор-
ский
красноморский


А
И


27,67 27,78 27.59 О, 19
27,2226,3426:652,69


0,09
0,55


0,07
0,10


78
18


I
IV, rлубинный экст
 А 27,82 27,91 27,66 0,25 0,07 0,04 57 \
ремум повышен
 Т 27,81 27,88 27,75 0',13 0,06 0,02 53
ной -солености И 27,80 27,81 27,66 0,21 0,07 0,03 43 -1


Промежуточные экстремумы высокой солености, создавае-
мые в океане средиземноморскими и красноморскими !30дами,
.отличаются существенно различными статистическими xapaK

теристиками условной плотности. При близких средних и MaK

симальных величинах минимальные значительно ниже, в силу
чеrо разность экстремумов очень велика (2,7 усл. ед.), а CTaH

дартное ОТК.f;Iонение мало и процент их соотношения СО-Бсем


175




низкий (18%). у экстремума средиземноморскоrо происхож

дения при небольших значениях разности экстремумов и CTaH

дартноrо отклонения тот же процент очень велик (78%).
Заключая рассмотрение изменчивости пло
ности на, rлуби

не промежуточных термоrалинных экстремумов, приходится
rоворить о том, что строrой ИЗопикничности, так же как и у
подповерхностных вод, здесь нет. Соотношение между раз-
ностью экстремальных величин плотности и стандартным OT

клонением меняется в весьма больших пределах: от 18 до 78%;
преобладают же величины 30
50 %. По-видимому, для про-
межуточных вод это MHoro.
r лубинный экстремум повышенной солености имеет в OT

дедьных 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 Be

лико"":""'""" ОТ 33 до 57%, и, следовательно, даже для rлубинных
вод принятые оценки не позволяют сделать 'Вывод .об изопик-
ничности их распространения.
Может быть, выбранный критерий неудачен? Вполне Be

роятно, что в будущем появится возможность провести более
строrие оценки изопикничнЬсти. Однако даже анализ поля
плотности на rлубине термоrалинных 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
:>ценки изопикничности' потенциальную плотность, что

казалось бы, должно было дать более точные показатели.
Для промежуточных экстремумов им определено стандартное
отклонение. При. несколько различной классификации вод OKa

залось возможным сопоставить стандартное отклонение натур-
;
 ной и потенциальной плотности только по некоторым,' правда
rлавным, экстремумам. Для промежуточных минимумов соле-
ности субантарктическоrо происхождения в
 АТJIантическом

Индийском и Тихом океанах В. И. Кукса получил стандартное
'отклонение от 0,08 до 0,13, что в точности соответствует дан-
ным табл. VII.2; полное их равенство имеет место и для cpe

диземноморскоrо и Kp-
СНОморскоrо максимумов солености.
Лишь для промежуточноrо 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 этоrо раздела. ПОJIУ

чае:rся, что формирование и сохранение квазистационарности
термоrалинных экстремумов не только подповерхностных, Но
'даже промежуточных и rлубинных масс определяется rлавным
образом циркуляцией вод. Изопикничность, следо:!3ательно, Иr

рает второстепенную роль. При анализе тех же процессов по
176




.натурным данным (а не по средним, как в данном случае)'
можно ожидать еще ,больших отклонений от ИЗОПИКНИЧНОСТIi
за счет циклической изменчивости процессов, с которыми свя
,
зано образование и распространение подповерхностных, nро
'
межуточных, rлубинных и придонных вод. У rидрохимических,
экстремумов изопикничность, по-видимому, выдерживается в;
еще меньшей степени в условиях активноrо обмена веществ,.
осуществляющеrося в большой мере за счет переноса орrаники
.
 -по вертикали.


r л а в а УII1
СТРУКТУРНЫЕ ЗОНЫ И ВОДНЫЕ МАССЫ


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


L.


VIII. .1. Структурные зоны


t


Основываясь на закономерностях стратификации, можно
установить rраницы между водами различных свойств и тем
самым определить rраницы структурных зон. Такие rраницы
существуют в Мировом океане повсеместно, сменяя друr друrа
по вертикали. По последним морфометрическим данным полу

чены объемы содержащихся в них вод, что весьма важно не
только для количественноrо сопоставления водных масс, но а
для оценок обмена энерrии и веществ. Для понимания процес..
сов, протекающих в структурных зонах, и квазистационарности
их rраниц проведены расчеты циркуляции вод в меридиональ
.
ных сечениях океанов.
Изучение структуры прежде Bcero связано с установлением
rраниц вод с различными свойствами (водных масс). Большое
значение при этом имеет выбор метода (принципа) , KOTOpЫ

позволил бы возможно более объективно решить эту задачу.
Она усложняется тем, что в океане такие rраницы далеко не
всеrда четко выражены. Чем интенсивнее происходит переме-
шивание двух водных пасс, тем более размытой будет rраница
между ними; то же имеет место в областях их формирования и
активной трансформации. Друrая трудность установления rpa..
ниц структурных зон связана с тем, что о
и представлены не
поверхностями раздела, а переходными (поrраничными) слоя

ми различной толщины, в пределах которых не всеrда можно'.
проследить увеличение rрадиентов физико
химических свойств.
е rлубиной такие rраницы становятся все более и более раз-
мытыми. Установление этих rраниц необходимо для изучениSl


.1/


12
1401


171




.nроцессов взаимодействия между отдельными структурными
.зонами, с чем непосредственно связано перераспределение Be

ществ и энерrии в толще вод Мировоrо океана. Для выявления
.общих закономерностей структуры вод были привлечены
sстойчивость, температура, соленость, плотность и их верти

кальные rрадиенты. Карты топоrрафии rраниц структурных
зон и поrраничных слоев составлялись по средним величинам,
полученным по пятиrрадусным трапециям. По Индийскому
<)кеану эта работа проделана А. д. Щербининым.
Поверхностная зона. Свойства ее вод формируются в про

цессе непосредственноrо обмена энерrии и веществ между
океаном и атмосферой. В такой обмен вовлекается относитель

но небольшой слой воды, толщиной Bcero около 200 м. В co

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 оrраничивают

ся поверхностной зоной. Вследствие Toro что поверхностные
воды подверrаютсй воздействию внешних сил (солнечной pa

диации, ветру и друrим физико-rеоrрафическим факторам),
стратификация их довольно сложна. Она определяется rлав

ным образом взаимодействием процессов BeTpoBoro и KOHBeK

тивноrо перемешивания, 'а также циркуляцией вод. Ветровое
перемешиБ-ание приводит к созданию относительно rOMoreHHoro
поверхностноrо слоя, нижняя rраница KOToporo определяется
в основном rлубиной волновоrо перемешивания. Эта однород-
ность ,постоянно нарушается наrреванием или охлаждением,
опреснением или осолонением поверхностных вод, что приводит
К изменению их плотности.
В местах интенсивноrо развития конвекции охлажденные
или осолоненные воды, проникая в подповерхностный слой, рас-
пространяются затем в rоризонтальном направлении, вовле.
каясь в сложную систему циркуляции вод поверхностной зоны.
За счет этоrо в высоких широтах в теплое время rода под
проrретым поверхностным слоем сохраняется
олодная про

<слойка, а в низких широтах
 подповерхностные осолоненные
воды. Поверхностный и подповерхностный слои обычно разде-
,ляются переходным слоем. Нижняя rраница поверхностнрй
структурной зоны большей частью отмечается на rлубине 200

300 м. В местах расположения циклонических макроциркуля-
ционных систем и диверrенций она приподнята до 150
200 м,
.а в областях антициклонических KpyroBopoTOB вод и конвер-
rенций опущена до 300...;....400 м (рис. VIII.l, табл. VIII.l).
Нижняя rраница поверхностноrо слоя определял ась по
'средним rодовым величинам температуры, солености и верти

кальному rрадиенту плотности. Эта rраница довольно четко
прослеживается по переходу от поверхностных rOMoreHHbIx
вод к повышенным rрадиентам плотности переходноrо слоя.
В' соответствии с широтными изменениями BeTpoBoro переме-


"<iI


I
..


178








Рис, VIII.1. Средняя rодовая толщина поверхностноrо однородноrо слоя
(в м, вверху) и rлубина расположения нижней rраницы поверхностной
струк
урной зоны (в М, внизу)


i
I
f


шивания толщина поверхностноrо слоя от 1 о
зо \м в эквато"
риальной зоне увеличивается до максимальных значений в
умеренных широтах ceBepHoro (30
50 м) и южноrо (50

100 м) полушарий (рис. VIII.l, табл. VIII.2). В полярных
районах она снова уменьшается до 10
20 м. По непосред-
ственным наблюдениям толщина поверхностноrо .слоя нередко
бывает значительно больше. Нижняя rраница переходноrо слоS!-
в среднем по Мировому океану находится на rлубинах от
30
40 м в полярных районах до 80
100 м, местами до 150 м
в тропических областях. Толщина ero от 20
30 м в эквато-
риальном и полярных районах нарастает в тропических и


;;


l


12-


179




умеренных широтах до 80
 1 00 м. Толщина подповерхностноrо
.слоя еще больш-е. В местах преобладания подъема вод она
.составляет 100
150 м, а в областях опускания увеличивается
.до 200
250 м.
Поrраничный слой выделялся только между поверхностной
п промежуточной структурными' зонами, rде он выражен наи

более ярко. Толщина ero составляет 200
300 м, местами
400 м (табл. VHI.1). в некоторых случаях он не принимался
во внимание. Так, при вычислении морфометрических xapaK

-теристик, определении переноса вод и кинетической энерrии
он был отнесен к промежуточной зоне, при большой толщине
которой (в ,среднем около 1500 м) прибавление поrраничноrо
' слоя не приводит к' существенным завышениям делающихся
расчетов. 'М9ЖНО, конечно, разделить ero пропорционально
1'олщинам (или объемам) обеих зон, но такая прибавка мало
ощутима. И наконец, процессы, свойственные поверхностным
водам, в основном не проникают r лубже нижней их rp аницы.
Поверхностный изотермический, изоrалинный, изопикниче-
ский слои и их rодовая изменчивость рассматриваются ОСQбо,
с Te
 чтобы проследить и сопоставить
 толщину rOMoreHHoro
слоя по каждой термоrалинной характеристике в отдельности.
Такие ис
ледования были проведены по северным частям AT

лантическоrо и Тихоrо океанов, по которым имеются необходи

мые исходные данные. Полученные результаты опубликованы в
двух моноrрафиях, посвященных стратификации вод (Труды
внииrми
мцд, 1978, т. 45 и 1980, т. 69). Толщина OДHOpOД

Horo слоя определялась по принятому вертикальному rрадиен

ту и изменению переrиба кривых' анализируемых параметров.
Для установления изотермии Л. К. Моисеев взял rрадиент
0,01 °C'M
l; по изоrалинности С. [. Панфилова оперировала с
0,001%0' M
l; по изопикничности А. д. Щербинин выбрал вели-
чину 0,005 усл. ед.' M
l.
Топоrрафия толщины ОДнородноrо слоя по средним rодовым
значениям оказалась сходной по те
пературе, солености и,
плотности (при том, что 'она получена различными авторами).
Поверхностный изотермический слой от 1 О м и менее на севере
Ат-лантическоrо и Тихоrо океанов увеличивается ,В низких ши

ротах до 30
50 м с максимумом дО 7.5
IOO м. Qриблизитель-
но то же отмечается по плотности, а по солености толщина.
меньше, Bcero до 20
30 м. Самым примечательным является
распространение rомоrенности до дна на ceBepO
BOCTOKe AT

лантическоrо океана. При этом особенно обширен ареал изоrа-
линности, несколько меньше
 изопикничности, И совсем HeBe

лик
 изотермии (установленных по выбранному вертикальному
rрадиенту). .
в Северной Атлантике в теплое полуrодие топоrрафия по

BepxHocTHoro однородноrо слоя мало отличается от средней
rодоВОЙ. Однако толщина слоя почти' в 2 раза меньше. Только
.по солености (в принятом критерии изоrалинности) OДHOpOД

180






I
t






,
..




'"


..-.




................





 ..,.


Таблuца V1l1.1


t лубина расположения i1ижнitх rраilиц структурных ЗОН Мировоtо oI{eaвa, в м
(по средним широтным данным)


ЗОНЫ
Поверхностная Поrраиичный спой между по-
верхностной и промежуточной Промежуточвая rпубинная
ШИ1?ОТЫ зоиами
I ATп'
1 ИВДиl
 Тнхий I А
-IИвд' I Атп"-I ИиAиlI I Атп.н-\ Иидвй-I
Мировой T:ic
 екай Мировой T=e
 екий Тихий Мировой ти.ес- ский
 Тихий Мировой T=C
 ский Тихий
, кий
50
600 с. ш. 200 150
 250 400 350' ,
 450 1600 1300
 1800 4000 3700
 3700
40
500 250 250
 250 450 450
 450 1800 1800
 1800 4100 3900
 3500
30
400 220 250
 200 400 550
 350 2000 2300
 1800 4400 4700
 4200
20
300 190 250
 150 400 550
 300 1900 2100
 1800 4100 4300
 4100
10
200 , 210 250 350 150 400 500 700 300 1600 1700 1800 1600 4100 4700
 3900
\
0
10° 170 150 250 150 300 250 450 250 1200 1100 1400 1200 4000 4600 3800 3900
0
100 ю. ш. 190 150 200 200 350 300 400 300 1300 1100 1600 1300 3800 3900 3800 3800
10
200 200 150 250 200 350 300 450 350 1500 1300 1400 1600 4000 3800 3800 4200
20
30
 200 200 200 200 400 350 350 400 1600 1400 1600 1700 4000 3700 3900 4200
30
400 200 200 200 200 400 400 350 400 1800 1 700 1800 1800 ' 3700 '3500 3900 3700
40
50Q 250 250 250 250 5

 700 450 550 1600 1400 1600 1800 3800 3700 4200 3400
50
60
 230 250 200 250 500 '550 400 550 1100 1100 800 1400 4000 4500 3400 4200
60
70
 200 200 200 200 500 450 500 500 1200 1300 1400 1100 3100 3700 з200 2800
70
800 200 200
 200 450 450
 450 1500 1500
 1500 2700 3400
 2400








Рис. VII1,2. Толщина BepXHero изотермическоrо слоя в марте (в м),.
по А. А. Кузнецову (вверху) и К, Батену (внизу) j


ный слой на северо-востоке прослеживается до дна (без суще

cTBeHHoro изменения ареала ero распространения). В холодно

полуrодие картина резко меняется. В Северной Атлантик

толщина изоrалинноrо слоя от 10
30 м вблизи экватора YBC

личивается к 400 с. ш. до 1 00
200 м, а по темпер атуре
 до.
200
500 м, доходя еще севернее до дна (рис. VIII.2).
При этом изотермичность охватывает почти всю акваторию
высоких широт; а изоrалинность в крайней западной часта
182


.,


t






f
I
I
I
i


океана в условиях опресненности вод оrраничивается поверх

постным слоем толщиной не более 25
50 м. По этой причине

 изоftикничность вблизи североамериканск.оrо побережья OKa

зывается столь же малой. Таки-м образом, можно полаrать, что
на обширных пространствах северной части Атланти:ческоrо
океана (приблизительно от 40
300 с. ш. и западнее меридиана
южной оконечности rренландии) конвекция может распро

страняться вплоть до придонноrо слоя.
В северной части Тихоrо океана отмечаются совершенно
иные условия. З а счет конвекции и повышенной интенсивности
BeTpoBoro перемешивания в осенне
зимнее время толщина по

BepxHocTHoro СЛОЯ достиrает lOO
150 м с максимумом при

близительно на 30
500 с. ш. (рис. VIII.2). В результате
опреснения крайних северных акваторий rомоrенный слой раз

вит несколько меньше. Однако в Аляскинском заливе по при

пятому - критерию Л. К. Моисеев обнаружил изотерм ию до дна;
малые rрадие.нты температуры позвол'яют здесь распростра

ниться конвекции на небольшую rлубину, адвекция же способ

ствует восстановлению слабой стратификации. В теплое полу

rодие развитие однородноrо слоя
 северной части Тихоrо
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 Тихоrо океана такую работу
выполнил К, Х. Батен (1972) по большому количеству бати

TepMorpaMM. Для Северной Атлантики А. А. Кузнецов по

строил температурные кривые на основании осреднения всех
имеющихся данных по трапециям в 2,50; при этом- были ис-
пользованы как средние, так и модальные температуры для
получения кривых. Результаты оказались довольно близкими.
Оба упомянутых автора установили толщину однородноrо
слоя по перелому кривых температуры (от вертикали к на-

клонному положению). Анализ проводился по 12 месяцам. He

смотря на использование различных исходных данных, полу-
ченные сведения можно считать сопоставимыми.
Используя карты, составленные обоими авторами, были по

строены rрафики изменения толщины однородноrо слоя в Te

чение rода по двум меридианам
 300 и 1800 в. д.; толщина
слоя снималась по параллелям через 50 по всей меридиональ

ной протяженности северных частей океанов (рис. VIII.3).
Анализируя полученные rрафики, можно обнаружить, что в
низких широтах (как это и следовало ожидать) изменчивость
изотермическоrо слоя от месяца к месяцу невел
ка; 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, 450 с. ш.) сезойная изменчивость
резко возрастает. ТОЛIЦина слоя в т
плое полуrодие в обоих
-океанах становится практически одинаковой. С октября изо


ермия начинает быстро развив
ться, достиrая в Атлантике
183


i












J-







200
 I


::
,



;

: r==


,




;:;
111 V VII 'Х ,ХI XII
Рис. VII1,3. Изменение толщины BepXHero изотермическоrо слоя (в м) в те-
чение rода в северной части Атлантическоrо (вдоль 300 в, д,
 сплошная
линия) и Тихоrо (вдоль 1800
 пунктир) океанов


tJ


100


"' ,
.......



200


300


'400


350 С,Ш.


500


о


100 /
...............................,..".,./


200


300


'400


550 С.Ш.


500


200
-----j
'300
400
500
I 111 ' V


придонных rлубин в феврале
 апреле. От апреля к маю ОНа
уменьшается до величин, близких к тем, которые отмечаются
в теплое полуrодие.
Исходя из преДПОЛО1j<ения, что изменения толщины изотер'

мическоrо. слоя зимой определяются развитием конвекции

можно понять особенности формирования столь уникальных
свойств rлубинных североатлантических вод. ОI;JИ отличаются
самой ВЫсокой в Мировом океане концентрацией кислорода 1
(ДО O,55
O,60 мr
ат/л), очень высокой соленостью (ДО 34,9

35,1%0) и плотностью (ДО 27,7
27,8 усл. ед.), а также ПОВЫ

шенной температурой. Вместе с тем rлубинным североатлан

тическим водам свойственна самая низкая концентрация фос

фатов (менее 1,5 MKr
aT Р/л), что характерно для поверх

НОстных вод. Все это является косвенным подтверждением их
формирования за счет интенсивноrо опускания' вод сверху.
Высокое содержание кислорода от поверхности до дна оказы

вается достаточным для активноrо окисления орrаническоro
вещества. Сколь специфичны процессы, раэвивающиеся в Се..
184




Таблица У/1I.2
rлубина раСПОЛО1Кения НИ1КНих rраниц слоев поверхностной
структурной зоны (по средним широтным величинам), в м


I
t


4
.з


Слои
поверхностный пер.еходный, нижний
Широты ф
 ф
 ф

... :>' :S: :>' :S: :>' :S:

 = :.:
 :S: :.:
 :S: :.:
о '"' u о '"' u о !:: u

 :r:


 :r: ,=


 IIS:
О 0:10:= = :S: о 0:1,= :S: = о @о:= = :S:
А t=:= t:1:
 о- t=:= t:1:
 о- t=:= t:1:

:S:' '"':': :r: :S: :;: '"':.: :r: :S: :S: '"':': :r: =

 <С) :s: Е--<
 <С) :s: Е--<
 <С) :s: f-<

50
60
 С. ш. 15 20
 15 30 40
 20 200 150
 250
0
50
 15 15
 15 40 40
 40 250 250
 250

40
 15 20
 10 45 50
 40 220 250
 200
20
Og 25 35 25 15 60 60
 50 190 250
 150
10
20
 25 25 35 25 80 70 80 80 210 250 350 150
,O
10q 25 20 35 20 75 50 120 70 170 150 250 150
'
lO° т. ш. 30 20 30 30 90 70 120 80 190 150 200 200
t'
20g 30 35 30 25 85 70 100 80 200 150 250 200
:2
зоg 35 40 30 30 65 80 - 80 50 200 200 200 200
3
40g 40 30 35 50 50 50 60 40' 200 200 200 200
4
50g 55 50 . 60 55 70 80 80 50 '250 250 250 250
50
60g 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
10
80g , 20 20
 20 40 40
 40 200 200
 200


"
(


t
!
t


верной Атлантике, и создающиеся при этом воды, можно cy

дить по сопоставлению их со свойствами rлубинных тихоокеан

ских вод. При резко выраженной стратификации нисходящие
движени5.1 в северной части Тихоrо океана слабы, и потому

содержание pacTBopeHHoro кислорода
 менее 0,10

. 0,05 мr-ат/л, а фосфатов"""": более 2,7 MKr
aT Р/л.
Интенсивность охлаждения поверхностных вод и развитие
конвенции определяются разностью между температурой воды
и воздуха. Термическое различи
 обеих сред является основой
турбулентноrо теплообмена океана с атмосферой. В результате
интенсивноrо осенне
зимнеrо BeTpoBoro волнения между по

верхностным rOMoreHHbIM и подповерхностным слоями обра-
зуется небольшой переходный слой с повышенными rрадиента

ми плотности. Однако конвекция, видимо, леrко может ero
размывать, распространяясь на большую rлубину в условиях
относительно высокой изопикничности. Последующее сильное
волнение снова приведет к не*оторому расслоению поверхност

ных вод, которое опять
таки будет размыто конвективным пере-
мешиванием. Чередование этих условий происходит в течение
Бсеrо rода, но особенно интенсивно в осенне
8ИМНИЙ период с
постепенным распространением конвективноrо перемешивания
На все большую rлубину. Расслоение промежуточных, rлубин-
ных и придонных вод поддерживается адвективными процесса-
ми. Конвекция при водит к разрушению слабовыраженной CTpa

185


i
I


f


f,




тификации, а адвекция направлена на восстановление расслое

ния. Таким образом, между волновым и конвективным пере-
мешиванием, с одной стороны, и адвективным переносом вод

с друrой, должно создаваться сложное динамическое взаимо

действие с некоторым преобладанием влияния конвекции в хо-
лодное время rода, за счет чеrо orpoMHoe количество тепла и
влаrи выделяется в атмосферу. В rодовом цикле теплообме-
на океана с' атмосферой степень развития BepxHero rOMoreHHo-
ro слоя и отсюда, видимо, конвекции изменяется не по сезо

нам, а по полуrодиям. Разности температуры воды и воздуха
имеют один характер весной и летом, а друrой
осенью и зи

мой. Переход между ними осуществляется весьма быстро, при

близительно в продолжение одноrо месяца. Это сказывается
на развитии BepxHero однородноrо слоя (рис. VIII.3).
Промежуточная зона. Ее -воды образуются rлаВНI
IМ обра-
зом из поверхностных, опускающихся в местах интенсивных
нисходящих движений, которые возбуждаются rоризонтальной
циркуляцией в верхних слоях океана. Увлекаясь на различные
rлубины (в зависимости от плотности и мощности вертикаль

ных потоков), они несколько охлаждаются и уплотняются g
результате смешения с друrими водами. Затем промежуточные
водные массы начинают перемещаться на различных уровнях в
rОР И З0нтальном направлении. Возникновение rоризонтальноrо
переноса обусловлено компенсационным эффектом, поскольку
в одних местах происходит постоянное опускание вод, а 8
друrих
 их подъем. .
С началом rоризонтальноrо движения заметно ослабевает
влияние поверхностных макроциркуляционных систем. Преоб-
ладание зональной циркуляции отмечается до экстремума про

межуточных вод, располаrающеrося большей частью на rлуби-
не 600
1000 м. Ниже этоrо слоя все более усиливается мери

диональный перенос и начинает осуществляться межзональный
обмен вод, энерrии и веществ. Следовательно, промежуточная
структурная зона иrрает особую, «промежуточную» роль в про;
цессах обмена энерrии и веществ в Мировом океане. На верх-
нюю ее часть большое влияние оказывают процессы, зарож-
'дз: ю щиеся У поверхности o
eaHa. Воды из низких широт, про

никая в полярные области, создают теплую промеЖУТОЧНУI()
прослойку. Опресненные воды высоких широт, перемещаясь &
направлении экватора, образуют под высокосолеными поверх

ностными тропическими водами мощный слой с пониженной,
соленостью. Вынос вод из Средиземноrо и KpacHoro морей и>
Персидскоrо залива создает в смежных районах океана про-
межуточный слой с повышенной соленостью.
Нижняя rраница промежуточной зоны располаrается на
rлубинах от 800
1000.,до 1600
1800 м (табл. VIII.1, рис.
VIII.4) , в среднем' на 1500 м. В Атлантическом океане п()
сравнению с друrими океанами она отмечается выше в обла-
.стях преобладающеrо подъема вод и ниже в местах их опус

186


I




I




11>
.j


,


I
f


Рис. V1II.4. Положение нижней rраницы (в м) промежуточной структурной
зоны (вверху) и ее толщина (внизу)
кания, что объясняется более интенсивной циркуляцией вод.
В Тихом и Индийском океанах, rде обращение вод несколько
,слабее, она более выровнена. Толщина ее в Мировом океане
изменяется от 600
800 до 1'000
1200 м (рис. VIII.4).
Толщина слоя, отделяющеrо промежуточную зону от rлу"
бинной,
 200
500 м.
r лубинная зона. Свойства и динамика rлубинных вод опре-
деляются тем переносом и тем перераспределением масс, KOTO

рые возбуждаются планетарным обменом энерrии и веществ.
Для rлубинных вод большую роль иrрает меридиональный об

мен, прослеживающийся на большей части Атлантическоrо,
Индийскоrо и Тихоrо океанов, а также обмен между всеми
187


1




Рис. V1II.5. Положение нижней rраницы (в м) rлубинной структурноЙ зоны
(вверху) и ее толщины (внизу)


океанами. Он возбуждается различием свойств вод каждоrо
из океанов и Антарктическим циркумполярным течением, за

хватываlOЩИМ всю толщу океана. rлубинным водам свой


CTBeHHЫ большая rOMoreHHocTb и небольшая интенсивность об-
ращения. Однако масса переносимой энерrии и веществ BeCb

ма велика, поскольку orpoMHbl объемы вод.
Нижняя rраница rлубинной: структурной зоны располаrа
т-

ся приблизительно на 3500
4000 м. Толщина ее составляет
около 2000 м (рис. VIII.5, табл. VIII.1). ТОIIоrрафия нижней
rраницы rлубинной зоны, а следовательно, и ее толщина Haxo

дятся в большой зависимости от рельефа дна. В котловинах.
188




Рис, VII1.6. Толщина (в м) придонной структурной зоны (от условной по

верхности 5000 м)
Точками показана 9бласть с rлубиной менее 4000 м


нижняя rраница опускается до rлубины 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. ОСQбенно высокое положение ниж

ней rраницы rлубинной зоны в Антарктике связано с преобла

дающими здесь восходящими потоками.

П рuдонная зона. Свойства ее вод в основном формируются-
за счет адвекции вод полярноrо происхождения, взаимодей

ствия между водой и океаническим дном, а также адиабатиче

ских процессов. Положение нижней rраницы придонной зоны
в значительно меньшей степени связано с теми факторами,
которые обусловливают топоrрафию rраниц друrих структур-
ных зон. На толщине придонной зоны рельеф дна сказывается
особенно сильно, и поэтому ее целесообразно определять по
отношению к какой
либо условной 'rлубине. Наиболее удобной,
отсчетной поверхностью является пятитысячеметровая, xapaK

терная для ложа океана. Таким образом, условная толщина
придонной зоны может быть определена между верхней ее'
rраницей и rлубиной 5000 м (рис. VIII.6). Максимальной Be

личин
 толщина достиrает в Антарктике (блаrодаря высокому
положению верхней rраницы). Особенно значительной толщи

ной придонная структурная, зона отличается в Индийском И'
Тихом океанах за счет несколько более BbIcoKoro положения,
верхней rраницы. Наименьшую толщину она имеет в Атлан

тическом океане, rде верхняя ее rраница располаrается rлубже.
Структурные зоны АрктичеСКО20 бассейна. Небольшие раз-
меры, строение. дна и друrие специфические черты природы
189




Шпицберrеli
О
500
1000


Апя-ска
r


]




1500
:2000 -
:2500
3000
"3500
4000
4500


8 '0 0 8 ' 20 8 ' 40 8 6 0


I I
880 900


8 '8 0 8 ' 60


,
84°


8 2° 8 ' 00 78 " 7 60 7 4 0 7 2 0 с.ш.


Рис. VII1.7. fраницы структурных зон и расчетные векторы течени
, полу-
'Ченные для профиля, проходящеrо от Шпицберrена, через Северныи полюс
. к Аляске
у нижних rраниц структурных зон проставлены следующие номера:
1
 поверхностной; 2
 промежуточной; 3
 rлубинной
Основные формы рельефа дна обозначены буквами. Хребты:
r
 rаккеля; л
 Ломоносова; М
 Менделеева; Чу
 чукотское. пОДнятие.
Котловины:
н
 Нансена; А
 Амундсена; Ма
 Макарова; Б
 Бофорта


iCeBepHoro Ледовитоrо океана очень- сиЛьно отличают ero от
<остальных океанов (Степанов, 1970). Для rлубоководной ero
части характерна такая же четырехслойная стратификация
вод, как и во всем Мировом океане, но только промежуточная
-структурная зона получила «нормальное» развитие, поверх

ностная и rлубинная зоны значительно тоньше, а придонная

аномально толще обычноrо (рис. VIII.7). Причина тому
 изо

.JIированность от остальной части Мировоrо океана, расчле

-ненность Арктическоrо бассейна подводными хребтами, а rлав

ное
 наличие мощноrо ледяноrо покрова и сильное опресне

'Ние поверхностных вод. Морфолоrические факторы опреде


яют оrраничение BOДO
 и теплообмена со смежными океанами,
.а физические
 с атмосферой.
Поверхностная структурная зона леrко прослеживается
:здесь ПО относительно однородной наиболее низкой температу

ре воды, близкой к точке замерзания. Соленость быстро Ha

растает с удалением от поверхности океана, rде 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 друrих океанах.
Воды поrраничноrо слоя, расположенноrо между поверх

;ностными и атлантическими водами, часто называют промежу

'Точной арктической водной массой, что не соrласуется с общей
ЖЛRссификацией водных масс Мировоrо океана. То же следует
190


t




I




,
r


сказать и в отношении атлантических вод, именуемых rлубин

ными, хотя по положению в толще вод Арктическоrо бассейна-
они являются типичной промежуточной водной массой, которая
отличается характерными «промежуточными» свойствами (по

вышенной температурой, подобно аналоrичной водной массе-
Антарктики) .
Нижняя rраница промежуточных атлантических вод OTMe

чается на rлубине 1500 м, а в котловине Амундсена
около,
2000 м, т. е. примерно на тех же rлубинах, что и в друrих
океанах. Толщина промежуточной структурной зоны также
близка к обычной
 примерно 1500 м. .
rлубинная структурная зона в Арктическом бассейне имеет
очень небольшую толщину, Bcero около 1000 м, что примерно
в 2 раза меньше, чем в остальной части Мировоrо океана.
В положении ее нижней rраницы, так же как и в свойствах
rлубинных и придонных арктических водных масс (а отсюда
и по физико
химическим и биолоrическим условиям)", OTMe

чаются существенные различия между отдельными котловина

ми; особенно велики они по обе стороны хребта Ломоносова.
Нижняя rраница rлубинной структурной зоны располаrается-'
между Шпицберrеном и хребтом Ломоносова на rлубине
2500
3000 м, а по друrую ero сторону
 на 2000
2500 м.
По сравнению с прочими частями Мировоrо океана верх-
няя rраница придонной структурной зоны располаrается зна

чительно выше, чем обыкновенно. Большей частью она про

слеживается на rлубине 2000
2500 м. Таким образом, в ApK

тическом бассейне толщина придонной структурной зоны раза.
в два больше, чем rлубинной, тоrда как в друrих океанах,
наибольшее развитие по вертикали имеют rлубинные воды. Эта
специфическая особенность структуры вод Арктическоrо бас-
сейна вызвана сильной ero расчлененностью высокими подвод

ными хребтами и большим удельным весом материковоrо екло"
на (по отношению к остальным частям дна), которые соэдают--
блаrоприятные условия для вертикальноrо перемешивания вод.
Объемы вод, содеР9fCащuхся в структурных подразделениях.
Имеющиеся морфометрические данные позволяют лишь при

ближенно определить массу воды, сосредоточенную в преде

пах отдельных структурных зон (табл. VIII.3). Это 'объясняет

ея тем, что исходные данные относятся к «стандартным rори

зонтам».
Объемы вод поверхностной зоны в океанах довольно близ

ки К тому, что моrли бы дать подсчеты по криволинейной по

верхности, orp аничивающей ее от нижеле,жащих вод. Общая.
масса воды BepxHero двухсотметровоrо слоя Атлан.тическоrо И.
Индийскоrо' океанов близка к 15 млн. км 3 , а в Тихом океане'
почти в 2,5 раза больше. Удельный вес этих вод составляет
5 % от общеrо их коли
ества в океане. Только в Северном Ле

довитом океане он доходит до 7,5% при массе воды неСКОЛЬК();I
более 1 млн. км 3 .


I
I


f
I
I
r


191




Таблица VIl/,3


Объем воды структурных зон в океанах


Мировой Тихий Атлантичес- Индийский Северный Ле

кий довитый
rлубина rраниц
структурных зон МЛ
 км.1 МЛН. ""'1 % -ЛН. ..../ % МЛН. KM.I ""н. ""'1 %
в м
% %
поверхностной 68,4 5,1 34,9 4,9 17,5 5,3 14,8 5,2 1,25 7,5
(0
200 м)
промежуточ

ной (200

2000 м) 414,2 31,0 213,6 30,2 103,3 31,3 90,0 31,6 8,10 48,
rлубинной
(2000
 7,28
4000 м) 680,0 50,7 358,0 50,7, 167,3 50,7 145,8 51,4 43,
придонной
(rлубже 11 ,8 О,
4000 м) 176,3 13,2 100,6 14,2 42,0 12,7 33,7 0,09


4


6


5


Объем воды лромежуточной зоны представилось возмож

ным подсчитать в слое 200
2000 м между ближайшими «CTaH

дартными rоризонтами» к тем rлубинам, на которых распола

rаются верхняя и нижняя поrраничные поверхности. В указан

ных rраницах' масса промежуточных вод в Атла,нтическом и
Индийском океанах оценивается в 90
 1 00 млн км З , а в Тихом
приблизительно в 2 раза больше. В Северном Ледовитом OKea

не на те же rлубины Приходится почти половина всех вод, в
абсолютном выражении равная Bcero лишь 8 млн км З . Про

межуточные воды занимают около 1/3 Bcero объема Мировоrо
океана, однако следует иметь в виду, что полученные объемы
несколько завышены по отношению к их объемам ,между кри

'80линеиными поrраничными поверхностями. Сюда целиком OT

несен поrраничный слой, отделяющий промежуточные воды от
поверхностных. Весьма приближенно можно считать, что объ


ем вод в промежуточной зоне, в принятых rраницах (200

2000 м), на 30
35% больше той величин,Ы, 'которая должна
иметь место в действительности. По всему Мировому океану в
целом он, следовательно, будет превышать приведенную вели

чину на 100
150 млн. км 3 ; в естественных rраницах это co

ставит Около 300 млн. км З , или несколько более 20% от всей
массы вод Мировоrо океана. Таким образом, общий объем

 промежуточных вод в естественных rраницах в 5 раз, а в
:формальн!цх в 6 раз больше Bcero количества поверхностных
вод.


В rлубинной зоне, в rраницах 2000
4000 м, сосредоточено
около половины всей массы вод океанов. В Атлантичес;ком и
Индийском океанах это 150 млн. км З , в Тихом
 почти
.360 млн. км 3 , а в CeBePl!0M Ледовитом
 только 7 млн. км 3 .
192


'r




I


Полученные величины несколько занижены" rлавным образом
за счет Toro, что rраница, отделяющая rлубинные воды от
промежуточных, лежит в среднем на 1500 м, а не на 2000 м.
Следовательно, действительный объем rлубинных вод должен
быть приблизительно на 100
150 млн. км 3 , или на 20%, боль-
ше, а по всему Мировому океану в целом он может быть oцe

нен в 800
850 млн. км 3 . Это В 2
3 раза превышает всю Mac


 су промежуточных и в 10
12 раз массу поверхностных во'д.
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 rраницах объем вод
только 100 тыс. км 3 , 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 rлубинными водами. ,,'
Циркуляция вод в структурных зонах. Блаrодаря различию
направлений и скоростей пере носа поверхностных, промежу

точных, rлубинных и придонных вод сохраняется мноrообразие
свойств водных масс, поддерживается квазистационарность
стратификации и структуры вод океана, характерных для co

временной эпохи развития Земли. Смешение водных масс и
перераспределение энерrии 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 этоrо не
было, воды Мировоrо океана за долrую историю Земли под

верrлись бы полному ,перемешиванию; они стали бы COBep

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 rлобаль

Horo обмена энерrии и веществ, а следовательно, для планетар

Hыx процессов, определяющих формирование и изменение при

роды Земли в целом.
Для Toro чтобы получить количественную оценку переме

щений вод, по которым можно судить о rлубине распростране

ния вертикальных движений, возбуждаемых макроциркуля

ционными системами, океаническими фронтами и квазистацио

нарными верrенциями, 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 ур авнения был исключен член, относящийся к
изменению процесса Во времени. При использовании средних


13
1401


193




ю.ш.700 60° 50° 400, . 30° 20° 10° 0°
",О
." ...=-
.
. ,.:


\: \-.


.
100
. ..., ......
 )


...... ...."..
..". .f"'...


','
200 (......... ,";;-
1\ \


100 20° 300 400 50° с.ш



/""" I
.)
","", 2
..:
 --r' ..-;-}



...../ '




/ ,
 / :'з.
..... '1 '

-'
>'
. :



1
I


300


10',0


t
2


300


\>;
.'..."


.... /I
.I....-

 ; \' 1
'


 .::.......



:,;

 ......;L..",
 ". t :

..../

 ,..

.:lI
I

["Х3з.
.'
1-


.....


......<1


1
5

6-1O
1I-20 .
>20cм/ceK
..е...'<5.1O.5 ....1.1O-4
4.1O-4
5.1O-4
9'1O-4
>I'IO'З


I


300


Рис. VII1.8. Вертикальная циркуляция вод поверхностной структурной зоны
в меридиональной плоскости океанов: Атлантическоrо (вверху), Тихоrо (по

середине) и Индийскоrо (внизу)
Цифрами справа от линий пЬказаны нижние rраницы сл.оев:
1
 nOBepXROC'l'Horo; 2
 переходноrо; 3
 подповерхностноrо '(нижнеrо)
Скорости меридиональноrо переноса даны стрелками различноrо вида, а Bep

тикальноrо
 rоловками этих стрелок в соответствии с rрадациями и услов

ными обозначениями, приведенными под рисунком


;, ,\


I


широтных велйчин 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 (неизме-нной к тому же по-
вертикали), полученные величины скоростей течений следует
рассматривать лишь как приближающиеся к истинным значе
.
ниям. Вместе с тем они оказались довольно близкими к' суще

ствующим представлениям о скоростях вертикальноrо и мери

диональноrо пере носа вод.
По вертикальным и меридиональным составляющим тече

ний были получены результирующие' векторы. Это оказалось.
возможным 'блаrодаря большому искажению rоризонтальноr<>
194




""О


100


00


100 200 300


1000


.v
::......

;


2000 ....
, '<."
, .. i "
300Ь; -::....
 "
. ...'

 :......:O-.
,(
4000
'.> 1\\
5000


:;,--.ь,


"..



:
 ::: ,.,
::; .-::;;

;..) . ,,( /О.....'.
.-:' ........ .
......


мО


"-
9 <i
; .
:;:


; ';:j:




?;

:
: ,,i !
....
..
 """"" '..
 ,о.: ..... ."
...,
 .....
, ...
;,'" ./'" ',,," "'<....... ", . ' . .... 2
) <:" ",. ...;;;:
........

 \':: "",:': '<:":'\... /; .,'
 :....: (1... :;7 f





I
}
.
...
','


:у-

.

.::-...., (..-

.:.
; ,,;..
:.
.


4000


"
 ....>....
,,;..;> ,.,... з


5000


.......,;::..
"



...::.....,.
(........

...
"<;-.....'
........
.1


j
.#
;
.,..
::?
"........
...... \,.-:1 ../ Jf
......\4 'I:.
.......
, \


J2

.


,"з


4000




, :
.......


5000


....... < I

 1
5

 6
1O
 1I
20 ---- > 20 сМ/сек
"""----<5'10-5 ..... Ho-4
4'1O.4 ........5.IO..4,
9.1О
4
>i'IO'З
Рис. VII1.9. Вертикальная циркуляция вод в меридиональной плоскости
океанов: Атлантическоrо (вверху), Тихоrо (посередине) и Индийскоr{)
, (внизу).
Цифрами справа от линий показаны нижние rраницы структурных зон:
1
 поверхностной; 2
 промежуточной; 3
 rлубинной
Скорости меридиональноrо переноса даны стрелками различноrо вида, а вер-
тикальноrо
 rоловками этих стрелок в соответствии с rрадациями и услов-
ными обозначениями, приведенными под рисунком'


13


195




масштаба схем обращения вод по отношению к вертикальному!
В принятом масштабе такое искажение примерно соответствует
различию в порядке скоростей между вертикальной и rори

зонтальной компонентами течений. Для Toro чтобы было воз

можно проследить, как интерпретировались исходные резуль

тирующие вектора течений, они нанесены МRленькими 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. VIII.8 и VIII.9). Этим
в основном, видимо, и определяется сохранение квазистацио

нарности термоrалинных полей, а следовательно, структуры вод
Мировоrо океана. Водообмен между структурными зонами
происходит повсеместно с большей или меньшей интенсив

ностью. Вполне естественно, что наиболее активен он в ОQла

стях формирования и трансформации водных масс. Из общих
закономерностей, которые выявляются при анализе схем Bep

тика.1ЬНОЙ циркуляции вод Атлантическоrо, Индийскоrо и Ти-
xoro океанов, необходимо прежде Bcero отметить однотипность
основных переносов, тесную взаимозависимость вертикальноrо
обращения вод с rоризонтальной циркуляцией, а также их
связь со структурой. При этом в низких широтах в COOTBeT

ствии с наличием rоризонтальных антициклонических систем в
центральных частях (примерно от 10 до 300 северной и южной
широты) преобладает опускание вод, а в высоких широтах

подъем, обусловленный наличием здесь циклонических Kpyro

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 rлубины со всевозрастающим дaB

лением и плотностью, чем их подъем в слои с меньшей плот

ностью и давлением.
В пределах поверхностной и проме)Куточной зон отмечаетсЯ
некоторое преобладание меридиональноrо обмена вод в на-
правлении от высоких широт к экватору. В rлубинной и при

донной зонах меридиональный обмен вод нередко прослежи

вается почти по всей протяженности океанов. По антарктиче-
ской орласти схемы вертикальной циркуляции вод во всех
океанах подобны, что является косвенным доказательством дo

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, цо-видимому, компенсируется опуска-
ние промежуточных-, rлубинных и придонных водных масс,
большая часть которых, формируясь ,в субполяр.ных И полярных
областях, распространяется затем на различных rлубинах в
196


1
I
I
f
i
,




меридиональном направлении. По мере продвижения в низких
широтах их температура несколько увеличивается, блаrодаря
чему они становятся леrче и приобретают небольшое восходя

щее движение.
Величины вертикальных составляющих скорости течений в
среднем по всему N\ировому океану от наибольших значений
порядка нескольких единиц на 1 0
3 см. C
l В поверхностной зо-
не уменьшаются до нескольких единиц на 10
4 см. C
l В rлу

бинной и придонной зонах без существенных их изменений в
широтном направлении. Исключением является значительное
увеличение 'вертикальных скоростей в субантарктических ши

ротах (40
500 ю. ш.), происходящее за счет интенсивноrо
оцускания образующихся здесь промежуточных вод; то же
отмечается и несколько южнее (55
650 ю. ш.) в результат

подъема rлубl1ННЫХ 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. C
l. С ростом широты скорость Me

ридиональноrо переноса вод постепенно уменьшается до 1

2 см. c
l У 40
500, а затем снова увеличивается до 10

20 см. C
l В субполярных районах. В промежуточной зоне CKO

рости меридиональноrо переноса вод значительно меньше; они
меняются от нескольких десятых до 5
8 см. c
l. В r лубинной
и придонной зонах преобладают величины от 0,2 до 0,8 см. c
l,
причем в первой из них в целом они несколько больше.
Дл.f! rлубоководной части Арктическоrо бассейна проведен

ные расчеты позволили выявить весьма специфические черты
циркуляции вод, совершенно отличные от тех, которые, свой

ственны друrим океанам (Степанов, 1970). При особом reorpa

фическом положении CeBepHoro Ледовитоrо океана, относи-
тельно.. небольшqй площ
ди и сильной расчлененности дна со-
здается очень сложная система обращения вод с несколькими,
самостоятельными круrоворотами, оrраниченными отдельными
котловинами (рис. VIII.7). 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, иrр'ающей большую
роль в межзональном водообмене.


VIII. 2. Водные массы
Зональная изменчивость природных условий, особенности
распределения солнечной э
ерrии, тепло
 и влаrообмена, нали-
чие макроциркуляционных ,систем с их своеобразием FОРИЗОН-
197




тальных и вертикальных перемещений обусловливают форми-
рование водных масс с определенным комплексом квазистацио-,
нарных . характеристик. Под водными массам-в понимаются
большие объемы воды, занимающие обширные акватории и об

ладающие специфическими, только им присущими KOHcepBa

тивными свойствами; эти свойства они приобретают в опреде-
ленных рай.онах и сохраняют при перемещении за пределы об-
ласти cBoero формирования даже после значительной TpaHC

формации, происходящей в результ'ате смешения с водами дpy

rих типов. Исследование Bcero Toro мноrообразия свойств вод,
которое встречается в реальных условиях, необходимо не толь

ко для пони-мания структуры и динамики вод, но также для
изучения обмена энерrии и веществ, особенностей развития
биосферы и Bce
 совокупности природных условий Мировоrо
океана. В изучение водных масс большой вклад внес
А. Д. Добровольский.
Большинство промежуточных, rлубинных и придонных BOД

ных масс формируется из поверхностных. Опускание поверх-
ностных вод происходит rлавным образом за счет тех верти

кальных перемещений,
OTopыe вызываются их rоризонталь-
ным обращением. Особенно б.тIаrоприятны условия ,Для обра

зования водных масс в высоких широтах, rде развитию интен,-
сивных нисходящих движений по периферии циклонических
систем способст
уют высокая плотность вод и небольшие Bep

тикальные ее rрадиенты. rраницами 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, KOTO

рые для этоrо привлекаются. В целях объективизации такой
классификации Л. И. rалеркиным (1981) проведен статисти-
ческий анализ термоrалинных свойств вод северной части Та-
xoro океана на нескольких x
paKTepHЫX уровнях (О, 200, 800,
1500 и 3000 м). Используя рельеф двухмерной вероятности
между температурой и соленостью по возвышенностям релье-
фа, он выделил водные массы, вершины принял ва их ядра,
а по ложбинам провел rраницы между ними (зоны ,смеше-
ния). Однако, несмотря на всю обоснованность метода, полу

ченные результаты не всеrда понятны. Так, например, у по

верхностных вод на 'rлубине 200 м rраница экваториально
тро

пических вод представляется смещенной далеко на север

до 400 с. ш.; не выявилась арктическая масса, четко проявляю-
щаяся по экстремуму температуры в северо
западной части
океана. Трудно соrласиться с тем, что в пределах расположе
,
ния промежуточных субарктических вод с хорошо выражен--
ным экстремумом пониженной солености между экватором и
400 с. т. выделяются три водные массы: экваториально
тропи

ческая, тропическая и субтропическая. Может быть, дело в том,
что, как пишет Л. И. rалеркин и др. (1981, с. 89), «степень
подробности ВЫДe.JIения водных масс зависит как от единиц
198


,
,
t
t
j
\
t




Рис. VII1.10. Области распространения поверхностных (вверху) и промеJКУ-
точных (внизу) водных масс.
Буквенные их
 обозначения расшифровываются в тексте. rраницы разновид

ностей типов дaH
 пунктиром. Точками показана rлубина менее 1000 м


пространственно-временн6rо масштаба ИСХОДНЫХ дa
HHЫX, так
и от количества интервалов по обеим осям». С друrой стороны,
-совместный анализ температуры и солености, видимо, форма

JIизует выделение вод различных типов, что, в частности, про

явилось в разделении субаркти
еских тихоокеанских ВОД на
три водные массы; rлавный их признак,
 экстремум понижен

ной солености
 оказался затушеванным. Друrим таким при-
мером может быть «потеря» поверхностных арктических вод,
rде ведущая роль подповерхностноrо минимума
 температуры
199




не проявилась в условиях большоrо диапазона изменения co

лености в высоких широтах.
Являясь идеолоrическим сторонником .метода, разработан

Horo Л. И. rалеркиным (автором работы, в которой опублико-
ваны полученные реЗУjIьтаты), 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 Мировоrо океана не только физико-хими-
чески е сВОйства вод, но и особенности их стратификации, и в
первую очередь термоrалинные экстремумы, а. также харак-
тер процессов, определяющих своЙства и динцмику каждоrо
типа вод по всей толще данной структурной зоны. В какой-
то мере объективизацией при таком подходе можно считать
то, что критерием для выделени
 водной' массы является нали

чие или отсутствие экстремума термоrалинных свойств, отра-
жающих важнейшие особенности развития комплекса rидро

физических процессов.
По мере удаления от поверхности океана количество BOД

ных масс уменьшается. Так, было выделено 11 типов поверх

ностных водных масс, по 6 типов промежуточных и rлубинных
и 4 типа придонных (см. рис. VIII.10 и VIII.11). Это объяс

няется увеличением rомоrенности, определяющейся меньшим
числом факторов, под воздействием которых формируются
свойства вод, а также общим ослаблением интенсивности rид

рофизических процессов. Водные массы называют по месту их
расположения или формирования. При наличии экстремума
свойств rраницы 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 энерrии и друrих природ-
ных условий, И В первую очередь тепло- и влаrообменом океа-
на с атмос ерои, страти икациеи, циркуляцией вод и возбуж-
даемыми ею восходящими и нисходящими потоками, волновым
и конвективным перемешиванием.
OrpoMHbIe пространства Мировоrо океана (приолизительно
от 350 с. ш. до 25
350 ю. ш.) занимают шесть типов тропиче

ских вод. Они формируются в области положительноrо тепло

обмена и отрицательноrо влаrообмена поверхности океана, ис

ключая приэкваториальные широты, rде количество выпадаю-
щих 9садков превышает испарение. В пределах остальной aK

ватории Мировоrо океана, rде преобладает отрицательный
бюджет тепла и положительный бюджет влаrи, создаются все
прочие водные массы
 от субтропических до полярных вклю

чительно. Водам, расположенным в высоких широтах, свой

-ственно значительное изменение физико-химических свойств,


200




Рис. VII1.11. Область распространения rлубинных (вверху) и придонных
(внизу) водных Масс.
Буквенные обозначения типов расшифровываются в тексте. На верхней кар-
те точками выделены rлубины менее 3000 м, а на нижней
 менее 4000 м


и rлавным образом температуры. Охлаждение поверхности
океана в холодное полуrодие обусловливает интенсивное раз

витие конвекции, за счет чеrо меняются не только характери

стики вод, НО И их стратификация, На обширных пространствах
создается rOMoreHHoCTb во всей' поверхностной структурной
зоне. В весенне-летнее время устанавливается хорошо Bыpa

женное расслоение с подразделением на. поверхностный OДHO

родный и подповерхностный слои. Последний может иметь Tep

моrалинные экстремумы и вместе с тем на обширных aKBaTO

риях лишен их (рис. VHA). '


14
1401


201




Экваториально
троnическая (ЭТ) водная масса отличается
самой высокой J3 Мировом океане температурой и пониженной
соленостью, связанной с положительным влаrообменом, усу-
rубляющимся местами материковым стоком (Атлантика) и
адвекцией опресненных вод (Перуанским и Калифорнийским
течениями). Поверхностный слой развит слабо; для подповерх

HocTHoro слоя характерен экстремум повышенной солености
адвективноrо происхождения. При весьма значительной измен

чивости термоrалинных свойств rраницы распространения этой
водной массы четко определить довольно трудно. Экваториаль-
но
тропическим водам свойственна сложная динамика, связан

ная с экваториальной антициклонической макроциркуляц
он-
ной системой, экваториальным противотечением, пассатными
потоками, экваториальным и субэква1;ориальным океанически

ми фронтами и, наконец, с экваториальной квазистационарной:
конверrенцией. Столь большоrо количества динамических зон

создающих весьм а сложную систему вертикальных движений,
на относительно оrраниченной акватории, нет ни в одном дру-
rOM реrионе Мировоrо океана. К тому же здесь происходит
значительная перестройка циркуляции по вертикали, возбуж-
дающая подъем холодных вод, в результате чеrо максимум
температуры, отмечающийся вблизи экватора на поверхности
океана, смещается в тропики.
БеН2альская (Б2) водная масса в Индийском океане яв

ляется модификацией экваториально-тропической. Выделение
ее в самостоятельную водную м ассу определялось отсутствием
подповерхностноrо экстремум а солености. В условиях очень.
значительноrо превышения осадков над испарением и orpoM

Horo материковоrо стока опреснение распространяется на всю
поверхностную структурную зону.
Тропическая основная (Т) водная масса при высокой TeM

пературе и солености поверхностноrо 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 раСПQлаrаются в области таких 'мощных MaKpo

циркуляционных систем, которыми являются субтропический
антициклон и тропический циклон. С первым связаны сравни-
тельно rлубокие нисходящие движения, способствующие зна-
чительному развитию поверхностноrо слоя и всей структурной
зоны в целом. В пределах тропических вод проходит тольк

ложбина циклона с относительно слабым подъемом вод. [pa

ницы между тропической и экваториально
тропической BOДHЫ

ми ма
сами не всеrда четко выражены. Лучше они проявляют..
ся В субтропиках (по пределам распространения подповерхно

cTHoro экстремума солености).
В северном полушарии тропические воды (Тс) прослежи

ваются от 5
 1 О до 25
350 с. Ш., а в южном (Тю)
 от o

1 О до 25
300 ю. ш.


1


202




Восточнотроnическая (ВТ) водная масса занимает сравни

тельно оrраниченную акваторию, приуроченную к основной час

ти тропическоrо циклона. Интенсивные восходящие движения
обусловливают -уменьшение вертикальных rрадиентов физико

химических характеристик, а следовательно, и более активное
перемешивание вод; отсюда более размытые rраницы слоев,
на которые разделяется поверхностная структурная зона, подъ

ем ее нижней rраницы и сокращение толщины поверхностноrо
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 He

сколько больше, чем в северном (ВТс).
Срединнотропическая (СрТ) водная масса располаrается в
области наибольшеrо превышения испарения над осадками, что
обусловливает постоянное повышение солености поверхностных
вод. Здесь находятся воды с наивысшей соленостью дЛЯ OT

KpbIToro океана. Как уже rоворилось, несмотря на интенсивное

солонение вод, соленостная конвекция почти целиком оrрани

чивается поверхностным слоем, так как не может разм.ыть
очень сильной термической стратификации, свойственной тропи

ческим акваториям. Поэтому для срединнотропической водной
масосы характерна трехслойная стратификация с высокими Tep

моrалинными rрадиентами в переходном слое.
Аравийская (Ав) водная масса по своим свойствам и xa

рактеру образования аналоr срединнотропической. По
видимо

му, она также является очаrом формирования подповерхност

Horo максимума солености.
Таким образом, тропические водные массы существенно
различаются по стратификации, причем для экваториально

тропических и основных тропических вод характерно наличие
подповерхностноrо экстремума.
Субтропическая (СБТ) водная масса формируется из TpO

пических вод, выносимых западными, северными и южными
(в соответствующих полушариях) течениями в умеренные ши

роты. Эти теплые и осолоненные воды, попадая в область OT

рицательноrо теплообмена, охлаждаясь, уплотняются, за счет
чеrо развивается довольно интенсивная конвекция. Тем самым
размывается переходный слой и расположенный под ним BЫCO

косоленый экстремум. Однако слабая стратификация все же
.создается волновым перемешиванием и адвективным поступ-
лением осолоненных подповерхностных вод. rраница субтро

пических масс с тропическими довольно условна.
убтропиче

екие воды, охлаждаясь, отдают orpoMHoe количество тепла в
атмосферу и иrрают 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 резко увеличивается.


14*


203




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 блаrоприятствует активному раз

витию конвекции в условиях отрицательноrо бюджета тепла.
За счет конвективноrо перемешивания rOMoreHHocTb распро

страняется на значительную rлубину. Таким образом, эти
воды являются аналоrом субтропических масс, однако без под.
поверхностноrо 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
волновоrо 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 Северgый Ледовитый океан. Чем даль

ше проникают воды субтропическоrо происхождения, тем ин.
тенсивнее развивается конвекция и соответственно больше CTa

новится rомоrенный слой.
Довольно условно североатлантические воды MorYT быть
разделены на южную (САю) и северную (САс) разновидности.
Из них формируется, как уже неоднократно отмечалось, rлу

бинная североатлантическая водная масса. В Северном Ледо

витом океане атлантические воды (севернее островов Шпиц

берrен), опускаясь под более леrкие поверхностные арктиче

ские воды, создают промежуточную атлантическую массу.
'Юж
ная индотихоокеанская (ИТ) водная масса иrрает не-
сравненно меньшую роль в процессах, протекающих в Миро

вом океане, по сравнению с североатлантическими водами. Oд

нако за счет развития конвекции rOMoreHHocTb распростра

няется на промежуточную структурную зону. В противополож.

ность своим аналоrам эта водная масса формируется не из
субтропических, а из тропических масс. Об
 разновидности
(южнотихоокеанская
 ЮТ и южноиндоокеанская
 ЮИ) дo

вольно близки по своим свойствам. Следует, однако, OTMe

тить, что в Индийском океане нет срединных тропических вод
и осолонение поверхностных вод происходит к западу от AB

стралии; в пределы южноиндоокеанской водной массы подпо

верхностные высокосоленые воды течениями не заносятся.
Субnолярная (СБП) водная масса имеет низкую соленость
и температуру, формируясь в области отрицательноrо тепло
 и
влаrообмена. Для нее характерна значительная сезонная из

менчивость свойств, и в том числе стратификации. В холодную
часть rода в результате развития конвекции rOMoreHHocTb pac

пространяется почти на всю поверхностную структурную зону
до rлубины 100
150 м в северном полушарии и до 200

204


1




300 м в южном. В весенне
летнее время поверхностный слоЙ"
проrревается и опресняется, имея толщину менее 10
20 м;,
стратификация резко обостряется. Амплитуда сезонных коле

баний температуры
 порядка 1
20, а солености
 0,5
I,O%o,
что, весьма существенно для OTKpbIToro -океана. Субарктическая
(СБАр) водная масса образуется только в Тихом океане.
В Атлантике она почти не проявляется, трансформируясь в
североциклоническом KpyroBopoTe и вовлекаясь, в интенсивные
нисходящие движения, возбуждаемые конвекцией. Субантарк-
тическиЙ (СБАн) подтип прослеживается в узкой полосе между
45
500 ю. Ш., а в Тихом OKeaHe'
 между 55
600 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 ТОЛlЦе поверхностной структурной зоны усили

вается rOMoreHHocTb с температурой, близкой к замерзанию
при данной солености (до
 1 ,8
 1 ,90). В соответствии с этим
б6льшая часть занимаемой этими водами акватории покры

вается льдами (толщиной 1,5
2,O м). Летом тонкий поверх

ностный слой проrрев
ется там, rде 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-
rалинными вертикальными rрадиентами. Характерной особен

ностью полярных вод является сохранение летом холодноrо
подповерхностноrо слоя; в северо
западных частях океана тем-
пература ero от отрицательных величин в районе течений
Восточноrренландскоrо, Лабрадорскоrо, Камчатскоrо и Ойясио'
повышается до 1
20 у внешней rраницы распространения по-'
лярных вод.
Антарктический (Ан) подтип занимает обширные простран-
ства к юrу от антарктическоrо океаническоrо фронта (южнее
500 ю. Ш., а в Тихом океане
 600 ю. ш.). Арктический (Ар)
подтип характерен для CeBepHoro Ледовитоrо океана, исклю-
чая почти всю акваторию Норвежскоrо и rренландскоrо морей,
юrо-западную часть Баренцева и восточную часть моря Баф-
фина; кроме Toro, он занимает северо-западные части Атланти

ческоrо и Тихоrо 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 Мировоrо океана их 'можно об

наружить по пониженной или повышенной солености. В трех
реrионах формируются водные массы, у которых термоrалин

ные экстремумы отсутствуют (рис. VIII.10).

Полярные (П) водные массы создаются rлавным образом
за счет вод, приходящих из низких широт и потому образую-
205




:ЩИХ относительно тонкую теплую промежуточную прослойку
:между более холодньiми поверхностными и rлубинными BOДHЫ

:ми массами.
Промежуточная арктическая масса (Ар) в Северном Ледо

'витом океане формируется водами, приносимыми полярными
:ветвями Североатлантическоrо течения. Блаrодаря своей BЫCO

кой солености они оказываются тяжелее поверхностных apK

тических вод и потому уходят под них, распространяясь далее
в пределах промежуточной структурной зоны!. В большей час

ти Арктическоrо бассейна промежуточные воды совершают
циклоническое обращение, проходя сначала вдоль материко

Boro склона Евразии, а затем Канады. В районе моря Бофор-
та они вовлекаются в антициклонический KpyroBopoT. rраница
раздела проходит приблизительно вдоль хребта Л1енделеева
(между 85 и 81° с. ш., рис. VIII.7); это можно ПрОСJIедить по
максимальным температурам воды (рис. VH.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
rлавным образом из rлубинных, поднимающихся в зоне aHTapK

тической диверrенции. Блаrодаря этому нижняя их rраница
оказывается выше, чем в Арктике (как и в друrих частях Ми

pOBoro океана). Основной своей массой они перемещаются на
восток в соответствии с общим циркумполярным переносом
(рис. VII.6 и VIII.10). _
Субnолярные (СБП) водные массы занимают наиболее об

ширные акватории. Они распространяются по всему южному
полушарию (исключая полярные акватории) и заходят в ce

верные тропики, сохраняя при этом свои свойства, проявляю

щиеся прежде Bcero в экстремуме пониженной солености.
Субантарктическая (СБАн) 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 rраницы промежуточной структурной зоны.
Опускание вод усиливается нисходящими движениями, воз

буждаемыми южными антициклоническими макроциркуляцион-
ными системами. У субантарктическоrо фронта вертикальные
составляющие циркуляции вод особенно велики, изоrалины и
изотермы располаrаются почти вертикально, rоризонтальные
rрадиенты плотности максимальны. Здесь, видимо, и создается
основная масса промежуточных субантарктических вод. В хо-
лодное
J3ремя rода опускание их усиливается интенсивным раз-
витием конвекции. Кроме Toro, в формировании промежуточ

ной
субант арктической водной массы участвуют и rлубинные
1 В океаноrрафических работах эти воды принято называть rлубинными
атлантическими. По своим свойствам и rлубине расположения они являются
типичными промежуточными,


206




.



воды, поднимающиеся в области антарктической диверrенции

В процессе опускания происходит смешение вод различных
свойств, в результате KOToporo создаются специфические xa
,
рактеристики этой водной массы.
Промежуточные воды субантарктическоrо происхождения в.
южных умеренных широтах вовлекаются в обращение,
 созда..
ваеМое субтропическими антициклоническими макроциркуля-
ЦИонными системами. Вдоль западной периферии этих систем
происходит перемещение вод на юr, а вдоль восточной
 на ce

вер. Перенос их усиливается тропическими циклоническими
круrоворотами. Соrласно р
счетам, меридиональная составляю

щая потоков в промежуточной структурной зоне направлена на
север на всем пространстве от субантарктическоrо фронта до
5
 10° ю. ш. в Индийском океане, а в Атлантическом и Тихом
океанах
 приблизительно до 20
250 с. ш. В макроциркуля-
ционных системах за счет вертикальных движений происходит
интенсивное смешение промежуточных антарктических вод с
поверхностными и rлубинными.
Субарктическая (СБАр) водная масса по условиям форми-
рования, свойствам и особенностям распространения BecI:>Ma
близка к субантарктической. Основная ее масса также обра

зуется в зоне субполярноrо 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 субарктическоrо фронта вплоть до
экваториальной зоны. На ее формирование также оказывают
Влияние нисходящие движения субтропическоrо антициклони

ческоrо KpyroBopoTa. Однако это влияние, судя по полю pac

TBopeHHoro кислорода, оrраничивается верхней частью проме

жуточной структурной зоны. Область повышенноrо содержа

ния кислорода в этой макроциркуляционной системе (прибли

зительно между 20 и 40° с. ш.) прослеживается только вблизи
промежуточноrо экстремума пониженной солености. rлубже
наблюдается резкое обеднение вод кислородом. 1\1инимум кис

лорода в нижней части промежуточной структурной зоны свя-
зав с поступлением rлубинных тихоокеанских вод. ПоднимаFСЬ
в районе североциклоническоrо KpyroBopoTa, rлубинные воды
вовлекаются в rоризонтальную циркуляцию промежуточных
вод. r лубинные тихоокеанские воды, попадая в промежуточную
структурную зону, расходуют содержащийся в них кислород
на окислительные процессы. В результате смешения поверх.
Ностных вод (опускающихся вдоль суб3l)ктическоrо фронта и
в области антициклонической макроциркуляционной системы)
с трансформированными rлубинными водами и формируется
субарктическая водная масса Тихоrо океана. Блаrодаря тому
207




что доля rлубинных вод в ней значительно БО,льше, чем у суб-
антарктических вод, ей свойственны пониженное содержание
pacTBopeHHoro кислорода и высокая концентрация фосфатов
(свыше 3,0 мr-атjл). В этом и состоит основное их рnзличие.
Присредиземноморские (ПСр) водные массы образуются в
результате выноса 'вод из Средиземноrо и KpacHoro морей, а
также ПерсtIдскоrо залива. Этим водам свойственны повышен-
flая соленость и пониженное содержание pacTBopeHHoro кисло

lPода. Первое объясняется
высокой соленостью средиземных
морей, второе
 тем, что воды по мере cBoero 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 оrраниченной
акватории. В трансформированном виде они достиrаю'F- Антиль

ских островов, ,широко распространяясь в субтропиках AT
 ,
лантики.
I Красноморские (Кр) промежуточные воды особенно бедны
кислородом, так как очень слабо смешиваются с поверхност

ными водами, Летом в северном полушарии, коrда в Аравий-
ском море формируется антициклоническое обращение поверх

ностных вод, концентрация кислорода, по-видимому, несколько
больше, чем зимой. В холодное время rода обоrащение вод
кислородом осуществляется нисходящими движениями по пе

риферии циклонической системы. Такие возможности особенно
блаrоприятны у материковоrо склона, вдоль KOToporo нисходя


щие движения MorYT распространяться на весьма значитель

иую rлубину. При сезонной смене
акроциркуляционных систем
в rtоверхностной структурной зоне промежуточные средизем-
номорские воды в течение круrлоrо rода обращаются в направ-
лении, противоположном движению стрелки часов. Но мере
удаления от KpacHoro моря и Персидскоrо залива содержание
кислорода в них постепенно увеличивается. Судя по экстрему

му максимальной солености, красноморские воды не только
распространяются во всей северной части Индийскоrо океана,
но и проникают на западе в южное полушарие. J
Экваториально-троnическая (ЭТ) водная масса' может быть
выделена условно. Она формируется в результате трансформа

ции основных водных масс: в Тихом океане
 субполярноrо
происхождения, в Индийском
 при смешении субантарктиче

ских и красноморских масс. Воды, приходящие в экваториаль

ную зону, подверrаются довольно интенсивному преобразова

пию, вовлекаясь в находящуюся здесь антициклоническую си

стему и сложную систему вертикальных движений, возбуждае

мых экваториальным и субэкваториальным океаническими
фронтами, а также квазистационарной конверrенцией:
В Индийском океане трасформация происходит особо ин-
тенсивно в результате смешения красноморских вод высокой
208


1




солености (с экстремумом на rлубине 400
500 м) и субантарк

тических вод пониженной солености (с экстремумом на rлу

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 rлубины
800
600 м в области ceBepHoro субтропическоrо антициклонэ
поднимается в ложбине тропическоrо циклона до 400
200 м.
Экстремум солености субантарктических вод отмечается на rлу-
бине 1000
800 м (рис. УII.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 друrом районе
Мировоrо океана.
Североатлантическая (СА) водная масса занимает YMepeH

ные и высокоширотные пространства северной части Атланти-
ческоrо океана (исключая районы распространения арктиче-
ских и средиземноморских водных масс). Ей свойственна сла

бая стратифицированность без термоrалинных экстремумов,.
при высокой солености и концентрации pacTBopeHHoro кислоро-
да, а также низком содержании биоrенов. Такие условия со-
здаются за счет преобладания нисходящих движений, возбуж

даемых субтропическим антициклоном, интенсивным KOHBeK

тивным перемешиванием, опусканием трансформированных вод
средиземноморскоrо происхождения. В конечном счете создают-
ся высокосоленые и относительно теплые промежуточные воды.
отличающиеся по своим свойствам от поверхностных и rлу-
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 Bce

ro Мировоrо океана. Эта весьма своеобразная, промежуточная
североатлантическая водная масса иrрает значительную роль
в образовании rлубинных североатлантических вод.
Северотuхоокеанская (СТ) водная масса так же отличается
слабой стратифицированностью и отсутствием термоrалинных
экстремумов. Однако это не может служить основанием для
Toro, чтобы считать ее аналоrом североатлантической водной
массы, так как свойства вод и характер rидрофизических про

цессов существенно иные. Особенности ее определяются rлав

ным образом сильным опреснением поверхностных вод. Тем
самым не получают сколько-нибудь активноrо развития про

цec
ы, которые моrли бы вызвать интенсивное опускание вод.
Отсутствие промежуточных экстремумов определяется тем, что
здесь нет условий для их возникновения. В этом и проявляется
специфичность реrиона, в котор-ом формируется эта водная
м асса.
Особенности формирования, свойства и распространение
209




промежуточных водных масс весьма различны, даже в пр
де

лах однотипных вод. Некоуорые из них образуются rлавным
образом из поверхностных вод, друrие
 преимущественно из
rлубинных. Однако всеrда имеется некоторая доля и тех и
друrих.


r лубинные водные массы
Несмотря на большую rOMoreHHocTb, все типы rлубинных
вод имеют свои специфические свойства, по которым их мож-
Но отличить друr от друrа (рис. VIII.11). Хотя скорости пе

ремещения совсем малы, количество переносимых веществ
очень велико блаrодаря их оrромной массе; это иrрает со-
вершенно исключительную роль в межширотном обмене веществ
и энерrии Мировоrо океана.
Североатлантичес,к.ая (СА) водная масса имеет наиболее
высокую (среди друrих r лубинных вод) соленость (от 35,1 до
34,7%0), температуру (4,0
2,OO) и содержание pacTBopeHHoro
кислорода (до 0,50
0,55 мr-атjл). Вместе с тем концентрация
фосфатов минимальна (ниже 1,5 мкr-атjл), что свидетельствует
() большой доле поверхностных вод в создании r лубинной ce

вероатлантической водной массы. По-видимому, она образуется
в нескольких местах в результате различных процессов, что и
,.обусловило неоднородность ее характеристик по вертикали.
Североатлантические воды MorYT быть разделены на две
разновидности по особенностям их формирования и наличию
слабоrо rлубинноrо экстремума солености в умеренных широ-
тах (рис. VIII.7). Северная разновидность (САс) создается в
результате особенно активноrо опускания поверхностных вод.
е началом интенсивной адвекции в южном направлении воз

никает небольшой экстремум повышенной солености за счет
несколько меньшей ее величины у промежуточных и придон

ных вод. Южне,е 45
500 с. ш. экстремум солености размывает-
ся в результате усиления нисходящих движений, возбуждаемых
субтропической антициклонической системой и водами среди

земноморскоrо происхождения, уплотняющимися за счет охлаж-
дения при высокой солености; так формируется южная раз-
новидность (САю).
rлубинные североатлантические воды, вовлекаясь в север-
ный субтропический антициклон, в конечном счете выносятся
:в тропики, перемещаясь от Африки к Антильским островам.
В полосе 20
250 с. ш. ОНИ проходят непосредственно под про-
межуточными субтропическими водами. Здесь на rлубине
1200
1500 м появляется экстремум высокой солености, а He

посредственно над ним, на rлубине 800
1000 м, находится
лромежуточный экстремум пониженной солености. Между
этими водами происходит интенсивное перемешивание, в pe

зультате KOToporo субантарктические массы полностью TpaHC

'формируются, а rлубинные североатлантические продолжают
Д
O




перемещение в rенеральном южном направлении (последова-
тельно переходя из одной макроциркуляционной системы в
друrую). Район возникновения rлубинноrо э'кстремума соле

ности принят за северную rраницу южных rлубинных атлан-
тических вод. Это новое качество, (экстремум солености) они
сохраняют при своем продвижении на юr вплоть до AHTapK

тиды. Судя по rлубинному максимуму солености, атлантиче

ские воды проникают в Индийский и Тихий океаны. Их можно
было бы продолжать считать rлубинными североатлантиче-
скими, но, видимо, правильнее выделить новую водную массу
не только из
за наличия экстремума (создающеrо несколько
иную стратификацию), но и за счет пополнения антарктиче

скими водами.
Североuндоокеанuческая (СИ) В9дная масса, как и ceBepo

ат лантическая, отличается повышенными соленостью и темпе

ратурой. Ее формирование связано со сползанием вдоль MaTe

риковоrо склона высокосоленых вод KpacHoro моря и Персид

cKoro залива, увлекающих вниз промежуточные воды. Нисхо

дящие движения возбуждаются циклонической системой, pac

полаrающейся в северной части Аравийскоrо моря в промежу

точной и rлубинной структурных зонах (от 500 до зооо

4000 м).
Северотихоокеанские (СТ) rлубинные воды выделить осо-
бенно трудно. На всем пространстве Тихоrо океана
 от ero
северных окраин до антар
тическоrо фронта
 температура не
превышает 1,1
2,OO, соленость
.34,6

34,7%о. В значительно
больших пределах изменяется содержание кислорода: от
0,05
0,02 мr
ат/л на севере до 0,40
0,35 мr
ат/л на юrе; KOH

центрация фосфатов повышается примерно от 2,5 мкr-ат/л в
средней части океана до 2,7 мr
ат/л и более к северу от эква,

тора. Формирование этих вод, по-видимому, происходит в pe

зультате Toro обращения, которое создается североциклониче

ской и северной субтропической антициклонической системами.
В области циклонической циркуляции промежуточные и rлу

бинные воды поднимаются в центральной ее части, а по пери

ферии опускаются.
Южноокеаническая (ЮО) водная масса выделена по экс-
тремуму повышенной солености, формирование KOToporo сле-
дует связывать с rлубинными североатлантическими водами.
Друrих источников ero возникновения не только в Атлантиче

ском, но и В Индийском и Тихом океанах обнаружить не
удается. Некоторую роль в поддержании экстремума соле

ности должны иrрать красноморские воды. В Тихом же OKea

не ero можно связать только с адвекцией rлуБИНfIЫХ 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
211




на совсем небольшом ее уменьшении (на 0,03
0,05%0) только
в непосредственной близости от Антарктиды. '
Подразделение южноокеанических вод на подтипы в paM

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 rлубинноrо экстремума соле

ности, в связи С чем определяется ее южная rраница. CeBep

ные пределы ориентировочно приняты по rидрохимическим
характеристикам. Переход к северотихоокеанским водам про

исходит постепенно на orpoMHbIx пространствах. Некоторым
основанием для подразделения rлубинных тихоокеанских вод
на срединные и северные MorYT служить повышение биоrенов
и понижение paCTBopeHHoro' кислорода, прослеживающеrося
севернее экватора, в основном в северо-восточной части OKea

на. Кроме Toro, в области расположения срединных вод чаще
проявляется в отдельных местах экстремум повышенной соле

ности, что можно связать с пульсацией в распространении юж

НОТИХОQкеанских вод.
Полярная (П) водная масса отличается пониженной темпе


атурой и высокой плотностью воды. Она формируется из про

межуточных и r лубинных 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) rлубинная вода может быть выделена
весьма условно. Переход от южноокеанических вод происходит
малозаметно, экстремум повышенной солености прослеживает

ся вплоть до материковоrо склона Антарктиды. Температура
антарктических масс близка к нулевой, изменяясь от неболь

mих положительных величин на севере до 0,2
0,30 на юrе.
Соленость HeMHoro меньше 34,7%0. Наибольшее распростране

ние эти воды получают в морях Уэдделла и Росса.
Арктическая (Ар) rлубинная вода, располаrающаяся в
Северном Ледовитом океане, имеет более определенные xapaK

теристики. Температура ее в европейско-rренландском секто-
ре
 0,7
0,80, за хребтом Ломоносова
 O,3
0,40. Соленость
наибольшая по отношению ко всем r лубинным водам Мирово

ro океана
 около 34,99%0. По вертикали эти воды развиты
слабее друrих 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 доле
 поверхностных и про

межуточных вод, в процессе смешения которых образуются He

сколько отличные свойства rлубинных (как, кстати, и придон-
ных) вод. '
212




\


Придонные водные массы


За
полняя наиболее rлубокие части океанов, эти воды пе.
ремещаются по котловинам и соединяюЩИМ их подводным
долинам (рис, VIII.11). Подобно формированию друrих вод-
ных масс, их образование связано с опусканием вышележащих
вод, причем это опускание вызывается в конечном счете по-
верхностной rоризонтальной циркуляцией. При этом все типы
придонных вод, кроме североиндийских, формируются в высо-
ких широтах одновременно с промеЖУТОЧНЫМJ:I и rлубинными
водами. Из-за расчлененности рельефа дна придонные ВОДЫ
при своем перемещении подверrаются более сильной трансфор-
мации.
Полярные (П) водные' массы помимо CeBepHoro Ледови-
Toro океана и Антарктики широко распространены почти по
всей протяженности Атлантическоrо, Индийскоrо и Тихоrо
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 BЫ

сокому содержанию кислорода. В Атлантическом и Индийском

океанах они имеют соленость несколько более низкvю, чем
rлубинные воды, а в Тихом океане
 более высокую. По этим
отличительным признакам довольно леrко проследить их pac

пространение в наиболее rлубоких частях океанов.
Придонные североокеанuческие (СО) водные массы полv'ЧИ-
ли значительно меньшее распространение. В Атлантическом и
Тихом океанах они образуются на северной периферии цикло

нических KpyroBopoTOB за счет вод, наиболее rлубоко сползаю-
щих по материковому 'склону. Их распространение прослежи-
вается до 35
400 с. ш. Придонная североатлантическая водная
масса (СА) отличается несколько бол
е высокой температурой
и соленостью по сравнению с придонной севеРОТИХQокеанской
водной массой (СТ). Придонная североиндийская водная Mac

са (СИ) образуется из соленых вод KpacHoro моря и Пер

сидскоrо залива, опускающихся на северной периферии цикло

нической системы Аравийскоrо моря и сползающих по MaTe

риковому склону на большую rлубину.
В заключение надо отметить, что опыт выделения водных
масс с учетом их стратификации, проведенный при подrотовке
этой книrи, требует дальнейшеrо совершенствования. Впослед-
ствии весьма желательно предпринять усилия для объективи

зации их классификации, чеrо, по-видимому, можно будет дo

стичь путем привлечения статистических методов анализа ис

ходных данных, подобно тому как это сделано в отношении
термоrалинноrо анализа, предпринятоrо .[1. и. rалеркиным
(о чем rоворилось выше). '
21
3




r л а в а IX


ТИПЫ ТЕРмоrАЛИННОй СТРАТИФИКАЦИИ ВОД


Исследование структуры океаносферы было бы неполным.
без классификации типов стратификации. Подобные работы по.
единичным вертикальным профилям (более или менее paBHO

мерно покрывающим всю акваторию Мировоrо океана) были
опубликованы в начале 60-х rодов (Степанов и Шаrин, 1961

Некрасова и Степанов, 1962); впоследствии типы стратифика

ции были несколько уточнены (Степанов, 1974). Наиболее об

стоятельное изучение типов стратификации температуры, co

лености, плотности, электропроводности, скорости звука, их
вертикальных rрадиентов и статистических характеристик BЫ

полнено по северным частям Тихоrо и Атлантическоrо OKea

нов. Для этоrо использовались все накопленные к настоящему
времени океаноrрафические данные, осредненные iю пятиrра

дусным трапециям. Полученные результаты опубликованы в
нескольких работах (Степанов, rалеркин, Кутько, Моисеев,.
Олейников, Панфилова, Щербинин, 1981, 1982, и др.), Типиза-
ция проводил ась путем последовательноrо сопоставления вер- /
тикальных кривых и выделения реrионов с однотипной страти-
фикацией. Этот метод получил название экспертноrо. Попытка
провести объективную классификацию с помощью ЭВМ не дa

ла удовлетворительных результатов. Последующее использо

ваНИе ЭВМ, видимо, позволит избежать субъективизма визу

альноrо анализа исходных данных, вполне вероятноrо при' при

менении экспертноrо метода. Особенно велика трудность та-
Kиx исследований при изучении Bcero Л1ировоrо океана; толь

ко в открытой ero части свыше 1500 пятиrрадусных трапеций.
Вместе с тем машинная классификация таит опасность форма-
лизации Bcero мноrообразия природных условий, которое MO

Жет быть уловлено ОПЫТНЫми специалистами. До появления
достаточно хорошо апробированноЙ проrраммы анализа массо-
вых исходных данных было решено несколько изменить экс-
пертный метод путем учета экстремумов термоrалинных
свойств.


IX. 1. Районировани
 Мировоrо океана
по тер,моrалинным экстремумам
и методика исследования типов стратификации
Изучение экстремальных свойств вод не только имеет
orpOMHoe значение для понимания важнейших особенностей
природы океаносферы, но и очень важно для выявления типов
стратификации и установления rраниц их распространения.
При различии условий формирования и распространения по

верхностных, промежуточных, r лубинных и придонных вод бу

дет меняться сочетание экстремумов п() вертикали. Тем самым
определится тот или иной тип стратификации вод.


214




Рис. 1X.l. Районирование Мировоrо океана по количеству термоrалинных
экстремумов.
Экстремумы солености обозначены:
1
 подповерхностный; 2
 промежуточный минимум; 2 в Kpyre
 промежуточный макси

'Мум; 3
 rлубинный, температур: 1
 подповерхностный; II
 промежуточный, точками
выделены реrионы без экстремумов


Наибольшее распространение имеют промежуточные экс

тремумы, несколько меньшее
 подповерхностные и сравни

тельно оrраниченное
 rлубинные, представленные только по-
вышенной соленостью. Промежуточный и rлубинный экстрему

мы выражены тем лучше, чем выше они располаrаются. При

донный экстремум проследить особенно трудно из-за оrраничен

ности данных и сложности процессов, с которыми связано ero
формирование; на Hero большое влияние оказывают rеотерми

ческий поток тепла и rидрохимические преобразования, об

условленные взаимодействием вод с дном океана. В этих усло

виях было решено придонный экстремум не учитывать при
районировании Мировоrо океана. .
Подразделение МирОВО20 океана по теРМО2алинным 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.l). Первый из них наблюдается только в теп

лое время rода как результат остаточной зимней конвекции
(там, rде повеРХНОСТНЬJе воды не полностью проrреваются ле

том). Промежуточный максимум температуры. адвективноrо
происхождения связан с приносом вод из низких широт.
На всей остальной акватории Мировоrо океана встречают-
ся лишь экстремумы солености.
 В подповерхностных водах
повышенная соленость Связана с отрицательным влаrообме.
ном океана с атмосферой (превышение испарения над количе"
215




Ством выпадающих осадков). В промежуточных водах особен

но широкое р аспростр анение получил минимум солености.
связанный с распространением вод арктическоrо и антаркти

ческоrо происхождения. Промежуточный экстремум повышен

ной СОЛ,ености отмечается на сравнительно небольших aKBaTO

риях за счет выноса в океан осолоненных вод из морей Среди

земноrо и KpacHoro, а также Персидскоrо залива.
Значительные пространства занимают воды с тремя экс

тремумами солености (подповерхностным, промежуточным 'И
rлубинным) в низких широтах Атлантическоrо и Индийскоrо
океанов. В Тихом океане три таких экстремума отмечаются в
неширокой полосе севернее экватора за счет подповерхност

Horo максимума и двух промежуточных минимумов солености.
создаваемых: субарктическими и субантарктическими водами.
Три друrих экстремума отмечаются в Антарктике повсеместно
к юrу от антарктическоrо океаническоrо фронта и в Арктиче-
ском бассейне; они представлены подповерхностным и проме-
жуточным минимумами температуры, а также небольшим rлу

бинным максимумом солености. В холодное время подповерх.
ностный экстремум размывается конвекцией, и в осенне-зим

ний период 'сохраняются только два экстремума (промежуточ-
ный и l r лубинный) .
Акватории с двумя экстремумами солености также весьма
обширны. Они преобладают в низких широтах Тихоrо океана
(при отсутствии повышенной солености у rлубинных вод) и в
субтропиках южноrо полушария, rде прослеживаются проме-
жуточный минимум и rлубинный максимум солености. В OT

дельных, относительно небольших реrионах наблюдается по
два различных экстремума. В северо
западных частях Атлан

тическоrо и Тихоrо океанов в продолжение Bcero rода отме-
чаются слабый максимум и подповерхностный минимум темпе

ратуры в весенне
летнее время. Два максимума солености
имеются в тропиках Индийскоrо океана, rде ,ниже подповерх-
ностной высокой солености располаrается красноморский экс

тремум, а также на севере Атлантики, rде сочетаются подпо

верхностный и rлубинный максимумы солености.
Акватории с одним экстремумом особенно велики в суб

тропиках TI,Ixoro океана, rде прослеживается только промежу

точный минимум солености. Промежуточный максимум соле

Ности характерен для области распространения средиземномор

ских и красноморских вод (субтропики Атлантики, Аравийское
море и Бенrальский залив). Подповерхностный максимум co

лености встречается в зоне rольфстр
ма и в восточных при

экваториальных широтах Индийскоrо океана.
Отсутетвие термоrалинных экстремумов имеет место в трех
относительно оrраниченных реrионах: на северо-востоке и в
субтропиках Северной Атлантики, а также в субарктических
широтах Тихоrо океана. В первой из этих трех аква1'ОРИЙ сла

бостратифицированная среда связана с сильным развитием
216












?"


конвекции, обусловленным тем, что осолоненные и теплые
воды rольфстрима и продолжающеrо ero Североатлантическо

ro течения, охлаждаясь в высоких широтах, опускаются
местами вrIлоть до дна. В субтропиках Северной Атлантики.
интенсивные нисходящие движения начинаются с поверхности
океана за счет квазистационарной антициклонической
 макро-
циркуляционной системы и отрицательноrо влаrообмена OKea

на с атмосферой; в промежуточных слоях опускание усили

вается водами средиземноморскоrо происхождения, что связа

но с их высокой соленостью и охлаждением по мере распрост-
ранения в океане. В субарктических широтах Тихоrо океана
слабая стратификация вод объясняется прежде Bcero интен

сивным опреснением поверхностноrо слоя в условиях доволь

но BbIcoKoro положительноrо влаrообмена 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. r лубинные и придонные воды северной части
Тихоrо океана отличаются большой rомоrенностью. Все это и
определяет слабую стратификацию субарктической зоны этоrо
океана. .
О методике выявления типов стратификации вод. Исполь

зуя раЙонирование Мировоrо 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 термоrалинных.
экстремумов определялись по средним, полученным по всем
накопленным океаноrрафическим данным, обобщенным по
пятиrрадусным трапециям. Наличие определенных сочетаний
экстремумов в отдельных реrионах' океана в виде полей без
разрывов сплошности распространения свидетельствует о KBa

зистационарности их формирования и расположения. Отсюда
можно сделать заключение о том, что такие сочетания экс-
тремумов должны сохраняться во всех пространственно
вре

меиныIx масштабах. Тем самым классификация типов страти-
фикации, nроведенная с учетом районирования теРМО2алинных
экстремумов по средним значениям, полученным для пятиrра-
дусных трапеций, будет справедлива для дРУ2их ма
штабов
обобщения исходных данных. Аналоrичный результат даст ис

пользование более мелких трапеций с той лишь разницей, что
rраницы распространения типов стратификации MorYT He

сколько измениться.
Следует особо подчеркнуть удивительно четкое положение
rраниц, в пределах которых располаrается каждый тип CTpa

тификации. С переходом через такие rраницы вид кривых из

менения по вертикали rидрофизических параметров . резко
меняется, повсеместно сохраняясь в пределах распростране

ния данноrо типа расслоения вод. Это обстоятельство Э. И. Ca

руханян (1980) использовал для установления положения ан-


!:-






"







-..,


15
1401


217




тарктическоrо океаническоrо фронта. Действительно, к юrу
.от фронта кривые, характерные для полярноrо типа страти-
фикации, весьма существенно отличаются от субантарктиче

cKoro типа. То же можно проследить как по непосредственным
наблюдениям, относящимся к отдельным батиметрическим
станциям, так и по средним, полученным в различных Mac

штабах, вплоть до пятиrрадусных трапеций, по средним ro

довым величинам. Ранее считалось, что rраницами 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 термоrалинных 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
Мировоrо океана. Формирование и распространение типов стра-
тификации связаны с тепло- и влаrообменом между океаном
и атмосферой, особенностями развития волновоrо перемеши-
вания, интенсивностью конвекции, циркуляцией вод и возбуж

даемыми ею вертикальными движениями, а также адвекцией
(иrрающей особенно большую роль у промежуточных, rлубин-
ных и придонных масс), и динамическими зонами (фронтами
и верrенциями). Положение rраниц большей частью опреде-
ляется совокупным влиянием нескольких факторов. Поэтому
даже в реrионах с одним и тем же сочетанием экстремумов
может'быть несколько различных типов стратификации или
по
райней мере их разновидностей. Несмотря на то что мно-
rие уцомянутые процессы приурочены к поверхности океана,
влияние их распространяется на большую rлубину, поскольку
поверхностные воды в той ИЛИ иной степени формируют все
водные массы.
В пределах каждоrо типа стратификации сохраняется один
и тот же вид вертикальных кривых температуры и солености.
Наиболее ярко кривые изменяются в верхней толще океана,
rде различие свойств вод велик;о и экстремумы особенно хоро-
шо выражены. Поэтому тип кривой практически определяется
стратификацией BepxHero слоя толщиной 1500
2000 м. В co

ответствии с различием свойств вод в пределах данноrо типа
положение кривой относительно rоризонтальной шкалы rpa

фика может перемещаться в довольно больших пределах, од-
нако вид кривой сохраняет все свои важнейшие черты. В де-
талях же MorYT наблюдаться отклонениц, которые являются
основанием для выделения разновидности TOr.O или иноrо типа
стратификации. Таковыми следует считать и различия, отме-
чающиеся в каждом типе при нахождении ero в обоих полу

шариях. Осреднение данных, относящихся к северной и юж-


....:


....



..)


...",


.




\ ..,


.j


218




..


ной разновидностям, позволяет получить подтип стратифика

ции для каждоrо океана. Путем обобщения сведений, относя

щихся к отдельным океанам, устанавливается тип стратифика

ции вод для Мировоrо океана в целом.
В соответствии с предварительным анализом кривых, полу

ченных для каждой трапеции, по которым проводилось обоб-
щение имеющихся батиметрических станций, выбирается xa

рактерная кривая в качестве эталона для сопоставления всех
кривых, которые MorYT быть отнесены к данному типу CTpa

тификации. Подобный крайне трудоемкий анализ приходится
проводить до тех пор, пока выявятся все типы, подтипы, раз

новидности и уточнятся rраницы их распространения.
Дальнейшая задача состоит в получении основных статисти

ческих характеристик по каждому макрорайону: средних, MaK

симальных и минимальных величин, разности между ними,
стандартноrо отклонения, вертикальных rрадиентов. При aHa

лизе солености, кроме Toro, определял ась средняя температу

ра, а для типов термической стратификации
 соленость. Тем
самым можно установить взаимосвязь их изменения по вер-
тикали, а также получить Т, S-кривые. Столь сложная обра

ботка исходных данных проводил ась на ЭВМ. Статистические
характеристики используются здесь в очень небольшой мере.
ИХ анализ
 предмет самостоятельной довольно обширной pa

боты. В целях дальнейшеrо совершенствования классификации
расслоения вод намечается использование ЭВМ дЛЯ уточнения
rраниц типов стратификации. Машинный анализ, возможно,.
позволит получить более объективную классификацию, а rлав

ное
 избавит от оrромной затраты времени, необходимоrо 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)
машинноrо анализа. В основу метода машинной классифика

ции должно быть положено изменение вертикальных rрадиен

тов, наличие экстремумов и друrих характерных точек на кри

вой (определяющих rраницы rOMoreHHbIx слоев, «перелома:.
rрадиентов, в том числе термоклина, rалоклина и пр.). Такое
исследование может быть проведено как по средним данным,
так и по индивидуальным батиметрическим станциям. ПОС.тIед

нее позволит получить очень широкий спектр статистических
характеристик стратификации, выявить влияние на нее раз

личных факторов, и црежде Bcero сезонной изменчивости, а
также установить колебания rраниц распространения типов
расслоения вод.
Важнейшие общие черты, свойственные типам термической
и соленостной стратификации вод. Уже подчеркивалось, что
соленостная стратификация отличается значительно б6льшим
мноrообразием и сложностью по сравнению с термической.


..

..-'


",'"


....



'



--1


-'\>


'r,






15*


219




Соответственно количество типов по солености составило 11 с
разновидностями у четырех из них, тоrда 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 всеа толще
океаносферы, исключая придонные воды. Это определяется co

хранением .одних и тех же макроциркуляционных систем ОТ
поверхности океана вплоть до придонноrQ слоя, а также боль

шой долей примеси поверхностных вод, принимающих участие
в формировании промежуточных, rлубинных и даже придонных
вод. У солености семь зональных типов и четыре азональных,
у темрературы
 соответственно шесть и три. Типы стратифи

кации именовались по их rеоrрафическому местоположению
и только в одном случае по происхождению, связанному с BЫ

носом вод из Средиземноrо и KpacHoro морей, а также Пер-
сидскоrо залива.
С увеличением rомоrенности вод с ростом rеоrрафической
широты типы стратификации становятся все менее резко BЫ

раженными, что способствует улучшению условий перемеши-
вания по вертикали. Поэтому большая часть промежуточных,
rлубинных и придонных вод образуется в высоких широтах.
В области положительноrо бюджета тепла поверхности OKea

на за счет интенсивноrо HarpeBa поверхностных вод в продол

жение Bcero rода создаются особенно высокие вертикальные
rрадиенты температуры. В пределах низких широт распола-
rаются 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 влаrообменом 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
положительноrо влаrообмена, имеют пониженную соленость в
поверхностной и промежуточной структурных зонах. r луб ин-
ные и придонные воды отличаются повышенной соленостью.
Ареалы распространения типов термической и СО-!lеностной
стратификации большей частью различны. Это следует уже из
Toro, что количество типов и их разновидностей не одинаково.
Причина тому
 процессы, формирующие типы расслоения
температуры и солености, и прежде Bcero несовпадение rраниц
измен
ния бюджетов тепла и влаrи поверхности океана. Так,
например, на довольно обширных пространствах приэквато-
риальных широт влаrообмен положителен, тоrда как 'тепло-
обмен достиrает максимальных величин. В тропиках и суб

тропиках отрицательный влаrообмен достиrает cBoero макси-
мума, а теплообмен постепенно понижается. В умеренных и по

220


-\;


"',


.,



'. ..



'








лярных областях влаrообмен положителен, океан теряет oco

бенно MHoro тепла. В промежуточных и rлубинных водах экс

тремумы солености распространяются на orpoMHble простран

ства, а экстремумы температуры отмечаются лишь в высоких
широтах. Все это и определяет различие в положении rраниц
соленостной и термической стратификации. Особенно- близки
пределы распространения экваториально
тропическоrо, восточ

нотропическоrо, субполярноrо и полярноrо 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. IX.2 и IX.3, табл. IX.1).
Между субтропическим, североатлантичес;ким и южнотихо

океанским типами, с одной стороны, и субполярным типом

с друrой, проходит rраница, которая разделяет Мировой океан
на воды с повышенной и пониженной соленостью. Такое под

разделение распространяется на поверхностную и промежу'ТОЧ

ную структурные зоны, тоrда как в rлубинной зоне соленость
во всех типах стратификации становится близкой. rраница, о
которой идет речь, проходит по зоне раздела положительноrо
и отрицательноrо влаrообмена. 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 реr.ионов.
Пониженная соленость у субполярноrо типа распространяется
и на промежуточные воды, а у полярноrо в основном оrрани

чивается поверхностной стр'уктурной зоной, исключая субарк

тическую разновидность в Тихом океане.
Э,К8аториально-троnический тип (ЭТ) формируется в усло

БИЯХ положительноrо влаrообмена, 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 влаrообменом,
а с материковым стоком; понижение солености в приэквато-
риальных широтах за счет превышения осадков над испаре

нием почти не выражено из-за сильноrо осолонения тропических
вод. К тому же и по вертикали характер изменения солености
в Атлантическом океане существенно иной, с хорошо выражен

ным промежуточным минимумом и rлубинным
аксимумом.
В Тихом и Индийском океанах этому типу свойственна относи

тельно слабая стратификация, обусловленная тем, что в при

экваториальных широтах происходит активная трансформация
вод субполярноrо происхождения, а rлубинный экстремум OT

сутствует. Из трех тихоокеанских разновидностей особенно
своеобразна северная (ЭТс) с двумя промежуточными экстре-
221


'"


.





,



.;:






.4


Рис. 1X.2. Ареалы распространения типов соленостной стратификации.
Буквенные обозначения типоз:
ЭТ
 экваториально-тропический; Бr
 бенrальский; Т
 тропическиЙ; СрТ
 средиНlIO

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.
ЕеН2альский тип (Е2) является аналоrом экваториально

тропическоrо. Он также образуется в области положительноrо
влаrообмена, определяющ
я роль KOToporo усиливается боль

тим материковым стоком. Однако у Hero вместо. пониженной
солености промежуточных вод она повышена и нет подповерх

HocTHoro максимума.
Тропический тип (Т), занимающий обширные акватории

является основным по отношению к друrим типам соленостной
стратификации в низких широтах. При повышенной солености
поверхностноrо, слоя у Hero 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 влаrообмена с aT

мосферой и адвекцией промежуточных, rлубинных и придон

ных ВОД-.
Ср,единнотроnический тип (СрТ) располаrается в средней
части океана, в области максимальноrо превышения испаре

Ния над количеством выпадающих осадков. В соответствии с
разностью между ними повышается соленость поверхностноrо
222


.J




34,0 35,0 8%0 34,4 35,0 36,0 8%0

 1'0\0 мО
,
.; )
-500 , 500
I
I
1000 I 1000
..,.
,
1500 I 1500
,
(
',} I
2000 I 2000
1\
I




 Т
I 11
2500 2500 :1 СрТ
I 3Т


 ВТ
I


Бr 11 СБТ
3000 3000 \1
34,0 35,0 36,08%0 33,4 34,0 34,88%"

 мО мО
'\
\
J
500 I 500
I
I
" I
\
1000 \ 1000
\
\
\
\ 1500
1500 \
\
\
\ 2000

 2000 \
\ J
\ I
\
2500 \ Пр 2500
I ,
I


Cf\ СБП ,
".. I




 ют


п 1
3000 I 3000 ,
Рис. IX.3. Типы соленостной стратификации.
Обозначения те же, что и на рис. 1X.2




223




Таблица /Х.l


Средние величины солености по типам стратификации


rлубина, м


Название типов


Шифр


о, I 50 1'00 1150 I '00 1300 1'00 1500 1600 1800 l' 000 l' 500 I ' 000 /3 000 l' 000 15 000


Экваториально
тропи- 34,89 34,72
ческий ЭТ 34,42 34,73 34,93 34,79 34,78 34,68 34,64 34,67 34,62 34,65 34,66 34,68 34,70 34,71
Бенrальский Бr 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 35,5435,16 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
I
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
(.убтропический 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

Ю жнотихоокеанский 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


L


...,


).


'l.


L






..


слоя, оказываясь во всех случаях самой большой для полу

шария (в пределах KOToporo располаrается данная разновид-
ность). Однако соленостная конвекция не может получить
сколько-нибудь значительноr.о развития из-за очень большой
термической стратификации. Осолоненные поверхностные BO

ды, разносясь течениями и, постепенно опускаясь, дают начало
столь широко распространенному в НИЗКИХ широтах поАповерх

ностному максимуму, который в пределах этоrо типа не обра

зуется. У данноrо типа соленость от максимальных величин на
поверхности океана постепенно понижается вплоть до промежу

точноrо минимума.
Восточнотроnический тип (ВТ) является модификацией
()CHOBHOro тропическоrо типа, создающеrося в условиях подъ

ема вод в циклонической макроциркуляционной системе, pac

положенной в восточной части океана. Блаrодаря преоблада

пию 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 OCHoBHoro
тропиче
коrо типа.
Присредиземноморский тип (Пр) образуется за счет выноса
в океан высокосоленых и относительно теплых вод из Среди

земноrо и KpacHoro морей, а также Персидскоrо залива. Они
.образуют у средиземноморскоrо подтипа (Ср) промежуточный
максимум солености. Он выражен несколько сильнее, чем у
KpacHoMopcKoro подтипа (Кр); последний имеет три разновид

ности: западная (Крз) имеет только промежуточный максимум;
у восточной (Крв), кроме Toro, отмечается подповерхностный
максимум; персидская (Прс) образуется за счет выноса вод из
Персидскоrо залива, создающих промежуточный максимум на
rлубине 300
400 м.
Субтропический тип (СБТ) распространен на весьма обшир

ных пространствах Мировоrо океана. В Тихом океане он Ha

ходится в более низких широтах, чем в Атлантическом и Ин-
дийском. Типовая кривая, полученная по всей з'анимаемой ак-
ватории, довольно близка к тому, что характерно для тропи

ческоrо типа. Основное отличие состоит в слабом развитии
подповерхностноrо максимума. Осолоненные и теплые тропи-
ческие воды с переходом в область с отрицательным бюджетом
тепла охлаждаются и уплотняются. Возникающее при этом
конвективное перемешивание приводит к размыванию подповер-
XHOCTHoro максимума и уменьшению вертикальных rрадиентов.
При большом подобии кривых в северном и южном полу

шариях всех океанов у североатлантической разновидности OT

сутствует промежуточный минимум солености, так как сюда
не приходят субполярные опресненные воды. Эта разновид

ность специфична еще и потому, что в противоположность
аналоrам занимаемый ею реrион сильно вытянут в меридио

нальном направлении. Причиной тому
 значительная мери

225






,



...,


'>


->


\-


'k


,





диональная составляющая rольфстрима и продолжающеrо ero
Североатлантическоrо течения. С этими течениями связана вы.
сокая интенсивность выноса тропических ВОД в высокие широ.
ты, чем и обусловлены оrромная теплоотдача в атмосферу и
очень rлубокое развитие конвекции. Это является одной из
важных причин оrраничения распространения промежуточных
субарктичес
их вод в Северной Атлантике. Активность тех же
процессов у друrих субтропических разновидностей cYLЦecTBeH-
но меньше, но и в области их распространения теплоотдача в
атмосферу должна быть весьма значительной.
С евероат лантический тип (СА). Ero исключительное CBoe

образие определяется высокой соленостью поверхностных и
промежуточных вод при общей слабой стратификации и OTCYT

ствии термоrалинных экстремумов. -Формирование этоrо типа
связано с выносом Североатлантическим течением теплых и
осолоненных вод из тропиков. Попадая в ВЫсокие широты, KO

торым свойствен самый высокий в Мировом океане отрицатель

ный теплообмен с атмосферой (до 50
 100 ккалjсм 2 в rод), во-
ды тропическоrо происхождения сильно охлаждаются и при
своей высокой солености значительно уплотняются. Развиваю.
LЦаяся при этом конвекция распространяется в холодное полу

rодие вплоть до придонноrо слоя. Отсюда слабая стратифика

ция вод с повышенной соленостью и температурой, максималь

ная концентрация кислорода и минимальное содержание био-
reHHbIX веществ. у этоrо типа выделено две разновидности.
Восточная (САв) располаrается вдоль OCHoBHoro 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
реrиону, отмечается небольшое опреснение, за счет чеrо I;10ЯВ-
ляется «наведенный» подповерхностный максимум, KOToporo в
действительности здесь нет.
Южнотихоокеанский тип (ЮТ) является аналоrом ceBepo

атлантическоrо. Он также отличается слабой стратификацией
и связан с выносом теплых и осолоненных вод тропическоrо
происхождения в область с отрицательным бюджетом тепла.
Однако соленость значительно ниже, интенсивность выноса ВОД
существенно меньше, а отрицательный теплообмен с атмосфе.
рой сравнительно нев
лик (Bcero 5
 1 О ккалjсм 2 в rод) , KOH

вективное перемешивание в холодное полуrодие распростра

няется до промежуточноrо экстремума; наличие ero является
важнейшей особенностью этоrо типа, отличающей ero от севе-
роатлантическоrо. 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 реrиона).
Поэтому на типовой кривой и в данном 'случае наблюдаются
понижение солености поверхностных вод и «наведенный» под_"
поверхностный экстремум. '
226



1


i








Субnолярный тип (СБП) имеет относительно слабую страти-
-фикацию со значительным опреснением поверхностных и про

-межуточных вод, создающих повышенные вертикальные rpa-
диенты в верхней толще океана. rлубинным водам свойствен

на rомоrалинность. Эти особенности субполярноrо типа об

условлены отрицательным влаrообменом, отсутствием TepMO

I'алинных экстремумов и несколько повышенной температурой
:поверхностных вод. Конвективное перемешивание получает
значительное развитие лишь в холодное полуrодие, но, ви-
димо, оrраничивается 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 располаrается
в южной части северотихоокеанской зоны, в пределах кото-
рой нет термоrалинных экстремумов и потому вертикальный
обмен здесь, можно полаrать, распространяется на значитель

ную толщу вод.
Полярный тип (П) имеет очень низкую соленость поверх

ностных и верхних промежуточных вод. HeMHoro меньше она
'Только у бенrальскоrо типа. Пониженная соленость полярных
'Вод определяется отрицательным влаrообменом с атмосферой,
-опреснением, создаваемым льдами, тающими в теплое полуrо-
дие, а в Северном Ледовитом океане, кроме Toro, orpoMHbIM
речным стоком. Большие вертикальные rрадиенты солености
.оrраничивают конвекцию, возникающую в осенне
зимнее время
за счет интенсивноrо охлаждения. Полярный тип помимо AH

тарктики (Ан) и Арктики (Ар) формируется в северных частях
Атлантическоrо и Тихоrо океанов. В Атлантике он создается
'Только на крайнем северо-западе, а в Тихом океане занимает
:всю северную ero часть. У тихоокеанской разновидности, как и
у субантарктической, опр'еснение распространяется на большую
тлубину.


\

,


...,


')-


'\


'l


IX. 3. Типы термической стратификации
Все типы изменения температуры воды по вертикали можно
разделить на три вида ,рис. IX.4 и IX.5, табл. IX.2). Первый
из них характерен для низких широт, rде вертикальные rpa

диенты в поверхностных и промежуточных водах (в основном
выше промежуточноrо экстремума солености) очень велики.
Эту часть кривых относят к термоклину. Ниже преобладает
rомотермия с весьма малым различием абсолютных величин
между отдельными реrионами. Такая стратификация опреде

JIяется положительным бюджетом тепла поверхности океана,
-за счет чеrо происходит больший или меньший проrрев поверх

... ностных вод И отсюда создаются различия вертикальных rpa

диентов между типами в верхней толще океаносферы. По этим
признакам и различаются типы стратификации, имеющие до-
227




1


.


1


Рис. IX.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).
rраницы 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 одноrо
 в субтропиках.
По изменению вертикальных rрадиентов и выявляются разли

чия между ними. Сюда же следует отнести своеобр'азный тип
термической стратификации, создающийся в результате BI:>IНoca
в океан вод из Средиземноrо и KpacHoro морей, вертикальные
rрадиенты у которых существенно меньше. Второй вид терми

ческой стратификации наблюдается в умеренных и субполяр

ных широтах, rде в условиях отрицательноrо теплообмена
океана с атмосферой происходит охлаждение поверхностных
вод и большее или меньшее развитие конвекции. Создаваемое
ею перемешивание и небольшой проrрев вод обусловливают
слабую термическую стратификацию. Значительные вертикаль

ные rрадиенты температуры создаются только в верхней части
океана. Помимо субполярноrо типа к этой rруппе относится
весьма своеобразный атлантико-тихоокеанский тип. Третий вид
стратификации температуры формируется в полярных обла-
стях, только для Hero характерно наличие экстремумов (подпо

BepxHocTHoro минимума и промежуточноrо максимума темпе

ратуры). Как и друrие типы, расположенные в высоких широ

тах, он слабо стратифицирован.
Экваториально
троnический тип (ЭТ) отличается самыми
большими изменениями температуры. Поэтому ему свойствен

228


.#
.






J




,
.. о 4 8 12 i6 20 24 28 тое о 4 8 12 16 20 24 тое
мО мО r I , I 1). I


..,.,
/' ............
/ /
.. 500 I
/ /
/
1000 / I
1000 /
/ /
/
1500 1500 I / /
...
2000 I



 ЗТ 2000 I /



 Пр
I 1/
I

BT

AT
2500 1\ ............... т 2500 It .
еБП
\- 1\ ............... с б Т 11
п
3000 3000


Рис. 1X.5. Типы изменения температуры по вертикали.
Обозначения те же, что и на рис. 1X.4


t.З
......,
I
t..:)


ны особенно высокие вертикальные rрадиенты в поверхностной
структурной зоне (с перепадом температуры в 15
200 в елое
200 м). В промежуточных водах rрадиенты значительно YMeHЬ

шаются (разность температуры сокращается приблизительно
на 100 в толще воды около 1500 м) . Условия, близкие к rOMo

термии, отмечаются ниже 2000 м. Этот тип характерен для
обширных акваторий в северном (ЭТс) и южном (ЭТю) полу

шар иях. 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 TeM

пературы от поверхности океана по сравнению с экваториаль-
но
тропической стратификацией также имеет два излома Bep

тикальных кривых. Из них хорошо выражен только верхний,
происходящий на rлубине промежуточноrо экстремума соле

ности. От поверхности океана до rлубины 800
1000 м темпе

ратура изменяется приблизительно на те же 200, что и в верх-
ней части экваториально-тропическоrо типа, но уже в слое в
5 раз большем, и потому вертикальные rрадиенты значительно
меньше. Второй перелом кривой отмечается на rранице. между
промежуточными и rлубинными водами (около 2000 м), после'
чеrо появляется rомотермия.
Восточнотропический тип (ВТ) по своему расположению
Mor бы быть отнесен к тропической стратификации. Выделение
ero в самостоятельный тип в пределах основной части тропи

ческой ЦИ,клонической системы обусловлено формированием
специфической стратификации, создающейся в условиях пре

обладания подъема вод. Блаrодаря этому вертикальные rpa

диенты от поверхности океана до оси промежуточноrо экстре

мума солености значительно уменьшаются по сравнению с тем,
229


)


t








Таблица /Х.2


Средние величины Температуры ПО типам стратификации


r лубина, м
Тип стратификации Шифр I I I 150 I I I 400 I 500 I I 800 11 000 1I 500 /2 000 З 000 /4000 15 000
О 50 100 200 300 600
Эква тор иально
тропичс

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
.
'--'"


.
"







.'


. ..


'"',


lJr


.

 '-...............




что характерно для тропиков, Совсем малы они в нижней час

ти промежуточной структурной зоны, после чеrо температура
становится однородной.
Субтропический тип (СБТ) очень близок к тропическому

но у Hero значительно меньше вертикальные rрадиенты темпе

ратуры в верхней толще вод океана (приблизительно до про

межуточноrо экстремума солености). Причина тому ---=----- разви-
тие конвекции, возникающей в результате охлаждения теплых
и осолоненных тропических вод, выносящихся в область отри

цательноrо бюджета тепла. В нижних промежуточных водах
вертикальные rрадиенты температуры велики так же, как в
в низких широтах. С переходом к r лубинным водам возникают
условия, близкие к rомотермии. Субтропический тип занимает
обширные пространства Мировоrо океана.
П рисредиземноморс.кuй тип (Пр) в противоположность Ta

кому же типу, выделяемому по солености, выражен слабее.
В промежуточной структурной зоне происходит перелом изме

нения rрадиентов температуры по вертикали, уменьшающейся
по мере удаления от rибралтарскоrо и Баб
эль
Мандебскоrо
проливов. В поверхностных водах вертикальные rрадиенты
температурь! довольно велики. С переходом к промежуточным
водам они резко уменьшаются до минимальных в слое экстре

мума солености (на rлубинах от 600
800 до 1200
1400 м).
Затем rрадиенты быстро увеличиваются в нижней части про

межуточной зоны, и с верхней rраницы rлубинных 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 TeM

пературной стратификации общность их очень велика, с чем и
связано объединение обоих ареалов в один тип (для KOToporo
не удалось подобрать более удачноrо названия). У североат-
лантическоrо (СА) и южнотихоокеанскоrо (ЮТ) подтипов
отмечается слабая термическая стратификация.
Относительно небольшие вертикальные rрадиенты наблю

даются в поверхностной структурной зоне, очень малые
 в про..
.межуточных водах и rомотермия
 в rлубинных массах. Обра

зование этоrо типа, как и в субтропиках, связано с выносом
вод тропическоrо происхождения, интенсивно охлаждающихся
в области отрицательноrо бюджета тепла и вызывающих KOH

векцию. При слабой стратификации вод изотермия получает
большое развитие у североатлантическоrо подтипа, доходя до
придонноrо слоя, а у южнотихоокеанскоrо
 до промежуточ

Horo экстремума солености. В каждом подтипе выделены по
две разновидности: северная и южная (тоrда как у солености

западная и восточная).


f






.,


..


\-


.



,


t










231




Субnолярный тип (СБП) также слабо стр.атифицирован.
После сравнительно небольшоrо проrрева поверхностных вод
условия становятся близкими к rомотермии. Вполне eCTeCTBeH

но, что в осенне-зимнее время почти по всей толще вод
 от
поверхности ДО дна океана
 устанавливается довольно OДHO

родная температура. Вместе с тем конвекция не распростра

няется на сколько
нибудь значительную rлубину из
за сильно

ro опреснения поверхностных вод. В Антарктике этот подтип
(СБАн) прослеживается в пределах сравнительно узкой поло

сы в Атлантическом и Индийском океанах, тоrда как в тех
же широтах Тихоrо океана формируется весьма близкая по'
характеру южнотихоокеанская стратификация. Субантарктиче

ский подтип (СБАр) отмечается только в Тихом океане. В AT

лантике он почти не выражен.
Полярный тип (П) при относительно слабой стратифициро

/ ванности имеет четко выраженные промежуточный максимум
и подповерхностный минимум (создающийся в теплое время
rода как остаточный слой зимнеrо охлаждения и размываю

щийся в холодное полуrодие). Этот тип _ занимает довольно
обширную акваторию в Антарктике, Северном Ледовитом OKea

не (исключая почти полностью Норвежское и rренландское
моря и юrо
запад Баренцева моря), а также северо
западные
части Атлантическоrо и Тихоrо океанов.
Здесь представилось возможным дать лишь самое общее
представление о типах термоrалинной стратификации. Не yдa

лось использовать статистические характеристики типов, под

типов и их разновидностей. Анализ этих материалов требует
значительноrо места и потому является предметом самостоя-
тельной моноrрафии.


1











.,
.


,




f.1JaBa Х




=


ОСНОВЫ ОБМЕНА ЭНЕРfИИ И ВЕЩЕСТВ
В МИРОВОМ ОКЕАНЕ


1


Заключительная rлава посвящена балансу вод, тепла, солей
во всем Мировом океане в суммарном ero выражении и в
удельных величинах (позволяющих сопоставить интенсивность
обмена в отдельных океанах). Эти исследования в большой
мере связаны с определениями переноса вод. Об энерrетике
Мировоrо океана удалось получить представления по кинети

ческой энерrии циркуляции вод, являющейся важнейшей co

ставляющей обмена энерrии в океаносфере; кроме Toro, pac

сматривается баланс тепла. Баланс солей позволяет судить об
общем обмене растворенных веществ. В конце rлавы приво-
дятся сведения об обмене pacTBopeHHoro кислорода и фосфа-
тов.


232




,
i


'",


Х. 1. Перенос вод и водный баланс






Оценки переноса вод представилось
для океанов в целом, по отдельным
зонам. Водный баланс определен для
Bcero Мировоrо оке,!на.


возможным сделать
слоям и структурным
отдельных океанов и


-


.


Оценка интенсивности переноса вод в океанах
По этому вопросу сведения весьма немноrочисленны. Расчеты
по непосредственным измерениям течений крайне оrраниченны.
Судя по косвенным данным, интенсивность обмена вод в OKea

не велика. На это прежде Bcero указывает высокое содержа-
ние кислорода от поверхности до дна океана, обеспечивающее
активное развитие окислительных процессов. Кислорода в OKea

носфере достаточно для Toro, чтобы обеспечить жизнедеятель-
ность орrанизмов до самых больших rлубин и переработать,
всю оrромную массу орrаники. Падение содержания кисло-
рода в промежуточных водах (на rлубинах преимущественн()
от 600
800 до 1400
1600 м) до ,минимальных концентраций
(близких к нулевым) определяется не слабым переносом BOД

а особенностям'и обмена веществ,
Проведенные исследования построены на средних rодовых
скоростях переноса вод, полученных по каждому океану (табл.
VI.2). По ним определены средние удельные и суммарные Be

личины переноса вод между отдельными «стандартными rори-
зонтами» в нарастающем итоrе по всей вертикали
 от поверх-
ности до rлубины 5000 м, а также в структурных зонах. Рабо-
та выполнялась совместно с Л. И. rалеркиным, Е. И. Шульма

ном, Т. И. Кузьминой.
Полученные удельные величины переноса очень близки к
средней скорости течений (табл. X.l). Так, в поверхностном дe

сятиметровом слое интенсивность переноса вод меняется при

близительно от 10 см. c
l (в Атлантическом и Тихом океанах)
до 16 см. c
l (в Индийском), составляя по Мировому океану в'
целом 11,5 CM.c
l. К нижней rранице поверхностных вод (на-,
rлубине около 200 м) интенсивность переноса понижается в.
2 раза. С дальнейшим ростом rлубины 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. c
l С максимальным значением в Индийском океане-
(4,3 CM'C
l) и минимальным в Атлантике (2,7 CM'C
l).
Суммарный удельный перенос определялся в слое от по

верхности до каждой данной rлубины (в нарастающем итоrе)
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 (cor ласно скоростям те-
чений) он оказывается в ИндиШ:ком океане, достиrая
213 M3.c
1. Почти в 1,5 раза меньше суммарный перенос во
233


r


->








всей толще вод Атлантическоrо океана
 133 мЗ..с
l. Для Ми-
pOBorQ 'океана эта величина составила 160 м З , C
l.
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 rлубинной и придон-
ной' зонах. В Индийском океане интенсивность переноса в
1,5 раза превышает величину ее в Атлантике.
При определении cYMMapHoro переноса вод в структурных
зонах использовались объемы, которые рассч'итаны по мор-
фометрическим данным, относящимся к rрадациям rлубин, 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, тоrда как нижняя rраница в
среднем по Мировому океану близка к 1500
1600 м. Несколь-
ко повышен и перенос rлубинных вод, так как нижняя их
rраница в Мировом океане близка к 3800 м, тоrда 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 зонэ.х, полу

ченные величины дают весьма наrлядное 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 rлубинные воды з-анимают второе место
 33

36%; большая величина пере носа определяется rлавным обра-
зом развитием rлубинной зоны по вертикали (ТОЛIЦиной около
2000 м). Несмотря на малую скорость движения придонных
БОД, 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 Миро'вом
океане весьма интересно попытаться оценить влияние, оказы-
ваемое атмосферой. В процессе взаимодействия обеих сред бо

лее подвижная воздушная оБОЛО,чка передает импульс (и, сле-
довательно, энерrию) поцерхностным водам посредством BeT

pOBoro трени,Я. Продолжительность ,перестройки океанических
масс можно выявить по отношению импульса потока поверх-
ностных вод к среднему потоку импульса, передаваемоrо aT

мосферой океану. Первый из них получен. по средней скорости
переноса вод (табл. Х.l). При ЭТОJd ветер считался неИ8менным
и однородным по всему Мировому океану 130 времени как
по величине, так и по направлению. По оценке А. С. Монина
и Ю. А. Шишкова (1979), средняя скорость атмосферных ДВИ

234


J
I
1


j


t




....




,
r
f


Таблица Х.l
Оценки средней скорости (V) и cYMMapHoro переноса в слое
от поверхности до данноrо rОРИЗ0нта (Q) по отдельным океанам
(1\-1
 МировоЙ" А
 Атлантический, И
 Индийский, Т
 ТихиЙ,)


,


rлубина,
м


v: cм.c
l


......
Q, м3, c
l


м


А И


т


м l' А I и I т


.


О
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 6,4 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
1200 4,6 3,6 6,2 4,4 55 43 74 . 54
1500 4,4 3,4 5,9 4,1 65 52 88 62
2000 4,1 3,1 5,5 3,8 81 62 110 77
2500 3,8 3,0 5,Z 3,6 96 74 130, 90
3000 3,6 2,8 4,9 3,4 109 86 148 102
3560 3,5 2,8 4,7 3,3 122 97 164 114
4000 3,4 2,7 4,5 3,1 134- 120 181 126
4500 3,3 2,7 4,4 3,0 147 122 197 137
5000 3,2 2,7 4,3 3..0 160 133 213 149






."










жений (и 00) определена в 17 м. C
I. Не учитывалось YMeHЬ

mение импульса потока от атмосферы к океану за счет пере

стройки поля поверхностных течений. Импульс потока через

диничную площадь (т. е. танrенци'альное напряжение BeTpa

вычислялся" по формуле


:.


l' == РВО ЗД . С 10 ' и\о, (1)
rде U 10
 средняя скорость ветра на расстоянии 10 м от по

верхности воды (соответствующей высоте палубы судна);
I CI0
 10
3
 эмпирический козффициент. Для оценки средней
скорости ветра на высоте 10 м использовано лоrарифмическое
приближение поrраничноrо слоя; за характерную для океана
толщину поrраничноrо слоя атмосферы принято Z == 100 м и на
, верхней ero rранице U 1О == U оо . Таким образом,
z

и 10 ==Uoo/ln
 o
 7,4м,с 1.
. 1
Оценка импульса потока приближенно TaKOBa
 't'
5.10
2H/M2,
а для потока импульса (П) через всю поверхность Мировоrо
океана (SMO) получено:
П== 't. SMO
 18.1012 Н.


(2)


235